Wyjątkowe Zdarzenia Przyrodnicze Na Dolnym Śląsku I Ich Skutki

ISBN 978- 83- 62673- 00- 1

Wyj¹tkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Œl¹sku i ich skutki NA DOLNYMŒL¥SKUIICHSKUTKI WYJ¥TKOWE ZDARZENIAPRZYRODNICZE pod redakcj¹PIOTRAMIGONIA Rozpr awy Nau kowe I nstyt utu Ge ograf Wroc³aw 2010 ii iRoz woju R egion alneg o Uniw ersyt etu Wro c³aws kiego 14

Rozprawy Naukowe Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wrocławskiego 14

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

pod redakcją Piotra Migonia

Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wrocławskiego Wrocław 2010

Rozprawy Naukowe Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wrocławskiego 14

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Autorzy:

Marek Błaś Zakład Klimatologii i Ochrony Atmosfery, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski Stanisław Grykień Zakład Analiz Regionalnych i Lokalnych, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski Marek Kasprzak Zakład Geomorfologii, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski Piotr Migoń (red.) Zakład Geomorfologii, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski Tomasz Niedzielski Zakład Geomorfologii, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski Krzysztof Parzóch Zakład Geomorfologii, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski Mieczysław Sobik Zakład Klimatologii i Ochrony Atmosfery, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski Stanisław Staśko Zakład Hydrogeologii Podstawowej, Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wrocławski Robert Szmytkie Zakład Analiz Regionalnych i Lokalnych, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski Robert Tarka Zakład Hydrogeologii Podstawowej, Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wrocławski

Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wrocławskiego Wrocław 2010

Rozprawy Naukowe Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego 14

Redaktor serii Zdzisław Jary

Redaktor techniczny Marek Kasprzak

Recenzenci tomu Artur Magnuszewski Zbigniew Zwolioski Elwira Żmudzka

Skład komputerowy Marek Kasprzak

Projekt graficzny okładki Waldemar Spallek, Marek Kasprzak

Zdjęcie na okładce: Rzeka Mała Kamienna w Górzyocu podczas wezbrania 7 VIII 2006 r. autor Marek Kasprzak

Publikacja finansowana ze środków na działalnośd statutową Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wrocławskiego

Zalecane cytowanie Migoo P. (red.), 2010. Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki. Rozprawy Naukowe Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego 14, Uniwersytet Wrocławski, Wrocław.

ISBN 978−83−62673−00−1

Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego Plac Uniwersytecki 1, 50-137 Wrocław

Druk i oprawa I-BiS s.c., ul. Lelewela 4, 53-505 Wrocław

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Spis treści:

1. WSTĘP P. Migoo ...... 9 2. DORZECZE GÓRNEJ ODRY – ŚRODOWISKO FIZYCZNOGEOGRAFICZNE P. Migoo, M. Sobik, M. Kasprzak ...... 13

2.1. POŁOŻENIE I ZASIĘG OPRACOWANIA ...... 13 2.2. PODZIAŁ FIZYCZNOGEOGRAFICZNY ...... 16 2.3. GŁÓWNE CECHY RZEŹBY I KRAJOBRAZU SUDETÓW ...... 18 2.4. GŁÓWNE CECHY RZEŹBY I KRAJOBRAZU OBSZARU PRZEDSUDECKIEGO ...... 20 2.5. GŁÓWNE CECHY KLIMATU DORZECZA GÓRNEJ ODRY ...... 21 2.5.1. Warunki napływu powietrza ...... 22 2.5.2. Warunki termiczne ...... 23 2.5.3. Opady atmosferyczne ...... 25 2.5.4. Regionalizacja klimatyczna dorzecza górnej Odry ...... 26 2.6. SIED RZECZNA ...... 26 2.7. UŻYTKOWANIE GRUNTÓW ...... 28 3. WYJĄTKOWE ZDARZENIA METEOROLOGICZNE M. Sobik, M. Błaś ...... 35

3.1. KLASYFIKACJA, KRYTERIA I MIARY METEOROLOGICZNYCH ZJAWISK EKSTREMALNYCH ...... 35 3.2. EKSTREMALNE OPADY ATMOSFERYCZNE ...... 37 3.2.1. Opady wywołane przez konwergencję ...... 41 3.2.2. Opady wywołane przez konwekcję ...... 51 3.3. EKSTREMALNE ZJAWISKA TERMICZNE ...... 57 3.3.1. Skrajne wahania temperatury ...... 57 3.3.2. Mrozy i upały ...... 59 3.4. WIATR ...... 61 3.4.1. Zdarzenia wiatrowe o zasięgu wielkoskalowym ...... 61 3.4.2. Zdarzenia wiatrowe o zasięgu lokalnym ...... 63 3.4.2.1. Efekty orograficzne ...... 63 3.4.2.2. Zjawiska wywołane przez silną konwekcję ...... 65 4. WEZBRANIA I POWODZIE NA RZEKACH DOLNEGO ŚLĄSKA M. Kasprzak ...... 81

4.1. WEZBRANIA, POWODZIE, ZDARZENIA EKSTREMALNE I KATASTROFALNE – DEFINICJE ...... 81 4.2. ŹRÓDŁA INFORMACJI NA TEMAT WEZBRAO I POWODZI ...... 82 4.2.1. Opracowania materiałów historycznych i oryginalne prace sprzed 1945 r...... 82 4.2.2. Dane ze stacji pomiarowych ...... 84 4.2.3. Prace dotyczące współczesnych powodzi ...... 86 4.3. SIED RZECZNA NA DOLNYM ŚLĄSKU – OGÓLNA CHARAKTERYSTYKA ...... 87 4.3.1. Rzeki nizinne ...... 89 4.3.2. Rzeki podgórskie ...... 92 4.3.3. Rzeki górskie...... 92 4.4. PODZIAŁ RZEK DORZECZA ODRY WEDŁUG ZALECEO RAMOWEJ DYREKTYWY WODNEJ ...... 95 4.5. TYPY POWODZI ...... 96 4.5.1. Powodzie nizinne a powodzie górskie ...... 96 4.5.2. Powodzie z deszczów rozlewnych ...... 99 4.5.3. Powodzie z deszczów nawalnych ...... 99

[5]

Spis treści

4.5.4. Powodzie roztopowe ...... 100 4.5.5. Powodzie z zatorów lodowych lub śryżowych ...... 100 4.5.6. Powodzie po suszy ...... 100 4.5.7. Burzowe podtopienia terenów zurbanizowanych...... 101 4.5.8. Powodzie w wyniku katastrof budowli piętrzących ...... 101 4.6. OCHRONA PRZECIWPOWODZIOWA WOJEWÓDZTWA DOLNOŚLĄSKIEGO ...... 103 4.7. WYJĄTKOWE ZDARZENIA HYDROLOGICZNE Z PRZESZŁOŚCI ...... 105 4.8. ZMIENNOŚD EKSTREMALNYCH WEZBRAO RZECZNYCH W CZASIE ...... 119 4.9. CHARAKTERYSTYKA WYBRANYCH ZDARZEO POWODZIOWYCH ...... 124 4.9.1. Powódź 1854 r...... 124 4.9.2. Powódź 1897 r...... 124 4.9.3. Powódź 1903 r...... 126 4.9.4. Powódź 1938 r...... 126 4.9.5. Powodzie 1997 i 1998 r...... 126 4.9.6. Powódź 2006 r...... 128 4.10. SPOJRZENIE W PRZYSZŁOŚD ...... 129 5. GEOMORFOLOGICZNE I EKOLOGICZNE SKUTKI WEZBRAO M. Kasprzak ...... 141

5.1. PROBLEMY POJĘD I DEFINICJI Z ZAKRESU GEOMORFOLOGII FLUWIALNEJ ...... 141 5.1.1. Zjawiska hydrologiczne a zjawiska geomorfologiczne ...... 141 5.1.2. Praca rzeki w warunkach wezbrania ...... 143 5.1.2.1. Erozja ...... 144 5.1.2.2. Transport ...... 145 5.1.2.3. Depozycja, akumulacja, sedymentacja ...... 146 5.1.3. Formy rzeźby fluwialnej ...... 147 5.1.3.1. Formy korytowe ...... 148 5.1.3.2. Formy pozakorytowe ...... 150 5.1.3.3. Przekształcenia morfologiczne wałów przeciwpowodziowych ...... 150 5.2. GEOMORFOLOGIA FLUWIALNA W LITERATURZE DOTYCZĄCEJ DOLNEGO ŚLĄSKA ...... 151 5.3. GEOMORFOLOGICZNE SKUTKI WEZBRAO NA RZEKACH NIZINNYCH DOLNEGO ŚLĄSKA ...... 152 5.3.1. Główne cechy systemu fluwialnego ...... 152 5.3.2. Charakterystyczny przebieg procesów hydrologicznych i geomorfologicznych ...... 154 5.3.3. Skala i częstośd zjawisk ...... 156 5.3.4. Zmiany środowiska i zagrożenia dla człowieka ...... 156 5.4. GEOMORFOLOGICZNE SKUTKI WEZBRAO NA RZEKACH PRZEDGÓRZA SUDECKIEGO ...... 157 5.4.1. Główne cechy systemu fluwialnego ...... 157 5.4.2. Charakterystyczny przebieg procesów hydrologicznych i geomorfologicznych ...... 158 5.4.3. Skala i częstośd zjawisk, stopieo zagrożenia dla człowieka ...... 161 5.5. GEOMORFOLOGICZNE SKUTKI WEZBRAO NA RZEKACH SUDETÓW ...... 161 5.5.1. Główne cechy systemu fluwialnego ...... 161 5.5.2. Charakterystyczny przebieg procesów hydrologicznych i geomorfologicznych ...... 162 5.5.3. Antropogeniczne pułapki sedymentacyjne ...... 170 5.5.4. Skala i częstośd zjawisk, zagrożenia dla człowieka ...... 173 5.5.5. Geomorfologiczne skutki wezbrania małych cieków górskich na przykładzie potoku Skałka w Karkonoszach ...... 174 5.5.6. Geomorfologiczne skutki wezbrania głównych cieków Sudetów na przykładzie Kwisy w Górach Izerskich i Kotlinie Mirskiej ...... 179 5.6. EKOLOGICZNE SKUTKI WEZBRAO NA RÓWNI ZALEWOWEJ ...... 188 5.6.1. Wody gruntowe ...... 188 5.6.2. Przyroda ożywiona ...... 189

[6]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

5.6.3. Kontaminacja gleb ...... 189 6. ZDARZENIA EKSTREMALNE W SYSTEMIE STOKOWYM – GRAWITACYJNE RUCHY MASOWE I EROZJA GLEB K. Parzóch, P. Migoo ...... 205

6.1. WPROWADZENIE ...... 205 6.2. SPŁYWY GRUZOWE I ZJAWISKA POKREWNE W KARKONOSZACH ...... 206 6.2.1. Spływ gruzowy w Białym Jarze (lipiec 1997 r.) ...... 214 6.2.2. Spływ gruzowy w Wielkim Kotle Śnieżnym (sierpieo 2006 r.) ...... 215 6.3. RUCHY MASOWE W POZOSTAŁYCH CZĘŚCIACH POLSKICH SUDETÓW ...... 218 6.3.1. Osuwisko w Bardzie ...... 220 6.4. EPIZODY ZNACZNEJ EROZJI NA STOKACH ZALESIONYCH ...... 222 6.5. EPIZODY ZNACZNEJ EROZJI NA STOKACH UŻYTKOWANYCH ROLNICZO ...... 226 6.5.1. Studium przypadku – skutki ulewy z 12 maja 1990 r. w okolicach Henrykowa ...... 230 6.6. OCENA ZAGROŻEO I RYZYKA ...... 233 7. WAHANIA ZWIERCIADŁA WÓD PODZIEMNYCH JAKO ODZWIERCIEDLENIE EKSTREMALNYCH SYTUACJI POGODOWYCH R. Tarka, S. Staśko ...... 241

7.1. OGÓLNE TENDENCJE OBSERWOWANE W LATACH 1985–2005 ...... 241 7.2. MATERIAŁ BADAWCZY DLA OKREŚLENIA SUSZY HYDROGEOLOGICZNEJ W SUDETACH ...... 244 7.3. STANY EKSTREMALNE WYSOKIE ...... 246 7.4. NIŻÓWKA HYDROGEOLOGICZNA ...... 249 7.5. PODSUMOWANIE I WNIOSKI ...... 254 8. PROGNOZA WEZBRAO NA RZEKACH POŁUDNIOWO-ZACHODNIEJ POLSKI W ŚWIETLE MODELOWANIA EMPIRYCZNEGO T. Niedzielski ...... 257

8.1. WSTĘP ...... 257 8.2. OBSZAR BADAO I DANE ...... 259 8.3. METODY ...... 261 8.4. WYNIKI ...... 262 8.5. WNIOSKI ...... 266 9. PROGNOZOWANIE GEOMORFOLOGICZNYCH SKUTKÓW WEZBRAO I POWODZI M. Kasprzak, P. Migoo ...... 269

9.1. GEOMORFOLOGICZNE SKUTKI POWODZI – PODSTAWOWE POJĘCIA ...... 269 9.2. PROGNOZOWANIE ZJAWISK – INFORMACJE Z PRZESZŁOŚCI ...... 272 9.3. ŹRÓDŁA DANYCH O POWODZIACH NA DOLNYM ŚLĄSKU ...... 272 9.3.1. Analiza map ...... 272 9.3.2. Analiza zdjęd lotniczych i satelitarnych ...... 273 9.3.3. Analiza numerycznego modelu wysokościowego ...... 274 9.3.4. Modelowanie zjawisk hydrologicznych i geomorfologicznych ...... 275 9.3.5. Prace terenowe ...... 277 9.3.6. Geomorfologiczne kartowanie terenowe ...... 277 9.3.7. Botaniczne kartowanie terenowe ...... 278 9.3.8. Bazy danych ...... 280 9.4. TYPOWE SCENARIUSZE PRZEKSZTAŁCEO RZEŹBY PODCZAS KATASTROFALNYCH ZDARZEO FLUWIALNYCH...... 280 9.5. MAPY RYZYKA POTENCJALNYCH PRZEKSZTAŁCEO RZEŹBY DOLINNEJ ...... 282 9.6. ZAPOBIEGANIE NEGATYWNYM SKUTKOM GEOMORFOLOGICZNYM WEZBRAO A RACHUNEK EKONOMICZNY ...... 284 10. SPOŁECZNY I EKONOMICZNY WYMIAR POWODZI W 1997 R. NA PRZYKŁADZIE WROCŁAWIA I OPOLA S. Grykieo, R. Szmytkie ...... 291

[7]

Spis treści

10.1. WPROWADZENIE...... 291 10.2. EKONOMICZNE SKUTKI POWODZI ...... 291 10.3. POWÓDŹ WE WROCŁAWIU W LIPCU 1997 R...... 293 10.3.1. Powódź we Wrocławiu – bilans strat oraz zewnętrzna pomoc finansowa ...... 294 10.3.2. Wpływ powodzi na rolnictwo we Wrocławiu ...... 295 10.3.3. Społeczny wymiar powodzi na podstawie badao przeprowadzonych wśród mieszkaoców Wrocławia ...... 297 10.4. POWÓDŹ W OPOLU W LIPCU 1997 R...... 304 10.4.1. Powódź w Opolu – bilans strat ...... 305 10.4.2. Społeczny wymiar powodzi na podstawie badao przeprowadzonych wśród mieszkaoców Opola ...... 305 10.5. WNIOSKI ...... 310 SPIS ILUSTRACJI: ...... 313 SPIS TABEL: ...... 319

[8]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

1. Wstęp

Piotr Migoo

Dorzecze górnej Odry w granicach trwałych posuch. Wywoływane przez opady Polski jest obszarem, w którym z różną czę- wezbrania na górskich dopływach Odry są stotliwością pojawiają się wyjątkowe zdarze- częste, aczkolwiek występują rzadziej niż w nia przyrodnicze natury meteorologicznej, Karpatach. Rzeki części nizinnej wzbierają hydrologicznej i geomorfologicznej. Część głównie w okresie wiosennym, wskutek z nich występuje w wysoko położonych par- szybkiego i równoczesnego zaniku pokrywy tiach Sudetów i ma ograniczony zasięg, śnieżnej na dużych obszarach. Do zdarzeń przez co niosą one ze sobą niewielkie lub wyjątkowych w systemie geomorfologicz- wręcz znikome zagrożenia dla ludzi. Inne nym zaliczamy przede wszystkim ruchy ma- dotykają terenów gęsto zaludnionych i inten- sowe (spływy gruzowe, rzadziej osuwiska), sywnie zagospodarowywanych, pociągając epizody katastrofalnej erozji gleb oraz zna- za sobą wymierne straty ekonomiczne, czące przemodelowanie rzeźby den dolin- a w skrajnych przypadkach także ofiary nych podczas wezbrań. Jeszcze inną katego- w ludziach. Różna jest też skala przestrzenna rią zdarzeń wyjątkowych są lawiny śnieżne, oddziaływania zdarzeń wyjątkowych. Nie- znane z Karkonoszy, ale sporadycznie odno- które dotyczą pojedynczych stoków górskich towywane także w innych pasmach górskich lub dolin, inne – zwłaszcza wielkie wezbra- Sudetów. nia – pozostawiają swoje piętno na rozle- Zdarzenia wyjątkowe w systemie przy- głych obszarach, a kataklizm „wędruje” rodniczym Sudetów i ich przedpola były od w dół dorzecza, na znaczną odległość od dawna przedmiotem zainteresowania, zarów- miejsca, które można uznać za jego obszar no kronikarzy i dziejopisów, jak i przedsta- źródłowy. wicieli świata nauki. Najwcześniejsze opisy Katalog zdarzeń wyjątkowych (eks- katastrofalnych powodzi pochodzą już tremalnych) jest szeroki i obejmuje różne z XV w., podobnie od późnego średniowie- składowe środowiska. Do wyjątkowych zda- cza odnotowywano szczególne zdarzenia rzeń meteorologicznych należą między in- atmosferyczne: susze, ostre zimy, bardzo nymi opady o znacznej intensywności (opady intensywne opady, trąby powietrzne i inne. nawalne) i wydajności trwającej przez dłuż- W czasach bliższych współczesności impul- szy czas (opady rozlewne), których konse- sem do zwrócenia baczniejszej uwagi na kwencją są wyjątkowe zdarzenia hydrolo- swoiste zaburzenia w systemie przyrodni- giczne, a w pewnych okolicznościach także czym była seria wielkich wezbrań o katastro- geomorfologiczne. Dorzecze górnej Odry falnych skutkach, które dotknęły Sudety jest także znane z występowania gwałtow- Zachodnie, między innymi w latach 1882, nych ociepleń i szybkiego zaniku pokrywy 1897 i 1926. Ich skutkiem była realizacja śnieżnej w okresie zimowym, spowodowa- dużego programu działań profilaktycznych, nych efektem fenowym. W ciepłej porze obejmującego budowę licznych zbiorników roku konsekwencją silnych wiatrów są wia- zaporowych na rzekach sudeckich oraz zale- trołomy i wiatrowały. W historii odnotowy- sienie stoków górskich, ogołoconych z natu- wano także przypadki katastrofalnych trąb ralnych zbiorowisk leśnych wskutek wielo- powietrznych i szkwałów, gradobić i długo- wiekowej eksploatacji lasów na cele gospo-

[9]

Wstęp – P. Migoo

darcze. Opisy wydarzeń z przeszłości, nazy- bierają innego wymiaru – stają się przypad- wanych także klęskami żywiołowymi, można kami modelowymi, na podstawie których są znaleźć w kilku polskich publikacjach wyda- prognozowane przebiegi podobnych zdarzeń nych po 1945 r., w których w ujęciu kroni- w nieodległej przyszłości i poszukiwane karskim przypomniano historię zmagań ludzi metody przeciwdziałania i łagodzenia skut- z przyrodą (Girguś, Strupczewski 1965, ków. W ten nurt badań wyjątkowych zdarzeń Margas, Szymczak 1965, Szczegielniak przyrodniczych wpisuje się niniejsza mono- 1979, Inglot 1986, Czerwiński 1991). grafia, poświęcona obszarowi południowo- Choć w drugiej połowie XX w. spora- zachodniej Polski, w szczególności Sudetom. dycznie odnotowywano znaczniejsze powo- W poszczególnych rozdziałach zostały za- dzie (np. w lecie 1977 r.), niszczące lawiny prezentowane, zarówno w sposób ogólny śnieżne (np. w Białym Jarze w Karkonoszach i zgeneralizowany, jak i przez przedstawienie w 1968 r.), czy też huraganowe wiatry (np. przypadków szczegółowych, wybrane zda- w Karkonoszach w listopadzie 1966 r.), to rzenia wyjątkowe odnotowane na Dolnym okres ten był jednak w swoisty sposób ła- Śląsku natury meteorologicznej, hydrolo- skawy dla ludzi i klęski żywiołowe w zasa- gicznej i geomorfologicznej. Problematyce dzie omijały Dolny Śląsk. Odzwierciedle- zdarzeń pogodowych, z reguły wywołują- niem tej stabilności warunków przyrodni- cych perturbacje w dalszych składowych czych było marginalizowanie zdarzeń wyjąt- systemu przyrodniczego, jest poświęcony kowych w ogólnogeograficznych opracowa- rozdział trzeci, autorstwa Mieczysława Sobi- niach dotyczących regionu (Walczak 1968, ka i Marka Błasia. Problematykę wezbrań 1970). Percepcja (nie)przewidywalności i powodzi w aspekcie przyrodniczym przed- środowiska uległa zasadniczej zmianie stawia w rozdziałach czwartym i piątym w roku 1997 r., gdy wyjątkowo intensywne Marek Kasprzak, natomiast „katastrofy” opady we wschodniej części Sudetów spo- geomorfologiczne omawiają Krzysztof Pa- wodowały wielkie wezbrania na większości rzóch i Piotr Migoń w rozdziale szóstym. rzek regionu i powódź, która przeszła do Zagadnienia hydrologiczne są przedmiotem historii jako „powódź tysiąclecia” (Dubicki rozważań w rozdziale siódmym, traktującym i in. 1999). Doczekała się ona wielu opisów o wahaniach zwierciadła wód podziemnych i analiz, zarówno w odniesieniu do pojedyn- (Stanisław Staśko, Robert Tarka) i w roz- czych dolin w Sudetach, jak i całego regionu, dziale ósmym dotyczącym prognozowania nie tylko zresztą z przyrodniczego punktu przebiegu fali wezbraniowej (Tomasz Nie- widzenia. dzielski). Problematyka prognostyczna, tym Obecnie problematyka zdarzeń wyjąt- razem w kontekście geomorfologicznym, kowych w systemach przyrodniczych, okre- pojawia się także w rozdziale dziewiątym ślanych także mianem ekstremalnych, stoi w (Marek Kasprzak, Piotr Migoń), a monogra- centrum zainteresowania nie tylko przyrod- fię kończy opracowanie Stanisława Grykie- ników, ale i ekonomistów oraz polityków. nia i Roberta Szmytkie poświęcone ekono- Coraz częściej zagadnienia te są rozważane micznemu wymiarowi klęsk żywiołowych na w krajach i obszarach, zwykle nie kojarzo- przykładzie powodzi z 1997 r. w Opolu i we nych z klęskami żywiołowymi. Ta zmiana Wrocławiu. Dramatyczne wydarzenia w do- podejścia w znacznej mierze wynika z kre- linie Odry z maja i czerwca 2010 r. oraz ślonych scenariuszy globalnych zmian śro- w okolicy Bogatyni w sierpniu 2010 r. poka- dowiska, w ramach których jest przewidy- zują, że powyższa problematyka niestety nie wane znaczne „rozregulowanie” klimatu traci na aktualności. Ziemi, z jego dalekosiężnymi skutkami. Po- Niniejsza monografia jest podsumo- jedyncze zdarzenia z przeszłości, dotąd trak- waniem kilkuletnich badań nad zdarzeniami towane jako przyrodnicze osobliwości, na- ekstremalnymi w dorzeczu górnej Odry,

[10]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

prowadzonych w ramach ogólnopolskiego zadanie 5.2. Prawidłowości przebiegu eks- projektu badawczego o numerze PBZ-KBN- tremalnych zdarzeń meteorologicznych 086/P04/2003, kierowanego przez prof. dr i hydrologicznych w dorzeczu górnej Odry. hab. Jacka Janię z Uniwersytetu Śląskiego,

Literatura:

Czerwioski J., 1991. Powodzie w rejonie Karkonoszy od XV w. do czasów współczesnych. Acta Universi- tatis Wratislaviensis 1237. Prace Instytutu Geograficznego A6, 85–104. Dubicki A., Słota H., Zielioski J., 1999. Dorzecze Odry. Monografia powodzi lipiec 1997. Seria Atlasy i Monografie. IMGW, Warszawa. Girguś R., Strupczewski W., 1965. Wyjątki ze źródeł historycznych o nadzwyczajnych zjawiskach hydrologiczno-meteorologicznych na ziemiach polskich w wiekach od X do XVI. Wyd. Komunikacji i Łącz- ności, Warszawa. Inglot S., 1986. Zjawiska klimatyczno-meteorologiczne na Śląsku od XVI do połowy XIX wieku. W: Z dzie- jów wsi polskiej i rolnictwa. Ludowa Spółdzielnia Wyd., Warszawa, 95–136. Margas C., Szymczak H., 1969. Klęski żywiołowe w polskich Karkonoszach i regionie jeleniogórskim (1253–1968). Wierchy 38, 55–115. Szczegielniak C., 1979. Zjawiska hydrologiczno-meteorologiczne dorzecza Górnej Odry w świetle doku- mentów historycznych. W: Powódź na Opolszczyźnie w sierpniu 1977 r. Materiały i Studia Opol- skie 20 (37–38), 9–37. Walczak W., 1968. Sudety. Dolny Śląsk 1. PWN, Warszawa. Walczak W., 1970. Obszar przedsudecki. Dolny Śląsk 2. PWN, Warszawa.

[11]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

2. Dorzecze górnej Odry – środowisko fizycznogeograficzne

Piotr Migoo, Mieczysław Sobik, Marek Kasprzak

działu hydrograficznego w powierzchni do- 2.1. Położenie i zasięg opracowania rzecza Odry wyróżnia się zlewnie Odry gór- nej, środkowej i dolnej. Podział ten jest Odra jest drugą pod względem długo- umowny i granice między wyróżnionymi ści rzeką Polski i liczy 854 km, z czego gór- zlewniami cząstkowymi umiejscawiane są ne 112 km znajduje się w granicach Republi- w różny sposób. Najczęściej przyjmuje się, ki Czeskiej (ryc. 2.1). Z punktu widzenia po- że zlewnię górnej Odry zamyka ujście Nysy

Ryc. 2.1. Położenie obszaru opisywanego w monografii na tle rzeźby i układu sieci rzecznej południowo- zachodniej Polski

[13]

Dorzecze górnej Odry – środowisko fizycznogeograficzne – P. Migoo, M. Sobik, M. Kasprzak

Kłodzkiej powyżej Brzegu, naprzeciw wsi od równinnej na Nizinie Śląskiej po silnie Rybna (województwo opolskie). Jest to ob- pagórkowatą na Wale Trzebnickim, z kulmi- szar 13 435,82 km2. Zlewnia Odry środkowej nacjami przekraczającymi 250 m n.p.m. Sto- sięga natomiast do ujścia Warty w Kostrzy- sunki hipsometryczne w dorzeczu górnej nie (województwo lubuskie) i obejmuje Odry ilustrują ryc. 2.2 i 2.3. 54 088 km². Na potrzeby niniejszej monogra- Naturalną granicą dorzecza są działy fii przyjęto, że dorzecze górnej Odry zamyka wodne. Od południa dział wodny przebiega ujście Baryczy do Odry, znajdujące się przed w obrębie Sudetów, oddzielając należące do Głogowem (województwo dolnośląskie), na zlewiska Morza Bałtyckiego dorzecze Odry 378,1 kilometrze jej biegu, obejmując po- od dorzeczy Łaby (zlewisko Morza Północ- wierzchnię 30 416,50 km2. Biorąc jednak nego) i Dunaju (zlewisko Morza Czarnego), pod uwagę, że o specyfice dorzecza górnej zaś miejscem zetknięcia się trzech zlewisk Odry, w tym zachodzących w jego obrębie jest Trójmorski Wierch w południowej części procesów hydrologicznych, decyduje Masywu Śnieżnika. Przebieg europejskiego w znacznej mierze obecność obszaru gór- działu wodnego w Sudetach jest skompliko- skiego – Sudetów, w zakres monografii zowany, co odzwierciedla charakter tych gór, stały włączone górskie i pogórskie części będących mozaiką masywów i kotlin śród- dorzeczy ważnych lewostronnych dopływów górskich, pozbawioną jednego wyraźnego Odry – Bobru z Kwisą i Nysy Łużyckiej, grzbietu głównego. Dlatego dział wodny zamknięte od północy Wzniesieniami Żar- biegnie pewnymi odcinkami pomiędzy naj- skimi i Wzgórzami Dalkowskimi. Tak więc, wyższymi kulminacjami (np. w Karkono- dorzecze górnej Odry w tym opracowaniu szach), podczas gdy w innych przebiega odnosi się bardziej do regionu obejmującego w poprzek obniżeń śródgórskich (np. w Ro- Sudety i obszary nizinne pozostające w zawie Nysy). Dział wodny na terenie Sudetów sięgu silnego oddziaływania Sudetów, niż do nie pokrywa się z granicą państwową i spore ściśle zdelimitowanej jednostki przestrzen- części dorzecza Odry znajdują się w grani- nej, wynikającej z formalnego podziału hy- cach Republiki Czeskiej. Dotyczy to drograficznego Polski. Jest ono bliskie także w szczególności Sudetów Wschodnich, gdzie funkcjonującym w literaturze pojęciom Dol- główny dział wodny jest odsunięty od granic nego Śląska i Śląska Opolskiego (Pawlak Polski na 20–30 km ku południowi, biegnąc 1997). W poszczególnych rozdziałach mo- grzbietem Wysokiego Jesionika i pła- nografii będą pojawiać się odwołania (nie- skowyżami Niskiego Jesionika, zmierzając kiedy obszerne) do zdarzeń i procesów doku Bramie Morawskiej. W Republice Cze- kumentowanych w czeskiej części sudeckie- skiej znajdują się źródła Odry, w całości na go dorzecza Odry, ale zasadniczo dotyczy jej terenie znajdują się ważne dopływy Odry: ona terenów położonych w granicach Polski. Moravica i Opava (na krótkim odcinku jest Dorzecze górnej Odry jest bardzo rzeką graniczną), a inne rzeki mają swoje zróżnicowane pod względem fizycznogeo- górskie odcinki zlokalizowane w całości graficznym i krajobrazowym. W jego skład poza Polską (Biała Głuchołaska, Osobłoga). wchodzą obszary górskie na południu, sięga- Część czeskiej części dorzecza Odry znajduje jące 1603 m n.p.m. w Karkonoszach się w Beskidach, odwadnianych przez i 1491 m n.p.m. w Sudetach Wschodnich, Ostravicę i Olzę. Łącznie czeska część do- biegnący z północnego zachodu na połu- rzecza Odry, uwzględniając też fragmenty dniowy wschód pas pogórzy i płaskowyżów położone w Sudetach środkowych i zachod- przedgórskich oraz zajmujący większą część nich, obejmuje 10 288 km2, czyli około 9% dorzecza górnej Odry obszar nizinny na pół- całego dorzecza (Kestřánek i in. 1984). nocnym wschodzie, o zróżnicowanej rzeźbie, Od strony wschodniej dorzecze górnej Odry ogranicza dział wodny biegnący w po-

[14]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

przek Wyżyny Śląskiej, na wielu odcinkach nocnej przecina Wysoczyznę Kaliską i Wy- mało wyraźny. Jego dalszy przebieg, po pół- soczyznę Leszczyńską, należące do Niziny nocno-wschodniej stronie dorzecza, tylko Południowowielkopolskiej, osiągając dolinę częściowo nawiązuje do wyraźnych regio- Odry koło Głogowa. Na zachód od Odry nalnych form rzeźby. Początkowo biegnie on wyraźna linia rozdziału spływu wód biegnie Garbem Woźnickim, dalej rozdziela niskim, Wzgórzami Dalkowskimi i Wzniesieniami mało wyraźnym garbem Równinę Namy- Żarskimi, przerwana doliną Bobru. słowską od Wysoczyzny Wieruszowskiej, Do dorzecza górnej Odry przynależy wreszcie prowadzi osią dobrze zaznaczają- też niewielka część niemieckich Łużyc, na cych się w terenie polodowcowych Wzgórz zachód od Nysy Łużyckiej. Rzeka ta wy- Ostrzeszowskich. Na północ od nich dział kształciła jednak wybitnie asymetryczne wodny ponownie traci na wyrazistości, dorzecze, a dział wodny oddzielający od a pomiędzy zlewniami cząstkowymi Baryczy dorzecza Szprewy znajduje się na pewnych i Prosny (w dorzeczu Warty) sezonowo odcinkach w odległości zaledwie 3–4 km na funkcjonuje nawet brama w dziale wodnym. zachód od Nysy Łużyckiej. Dział wodny zlewni Baryczy od strony pół-

Ryc. 2.2. Stosunki wysokościowe w dorzeczu górnej Odry

[15]

Dorzecze górnej Odry – środowisko fizycznogeograficzne – P. Migoo, M. Sobik, M. Kasprzak

Ryc. 2.3. Spadki terenu w dorzeczu górnej Odry (skala podana w stopniach)

2.2. Podział fizycznogeograficzny nów można wydzielić ponad 50 jednostek o różnej wielkości, przy czym mezoregiony Konsekwencją znacznego zróżnicowa- sudeckie są z reguły mniejsze i cechują się nia środowiska dorzecza górnej Odry jest bardziej zindywidualizowanym środowi- wyróżnianie w jego obrębie wielu odrębnych skiem. jednostek fizycznogeograficznych o różnej Podkreślono jednak, że ten formalny randze (Walczak 1968, 1970, Kondracki podział fizycznogeograficzny – nawiązujący 1978, 1994). Według najbardziej znanego do regionalizacji w skali kontynentalnej – podziału autorstwa J. Kondrackiego (1994) posiada pewne słabości, gdy przedmiotem obszar opracowania jest położony na styku analizy jest mniejszy obszar (Migoń 2005a). dwóch wielkich jednostek w randze prowin- Przykładowo, nie wszędzie oddaje on w peł- cji: Masywu Czeskiego, obejmującego Sude- ni skalę różnic pomiędzy sąsiednimi obsza- ty oraz Niżu Środkowoeuropejskiego, rami, włączając na przykład Sudety i Przed- w ramach którego są wyróżniane dwie pod- górze Sudeckie do jednej podprowincji, prowincje – Niziny Sasko-Łużyckie i Niziny w innych miejscach natomiast nadmiernie je Środkowopolskie. Na poziomie mezoregio- podkreśla, jak w przypadku Niziny Śląskiej

[16]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

i Niziny Śląsko-Łużyckiej, zaliczanych do fizycznogeograficznych, której zadaniem jest dwóch różnych podprowincji. Granica mię- przede wszystkim podkreślenie pasowego dzy nimi została wyznaczona dość arbitralnie układu środowiska dorzecza górnej Odry. i praktycznie nie zaznacza się w krajobrazie. Podobnie uczyniono to wcześniej w odnie- Także na poziomie makro- i mezoregionów sieniu tylko do Dolnego Śląska (Migoń pewne przyporządkowania są kontrowersyj- 2005a), tu rozszerzając to podejście na Śląsk ne (Potocki 1994). Opolski. Biorąc pod uwagę te zastrzeżenia, na W dorzeczu górnej Odry można wy- potrzeby niniejszej monografii zostały przy- różnić pięć ogólnie równoległych do siebie jęty nieco inny podział i hierarchia jednostek stref (ryc. 2.4):

Ryc. 2.4. Podział fizycznogeograficzny południowo-zachodniej Polski (opracowanie własne);

Sudety: 1 – Obniżenie Żytawsko-Zgorzeleckie, 2 – Pogórze Izerskie, 3 – Góry Izerskie, 4 – Karkonosze, 5 – Kotlina Jeleniogórska, 6 – Rudawy Janowickie, 7 – Góry Kaczawskie, 8 – Pogórze Kaczawskie, 9 – Brama Lubawska (9a – Kotlina Krzeszowska), 10 – Góry Kamienne (10a – Góry Krucze), 11 – Góry Wałbrzyskie, 12 – Pogórze Wałbrzyskie, 13 – Góry Sowie, 14 – Obniżenie Noworudzkie, 15 – Ob- niżenie Ścinawki, 16 – Góry Bardzkie, 17 – Góry Stołowe, 18 – Góry Orlickie, 19 – Góry Bystrzyc- kie, 20 – Kotlina Kłodzka (20a – Rów Górnej Nysy), 21 – Masyw Śnieżnika, 22 – Góry Złote (22a – Góry Bialskie), 23 – Góry Opawskie; Przedgórze Sudeckie: 24 – Wzgórza Strzegomskie, 25 – Równina Świdnicka, 26 – Masyw Ślęży, 27 – Wzgórza Niemczaosko-Strzelioskie, 28 – Obniżenie Podsudeckie, 29 – Obniżenie Otmuchowskie, 30 – Przedgórze Paczkowskie, 31 – Przedgórze Głuchołasko-Prudnickie, 32 – Wysoczyzna Głub- czycka; Pas nizin: 33 – Bory Dolnośląskie, 34 – Równina Chojnowska, 35 – Równina Legnicka, 36 – Równina Szprotawska, 37 – Wysoczyzna Lubioska, 38 – Wysoczyzna średzka, 39 – Równina Wrocławska,

[17]

Dorzecze górnej Odry – środowisko fizycznogeograficzne – P. Migoo, M. Sobik, M. Kasprzak

40 – Równina Grodkowska, 41 – Równina Niemodlioska, 42 – Pradolina Wrocławska, 43 – Kotlina Raciborska, 44 – Wysoczyzna Rościsławicka, 45 – Równina Oleśnicka, 46 – Równina Opolska, 47 – Chełm, 48 – Próg Woźnicki; Wał Trzebnicki: 49 – Wzniesienia Żarskie, 50 – Wzgórza Dalkowskie, 51 – Obniżenie Ścinawskie, 52 – Wzgórza Trzebnickie, 53 – Wzgórza Twardogórskie, 54 – Wzgórza Ostrzeszowskie; Obniżenie Milicko-Głogowskie: 55 – Pradolina Głogowska, 56 – Kotlina żmigrodzka; 57 – Kotlina Milicka.

(1) Sudety wraz z rozbudowanymi w ich za- regionów Płaskowyżu Głubczyckiego zawie- chodniej części pogórzami, reprezentujące ra opracowanie Badory (2007). typ gór średnich i tradycyjnie dzielone na Sudety Zachodnie, Środkowe i Wschodnie, 2.3. Główne cechy rzeźby (2) Przedgórze Sudeckie, łączące cechy rzeź- i krajobrazu Sudetów by gór średnich i wyżyn i będący ich wschodnim przedłużeniem Płaskowyż Głub- 1 Sudety reprezentują typowe środko- czycki , (3) równiny Niziny Śląsko- woeuropejskie góry średnie, cechując się Łużyckiej na zachodzie i Niziny Śląskiej na umiarkowaną na ogół stromością stoków wschodzie, noszące cechy rzeźby starogla- (Migoń i in. 2009) i mieszcząc w obrębie cjalnej i przechodzące ku wschodowi w Wy- klimatyczno-roślinnego piętra leśnego (ryc. żynę Śląską. Pomiędzy Kotliną Raciborską 2.5). Tylko kilka najwyższych masywów i Równiną Opolską z Obniżeniem Małej sudeckich: Karkonosze, Wysoki Jesionik Panwi w Nizinę Śląską wnika wąski garb (Hruby Jesenik) w Czechach i Masyw Śnież- Chełma, sięgający niemal doliny Odry nika wyrastają ponad górną granicę, przebie- w okolicach Krapkowic, (4) pas wzgórz mo- gającą w Sudetach na wysokości około renowych Wału Trzebnickiego i (5) nizinne 1250–1300 m n.p.m. (Treml 2007). Wysoko- Obniżenie Milicko-Głogowskie o charakte- ści bezwzględne i względne są w Sudetach rze częściowo pradolinnym. Na poziomie bardzo zróżnicowane, przy czym zachodnia bardziej szczegółowym, w obrębie powyż- i wschodnia część Sudetów jest wyraźnie szych stref wydzielono ponad 50 jednostek. wyższa od części środkowej, gdzie tylko W dalszych częściach tego rozdziału została nieliczne pasma górskie przekraczają zawarta charakterystyka rzeźby i wybranych 1000 m n.p.m. Pogórza i dna kotlin śródgór- elementów krajobrazu w ujęciu zgeneralizo- skich są położone na wysokości 300– wanym, dla poszczególnych głównych pa- 500 m n.p.m., stąd różnice wysokości po- sów krajobrazowych. Bliższą charakterysty- między grzbietami wododziałowymi i dnami kę poszczególnych wyróżnianych mezore- kotlin wynoszą od 200–400 m w przypadku gionów znajdujących się na Dolnym Śląsku niższych masywów (Góry Kaczawskie, Góry znaleźć można w przywoływanym opraco- Wałbrzyskie, Góry Bardzkie) do 1000 m waniu z 2005 r. (Migoń 2005a), natomiast i więcej w Karkonoszach i Wysokim Jesioni- wybrane regiony Śląska Opolskiego zostały ku. Najwyższe partie Sudetów cechują się scharakteryzowane w opracowaniu Studia także najczęstszym występowaniem stoków geograficznofizyczne... (Szczepankiewicz o dużym średnim nachyleniu (ponad 15°, 1968). Szczegółową charakterystykę mikro- miejscami >30°), co sprzyja inicjacji grawitacyjnych ruchów masowych i szybkiemu generowaniu fali wezbraniowej w warunkach 1 Według podziału fizycznogeograficznego Polski intensywnych opadów. (Kondracki 1994) Płaskowyż Głubczycki jest Sudety są górami o budowie zrębowej, częścią Niziny Śląskiej, jednak charakter rzeźby i silne związki z Sudetami uzasadniają traktowa- w których wielkie formy rzeźby – masywy nie go jako przedłużenia Przedgórza Sudeckiego. górskie, elementy rzeźby schodowej oraz ko- Na genetyczny związek z Przedgórzem Sudeckim tliny i obniżenia śródgórskie – są pochodze- wskazuje także Badora (2007)

[18]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

nia tektonicznego i zawdzięczają swoje po- skiej (Sroka 1991, Migoń 1993) oraz wstanie zróżnicowanym ruchom pionowym wschodnie i zachodnie obramowanie śród- w kenozoiku, głównie młodszym (Sroka górskiego Rowu Nysy (Ranoszek 1999). 1997, Migoń 2005b, 2008). Do form tekto- Zrębowo-zapadliskowa budowa Sudetów ma nicznych należą także progi tektoniczne (sto- istotne implikacje dla zdarzeń ekstremalnych ki uskokowe), choć ich rzeźba nosi też piętno różnego typu: meteorologicznych, hydrolo- procesów egzogenicznych: erozyjnego rozci- gicznych i geomorfologicznych. Duże różni- nania i denudacyjnego spłaszczania. Do naj- ce wysokości potęgują efekty fenowe bardziej wyrazistych należą północno- i wzmacniają efekt orograficzny w kształto- wschodni próg Sudetów, nawiązujący do waniu pola opadowego. Obecność kotlin przebiegu sudeckiego uskoku brzeżnego śródgórskich sprzyja powstawaniu zastoisk (Badura i in. 2003), północny próg Gór Izer- zimnego powietrza, a złożony przestrzennie skich (Migoń i in. 2009), próg rozdzielający układ obniżeń terenu wpływa na deformację Pogórze Karkonoskie od Kotliny Jeleniogór- przepływu powietrza ponad i przez Sudety.

Ryc. 2.5. Typowe krajobrazy południowo-zachodniej Polski: (a) Karkonosze, z dobrze widoczną górną granicą lasu i subalpejskimi zaroślami kosodrzewiny powyżej, (b) strome, zalesione stoki Gór Wałbrzyskich, (c) falista rzeźba Pogórza Kaczawskiego, z pojedynczymi ostaocowymi wzniesieniami, (d) rolniczy pagórkowaty krajobraz Przedgórza Sudeckiego w okolicach Otmuchowa, (e) Stawy Przemkowskie na Równinie Szprotawskiej, (f) dolina Odry pod Wrocławiem, (g) Wzgórza Trzebnickie w okolicach Obornik Śląskich (fot. P. Migoo)

[19]

Dorzecze górnej Odry – środowisko fizycznogeograficzne – P. Migoo, M. Sobik, M. Kasprzak

Wymuszone orograficznie opady skutkują 2.4. Główne cechy rzeźby powstawaniem fali wezbraniowej na gór- i krajobrazu obszaru skich strumieniach o dużym spadku, której przedsudeckiego przemieszczaniu towarzyszy wzmożony transport rumowiska. Fala ta może ulegać Przedsudecka część dorzecza Odry dyssypacji (rozproszeniu) na przykrawę- obejmuje obszary o różnych typach rzeźby: dziowych stożkach napływowych. Strefy te przedgórskiej, z elementami krajobrazu gór stają się wówczas obszarami największych wyspowych, nizinnej o cechach staroglacjal- zmian w rzeźbie, zarówno erozyjnej jak nych oraz pagórkowatej, związanej genetycz- i akumulacyjnej natury. nie z procesami glacjalnymi w plejstocenie Na duże formy tektoniczne są nałożo- (ryc. 2.5). ne mniejsze, będące głównie odzwierciedle- Pas przedgórski o szerokości od 20 do niem różnej odporności skał podłoża na pro- 50 km rozciąga się od okolic Jawora na za- cesy niszczące (Placek 2009), ale także dłu- chodzie po dolinę Odry w okolicach Racibo- gotrwałej denudacji i zrównywania terenu rza na wschodzie i składa się z dwóch mniej- oraz selektywnego wietrzenia. Typowymi szych regionów o odmiennym typie ukształ- elementami rzeźby sudeckiej w mniejszej towania powierzchni. W części zachodniej, skali są zrównane wierzchowiny (np. Równia po dolinę Krynki i Białej Głuchołaskiej, wy- pod Śnieżką w Karkonoszach), strome stoki stępuje krajobraz typu wyspowego, z licz- i głębokie doliny rzeczne, miejscami z wodo- nymi pojedynczymi wzniesieniami i grzbie- spadami, przełomy rzeczne, liczne wzniesie- tami zbudowanymi ze skał podłoża krysta- nia twardzielcowe zbudowane ze skał odpor- licznego wyrastającymi ponad płaskie i fali- niejszych od otoczenia, głównie wulkanicz- ste równiny na luźnych utworach wieku neo- nych, oraz formy skalne. W Karkonoszach geńskiego i czwartorzędowego. Wzniesienia zachowały się formy polodowcowe z plejsto- te na ogół nie przekraczają 400 m n.p.m. cenu w postaci kotłów polodowcowych wy- i 150 m wysokości względnej; wyjątkami są pełnionych jeziorami oraz moren. Unikatowy Masyw Ślęży ze Ślężą (718 m) i Radunią w skali Polski jest krajobraz Gór Stołowych, (573 m) oraz najwyższe fragmenty Wzgórz będący jedynym w kraju przykładem gór Bielawskich u podnóża Gór Sowich, a także płytowych o schodowej rzeźbie, stromych położona w granicach Republiki Czeskiej krawędziach poszczególnych poziomów Ņulovská pahorkatina (Boņí hora, 525 m). i bogactwie form skalnych. Lokalnie w Sude- Stoki tych wzniesień są umiarkowanie na- tach rozwinęły się w wapieniach i marmu- chylone, a spadki powyżej 15°, za wyjątkiem rach zjawiska krasowe, zwłaszcza we Masywu Ślęży, należą do rzadkości. We wschodniej części Ziemi Kłodzkiej i w Gó- wschodniej części „krainy gór wyspowych” rach Kaczawskich koło Wojcieszowa. duże powierzchnie zajmują płaty lessu, które W części zachodniej Sudety za pośrednic- we wschodniej części pasa przedgórskiego, twem pogórzy stopniowo przechodzą w Ni- na Płaskowyżu Głubczyckim występują nie- zinę Śląsko-Łużycką, natomiast w części mal ciągłą pokrywą o miąższości do 10 m wschodniej graniczą z Przedgórzem Sudec- (Kida 1996, Kida, Jary 2005). Jakkolwiek na kim wzdłuż bardzo wyraźnej, prostoliniowej większości obszaru lessowego występuje krawędzi brzeżnej Sudetów o wysokości rzeźba falista z szerokimi dolinkami niec- 100–500 m. Krawędź ta o założeniach tekto- kowatymi, to miejscami (Wzgórza Strzeliń- nicznych jest jedną z najbardziej wyrazistych skie, fragmenty Płaskowyżu Głubczyckiego, granic krajobrazowych nie tylko na Dolnym także garb Chełma) obserwuje się znaczne Śląsku, ale w Polsce w ogóle. rozczłonkowanie siecią wąwozów erozyj-

nych (Jary 1991, Kida 1996). W tej części

[20]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

przedgórza izolowanych wzniesień zbudo- (np. okolice Trzebnicy), czemu sprzyja wanych ze skał podłoża krystalicznego nie obecność utworów lessowych. Spadki terenu spotyka się. w takich miejscach sięgają 12–15°, a w wą- Przedgórze jest przecięte licznymi do- wozach lokalnie znacznie więcej. linami rzek tranzytowych, biorących począ- tek w Sudetach i dążących do Odry. Na ogół są one szerokie, o rozbudowanym systemie 2.5. Główne cechy klimatu terasowym, ale miejscami występują przeło- dorzecza Górnej Odry my rzeczne w obrębie zrębów starszego pod- łoża, będące „wąskimi gardłami” dla prze- Pod względem warunków klimatycz- pływów wezbraniowych. Obecność odcin- nych dorzecze górnej Odry, chociaż silnie ków przełomowych cechuje między innymi zróżnicowane, nie odbiega w sposób istotny Bystrzycę i Nysę Kłodzką pod Kamieńcem od innych części Niżu Europejskiego i Ma- Ząbkowickim. sywu Czeskiego. Warunki te są kształtowane Ku północy pas przedgórski przecho- przez różne czynniki, które można podzielić dzi bez wyraźnej granicy w monotonny, na: astrofizyczne, geograficzne, cyrkulacyjne równinny obszar Niziny Śląskiej i Śląsko- i antropogeniczne. Łużyckiej, sporadycznie tylko urozmaicony Do czynników astrofizycznych i geo- wzgórzami pochodzenia kemowego i ostań- graficznych (poza zmianami aktywności sło- cowymi wysoczyznami morenowymi. Wy- necznej wpływającymi na klimat w skali glo- sokości bezwzględne nie przekraczają balnej) należą – pozostające w ścisłej zależ- 200 m n.p.m. Doliny rzeczne są szerokie, ności od szerokości geograficznej – kąt pa- a w konsekwencji wielowiekowej agradacji dania promieni słonecznych i długość dnia, równiny zalewowe zajmują znaczną część które decydują o potencjalnym dopływie aluwialnych den dolinnych, a granica pomię- promieniowania słonecznego do podłoża dzy dnem doliny a wysoczyzną jest często atmosfery. W ciągu roku kąt padania pro- niewyraźna (Szczepankiewicz 1989, Badura, mieni słonecznych na równoleżniku 51ºN Przybylski 2000). Koryta rzeczne zostały na podczas górowania Słońca w południe zmie- znacznej długości wyprostowane i uregulo- nia się od 16º w dniu 22 grudnia do 62º wane, natomiast w rzeźbie równiny zalewo- w dniu 22 czerwca. Długość dnia między wej powszechnie zaznaczają się dawne prze- wymienionymi datami zmienia się od 7 go- biegi koryt i starorzecza. dzin i 55 minut w grudniu do 16 godzin Nizinę Śląską i Śląsko-Łużycką ogra- i 34 minut w czerwcu. nicza od północy pas wzniesień polodowco- Pozostałe czynniki geograficzne wych Wału Trzebnickiego, ze Wzgórzami kształtujące klimat dorzecza górnej Odry to Dalkowskimi na zachodzie, Trzebnickimi położenie w obrębie Eurazji i w stosunku do w części środkowej oraz Twardogórskimi Oceanu Atlantyckiego, zróżnicowanie hipso- i Ostrzeszowskimi na wschodzie. Ich wyso- metryczne, układ rzeźby terenu oraz formy kość miejscami przekracza 250 m n.p.m. użytkowania ziemi. Omawiany obszar jest (Bełczyna we Wzgórzach Ostrzeszowskich – położony w zachodniej części kontynentu 284 m), a granica z Niziną Śląską bywa bar- Eurazji w odległości około 1000 km od wy- dzo wyraźna, na przykład bezpośrednio na brzeży Oceanu Atlantyckiego i ok. 400 km północ od Wrocławia. Wał Trzebnicki jest od brzegów Bałtyku. Dla warunków klima- zbudowany z luźnych utworów czwartorzę- tycznych zasadnicze znaczenie ma strefowy dowych, miejscami starszych, co determinuje układ głównych rysów rzeźby w Europie podatność na erozję i denudację. Niektóre Zachodniej i Środkowej, z szerokim pasem fragmenty Wału Trzebnickiego wykazują nizin na północy, ciągnących się wzdłuż duży stopień rozczłonkowania erozyjnego wybrzeży mórz Północnego i Bałtyckiego

[21]

Dorzecze górnej Odry – środowisko fizycznogeograficzne – P. Migoo, M. Sobik, M. Kasprzak

oraz z równoległym pasem wyżyn i gór na kom zielonym, ponadto rośnie powierzchnia południu. Taki układ rzeźby powoduje, że na obszarów zabudowanych i komunikacyjnych. obszar dorzecza górnej Odry, położony na Przy stopniowo zmieniającym się charakte- granicy obydwu pasów, mogą bez przeszkód rze podłoża atmosfery modyfikacji ulega przedostawać się masy powietrzne bilans cieplny (poprzez zmiany albedo z zachodu, północy i wschodu, nie tracąc i przewodnictwa cieplnego podłoża), bilans swoich cech fizycznych nabytych w obsza- wodny (zmiany ewapotranspiracji) oraz w rach źródłowych. Nieco utrudniony, ze pewnym stopniu także przepływ powietrza względu na rzeźbę terenu w Europie, jest (zmiany szorstkości podłoża atmosfery). przepływ z sektora południowego. W efekcie obserwowana jest transformacja Znaczące zróżnicowanie wysokości warunków klimatu lokalnego. Najbardziej bezwzględnej w granicach 90–1600 m n.p.m. jaskrawym przykładem odrębności klimatu powoduje wytworzenie się na części obszaru lokalnego w stosunku do warunków natural- odrębnego klimatu w układzie piętrowym, nych jest klimat miast objętych zasięgiem z wyraźną zależnością charakterystyk klima- tzw. miejskiej wyspy ciepła, występujący tycznych od wysokości. Ważnym czynni- w aglomeracjach miejsko-przemysłowych, kiem klimatotwórczym jest także rodzaj po- w tym także we Wrocławiu (Szymanowski krycia terenu, stanowiącego podłoże atmos- 2004) i w innych miastach regionu. fery – przy uwzględnieniu głównych katego- Klimat omawianego obszaru, w tym rii, takich jak grunty orne, łąki i pastwiska, także szczególnie silnie zróżnicowanych pod lasy, wody i tereny zurbanizowane – decydu- tym względem Sudetów, został obszerniej jącego o zróżnicowaniu warunków pogodo- scharakteryzowany w już istniejących prawych w skali mikroklimatycznej. cach (Schmuck 1969, Sobik 2005). Cyrkulacyjne uwarunkowania klimatu omawianego obszaru wynikają głównie z po- łożenia w zasięgu strefy cyrkulacji zachod- 2.5.1. Warunki napływu powietrza niej, opasującej w umiarkowanych szeroko- ściach geograficznych cały glob ziemski. Napływ powietrza z sektora zachod- Z tego powodu Polska – a wraz z nią dorze- niego, a więc znad oceanu, występuje z wy- cze górnej Odry – bez względu na porę roku raźnie większą częstością niż z kontynental- najczęściej znajduje się pod wpływem polarnego sektora wschodniego – stosunek mię- nych mas powietrznych pochodzenia ocea- dzy nimi wynosi 2:1. Jest to wartość średnia nicznego przemieszczających się z zachodu dla wielolecia, jednak w poszczególnych na wschód znad północnego Atlantyku latach może się zmieniać od 5:1 (np. w roku w głąb kontynentu europejskiego. Z uwagi 1991), gdy cyrkulacja była zdominowana na rzeźbę terenu i sąsiedztwo zwartych ob- przez wpływy oceaniczne, do 1:1 (np. szarów lądowych na wschodzie, częsty jest w latach 1963 i 2003), przy wyrównanej także napływ polarno-kontynentalnych mas częstości napływu powietrza znad oceanu powietrznych z tego kierunku, a w dalszej i kontynentu. kolejności powietrza arktycznego z północy, Obszar dorzecza górnej Odry jest na z obszarów poza kręgiem polarnym i powie- tyle niewielki, że znajduje się w całości trza zwrotnikowego z południa, spoza rów- w zasięgu podobnych warunków cyrkulacyj- noleżnika 40ºN. nych w skali synoptycznej, co nie oznacza Czynnik antropogeniczny przejawia jednak pełnej uniformizacji cyrkulacji atmos- się głównie w zachodzącym na dużą skalę ferycznej na tym obszarze. Występujące przekształcaniu naturalnego pokrycia terenu. w tym zakresie wewnętrzne różnice wynikają W ciągu ostatnich kilkuset lat dominujące przede wszystkim z układu głównych form niegdyś lasy ustąpiły gruntom rolnym i użyt- terenu.

[22]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Najczęściej, podobnie jak w całej Eu- w Bramie Lubawskiej i Kotlinie Kamienno- ropie Środkowej, następuje napływ powie- górskiej. trza z sektora zachodniego wywołany przez wyż baryczny nad południową Europą i niż znajdujący się na północy. W obszarze gór- 2.5.2. Warunki termiczne skim Sudetów, z uwagi na złożoną rzeźbę i duże zalesienie, występuje zwiększona Wśród czynników decydujących szorstkość podłoża powodująca skręt ruchu o zróżnicowaniu warunków termicznych powietrza w kierunku niższego ciśnienia tzn. dorzecza górnej Odry należy wymienić w lewo, co oznacza zwiększoną częstość w kolejności ich istotności: wysokość bez- wiatru z sektora południowego. Z tego po- względną, rzeźbę terenu (w tym wklęsłość wodu w całej nizinnej części dorzecza górnej i wypukłość form, ekspozycję i nachylenie Odry najczęstszym kierunkiem wiatru jest stoków, orientację i wysokość względną zachodni, natomiast w Sudetach i częściowo grzbietów), użytkowanie gruntów oraz dłu- na ich przedpolu południowy i południowo- gość i szerokość geograficzną. zachodni. Temperatura powietrza na obszarze Na omawianym obszarze, zwłaszcza dorzecza górnej Odry nawiązuje w głównej w terenie o zróżnicowanej rzeźbie, wytwo- mierze do wysokości bezwzględnej, szcze- rzył się cały szereg lokalnych cyrkulacji po- gólnie w przypadku średniej temperatury wietrza. Na wszystkich niezalesionych sto- rocznej, miesięcy ciepłej połowy roku oraz kach, w warunkach małego zachmurzenia dobowych maksimów temperatury. Dobrze i przy słabym poziomym gradiencie ciśnienia udokumentowane i opublikowane dane po- w skali synoptycznej, pojawia się cyrkulacja miarowe z dostatecznie gęstej sieci stacji wzbudzona termicznie skierowana w ciągu meteorologicznych pochodzą z wielolecia dnia w górę, a w nocy w dół stoków. W ob- 1881–1930 (Klimakunde... 1939). Zgodnie szarach górskich, w obrębie większych dolin, z nimi, średnia roczna temperatura zawiera może ona przyjmować postać wiatru dolin- się w zakresie od nieco powyżej zera na naj- nego i górskiego. Dla wklęsłych form terenu wyższych szczytach górskich (Śnieżka wewnątrz gór charakterystyczne jest tworze- 0,1ºC) do około 8,5ºC na Nizinie Śląskiej nie licznych zastoisk chłodnego powietrza w pasie od Legnicy przez Wrocław po Opo- (np. Schmuck 1953, Głowicki 1970). Po le. W najniższej części dorzecza górnej Odry zawietrznej północno-wschodniej stronie temperatura ta wynosiła około 8,0ºC. Sudetów częstym zjawiskiem jest obecność Uprzywilejowanie termiczne Niziny Śląskiej ciepłego wiatru fenowego (Kuetner 1938, względem nieco niżej położonych terenów Kwiatkowski 1975) i wiatru typu ‘bora’ doliny Odry i Kotliny Milickiej wynika prze- (Mega 2001). Fen powstaje nad wyższymi de wszystkim ze znacznej transformacji spo- pasmami górskimi i schodzi ku rozległym sobu użytkowania gruntów w stosunku do obniżeniom terenu, w omawianym regionie warunków naturalnych. Dominujący udział najwyraźniej występując w Karkonoszach gruntów ornych w tym regionie, przy istot- i Kotlinie Jeleniogórskiej oraz w Jesionkach nym znaczeniu terenów zabudowanych i na ich przedpolu, w słabszej formie także i komunikacyjnych, modyfikuje bilans ciepl- po zawietrznej stronie innych pasm górskich ny podłoża, a to przekłada się na wzrost tem- np. Gór Sowich, Izerskich, Złotych peratury. Dane z tak odległej w czasie serii i Bystrzyckich. Odpowiednikiem fenu po za- obserwacyjnej okazują się być w pełni aktu- wietrznej stronie obniżeń terenu w grzbiecie alne do oddania wewnętrznego zróżnicowa- Sudetów jest chłodna bora, która występuje nia warunków klimatycznych omawianego w rejonie Bramy Morawskiej, Przełęczy terenu, przy zastrzeżeniu niewielkiego, bo Międzyleskiej i Rowu Górnej Nysy oraz

[23]

Dorzecze górnej Odry – środowisko fizycznogeograficzne – P. Migoo, M. Sobik, M. Kasprzak

wynoszącego około 0,7 K, wzrostu tempera- około 10ºC na wysokości 1400 m n.p.m. tury do czasów współczesnych (Sobik 2005). i 8,8ºC na Śnieżce. Zgodnie z prawidłowościami opisa- Spadek temperatury z wysokością wy- nymi przez Hessa (1966), położone na po- liczony na podstawie standardowych danych równywalnej wysokości formy wypukłe wy- stacyjnych średnio w roku wynosi 0,55 K na kazują średnią roczną temperaturę do około 100 m i zmienia się od 0,39 K na 100 m 0,5 K wyższą niż na równinie, podczas gdy w styczniu do 0,63 K na 100 m w czerwcu formy wklęsłe charakteryzuje obniżenie tem- i lipcu. Z uwagi na jego największe wartości peratury o podobnej skali. W przypadku den w lecie, stratyfikacja termiczna atmosfery kotlin śródgórskich, w których często tworzą w tej porze roku osiąga najczęściej stan silnej się zastoiska chłodnego powietrza, to obni- chwiejności, co w konsekwencji wytwarza żenie może być jeszcze głębsze, sięgając potencjalne warunki do występowania inten- nawet wartości 1 K. Ponadto w skali lokalnej sywnej konwekcji i nawalnych opadów at- w stosunku do terenu płaskiego, na silnie mosferycznych. nachylonych stokach (co najmniej 10º), śred- W odmienny sposób kształtuje się nia roczna temperatura może być do 0,5 K przestrzenne zróżnicowanie temperatury wyższa przy ekspozycji południowej i odpo- maksymalnej i minimalnej skrajnych ter- wiednio do 0,5 K niższa przy ekspozycji micznie miesięcy roku. Maksima temperatu- północnej. ry powietrza kształtowane są pod wpływem Najzimniejszym miesiącem w roku solarnego ogrzewania podłoża podczas dnia, jest styczeń, tylko w najwyższych partiach gdy spadek temperatury z wysokością jest Karkonoszy i Jesionków luty jest równie najwyraźniejszy, stąd zależność maksimów chłodny, co jest przejawem tzw. nadoceani- temperatury od wysokości jest szczególnie zmu gór. Temperatura stycznia kształtuje się silna. Przeciętne miesięczne maksima tempe- od około −1,5ºC w nizinnej części obszaru ratury w lipcu podczas wielolecia 1881–1930 przez około −2ºC do −3ºC w dolnych par- kształtowały się od około 32ºC w stacjach tiach Sudetów po −7,0ºC na wysokości po- nizinnej części dorzecza górnej Odry do oko- wyżej 1500 m n.p.m. Najcieplejsze obszary ło 25ºC na wysokości 1000 m n.p.m. i 19,3ºC w styczniu to jednak nie tereny najniżej po- na Śnieżce. Z kolei minima temperatury po- łożone, a te części pasa przedgórskiego, które wietrza są kształtowane głównie pod wpły- położone są po północno wschodniej stronie wem rzeźby terenu, a dopiero w dalszej ko- Jesioników i Masywu Śnieżnika np. Głucho- lejności nawiązują do wysokości. Najwyższe łazy −0,9ºC i Otmuchów −0,8ºC. Przy prze- wartości przeciętnej minimalnej temperatury ważającej zimą cyrkulacji z południa i połu- stycznia odnotowano w pasie nizinnym, dniowego zachodu jest to strona zawietrzna, gdzie w różnych stacjach mieściła się na której występują wyraźne efekty fenowe w przedziale od −12ºC do −15ºC, wyraźnie znacznie podnoszące temperaturę powietrza. niższe wartości były charakterystyczne dla W przebiegu rocznym temperatura Sudetów, gdzie pozostawały w dość szero- powietrza jest zwykle najwyższa w lipcu, kim zakresie od −14ºC do −20ºC. Jest cha- tylko w najwyższych partiach gór – podobnie rakterystyczne, że najniższe wartości w Su- jak w przypadku sezonowego minimum – detach wystąpiły nie w górnych piętrach, występuje opóźnienie przejawiające się a w dnach kotlin śródgórskich (Jelenia Góra w zrównaniu temperatury lipca i sierpnia. −19,7ºC oraz Kłodzko −18,9ºC), podczas Temperatura lipca zmienia się od około gdy na Śnieżce było to −18,3ºC. Takie zróż- 18,0ºC–18,5ºC na Nizinie Śląskiej, przez nicowanie temperatury minimalnej wynika 16ºC–17ºC w dolnych partiach Sudetów, z częstego tworzenia się we wklęsłych for- około 14ºC na wysokości 800 m n.p.m. do mach terenu nocnej inwersji termicznej z wypromieniowania.

[24]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

2.5.3. Opady atmosferyczne (1705 mm) odnotowano po czeskiej stronie Gór Izerskich w stacji pomiarowej Bílý Po- Opady występujące w dorzeczu górnej tok U Studánký znajdującej się na wysokości Odry są w zdecydowanej większości pocho- 900 m n.p.m. w zwieńczeniu opadającej ku dzenia frontalnego bądź konwekcyjnego, WNW doliny Smědy należącej do dorzecza a na obszarze gór także orograficznego. Nysy Łużyckiej. Tak wysoka suma roczna Opady frontalne są charakterystyczne dla jest efektem wyjątkowo intensywnego w tym każdej z pór roku, jednak dominują podczas miejscu orograficznego wzbogacania opadu chłodnej połowy roku, gdy intensywność podczas napływu powietrza z sektora od SW cyrkulacji atmosferycznej wynikająca z po- do NNW. ziomych różnic ciśnienia atmosferycznego Największe opady atmosferyczne wy- jest podniesiona, a konwekcja z uwagi na stępują w lipcu i wynoszą od około 60 mm zmniejszone pochłanianie promieniowania w Kotlinie Głogowskiej do około 200 mm słonecznego pozostaje na niskim poziomie. w niektórych stacjach górskich np. na Stogu Znacznie silniejszą sezonowość wykazują Izerskim i na Lysej horze w czeskich Beski- opady o genezie konwekcyjnej koncentrujące dach. Z kolei najuboższym w opady miesią- się w miesiącach wiosenno-letnich, podczas cem jest na większości obszaru luty, a obser- których ogrzewanie podłoża pod wpływem wowane sumy zawierają się od 20–25 mm na insolacji jest szczególnie silne, co przekłada Przedgórzu Sudeckim po zawietrznej stronie się na wzrost temperatury przygruntowych Sudetów Środkowych i Wschodnich do nieco warstw powietrza i pojawianie się w obrębie ponad 100 mm na wierzchowinie Gór Izer- dolnej troposfery warunków chwiejnej rów- skich. nowagi termodynamicznej. Opady orogra- Niemal na całości omawianego obsza- ficzne są wywołane przede wszystkim przez ru w rocznym przebiegu opadów zaznacza wymuszony ruch wstępujący powietrza na się wyraźne maksimum letnie i minimum dowietrznych stokach górskich, któremu zimowe. Jedynie w pasmach górskich ekspo- towarzyszy adiabatyczne ochładzanie, kon- nowanych ku zachodowi, np. w Górach Izer- densacja pary wodnej i w konsekwencji po- skich, Karkonoszach i Górach Orlickich, wstawanie opadu lub zwiększanie intensyw- obok letniego pojawia się także drugorzędne ności opadu już występującego. maksimum zimowe związane z deformacją Średnie roczne sumy opadów atmosfe- pola przepływu powietrza i orograficznym rycznych w obrębie dorzecza górnej Odry wzmożeniem opadu podczas najbardziej zawierają się w dość szerokich granicach, od intensywnej właśnie w zimie cyrkulacji at- około 500 mm w Kotlinie Głogowskiej do mosferycznej. Stąd współczynnik określający ponad 1500 mm lokalnie w Sudetach Za- stosunek sumy opadów letnich (VI, VII chodnich i czeskiej części Beskidu Śląskiego, i VIII) do zimowych (XII, I i II) w obszarze wykazując przy tym wyraźny związek z wy- dorzecza górnej Odry waha się w szerokich sokością. Dla większości pasa nizinnego granicach od 1,0–1,5 w górach, gdzie zazna- opady roczne wynoszą od 550 do 600 mm, cza się drugorzędne maksimum zimowe, do jedynie na Wale Trzebnickim i we wschod- powyżej 3,0 w strefie cienia opadowego niej części Niziny Śląskiej przekraczają w obniżeniach terenowych po zawietrznej 650 mm. Opady osiągają 700 mm i więcej na stronie Sudetów. Najniższe wartości współ- obszarze Wyżyny Śląskiej, a przede wszyst- czynnik ten przyjmuje w Górach Izerskich kim na obszarze Sudetów i Beskidu Śląskie- (1,03 – Orle), a najwyższe u NE podnóża go. W średnich partiach gór w Sudetach Za- Gór Sowich (3,38 – Dzierżoniów). chodnich i Beskidzie Śląskim (600– Opisane tu stosunki opadowe podlega- 700 m n.p.m.) opady roczne rosną powyżej ją silnym zmianom z roku na rok w zależno- 1000 mm. Najwyższe opady roczne ści od występującej cyrkulacji atmosferycz-

[25]

Dorzecze górnej Odry – środowisko fizycznogeograficzne – P. Migoo, M. Sobik, M. Kasprzak

nej. Szczególnie duże odstępstwa od wartości Zgodnie z kryteriami klasyfikacji kli- średnich wieloletnich obserwuje się podczas matycznej Köppena (Kottek i in. 2006), która anomalii cyrkulacyjnych, gdy częstość na- jest powszechnie używana na świecie, w pływu oceanicznych i kontynentalnych mas obrębie dorzecza górnej Odry można wyróż- powietrza przyjmuje wartości skrajne. Po- nić aż 3 spośród 5 głównych typów klimatu wszechnie znany jest fakt, że w Sudetach występujących w skali globalnej. Zdecydo- oprócz opadów ważnym źródłem przychodu wana większość obszaru, w tym w całości wody z atmosfery są osady atmosferyczne część nizinna, przynależy do typu C pochodzące z depozycji kropelek mgły, tzn. (a dokładniej Cfb), co oznacza klimat umiar- sadź i osad ciekły (Woźniak 1991, Migała kowanie ciepły i wilgotny, z ciepłym latem i in. 2002). i równomiernym rozkładem opadów w ciągu roku. W obrębie Sudetów znajdują się także obszary z klimatem Dfb, a więc umiarkowa- 2.5.4. Regionalizacja klimatyczna nie chłodnym i wilgotnym z ciepłym latem dorzecza górnej Odry i równomiernym rocznym rozkładem opa- dów. Granicą między tymi dwoma wydziele- W istniejących różnych regionaliza- niami jest izoterma najchłodniejszego mie- cjach klimatu Polski np. autorstwa Gumiń- siąca −3ºC, która bywa utożsamiana z zasię- skiego, Romera, Wiszniewskiego i Cheł- giem klimatu z trwałą zimową pokrywą chowskiego, Okołowicza i Martyn (za Kos- śnieżną. Granica ta przebiega w zależności sowska-Cezak 2007) dorzecze górnej Odry od warunków lokalnych na wysokości od należy do różnych wydzieleń, jednak we 500 do 800 m n.p.m. W marginalny sposób wszystkich wyróżniono wewnętrzny podział reprezentowany jest trzeci typ ET, oznacza- na część nizinną i górską. W myśl najczęściej jący klimat tundry o średniej temperaturze stosowanej klasyfikacji Okołowicza, uprosz- najcieplejszego miesiąca niższej od 10ºC. czonej przez Martyn (Martyn 2000), oma- W obrębie dorzecza górnej Odry ten typ kli- wiany obszar należy do dwóch regionów matu jest ograniczony do miejsc położonych klimatycznych: śląsko-wielkopolskiego oraz powyżej wysokości 1400 m n.p.m., czyli do sudeckiego. Region śląsko-wielkopolski, najwyższych partii Karkonoszy, Jesioników obejmujący całą nizinną część dorzecza gór- i Masywu Śnieżnika. nej Odry, charakteryzują największe Tak bogata regionalizacja warunków w Polsce wpływy oceaniczne, szczególnie w klimatycznych na stosunkowo niewielkim zachodniej części regionu. Przejawem tego obszarze dorzecza górnej Odry jest jednak jest krótka i łagodna zima oraz krótkie zale- nie tyle wyrazem przejściowości klimatu ganie pokrywy śnieżnej. Nizina Śląska jest pomiędzy oceanizmem i kontynentalizmem, ponadto obszarem o najcieplejszych latach. a bardziej wynika ze zróżnicowania wysoko- Z kolei region sudecki, obejmujący pas ści bezwzględnej. przedgórzy i same Sudety, charakteryzuje się narastającym od NE ku SW wpływem wyso- kości i rzeźby terenu na warunki klimatycz- 2.6. Sieć rzeczna ne. Jest to obszar o zmniejszonym usłonecz- nieniu, ze spadkiem temperatury z wysoko- W dorzeczu górnej Odry, którego ścią oraz wzrostem ilości opadów i wydłużo- umowne granice zostały określone we wstęp- nym zaleganiem pokrywy śnieżnej. Charak- nej części rozdziału, sieć hydrograficzna wy- terystyczną cechą regionu jest znaczna czę- kazuje dysproporcję między rozwinięciem stość dni z mgłą, zwłaszcza w Karkonoszach, i zasobnością w wodę prawych i lewych do- gdzie bardzo częstym zjawiskiem jest sadź. pływów. Stan ten wynika z lokalnego ukształtowania powierzchni oraz sąsiedztwa

[26]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Warty, do której włączona jest znaczna część Odry, poza terenami miejskimi, jest swo- cieków odwadniających Niziny Środkowo- bodny, a jej nurt kształtują ostrogi. polskie, i która u swojego ujścia w Kostrzy- Na analizowanym obszarze Odra pły- nie ma powierzchnię dorzecza 54 529 km², nie generalnie z południowego-wschodu czyli właściwie większą od powierzchni do- w kierunku północno-zachodnim. W więk- rzecza Odry odniesionego dla tego samego szej skali odniesienia można wyróżnić w jej miejsca (54 088 km²). Podobne są notowane biegu odcinek górny, przebiegający odmien- średnie roczne przepływy obu rzek: nie od reszty z południowego-zachodu na 277 m3·s−1 dla Warty w Gorzowie Wielko- północny-wschód, kończący się w Kotlinie polskim i 328 ms 3· −1 dla Odry w Słubicach Raciborskiej oraz układ kolejnych, naprze- (Rocznik Hydrologiczny IMGW, 2002). miennych odcinków o przebiegu zbliżonym Prawe dorzecze Odry przy ujściu Warty (bez do równoleżnikowego i południkowego. uwzględnienia tej rzeki) zajmuje powierzch- Odcinki równoleżnikowe Odry wykorzystują nię 23 042 km2, podczas gdy powierzchnia rozległe obniżenia pradolinne, natomiast dorzecza lewego wynosi 31 046 km2. odcinki południkowe tworzą strefy przeło- Odra ze względu na spadek podłużny mowe przez obszary wysoczyznowe i ciągi koryta i reżim uważana jest za rzekę górsko- wzniesień polodowcowych. Sytuacja taka nizinną. Źródła Odry znajdują się w Republi- sprawia, że istniejąca sieć rzeczna ma miej- ce Czeskiej na wysokości 634 m n.p.m., na scami układ kratowy, choć w ujęciu całego południowo-wschodnim stoku wzgórza Fi- dorzecza prezentuje układ dendrytyczny. dlův kopec w Górach Odrzańskich. Wzdłuż W obszarach górskich wyróżnić można do- pierwszych 54 km swojego biegu ma ona datkowo koncentryczne układy cieków łą- cechy typowej rzeki górskiej ze średnim czących się w dnach kotlin, z których od- spadkiem 7,2‰ (Dubicki i in. 2005). Po pol- wodnienie realizowane jest przez odcinki skiej stronie granicy spadek ten jest już przełomowe głównych cieków. mniejszy i wynosi ok. 0,33‰. Na dystansie Do największych i najzasobniejszych 544 km od Koźla w kierunku ujścia Warty w wodę lewobrzeżnych dopływów Odry na- spadki wynoszą od 0,28 do 0,19‰. Za leżą Nysa Kłodzka i Bóbr – główne cieki od- umowny początek kilometrażu (km 0,0) Od- wadniające obszar Sudetów. Na rozpatrywa- ry przyjmuje się 92,4 km jej biegu przy uj- nym obszarze dorzecza górnej Odry najwięk- ściu Opawy. Poniżej tego punktu, na długo- szym dopływem prawobrzeżnym jest rzeka ści 186 km od Kędzierzyna-Koźla do Brzegu Barycz, będąca przykładem typowego cieku Dolnego koryto Odry jest uregulowane (Ko- nizinnego. Zastawienie najważniejszych do- ziarski 1997). Na tym odcinku wybudowano pływów zaprezentowano w tab. 2.1. Charak- 24 stopnie piętrzące, a łączna różnica pozio- terystyka sieci rzecznej zostanie rozwinięta mów zwierciadła wody wynosi 64 m. Poniżej w rozdziale czwartym niniejszej monografii, Brzegu Dolnego powstaje jeszcze jeden sto- poświęconym wezbraniom na obszarze Dol- pień wodny niedaleko Malczyc. Dalszy bieg nego Śląska.

Tab. 2.1. Ważniejsze dopływy Odry. Źródło: Kajetanowicz (1948), Mikulski (1965), Dubicki i in. (2005)

Lewe dopływy Odry Prawe dopływy Odry Ujście według Ujście według Długośd Długośd Nazwa kilometrażu Nazwa kilometrażu cieku [km] cieku [km] Odry [km] Odry [km] Osłoboga 65,5 124,6 Kłodnica 75,0 93,4 Nysa Kłodzka 181,7 181,3 Mała Panew 132,0 158,5

[27]

Dorzecze górnej Odry – środowisko fizycznogeograficzne – P. Migoo, M. Sobik, M. Kasprzak

Lewe dopływy Odry Prawe dopływy Odry Ujście według Ujście według Długośd Długośd Nazwa kilometrażu Nazwa kilometrażu cieku [km] cieku [km] Odry [km] Odry [km] Oława 91,7 250,0 Stobrawa 78,1 188,8 Ślęza 78,6 261,8 Widawa 103,0 266,9 Bystrzyca 95,2 266,5 Barycz 133,0 378,1 Kaczawa 83,9 315,9 Obrzyca 66,0 469,4 Bóbr 272,0 514,5 Warta 808,2 617,6 Nysa Łużycka 251,6 542,5

2.7. Użytkowanie gruntów Podobnie wyraźnie różnicuje się pro- centowy udział gruntów ornych pomiędzy Zróżnicowanie warunków przyrodni- poszczególnymi podregionami, od 32,5% czych w dorzeczu górnej Odry znajduje od- w podregionie jeleniogórskim do 55,4% zwierciedlenie w sposobie użytkowania zie- w podregionie wrocławskim. Grunty orne mi, które odgrywa istotną rolę w kształtowa- dominują w powiatach nizinnych, zwłaszcza niu stosunków hydrologicznych i mikrokli- na Równinie Legnickiej (powiat legnicki – matycznych, a więc pośrednio decyduje 62,2%), Równinie Wrocławskiej (powiat o możliwości pojawienia się i przebiegu wy- strzeliński – 75,2%, średzki – 70%, wrocław- jątkowych zdarzeń przyrodniczych. ski – 68,3%), ale zajmują także znaczne po- O ile dla całego województwa dolno- wierzchnie na Przedgórzu Sudeckim (powiat śląskiego udział lasów i gruntów leśnych świdnicki – 63,5%, ząbkowicki – 61,2%). wynosił w 2005 r. 29,6%, to występowały Nawet w powiatach górskich, za wyjątkiem wyraźne różnice pomiędzy poszczególnymi jeleniogórskiego, udział gruntów ornych podregionami w obrębie województwa2 (ryc. przekracza 20%. Udział łąk z reguły nie 2.6). W podregionie jeleniogórskim, obejmu- przekracza 10%, za wyjątkiem kilku powia- jącym między innymi Sudety Zachodnie tów górskich, gdzie wynosi 11–13%, osiąga- i Bory Dolnośląskie, udział ten sięgał 39,3%, jąc maksymalną wartość w powiecie ka- podczas gdy w nizinnych podregionach le- miennogórskim (19,7%). Podobnie w sensie gnicko-głogowskim i wrocławskim wynosił ilościowym kształtuje się udział pastwisk. odpowiednio 26,4% i 23,4%. Jeszcze wyraź- Dynamika zmian w strukturze użytko- niejsze różnice występują na poziomie powania ziemi w dekadzie 1995–2005 była nie- wiatów. Zalesienie przekraczające 40% po- wielka (tab. 2.2), aczkolwiek w skali podre- wierzchni odnotowano w powiatach bolesła- gionów wyraźnie zaznacza się przyrost po- wieckim, jeleniogórskim, zgorzeleckim, wierzchni leśnych, największy w podregionie kłodzkim i milickim, podczas gdy w siedmiu jeleniogórskim. Nieznaczny wzrost odnoto- powiatach części przedgórskiej (głogowski, wuje się też w odniesieniu do gruntów or- legnicki, świdnicki, ząbkowicki, strzeliński, nych. Wyjątkiem jest podregion spisowy średzki, wrocławski) nie przekracza ono obejmujący miasto Wrocław, w którym 20%. Na poziomie gmin odsetek lasów może udział gruntów klasyfikowanych jako pozo- przekraczać nawet 80%. stałe (w tym nieużytki) wzrósł o ponad 10%, zaś w pozostałych kategoriach odnotowano spadki. Udział powierzchniowy Wrocławia

2 Podregiony w tym ujęciu odpowiadają jednost- w obrębie regionu jest jednak bardzo mały kom podziału NUTS 2 i wynosi niecałe 1,5%.

[28]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 2.6. Struktura użytkowania ziemi w regionie dolnośląskim i opolskim (dane za rok 2005). Wszystkie jednostki podano w hektarach. Źródło: Bank Danych Regionalnych GUS (www.stat.gov.pl)

W województwie (regionie) opolskim niższy, a gruntów ornych wyższy w porów- udział poszczególnych form użytkowania naniu z regionem dolnośląskim. Wynika to ziemi przedstawia się podobnie, aczkolwiek z bardzo nieznacznego udziału obszarów odsetek lasów i gruntów leśnych jest nieco górskich w regionie opolskim, które są re-

[29]

Dorzecze górnej Odry – środowisko fizycznogeograficzne – P. Migoo, M. Sobik, M. Kasprzak

prezentowane jedynie przez Góry Opawskie czycki – 80,2%, prudnicki – 71,3%, nyski – przy granicy z Republiką Czeską. Wyraźnie 64,9%), podczas gdy w powiatach opolskim różnicują się podregiony wyróżniane w ra- i strzeleckim udział ten nie przekracza 40%. mach województwa opolskiego (tab. 2.2), Różnice te odzwierciedlają głównie różną aczkolwiek grupowanie powiatów do celów przydatność rolniczą gleb. W wyżej położo- statystycznych zostało dokonane w układzie nej i bardziej rozczłonkowanej erozyjnie wschód-zachód, a nie w bardziej logicznym części południowej duże powierzchnie zaj- ze względu na warunki przyrodniczym ukła- mują żyzne gleby rozwinięte na utworach dzie północ-południe. Część zachodnią (re- pyłowych, podczas gdy w niższej i cieplej- gion nyski: powiaty brzeski, kluczborski, szej części północnej duże obszary zajmują namysłowski, nyski, prudnicki) cechuje od- piaszczyste utwory pokrywowe. Na nich setek gruntów ornych przekraczający 60% rozwinęły się rozległe kompleksy leśne, mię- (w 2005 r.), podczas gdy w części wschod- dzy innymi Bory Stobrawskie nad Stobrawą. niej (region opolski) odsetek ten nie osiąga Podobnie jak w regionie dolnośląskim, 50%. W skali powiatów zróżnicowanie to w dekadzie 1995–2005 systematycznie wzra- jest jeszcze wyraźniejsze. Powiaty z najwyż- stał udział gruntów ornych i lasów, ale ogól- szym udziałem gruntów ornych grupują się nie dynamika zmian była niewielka. w południowej części województwa (głub-

Tab. 2.2. Zmiany w strukturze użytkowania ziemi w województwie dolnośląskim w latach 1995–2005. Wartości podane w *%+. Źródło: Bank Danych Regionalnych GUS

1995 1998 2002 2005

Region dolnośląski (całośd)

grunty orne 43,6 45,3 44,8 45,1 łąki 7,8 7,4 7,3 7,2 pastwiska 6,7 5,2 5,6 5,4 lasy i grunty leśne 28,1 28,6 29,0 29,6 pozostałe 13,8 13,5 13,3 12,7 Podregion jeleniogórski grunty orne 31.9 33,0 32,4 32,5 łąki 8,8 8,9 8,7 8,7 pastwiska 7,8 6,8 7,3 7,3 lasy i grunty leśne 36,6 37,5 38,2 39,3 pozostałe 14,9 13,8 13,4 12,2 Podregion legnicko-głogowski grunty orne 47,7 49,0 48,8 49,1 łąki 8,2 7,5 7,5 7,3 pastwiska 4,9 3,8 3,8 3,9 lasy i grunty leśne 24,7 25,2 25,9 26,4 pozostałe 14,5 14,5 14,0 13,3

[30]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

1995 1998 2002 2005

Podregion wałbrzyski grunty orne 41,4 42,8 42,9 43,8 łąki 6,9 7,3 6,9 7,0 pastwiska 10,7 8,9 9,2 8,4 lasy i grunty leśne 29,9 30,1 30,4 30,5 pozostałe 11,1 10,9 10,6 10,3 Podregion wrocławski grunty orne 53,4 56,2 55,2 55,4 łąki 7,3 6,3 6,4 6,4 pastwiska 4,1 2,4 2,9 2,9 lasy i grunty leśne 22,5 22,7 22,9 23,4 pozostałe 12,7 12,4 12,6 11,9 miasto Wrocław grunty orne 33,6 32,7 34,4 29,1 łąki 5,9 5,9 3,8 1,8 pastwiska 4,1 4,1 2,8 1,5 lasy i grunty leśne 5,0 5,0 4,6 4,6 pozostałe 51,4 52,3 54,4 63,0

Region opolski (całośd) grunty orne 51,1 52,5 52,7 53,9 łąki 8,4 7,3 7,2 6,4 pastwiska 2,4 1,7 1,7 1,5 lasy i grunty leśne 26,1 26,7 26,9 27,1 pozostałe 12,0 11,8 11,5 11,1 Podregion nyski grunty orne 58,4 60,0 60,2 61,8 łąki 8,2 6,7 6,8 5,8 pastwiska 2,6 1,8 1,8 1,5 lasy i grunty leśne 19,0 19,6 19,8 20,0 pozostałe 11,8 11,9 11,4 10,9 Podregion opolski grunty orne 45,1 46,2 46,5 47,4 łąki 8,6 7,8 7,6 7,0 pastwiska 2,3 1,7 1,6 1,6 lasy i grunty leśne 31,9 32,6 32,8 32,9 pozostałe 12,1 11,7 11,5 11,1

[31]

Dorzecze górnej Odry – środowisko fizycznogeograficzne – P. Migoo, M. Sobik, M. Kasprzak

Literatura:

Badora K., 2007. Regionalizacja fizyczno-geograficzna Płaskowyżu Głubczyckiego. W: J.A. Lis, M.A. Mazur (red.), Przyrodnicze wartości polsko-czeskiego pogranicza jako wspólne dziedzictwo Unii Europej- skiej. Centrum Studiów nad Bioróżnorodnością, Uniwersytet Opolski, 177–189. Badura J., Przybylski B., 2000. Korelacja morfologiczna i wiekowa tarasów głównych rzek regionu dolno- śląskiego. Paostwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. Badura J., Zuchiewicz W., Górecki A., Sroka, W., Przybylski B., 2003. Morfometria strefy sudeckiego uskoku brzeżnego między Złotym Stokiem a Dobromierzem. Przegląd Geologiczny 51, 1048–1057. Bank Danych Regionalnych GUS, URL: www.stat.gov.pl (data dostępu: 2010-04-15). Dubicki A., Radczuk L., Adynkiewicz-Piragas M., Tokarczyk T., Mordalska H., Maciejowska H., Lisowski J., Bogusz A., Krzyścin K., 2005. Wody powierzchniowe. W: Opracowanie ekofizjograficzne woje- wództwa dolnośląskiego. Zarząd Województwa Dolnośląskiego, Wojewódzkie Biuro Urbanistycz- ne we Wrocławiu, 79–92. Głowicki B., 1970. O niektórych cechach mikroklimatu Kotliny Jeleniogórskiej. Rocznik Jeleniogórski 8, 147–160. Hess M., 1966. Znaczenie średniej temperatury roku dla poznania warunków klimatycznych. na przykła- dzie Karpat Zachodnich. Przegląd Geograficzny 38, 17–40. Jary Z., 1991. Erozja wąwozowa na Wysoczyźnie Głubczyckiej. Acta Universitatis Wratislaviensis 1237, Prace Instytutu Geograficznego A6, 131–151. Kajetanowicz Z., 1948. Hydrologia Odry. W: A. Grodek, M. Kiełczewska Zaleska, A. Zierhoffer (red.), Mo- nografia Odry. Instytut Zachodni, Poznao, 215–289. Kestřánek J., Kříž H., Novotný S., Píše J., Vlček V. (red.), 1984. Vodní toky a nádrže. Zeměpisný lexikon ČSR. Academia, Praga. Kida J., 1996. Niektóre cechy rzeźby lessowej Opolszczyzny. Acta Universitatis Wratislaviensis 1808, Prace Instytutu Geograficznego A8, 43–62. Kida J., Jary Z., 2005. Krajobrazy lessowe południowo-zachodniej Polski. Problemy Ekologii Krajobrazu 17, 232–243. Klimakunde des Deutschen Reiches - B. II. Tabellen. 1939. Reichsamt für Wetterdienst, Berlin. Kondracki J., 1978. Geografia fizyczna Polski. PWN Warszawa. Kondracki J., 1994. Geografia Polski. Mezoregiony fizycznogeograficzne. PWN, Warszawa. Kossowska-Cezak U., 2007. Podstawy meteorologii i klimatologii. Wyd. SWPR, Warszawa. Kottek M., Grieser J., Beck C., Rudolf B., Rubel F., 2006. World map of Koeppen-Geiger Climate Classifica- tion updated. Meteorologische Zeitschrift 15, 259–263. Koziarski S., 1997. Funkcja żeglugowa Odry. Czasopismo Geograficzne 58, 155–180. Kuettner J., 1938. Moazagotl und foehnwelle. Beiträge zur Physik der Freien Atmosphäre 24, Leipzig. Kwiatkowski J., 1975. Zasięg fenów sudeckich i ich wpływ na mezoklimat regionów południowo- zachodniej i środkowej Polski. Przegląd Geofizyczny 20, 15–30. Martyn D., 2000. Klimaty kuli ziemskiej. PWN Warszawa. Mega A., 2001. Charakterystyka wiatru opadającego po polskiej części Sudetów Zachodnich w Świetle wyników pomiarów na Szrenicy i w Lubawce. Praca magisterska, Instytut Geografii i Rozwoju Re- gionalnego, Uniwersytet Wrocławski. Migała K., Liebersbach J., Sobik M., 2002. Rime in the Giant Mts. (The Sudetes, Poland). Atmospheric Research 64, s. 63–73. Migoo P., 1993. Geneza Kotliny Jeleniogórskiej. Opera Corcontica 30, 85–115. Migoo P., 2005a. Regiony fizycznogeograficzne. W: J. Fabiszewski (red.) Przyroda Dolnego Śląska. Polska Akademia Nauk, Oddział we Wrocławiu, Wrocław, 19–37. Migoo P., 2005b. Rozwój rzeźby terenu. W: J. Fabiszewski (red.), Przyroda Dolnego Śląska. Polska Akademia Nauk, Oddział we Wrocławiu, Wrocław, 135–170. Migoo P., 2008. Main features of geomorphology of the Sudetes re-assessed in the light of digital elevation model. Geografie. Sborník České Geografické Společnosti 113, 400–416. Migoo P., Placek A., Żyszkowska W., 2009. Steep slopes in the Sudetes and their morphotectonic inter- pretation. Geological Quarterly 53, 219–232. Mikulski Z., 1965. Zarys hydrografii Polski. PWN, Warszawa. Pawlak W. (red.), 1997. Atlas Śląska Dolnego i Opolskiego. Uniwersytet Wrocławski.

[32]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Placek A., 2009. Rzeźba strukturalna Sudetów w świetle odporności skał i numerycznego modelu wyso- kości. Praca doktorska, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski. Potocki J., 1994. Uwagi do fizjograficznej regionalizacji Sudetów. Czasopismo Geograficzne 65, 189–197. Ranoszek W., 1999. Zastosowanie różnych metod morfometrycznych w analizie morfologii progu tektonicznego na przykładzie zachodniej krawędzi Masywu Śnieżnika. Przegląd Geologiczny 47, 1027– 1031. Rocznik Hydrologiczny IMGW. 2002 (CD-ROM). Schmuck A., 1953. Klimat Sokołowska jako przykład klimatu miejscowości leczniczych w Sudetach. Cza- sopismo Geograficzne 23/24, 148–165. Schmuck A., 1969. Klimat Sudetów. Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich 5, 93–153. Sobik M., 2005. Klimat. W: J. Fabiszewski (red.), Przyroda Dolnego Śląska, Polska Akademia Nauk, Od- dział we Wrocławiu, Wrocław, 39–57. Sroka W., 1991. Tektoniczny charakter krawędzi Pogórza Karkonoskiego. Acta Universitatis Wratislavien- sis 1375, Prace Geologiczno-Mineralogiczne 29, 239–249. Sroka W., 1997. Ewolucja morfometryczna Sudetów w rejonie Kotliny Kłodzkiej w świetle analizy mor- fometryczno-statystycznej. Acta Universitatis Wratislaviensis 1939, Prace Geologiczno- Mineralogiczne 58. Szczepankiewicz S. (red.), 1968. Studia geograficzno-fizyczne z obszaru Opolszczyzny I. Wyd. Instytutu Śląskiego w Opolu, Opole. Szczepankiewicz S., 1989. Ziemie południowo-zachodniej Polski – morfogeneza i dzieje czwartorzędowe. Acta Universitatis Wratislaviensis 1029, Studia Geograficzne 47. Szymanowski M., 2004. Miejska wyspa ciepła we Wrocławiu. Acta Universitatis Wratislaviensis 2690, Studia Geograficzne 77. Treml V., 2007. The effect of terrain morphology and geomorphic processes on the position and dynamics of the alpine timberline. A case study from the High Sudetes, W: A.S. Goudie, J. Kalvoda (red.), Geomorphological Variations. Nakladatelství P3K, Praha, 339–359. Walczak W., 1968. Sudety. Dolny Śląsk 1. PWN, Warszawa. Walczak W., 1970. Obszar Przedsudecki. Dolny Śląsk 2. PWN, Warszawa. Woźniak Z., 1991. Osady z mgły w Sudetach (znaczenie osadów i sposób pomiaru przychodu wody z mgły). Prace Karkonoskiego Towarzystwa Naukowego 53, 24–34.

[33]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

3. Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne

Mieczysław Sobik, Marek Błaś

3.1. Klasyfikacja, kryteria i miary Meteorologiczne zdarzenia ekstremal- meteorologicznych zjawisk ne charakteryzują się dużym zakresem ich zasięgu przestrzennego i czasu trwania. Zja- ekstremalnych wiska takie jak susza, fale zimna lub gorąca

mogą obejmować obszar setek tysięcy kilo- W długotrwałym przebiegu pogody jej metrów kwadratowych, a inne np. trąba po- składniki zmieniają się nieustannie, pozosta- wietrzna czy gradobicie, są zwykle ograni- jąc w pobliżu wartości przeciętnej obliczonej czone do małego obszaru rzędu pojedyn- dla określonej pory roku lub doby, bądź od- czych kilometrów kwadratowych. Skrajnie dalając się od niej w górę albo w dół. Niektó- mały zasięg, bo niemal punktowy, mogą re z tych odstępstw mają charakter wyjątko- mieć uderzenia pioruna. Podobnie, czas wy, prowadząc czasami do powstania nega- trwania zjawisk ekstremalnych waha się od tywnych, a nawet katastrofalnych skutków mniej niż 1 sekundy, jak w przypadku pioru- w środowisku przyrodniczym oraz w działal- na, do miesięcy a nawet lat, jak podczas ności człowieka, w jej wymiarze społecznym trwania suszy (tab. 3.1). i ekonomicznym. W literaturze nie funkcjonuje jak dotąd Zdarzenia wyjątkowe mogą dotyczyć jednoznaczna definicja meteorologicznego, pojedynczego składnika pogody np. prędko- czy też klimatologicznego zjawiska ekstre- ści wiatru o niszczącej sile, nadmiernych malnego. Jednocześnie definiowanie i syste- opadów atmosferycznych czy też ekstremal- matyzowanie zjawisk ekstremalnych nie nie wysokiej temperatury powietrza. Z dru- może być obiektywne, ponieważ wymaga giej strony mogą polegać na synergicznym przyjęcia pewnych założeń i subiektywnych działaniu zespołu takich składników, jak kryteriów klasyfikacji. Przy klasyfikowaniu choćby podczas suszy, gdy do jej pogłębiania zjawisk ekstremalnych należy brać pod uwa- przyczyniać się może anomalnie wysoka gę specyfikę danego elementu meteorolo- temperatura powietrza, silna insolacja, duży gicznego (genezę zjawiska, czas i zasięg jego niedosyt wilgoci w atmosferze i oczywiście oddziaływania, wpływ na człowieka) oraz długotrwały niedostatek opadów atmosfe- właściwy dla danego miejsca rozkład praw- rycznych (tab. 3.1). W zamieszczonym ze- dopodobieństwa występowania. W USA stawieniu przyjęto dość szeroką formułę bardzo istotnym wskaźnikiem przy ocenie kategoryzacji zjawisk: obok zjawisk po- zagrożenia stwarzanym przez dane zjawisko wszechnie postrzeganych za ekstremalne (jak meteorologiczne jest wielkość poniesionych wichury, gradobicie, opady nawalne itp.) strat materialnych (Kunkel i in. 1999, NRC znalazły się także zjawiska nie działające 1999, Brooks, Doswell 2001, Financial w tak gwałtowny sposób (fale upałów, susze, risks... 2005). przymrozki), a nawet zjawiska ujawniające Termin „ekstremum” bywa także trak- swą szkodliwość w sposób pośredni lub wa- towany zamiennie z odchyleniem lub anoma- runkowy np. obniżenie widzialności, goło- lią. Z jednej strony są to zdarzenia rzadkie, ledź, depozycja kropelek mgły, insolacja.

[35]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

ale trzeba też podkreślić, że są one natural- miejscu. Heino i in. (1999) uszczegółowiają nym elementem systemu klimatycznego. pojęcie ekstremum jako wartości, która mie- Według Słownika meteorologicznego IMGW ści się powyżej lub poniżej progów przyję- (Niedźwiedź 2003) zdarzenie ekstremalne tych za granice normy. Charakteryzuje się wiąże się z wystąpieniem skrajnej (maksy- ono małym prawdopodobieństwem wystą- malnej, bądź minimalnej) wartości określo- pienia, a jego pojawienie się ma istotny nego elementu meteorologicznego w danym wpływ na funkcjonowanie człowieka, gospo-

Tab. 3.1. Kategorie wyjątkowych zdarzeo meteorologicznych (opracowanie własne)

Czas trwania Składowe elementy Zasięg Nazwa [s] [min] [h] Skutki; uwagi meteorologiczne [km2] [d]

nadmierna promieniowanie uv smog fotochemiczny w obszarach 104÷106 1÷10 h insolacja i widzialne słooca zurbanizowanych; choroby skórne temperatura fale upałów 103÷106 1÷102 d problemy zdrowotne powietrza problemy zdrowotne; straty temperatura silne mrozy 1÷106 1÷102 d w rolnictwie (uprawy ozime); powietrza powodzie zatorowe przymrozki temperatura 10−2÷105 1÷10 h straty w rolnictwie i leśnictwie wiosenne powietrza opady rozlew- opad 103÷105 1÷10 d powodzie i podtopienia ne atmosferyczny nawalne opa- opad dy konwekcyj- 1÷103 1 min÷10 h powodzie i podtopienia atmosferyczny ne straty w rolnictwie; uszkodzenia gradobicia grad; burza 1÷102 1÷102 min pojazdów śniegołomy w lasach i sadach, nadmierne opad 102÷104 1÷102 d katastrofy budowlane, lawiny opady śniegu atmosferyczny śnieżne; powodzie roztopowe silna mgła; także słaba widzial- opady atmosfe- wypadki komunikacyjne; zatory 1÷105 1 min ÷102 h nośd pozioma ryczne, zamied na drogach; zamknięcia lotnisk śnieżna mgła i wiatr przy systema- depozycja lokalnie nadmierna depozycja zanieczyszczonym 10−2÷102 tycznie po- mgielna zanieczyszczeo atmosferycznych; powietrzu wtarzalne wypadki komunikacyjne; zatory gołoledź; ob- marznący deszcz na drogach; szkody w lasach i 10−2÷104 1÷102 h ciążenie lodem lub mżawka; sadź naziemnych liniach przesyłowych pod ciężarem lodu duża prędkośd wiatrołomy i wiatrowały w lasach wichury wiatru o różnym 10−1÷106 1 min÷102 h i parkach; zniszczenia infrastruk- zasięgu i genezie tury budowlanej i technicznej wyładowania burza 10−4÷102 <1 s porażenia elektryczne, pożary atmosferyczne małe opady,wysoka straty w rolnictwie; ograniczenia susza meteo- temperatura i niska 103÷106 10÷103 d w zaopatrzeniu w wodę; obniże- rologiczna wilgotnośd powie- nie poziomu wód gruntowych trza; silna insolacja

[36]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

darki czy ekosystemów. Najczęściej granice 3.2. Ekstremalne opady zjawiska ekstremalnego wyznacza się po- atmosferyczne przez analizę rozkładu statystycznego danego elementu meteorologicznego, przekroczenie Opady ekstremalne to takie, które przyjętych wartości progowych (np. suma przynoszą wyjątkowo dużą objętość wody na dobowa opadu powyżej 100 mm), określenie jednostkę powierzchni lub występują z wy- wpływu danego zdarzenia ekstremalnego na jątkową intensywnością. Do ilościowej oce- człowieka lub na podstawie wielkości ponie- ny opadów intensywnych powszechnie przy- sionych strat materialnych jęto skalę opracowaną przez Chomicza Najbardziej miarodajną metodą jest (1951), w myśl której kolejne klasy inten- analiza rozkładu statystycznego i wyznacze- sywności opisane są wzorem: nie odstępstwa wartości danego elementu meteorologicznego od normy w postaci wie- lokrotności odchylenia standardowego. Uzy- , skane wartości mogą być podstawą do okre- ślenia stopnia ekstremalności poprzez wpro- gdzie: u – wysokość opadu w milimetrach, wadzenie klas o szerokości równej odchyle- t – czas trwania w minutach, k – kolejne kla- niu standardowemu. Powyższą metodę nale- sy intensywności: 0, 1, 2, 3, 4… ży jednak stosować dla zmiennych o rozkła- Wykładnicza forma wzoru oznacza, że dzie normalnym. O ile zmienne nie posiadają dla spełnienia kryterium odpowiedniej klasy rozkładu normalnego, wskazane jest posłu- opadu wymagana jest jego większa inten- giwać się przedziałami kwantylowymi (per- sywność przy krótkim czasie trwania i od- centylami). powiednio mniejsza przy opadach długotrwa- Jako zdarzenie ekstremalne mogą być łych (tab. 3.2, ryc. 3.1). Stąd np. przy opa- także traktowane ciągi dni charakterystycz- dzie trwającym 1 minutę deszcz ulewny nych (np. liczba dni mroźnych, upalnych, I stopnia daje co najmniej 1,4 mm opadu, przy czasie trwania 10 minut jest to 3,2 mm pochmurnych, bez opadu atmosferycznego) −1 lub też samo pojawienie się zjawiska, które- (średnia intensywność ≥0,32 mm·min ), a przy opadzie trwającym 1 dobę 53,7 mm go natężenie można ocenić głównie na pod- −1 stawie spowodowanych strat materialnych (intensywność ≥0,037 mm·min ). Odpo- (np. grad, gołoledź, zamieć śnieżna). wiednie kryteria dla deszczu nawalnego Spośród wymienionych w tabeli ro- I stopnia o czasie trwania 1, 60 i 1440 minut dzajów meteorologicznych zdarzeń ekstre- (1 doba) wynoszą 5,7; 43,8 i 214,7 mm, co oznacza kolejno intensywność 5,7; 0,73 malnych jedynie niektóre zostaną poddane −1 głębszej analizie. Wybrano przede wszyst- i 0,14 mm·min . kim takie zjawiska, których skutki są szcze- W literaturze przedmiotu istnieje poję- gólnie znaczące dla środowiska przyrodni- cie „opadów rozlewnych” oznaczające wy- czego lub dotkliwe dla człowieka. W świetle stępowanie na znacznym obszarze dużych tych przesłanek bliżej przedstawione zostaną sum dobowych z opadu o ciągłym charakte- ekstremalne opady atmosferyczne, jako porze, przez co, nawet nie osiągając szczegól- wodujące dalsze skutki hydrologiczne nie wysokiej intensywności, wprowadzają i w konsekwencji geomorfologiczne. Ponad- dużą ilość wody na obszar objętych nimi to omówione zostaną również skrajne wa- zlewni. Z drugiej strony wyróżnia się krótko- runki termiczne oraz zjawiska wiatrowe. trwałe, a zarazem bardziej intensywne – z reguły osiągające kryteria deszczu nawalnego – opady konwekcyjne o niewielkim zasięgu przestrzennym, których oddziaływa- nie na procesy hydrologiczne jest ograniczo-

[37]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

ne raczej do małych zlewni. Ze względu na w odniesieniu do danych z wielolecia 1958– swoją dużą intensywność opady konwekcyj- 2000. Wskazano na ekstremalnie silny nane mogą kształtować w takich zlewniach pływ wilgoci na obszar Europy Środkowej, nawet historyczne maksima stanów wody intensywność ruchu wstępującego powietrza i przepływów. w obszarze opadów, ekstremalnie wysokie Wyjaśnienie synoptycznej genezy po- wartości wirowości w dolnej i górnej tropo- wstawania ekstremalnych opadów na Dol- sferze oraz na silną anomalię dodatnią tem- nym Śląsku i w regionach południowej czę- peratury na południe i wschód od układu ści Polski było wielokrotnie podejmowane niżowego i jednocześnie ujemną jej anomalię w istniejącej literaturze (m.in. Milata 1935, nad Europą Zachodnią. Poniższy wywód Michalczewski, Mycielska 1962, Mycielska stanowi próbę uporządkowania dotychcza- 1967, Kupczyk 1968, Sienkiewicz 1968, sowej wiedzy przy uwzględnieniu czynników Niedźwiedź 1972, Dubicki 1979, Kosiba, dotąd nie branych pod uwagę. Gajdowska 1979, Kwiatkowski 1984, Cebu- Opady ekstremalne na Dolnym Śląsku lak 1991, Dubicki, Malinowska-Małek 1999, można zatem podzielić na dwie główne kate- 2005, Dubicki i in. 2005, Kupczyk i in. 2005, gorie: opady rozlewne wywołane przez ma- Zawiślak 2005). Zwracano uwagę na szereg kroskalową konwergencję mas powietrznych charakterystycznych cech pola barycznego w układach cyklonalnych oraz opady nawal- i ruchu powietrza, jednak nie powstała dotąd ne związane z silnymi ruchami wstępującymi spójna koncepcja objaśniająca mechanizm powietrza w obrębie dużych komórek kon- tworzenia i prawidłowości rozkładu prze- wekcyjnych. Obydwa typy opadów ekstre- strzennego opadu. Wiele nowych elementów malnych różnią się pod względem genezy, wniosły badania rozlewnych opadów powo- zasięgu, rozkładu przestrzennego, czasu dziowych w 1997 i 2002 r. na terytorium trwania i intensywności. Tab. 3.3 zawiera Republiki Czeskiej (Řezáčová i in. 2003), wybór udokumentowanych pomiarami opa- podczas których zwrócono uwagę na rolę dów ekstremalnych bez względu na ich ge- synchronicznego przybierania przez niektóre nezę i obejmuje przedział czasu od drugiej zmienne meteorologiczne wartości skrajnych połowy XIX wieku do 2006 r.

Tab. 3.2. Kryteria wyróżniania deszczów ulewnych i nawalnych według Chomicza (1951); wartości opadu podano w milimetrach

Czas trwania 1 10 60 uk 1 d 2 d 3 d 6 d [minuty, doby] min min min

A0 u0 deszcz silny 1 3,2 7,7 37,9 53,7 65,7 93,0 A1 u1 deszcz ulewny I stopnia 1,4 4,5 11,0 53,7 75,9 93,0 131,5 A2 u2 deszcz ulewny II stopnia 2,0 6,3 15,5 75,9 107,3 131,5 185,9 A3 u3 deszcz ulewny III stopnia 2,8 8,9 21,9 107,3 151,8 185,9 262,9 A4 u4 deszcz ulewny IV stopnia 4,0 12,6 31,0 151,8 214,7 262,9 371,8 B1 u5 deszcz nawalny I stopnia 5,7 17,9 43,8 214,7 303,6 371,8 525,8 B2 u6 deszcz nawalny II stopnia 8,0 25,3 62,0 303,6 429,3 525,8 743,6 B3 u7 deszcz nawalny III stopnia 11,3 35,8 87,6 429,3 607,2 743,6 1051,6 B4 u8 deszcz nawalny IV stopnia 16,0 50,6 123,9 607,2 858,7 1051,6 1487,2 B5 u9 deszcz nawalny V stopnia 22,6 71,6 175,3 858,7 1214,3 1487,2 2103,3 B6 u10 deszcz nawalny VI stopnia 32,0 101,2 247,9 1214,3 1717,3 2103,3 2974,5

[38]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 3.1. Wybrane zdarzenia opadowe o najwyższej intensywności w zlewni górnej i środkowej Odry na tle klasyfikacji Chomicza; zaznaczono wysokośd opadów atmosferycznych w odniesieniu do czasu ich trwania (skala logarytmiczna)

Tab. 3.3. Wybrane przypadki ekstremalnych opadów atmosferycznych na Dolnym Śląsku oraz w pozosta- łej części dorzecza górnej Odry

Data; miejsce; wysokośd Opad Uwagi; (źródło) [m n.p.m.] (zlewnia) [mm]

95,0/ Nizina Śląska; 1,5 godziny; 6 VIII 1858 r.; Wrocław; 118 (Odra) 90 min (Hellmann 1906, za: Chomicz 1951) 2 VIII 1888 r.; Świeradów; 550 215,0/d Sudety; (Hellmann 1906, za: Chomicz 1951) (Kwisa/Bóbr) 29 VII 1897 r.; Nová Louka; 800 345,1/d Sudety, G. Izerskie (Czechy) ; (Sobíšek i in. 1993) (Izera/Łaba) 29 VII 1897 r.; Śnieżka; 1603 239,3/d Sudety; (Die Hochwasser-Katastrophe… 1897) (Bóbr) 29 VII 1897 r.; Schronisko Ks. Henryka; 225/d Sudety; (Die Hochwasser-Katastrophe… 1897) 1415 (Bóbr / Úpa) Sudety; (tego samego dnia Karpacz 91 mm, 29 VII 1897 r.; Karpacz-Wang; 872 220/d Miłków 117 mm, Kowary 187 mm); (Bóbr) (Die Hochwasser-Katastrophe… 1897) 16 VIII 1897 r.; Bardo; 274 98,0/ Przedgórze Sudeckie; 45 minut; (Nysa Kłodzka) 45 min (Ergebnisse…, za: Chomicz 1951) 9 VII 1903 r.; Nová Červená Voda; 310 240,2/d Przedgórze Paczkowskie; (Štekl i in. 2001) (Nysa Kłodzka) 10 XI 1904 r.; Orle; 825 (Izera/Łaba) 132,1/d Sudety, Góry Izerskie; (Wussow 1920) 2 VII 1909 r.; Schronisko Śnieżne Kotły; Sudety; (tego samego dnia Śnieżka 192 mm, 219,7/d 1490 (Bóbr) Karpacz Wang 130 mm (Wussow 1920) 23 VII 1914 r.; Sławniowice; 300 176,1/ Przedgórze Paczkowskie; 75 minut; (Nysa Kłodzka) 75min (Ergebnisse…, za: Chomicz 1951) 25 VIII 1938 r.; Międzylesie; 453 197,3/d Sudety; (Juniewicz 1979) (Nysa Kłodzka) 2 IX 1938 r.; Paczków; 228 113,5/d Przedgórze Sudeckie; (Juniewicz 1979) (Nysa Kłodzka)

[39]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

Data; miejsce; wysokośd Opad Uwagi; (źródło) [m n.p.m.] (zlewnia) [mm]

2 IX 1938 r.; Trzebieszowice; ok. 370 142,0/d Sudety; (Juniewicz 1979) (Nysa Kłodzka) 2 IX 1938 r.; Wiosko; ok. 180 (Barycz) 119,7/d Nizina Śląska; (Juniewicz 1979) 2 IX 1938 r.; Żmigród; ok. 90 (Barycz) 111,3/d Nizina Śląska; (Juniewicz 1979) Przedgórze Sudeckie; suma dobowa, ale ten 2 VIII 1951 r.; Komorów; 275 193,4/d opad według relacji świadków trwał 2 godziny (Bystrzyca) podczas nocy; (Sienkiewicz 1968) 10 VIII 1964 r.; Bielawa; 350 Przedgórze Sudeckie; prawie cała doba; 161,2/d (Bystrzyca) (Sienkiewicz 1968) 10 VIII 1964 r.; Bierutowice; 860 (Bóbr) 185,0/d Sudety; prawie cała doba; (Sienkiewicz 1968) 10 VIII 1964 r.; Kowary; 470 (Bóbr) 162,8/d Sudety; prawie cała doba; (Sienkiewicz 1968) 10 VIII 1964 r.; Łagiewniki; 175 Przedgórze Sudeckie; prawie cała doba; 171,6/d (Ślęza) (Sienkiewicz 1968) Przedgórze Sudeckie; prawie cała doba; 10 VIII 1964 r.; Niemcza; 200 (Ślęza) 163,9 (Sienkiewicz 1968) 10 VIII 1964 r.; Ostroszowice; 375 Przedgórze Sudeckie; prawie cała doba; 191,8/d (Nysa Kłodzka) (Sienkiewicz 1968) Przedgórze Sudeckie; prawie cała doba; 10 VIII 1964 r.; Ślęża; 720 (Bystrzyca) 169,3/d (Sienkiewicz 1968) 10 VIII 1964 r.; Świeradów; 550 151,0/d Sudety; prawie cała doba; (Sienkiewicz 1968) (Kwisa/Bóbr) 10 VIII 1964 r.; Walim; 520 Przedgórze Sudeckie; prawie cała doba; 175,3/d (Bystrzyca) (Sienkiewicz 1968) 10 VIII 1964 r.; Wojków; 460 (Bóbr) 180,7/d Sudety; prawie cała doba; (Sienkiewicz 1968) Sudety, Góry Kaczawskie (Sienkiewicz 1968); 29 V 1968 r.; Komarno; 500 (Bóbr) 190,6/d opad trwający 16 godzin, ale w ciągu 1,5 godziny spadło 181,5 mm 31 VII – 2 VIII 1977 r.; Jakuszce; 860 254,0 Sudety; opad 3-dniowy (Głowicki 1979) (Bóbr) 31 VII 1977 r.; Szrenica; 1332 (Bóbr) 159,0/d Sudety; (Głowicki 1979) 1 VIII 1977 r.; Przełęcz Okraj; 1046 190,6/d Sudety/Karkonosze; (Głowicki 1979) (Bóbr) 8 VIII 1978; Jakuszce; 872 (Bóbr) 171,2/d Sudety/Karkonosze/Góry Izerskie; (Otop 2004) VI 1979 r.; stacja w górskiej części Sudety; opad 5-godzinny; zalanie Wałbrzycha; zlewni Bystrzycy; autorzy nie podają 206,5 (Dubicki, Malinowska-Małek 2005) dokładnej daty i nazwy stacji Beskid Śląski; opady 5-dniowe; 5-9 VII 1997 r.; Šance; 509 (Ostravica) 616,9 (Dubicki i in. 1999) 5-9 VII 1997 r.; Zlaté Hory; 433 (Biała Sudety/Jesioniki; opady 5-dniowe; 513,0 Głuchołaska/Nysa Kłodzka) (Dubicki i in. 1999) Sudety/Jesioniki; opady 5-dniowe; 5-9 VII 1997 r.; Rejviz; 757 (Opava) 511,0 (Dubicki i in. 1999) Nizina Śląska; opady 5-dniowe; 5-9 VII 1997 r.; Racibórz; 205 (Odra) 244,3 (Dubicki i in. 1999) Nizina Śląska; opady 5-dniowe 5-9 VII 1997 r.; Opole; 185; (Odra) 166,2 (Dubicki i in. 1999) 7 VII 1997 r.; Głubczyce; 290 (Psina) 111,7/d Płaskowyż Głubczycki; (Dubicki i in. 1999) 7 VII 1997 r.; Lysa Hora; 1324 233,8/d Beskid Śląski (Dubicki i in. 1999) (Ostravica)

[40]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Data; miejsce; wysokośd Opad Uwagi; (źródło) [m n.p.m.] (zlewnia) [mm]

7 VII 1997 r.; Międzygórze; 700 200,1/d Sudety; (Dubicki i in. 1999); (Nysa Kłodzka) 7 VII 1997 r.; Opole; 185 (Odra) 95,9/d Nizina Śląska; (Dubicki i in. 1999) 7 VII 1997 r.; Rejvíz; 757 (Opava) 214,2/d Sudety; (Dubicki i in. 1999) 7 VII 1997 r.; Zlaté Hory; 433; 214,0/d Sudety; (Dubicki i in. 1999) (Biała Głuchołaska/Nysa Kłodzka) 8 VII 1997 r.; Racibórz; 205 (Odra) 92,9/d Nizina Śląska; (Dubicki i in. 1999) Sudety, Góry Orlickie; (tego samego dnia Dusz- 22 VII 1998 r.; Zieleniec; 855 niki-Słoszów 170,0 mm; Chocieszów 148,6 mm; 172,3/d (Nysa Kłodzka) Deštné (Dzika Orlica/Łaba) 203,6 mm (Dubicki, Malinowska-Małek 2005); 20 VII 1997 r.; stacja XXX w dorzeczu (Dubicki, Malinowska-Małek 2005); natężenie 159,6/d Kaczawy opadu 70,2 mm·h−1 13 VIII 2002 r.; Knajpa; 967 278/d Sudety/Góry Izerskie (Czechy); (Strachota 2003); (Nysa Łużycka) 13 VIII 2002 r.; Jakuszce; 872 165,0/d Sudety, (Dubicki, Malinowska-Małek 2005); (Kamienna/Bóbr) 13 VIII 2002 r.; Świeradów; 550 188,1/d Sudety, (Dubicki, Malinowska-Małek 2005); (Kwisa/Bóbr) Sudety, maksymalne natężenie opadu między 31 VIII 2002 r.; Szczawno 178,0/d 00−01 h 1 IX − 57,7 mm, między 05−06 h − (Strzegomka/Bystrzyca) 33,3 mm; (Dubicki, Malinowska-Małek 2005) 7 VIII 2006 r.; Świeradów; 550 163,4/d Sudety, (materiały pomiarowe IMGW) (Kwisa/Bóbr)

drologiczne, geomorfologiczne i społeczno- 3.2.1. Opady wywołane przez ekonomiczne. konwergencję W okresie prowadzenia szeroko zakro- jonych pomiarów meteorologicznych, tego Opady generowane przez konwergen- typu zdarzenia miały miejsce np. w 1888, cję, mają – w myśl klasyfikacji Chomicza – 1897, 1903, 1938, 1964, 1977, 1997 i 2006 charakter ulew i obejmują duży obszar sięga- roku, prowadząc w konsekwencji do dużych, jący dziesiątek tysięcy kilometrów kwadra- a nawet katastrofalnych powodzi. Geneza towych, charakterystyczny jest przy tym ich tych zdarzeń nie budzi wątpliwości, bowiem znaczny czas trwania – od kilku do kilku- można je odnieść do map pola barycznego dziesięciu godzin. Lokalnie, zwłaszcza wykonanych na podstawie wyników pomia- w obszarach górskich, mogą przekształcać rów ciśnienia atmosferycznego prowadzo- się w opady nawalne – szczególnie groźne ze nych w Europie w dużej liczbie stacji po- względu na generowane sumy opadów cząwszy od drugiej połowy XIX wieku. Zda- i rozmiary objętego nimi obszaru. Opady rzenia o nieco mniejszej intensywności wy- tego typu mogą obejmować swym zasięgiem stępowały częściej, zazwyczaj co kilka lat. nawet cały Dolny Śląsk lub jego istotną Zapewne wiele z odnotowanych w za- część, zdarzają się głównie podczas lata, piskach historycznych wcześniejszych przy- osiągając wtedy największą intensywność padków intensywnych opadów i związanych i powodując największe konsekwencje hy- z nimi powodzi w latach 1270, 1350, 1372, 1405, 1445, 1453, 1464, 1495, 1501, 1508,

[41]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

1515, 1522, 1543, 1591, 1593, 1595, 1702, Opady ekstremalne wywołane przez 1709, 1729, 1736, 1785 (roztopowa), 1813, konwergencję niemal wyłącznie powstają od 1826, 1829 i 1854 (Girguś, Strupczewski maja do września, jednak głównie w lipcu 1965, Czerwiński 1998) było wywołanych i sierpniu. Przyczyny największej ich często- przez makroskalową konwergencję, jednak ści w optimum lata należy upatrywać ze względu na brak odpowiednich danych nie w dwóch czynnikach. Po pierwsze, właśnie ma możliwości przeprowadzenia analizy w środku lata całkowita zawartość pary wod- warunków synoptycznych kształtujących te nej w troposferze osiąga maksimum i stąd zdarzenia. potencjalne możliwości kondensacji dużej Deszcze o tej genezie przynoszą pod- ilości wody są w tym czasie największe. Po czas trwania pojedynczego zdarzenia od kil- drugie, wskutek najsłabszego latem kontrastu kudziesięciu do kilkuset milimetrów opadu, termicznego pomiędzy strefą wysokich przekraczając nawet parokrotnie miesięczne i niskich szerokości geograficznych, zachod- normy klimatologiczne. Największe opady są ni ruch powietrza w środkowej i górnej tro- obserwowane przede wszystkim w górnych posferze jest powolny i mało stabilny, co częściach zlewni sudeckich dopływów Odry powoduje wolne przemieszczanie się dol- (tab. 3.3), gdzie są zazwyczaj 2–4 razy więk- nych układów barycznych i stosunkowo czę- sze niż na Nizinie Śląskiej. ste blokowanie ich ruchu. Makroskalowa konwergencja, określa- Jak wynika z sytuacji barycznej na na także jako konwergencja w skali synop- mapach dolnych (ryc. 3.2 i 3.3), konfiguracja tycznej, towarzyszy w zasadzie każdemu pola ciśnienia i kierunek napływu powietrza układowi niskiego ciśnienia z systemem podczas wszystkich zamieszczonych przy- frontów atmosferycznych. Zjawisko to pole- padków najbardziej intensywnych opadów ga na zbieżności w dolnej i środkowej tropo- rozlewnych na Dolnym Śląsku były bardzo sferze linii prądu płynącego powietrza. Re- do siebie podobne. Dolny Śląsk znajdował zultatem zbieżności jest wymuszony ruch się pod wpływem układu niskiego ciśnienia wstępujący pod postacią wślizgu bądź wypy- usytuowanego w bezpośrednim sąsiedztwie chania ku górze dużych objętości powietrza na wschód lub południowy-wschód. Równo- względnie ciepłego ponad powietrze chłod- cześnie występował szybki wzrost ciśnienia ne. Ruchowi wstępującemu towarzyszy adia- w kierunku zachodnim w związku z rozbu- batyczne ochładzanie wznoszącego się po- dowanym nad Europą Zachodnią klinem wietrza ciepłego i w konsekwencji konden- wysokiego ciśnienia na północno-wschodnim sacja części zawartej w nim pary wodnej, skraju Wyżu Azorskiego. Ciśnienie w cen- prowadząca w dalszej kolejności do powsta- trum układu niżowego w większości przy- nia opadów atmosferycznych. Jeżeli zawar- padków wynosiło około 1005 hPa, a w obrę- tość pary wodnej w powietrzu poddanym bie klina wyżowego około 1025 hPa. wślizgowi jest duża, a konwergencja inten- W efekcie wektor poziomego gradientu ci- sywna, to tworzące się opady mogą osiągać śnienia skierowany był ku wschodowi znaczną wydajność. Ponadto, o ile prze- (w sektorze od ENE do SE), co powodowało mieszczanie niżu barycznego z układem napływ powietrza z NNE lub z rumbów są- frontów jest powolne, to strefa konwergencji siednich. W większości przypadków gradient wraz z towarzyszącymi jej zjawiskami może ciśnienia był duży lub bardzo duży, powodu- długo pozostawać ponad jednym regionem, jąc intensywną dolną cyrkulację atmosfe- powodując wydatne zwiększenie sum opadu. ryczną prostopadłą do masywu Sudetów. Powolny ruch lub nawet stagnacja układu Drugą kluczową cechą układu dolnego barycznego nie oznacza osłabienia konwer- jest jego termiczna asymetria. Po wschodniej gencji, która nadal może być intensywna. stronie niżu następuje napływ z sektora połu- dniowego ciepłych i wilgotnych mas powie-

[42]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

trza, najczęściej zwrotnikowego morskiego lub polarnego morskiego starego. Po stronie zachodniej niżu obecne jest napływające z północy polarne morskie powietrze chłod- ne. Kontrast termiczny między tymi masami może przekraczać 10ºC, co powoduje szereg konsekwencji, w tym intensyfikację konwergencji.

Ryc. 3.2. Mapy dolne sytuacji barycznej nad Eu- ropą w dniach wybranych zdarzeo opa- dów rozlewnych spowodowanych makro- skalową konwergencję: 3 sierpnia 1888, 29 lipca 1897, 10 lipca 1903, 1 lipca 1909 i 1 września 1938 r. (H – wyż, T – niż). Źró- dło: Karten Archiv, 2008 – data dostępu

[43]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

10 VIII 1964 13 VIII 2002

01 VIII 1977 07 VIII 2006

07 VII 1997 Ryc. 3.3. Mapy dolne sytuacji barycznej (izolinie) oraz mapy topografii barycznej 500 hPa (skala kolorystyczna) nad Europą w dniach wybranych zdarzeo opadów rozlewnych spowodowanych przez ma- kroskalową konwergencję: 10 sierpnia 1964, 1 sierpnia 1977, 7 lipca 1997, 13 sierpnia 2002 i 7 sierpnia 2006 r. Na mapach zaznaczono centra układów ni- żowych sterujących cyrkulacją atmosfe- ryczną w rejonie południowo-zachodniej Polski: kółko oznacza centrum układu dolnego, krzyżyk – na poziomie 500 hPa. Źródło: Karten Archiv, 2008 – data do- stępu

[44]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

O ile dla opisanych przypadków pomiędzy Morzem Norweskim a północną sprzed połowy XX wieku warunki synop- Rosją. tyczne można odtworzyć jedynie na podsta- Oprócz powietrza zwrotnikowego na wie dolnych map barycznych, o tyle dla lat poziomie górnym oraz powietrza polarnego późniejszych dostępne są także informacje morskiego na poziomie dolnym, w strefę o konfiguracji topografii barycznej na po- konwergencji na pośredniej wysokości może ziomach wyższych, o pionowej strukturze być wciągane z sektora wschodniego powie- atmosfery z sondaży aerologicznych oraz trze polarne kontynentalne lub przetransfor- rozkładzie innych wielkości np. całkowitego mowane powietrze polarne morskie stare. zapasu wody w słupie atmosfery (PWAT – Podczas lata powietrze kontynentalne, ze ang. precipitable water). W pięciu analizo- względu na ewapotranspirację z podłoża, wanych przypadkach z drugiej połowy XX może zawierać dużo wilgoci, stanowiąc i początku XXI wieku (ryc. 3.3) konfiguracja istotne źródło pary wodnej dla procesów topografii barycznej na poziomie 500 hPa opadotwórczych. Dotyczy to szczególnie wykazuje istotne różnice względem poziomu stref na obrzeżach kontynentalnego wyżu, dolnego, wynikające z baroklinowości at- gdy przy małych opadach wewnątrzmaso- mosfery ukształtowanej pod wpływem roz- wych bądź ich braku, wartości PWAT pod- kładu przestrzennego temperatury powietrza czas kolejnych dni mogą stopniowo rosnąć. w dolnej połowie troposfery. W przedstawionej analizie trajektorii Odmienna konfiguracja pola barycz- wstecznych uwagę zwraca także bardzo wy- nego na poziomach dolnym i górnym ozna- raźne podnoszenie napływającej masy na cza stopniową zmianę wraz z rosnącą wyso- poziomie górnym ilustrujące wślizg ciepłego kością położenia centrum ośrodka niżowego, powietrza, któremu towarzyszy podobny, którego pionowa oś jest przechylona w kie- chociaż mniej intensywny, wślizg powietrza runku powietrza chłodnego, co prowadzi na poziomie pośrednim. Wstępujący ruch w rezultacie do silnej konwergencji. Począw- powietrza jest najsilniejszy w rejonie obję- szy od północnej po zachodnią część dolnego tym opadami. Oznacza to, że w strefie kon- niżu dokonuje się intensywny wślizg ciepłe- wergencji, której rozmiary horyzontalne go powietrza (które od wschodu i północy w stosunku do rozmiarów sterującego układu okrążyło ten niż), ponad masę chłodną na- barycznego są stosunkowo małe, podnosze- pływającą z kierunku północnego. niu i adiabatycznemu ochłodzeniu poddane Wyjątkową skalę i intensywność kon- jest powietrze pochodzące z obszarów o po- wergencji pokazują wyniki przeprowadzo- wierzchni przekraczającej milion kilometrów nych analiz trajektorii wstecznych w pięciu kwadratowych. Rozległość zasilania strefy przypadkach opadów rozlewnych począwszy konwergencji przez wilgotne powietrze sta- od połowy XX wieku (ryc. 3.4). Powietrze na nowi warunek konieczny dla wystąpienia każdym z trzech rozpatrywanych poziomów opadów wielokrotnie przewyższających ob- (500, 1000 i 4000 m n.p.m.) podczas trzech serwowane wartości PWAT, które w strefie dni poprzedzających analizę napływało intensywnych opadów z reguły mieszczą się z innego obszaru geograficznego. Cechą w przedziale 20–35 mm. wspólną przypadków jest pochodzenie masy Wskutek wślizgu dochodzi do adiaba- powietrznej na poziomie 4000 m n.p.m. tycznego ochłodzenia powietrza o dużej ob- z rejonu Morza Śródziemnego, natomiast jętości, kondensacji pary wodnej i powsta- powietrza na poziomie dolnym (500 m wania dość rozległej strefy intensywnych n.p.m.) z obszarów położonych w sektorze opadów atmosferycznych o ciągłym charak- północnym w stosunku do Dolnego Śląska – terze. Nie są to jednak klasyczne opady fron- w zależności od konkretnego przypadku – talne frontu ciepłego albo okluzji o charakte-

[45]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

Ryc. 3.4. Rekonstrukcja trajektorii wstecznych dla porcji powietrza z wysokości 500 (A), 2000 (B) i 4000 m n.p.m. (C) w dniach wybranych zdarzeo opadów rozlewnych spowodowanych przez makroskalową konwergencję: 10 sierpnia 1964, 1 sierpnia 1977, 7 lipca 1997, 13 sierpnia 2002 i 7 sierpnia 2006 r.

[46]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

rze ciepłym. Wydaje się, że charakter po- lub spowolnienia ruchu strefy frontalnej, to wierzchni frontalnej przypomina raczej sta- sumy dobowe opadu atmosferycznego nawet gnujący anabatyczny front chłodny, gdzie na obszarze nizinnym mogą osiągać 50– wypychaniu ciepłego powietrza przed fron- 100 mm, incydentalnie przekraczając tem towarzyszy dalszy jego wślizg ponad po- 100 mm (np. 2 września 1938 r. w Wińsku wietrze chłodne po powierzchni frontalnej i Żmigrodzie, kiedy wynosiły odpowiednio w środkowej troposferze (ryc. 3.5). Z uwagi 119,7 i 111,3 mm; patrz tab. 3.3). Podobna na fakt, że ciepła i wilgotna masa powietrzna sytuacja miała miejsce 10 sierpnia 1964 r. jest podczas lata mało stabilna termodyna- gdy bardzo wysokie sumy dobowe opadów micznie, mogą się w niej pojawiać (zwłasz- wystąpiły w całej południowej części Dolne- cza już podczas wstępowania ponad pogo Śląska, w tym także poza Sudetami (np. wierzchnię frontalną) wbudowane w nią lo- w Łagiewnikach – 171,6 mm; tab. 3.3). kalne chmury konwekcyjne Cumulonimbus, W tym ostatnim dniu konfiguracja pola ba- przynoszące burze i chwilową intensyfikację rycznego na poziomie dolnym była zasadni- ciągłych opadów. czo różna w stosunku do poziomu izobarycz- W rezultacie, jeśli podczas intensywnego 500 hPa, powodując napływ górą cie- nej letniej konwergencji dojdzie do stagnacji płego i wilgotnego powietrza z południa,

Ryc. 3.5. Mechanizm powstawania opadów intensywnych związanych z makroskalową konwergencją nad południowo-zachodnią Polską; na blokdiagramie przedstawiono przekrój przez dolną i środkową troposferę. Jeżeli struga chłodnego i wilgotnego powietrza z sektora północnego w strefie intensywnych opadów frontalnych natrafi na obszary górskie, to podczas wymuszo- nego ruchu wstępującego dochodzi do dodatkowej kondensacji pary wodnej i orograficznego wzrostu intensywności opadu. Im szybszy ruch powietrza w tej strudze, tym większe orograficzne wzmożenie opadu

[47]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

a dołem chłodnego i także wilgotnego powie- w przypadku opadów rozlewnych w Sude- trza z północy, co oznaczało wyjątkowo silną tach, zjawisko „feeder” nie ma charakteru konwergencję. Sumy dobowe opadu obser- odrębnej chmury czapowej okalającej szczyt wowane wtedy w Sudetach były podobne jak góry, a występuje jako wyraźne zwiększenie na Przedgórzu Sudeckim i w niektórych sta- wodności już wcześniej istniejących chmur cjach nizinnych, co uznać należy za odstęp- piętra dolnego, które podlegają ruchowi stwo od normy, spowodowane zapewne wstępującemu wymuszonemu rzeźbą terenu. przez stosunkowo słaby gradient ciśnienia na Przedstawiony mechanizm orograficz- poziomie dolnym i tym samym mało inten- nego wzmożenia intensywności opadu bar- sywny spływ chłodnego powietrza z północy. dzo dobrze tłumaczy obserwowaną prawi- W takich warunkach efekty orograficzne dłowość polegającą na tym, że największe w masie chłodnej nie zaznaczyły się ze zwy- sumy dobowe podczas opadów rozlewnych kłą dla innych przypadków intensywnością. są obserwowane na grzbietach górskich ze W sytuacji typowej dla opadów eks- stokami opadającymi ku N i NE, szczególnie tremalnych wywołanych przez makroskalo- gdy po stronie dowietrznej brak jest innych wą konwergencję gradient ciśnienia na po- dużych wzniesień, na których ten efekt ziomie dolnym jest duży, a przepływ chłod- mógłby się wcześniej dokonywać prowadząc nego powietrza z sektora NW-N-NE silny, do częściowego zmniejszenia PWAT w na- wskutek czego na barierze orograficznej, pływającej masie powietrznej. Maksimum którą stanowią Sudety, dochodzi do inten- opadu może być nieznacznie, tzn. do 2–5 sywnego spiętrzania płynącego dołem powie- kilometrów, przesunięte w głąb masywu trza. Powietrze to jest podczas swego ruchu górskiego w kierunku południowym od linii po dowietrznej stronie gór nieustannie prze- grzbietu, co jest uzasadnione dryfem wiatro- nikane przez cząstki opadu atmosferycznego wym opadających cząstek opadu. Taka wła- generowanego ponad powierzchną frontalną, śnie jest pozycja morfologiczna stanowiska co prowadzi do jego nasycenia parą wodną. pomiarowego Nová Louka w Górach Izer- Podczas piętrzenia orograficznego, już od skich, na którym 29 lipca 1897 r. zmierzono podstawy stoków, dochodzi nad górami rekordową dla Sudetów sumę dobową opadu (wskutek wilgotnoadiabatycznego ochładza- wynoszącą 345,1 mm. nia) do dodatkowej kondensacji wody zwięk- Należy dodać, że pogląd według któ- szającej w istotny sposób wodność chmur. rego opady orograficzne powstają pod Wzbogacone w wodę chmury dolnego piętra wpływem wymuszonej rzeźbą terenu inten- są wciąż przemywane przez krople deszczu sywnej konwekcji w masie chłodnej prowa- z wyższego poziomu, które z uwagi na dra- dzącej do powstania silnie rozbudowanych stycznie większe rozmiary opadają szybciej chmur Cumulonimbus (Olszowicz i in. 1999, i po kolizyjnych trajektoriach w stosunku do Kupczyk i in. 2005), nie wydaje się uzasad- kropelek budujących chmurę. W efekcie niony. Sprowokowana orografią konwekcja duża liczba kolizji kropel deszczu z kropel- wymaga dłuższego czasu (rzędu dziesiątek kami chmury powoduje znaczące, często minut), aby we wznoszącym się powietrzu nawet więcej niż dwukrotne zwiększenie powstały cząstki opadu atmosferycznego. intensywności występującego opadu. Zwięk- Przy obserwowanej dużej prędkości wiatru szenie intensywności opadu nad górami na- w masie chłodnej efekt zwiększenia opadów stępuje zatem w sposób zbliżony do znanego byłby obserwowany w odległości wielu ki- z literatury efektu „seeder-feeder” (Bergeron lometrów po zawietrznej stronie grzbietu, 1965, Dore, Choularton 1992). Główną róż- czego nie potwierdzają dane obserwacyjne. nicą jest skala zjawiska, dotycząca nie poje- Ponadto tworzenie się cząstek opadu tą drogą dynczych izolowanych wzniesień, a całych jest utrudnione z uwagi na intensywne opady grup górskich w obrębie Sudetów. Ponadto, ciągłe pochodzące z chmur frontalnych

[48]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

w środkowej części troposfery, które „prze- kowo wąski i zarazem intensywny strumień czesują” chmury tworzące się nad przeszko- zimnego powietrza bywa nazywany dolno- dą, uniemożliwiając normalny przebieg troposferycznym prądem strumieniowym wzrostu cząstek opadu zgodny z mechani- (Sobíńek i in. 1993). zmem Findeisena-Bergerona. W świetle przedstawionego mechani- Bardzo ciekawe rezultaty przyniosły zmu powstawania opadów orograficznych szczegółowe pomiary intensywności opadów staje się zrozumiała relacja na temat przebie- w sierpniu 2002 r. przeprowadzone w sieci gu warunków pogodowych w Karkonoszach pomiarowej Czeskiego Instytutu Hydrolo- sporządzona podczas opadów lipcowych giczno-Meteorologicznego (CHMU) w Gó- 1897 r. (Die Hochwasser-Katastrophe… rach Izerskich, po części w obrębie zlewni 1897, za: Czerwiński 1991): Opady rozpo- Nysy Łużyckiej/Odry, a po części Izery/Łaby częły się po południu 27 lipca, początkowo (Strachota 2003). Otóż podczas opadów roz- miały jednak umiarkowane natężenie i wylewnych o wydajności przekraczającej stępowały z przerwami. Wieczorem 28 lipca 10 mm·h−1 największą intensywność opadu intensywność opadów zaczęła narastać. stwierdzono przy nasilającym się wietrze, Utrzymywały się przez cały dzień 29 lipca, który na odległej o około 30 kilometrów a w nocy na 30 lipca można było mówić Śnieżce osiągnął 13 sierpnia 2002 r. o godz. o oberwaniu chmury. W niektórych miej- 12 UTC prędkość 41 m·s−1 przy kierunku scach w wyższych partiach gór w godzinach północnym. Właśnie pomiędzy godziną 12 a 21–07 spadło 120–150 mm deszczu. Od rana 13 UTC w sąsiednich Górach Izerskich ob- 29 lipca góry spowiła gęsta mgła, a od wie- serwowano kulminację intensywności opadu czora tegoż dnia zaczął się silny wiatr z pół- na poziomie 15–24 mm·h−1. Rola dużej nocnego zachodu, którego siła dochodziła do prędkości wiatru w kształtowaniu maksy- huraganowej, a kierunek zmieniał się z cza- malnej intensywności opadu polega na spię- sem na północno-wschodni. W południe trzaniu na przeszkodzie orograficznej zwięk- 30 lipca deszcz ustał. szonej objętości nasyconego powietrza w W tym opisie zwraca uwagę fakt, że jednostce czasu. To przekłada się na dodat- największe opady poprzedziło pojawienie się kową ilość skondensowanej podczas spię- w górach gęstej mgły, co można interpreto- trzania wody i podnosi intensywność jej wać jako początek orograficznego spiętrzania wymywania przez opad pochodzący z góry. nasyconego parą wodną powietrza. Główna Pojawianie się podczas opadów eks- fala opadów wystąpiła podczas nasilonego tremalnych wysokiej prędkości wiatru wiatru z sektora północnego, czyli przy w płynącej z północy masie powietrza zim- szczególnie intensywnym spiętrzaniu orogra- nego jest zjawiskiem typowym, co więcej, ficznym powietrza napływającego w obrębie często maksymalną prędkość w pionowym dolnej troposfery, które zachodziło przy przekroju troposfery obserwuje się w okolicy obecności opadów frontalnych generowa- górnej części warstwy granicznej atmosfery, nych z wyższego poziomu. W efekcie nad a nie na poziomach wyższych. Przyczyną Sudetami Zachodnimi, wskutek dodatkowej takiej sytuacji jest asymetria termiczna ukła- kondensacji w strumieniu powietrza wzno- du niżowego. W masie chłodnej, gdzie ci- szącego się na północnych stokach, wzrastała śnienie szybko rośnie w kierunku zachodnim, wodność chmur przejawiająca się we wzro- spadek ciśnienia z wysokością jest szybszy ście rozmiarów już istniejących kropelek niż w masie ciepłej na wschodzie. W efekcie chmury i w tworzeniu się nowych. Ta dodat- różnice ciśnienia i jego poziomy gradient kowa ilość wody była wymywana z atmosfe- zmniejszają się z wysokością, czemu towa- ry przez opad pochodzący z warstw wyż- rzyszy spadek prędkości wiatru w troposfe- szych. Rezultatem tego były w Karkonoszach rze powyżej warstwy granicznej. Ten stosun- Wschodnich rekordowe sumy opadu w dniu

[49]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

29 lipca (tab. 3.3), które w kilku posterun- Bramy Morawskiej (Dubicki, Malinowska- kach opadowych począwszy od środkowego Małek 1999). odcinka stoku Karkonoszy w górę po grzbiet Jak pokazuje analiza trajektorii wyniosły powyżej 200 mm, a w zachodniej wstecznych napływającego powietrza, strefa części Gór Izerskich na wspomnianej już konwergencji była zasilana nie tylko przez stacji Nová Louka osiągnęły 345 mm, co do płynące górą zwrotnikowe masy powietrzne dzisiaj pozostaje wartością rekordową oraz dołem przez powietrze polarne morskie, w Środkowej Europie poza Alpami. ale także przez masy powietrza kontynental- Szczególne miejsce wśród opadowych nego pochodzące znad Europy Wschodniej zdarzeń ekstremalnych w Europie Środkowej (ryc. 3.4). zajmują powodziowe opady z pierwszej de- Osobną kwestią jest określenie związ- kady lipca 1997 r. (Müller i in. 2009), które ku między ogólną cyrkulacją atmosferyczną objęły swym zasięgiem zlewnię górnej i ekstremalnymi opadami wywołanymi przez i środkowej Odry oraz górnej Morawy i gór- konwergencję. Panujący pogląd, że zdarzenia nej Wisły. Wyjątkowość tego zdarzenia po- takie są pochodną niżów wędrujących szla- legała nie tyle na ekstremalnej intensywności kiem Vb Van Bebbera (Van Bebber 1883), zjawiska (większe dobowe sumy opadów tzn. znad Zatoki Genueńskiej lub Adriatyku zmierzono choćby podczas zdarzeń w 1897 dalej ku północy i północnemu wschodowi i 2002 r.), ile z uwagi na długotrwałość opa- nad Europę Środkową, należy uznać w zasa- dów i objęty nimi obszar. W przeważającej dzie za słuszny, chociaż nie wszystkie niże części dorzecza górnej Odry nieprzerwane przynoszące ekstremalne opady postępują opady trwały ponad 50 godzin, w kilku sta- według tej trasy. Konstatacja ta nie wyjaśnia cjach przekraczając 3 doby (np. Kubalonka jednak mechanizmów prowadzących do po- [Olza] 75 godzin, Bolesławów [Biała Lądec- wstania silnej konwergencji. Należy zauwa- ka] 73 godziny; Dubicki, Malinowska-Małek żyć, że istotną rolę w inicjowaniu intensyw- 1999). O stagnacji i częściowej regeneracji nej cyklogenezy i towarzyszącej jej konwer- strefy konwergencji w lipcu 1997 r. świadczą gencji ma adwekcja nad zachodnią lub połu- choćby kolejne dobowe sumy opadów dniowo-zachodnią część Europy dużej porcji w stacji Kamienica (Biała Lądecka), które (co najmniej kilka milionów km3) zimnego w dniach 5, 6, 7, 8 i 9 lipca wyniosły odpo- powietrza polarnego morskiego lub arktycz- wiednio 10, 122, 180, 154 i 16 mm, przyno- nego z północy i następnie jej odcięcie od sząc łącznie 482 mm w ciągu pięciu dni. masy źródłowej przez wał wyżowy rozbu- Największe sumy opadów w tym samym dowany równoleżnikowo nad Północnym czasie wystąpiły w prawobrzeżnej części Atlantykiem i Skandynawią. Taka „kropla” czeskiego dorzecza Odry: na stacji Ńance zimnego powietrza może przez wiele dni wyniosły 617 mm (w kolejnych dniach od w grubej warstwie utrzymywać odrębność 5 do 9 lipca 15, 66, 230, 99 i 207 mm, na swych cech w stosunku do cieplejszego oto- stacji Lysá hora – 586 mm, a na stacji Uspo- czenia, począwszy od podłoża do poziomu lka 513 mm, sumy wyższe od 500 mm wy- co najmniej 500 hPa. Spowodowana tą drogą stąpiły także w lewobrzeżnej części zlewni cyklogeneza jest tym bardziej intensywna, im Odry (Zlaté Hory – 513 mm, Jesenik – większy kontrast termiczny „kropli chłodu” 512 mm, Rejvíz – 511 mm i Vidly – w stosunku do otoczenia (np. gdy chłodne 501 mm; tab. 3.3). Położenie strefy inten- powietrze dotrze do basenu Morza Śród- sywnej konwergencji podczas tego zdarze- ziemnego). Odcięcie chłodnego powietrza od nia, tzn. przez około 100 godzin, wahało się masy źródłowej powoduje, że zaburzenie pomiędzy Sudetami Zachodnimi a Beskidem występuje nie w postaci zatoki niżowej wę- Śląskim pozostając najczęściej w otoczeniu drującej z zachodu na wschód wraz z ogólną cyrkulacją atmosfery, a przybiera postać

[50]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

izolowanego niżu, który przemieszcza się 3.2.2. Opady wywołane przez konwekcję powoli i często zmienia kierunek. Należy podkreślić, że począwszy od połowy XX w. Opady ekstremalne o genezie konwek- wszystkie omówione przypadki ekstremal- cyjnej trwają krócej, a ich intensywność jest nych opadów związanych z makroskalową większa niż w przypadku opadów wywoła- konwergencją rozpoczynały się właśnie w nych przez makroskalową konwergencję. taki sposób, tzn. od powstania na zachodzie Z reguły należą one do kategorii opadów kontynentu „kropli” chłodu. nawalnych, obejmując swym zasięgiem dzie- Z uwagi na stosunkowo długi, bo trwa- siątki i setki kilometrów kwadratowych. Naj- jący kilka dni, czas rozwoju sytuacji od po- silniejsze opady tego typu zmierzone na tere- wstania izolowanej „kropli” zimnego powie- nie Dolnego Śląska spełniają kryterium desz- trza do wystąpienia ekstremalnych opadów, czów nawalnych III stopnia (Chomicz 1951). pojawienie się takiej kropli nad Europą Za- Takich przypadków było pięć, z czego trzy chodnią i przylegającymi morzami można należą do deszczów nawalnych IV stopnia wykorzystać do wczesnego ostrzegania (ryc. 3.1). Należy tutaj zaznaczyć, że liczba o niebezpieczeństwie potencjalnie grożącym takich zdarzeń w ciągu ostatnich stu kilku- Europie Środkowej. Nie oznacza to jednak dziesięciu lat niewątpliwie była większa. możliwości precyzyjnego prognozowania na Wiele z nich nie zostało jednak odnotowa- kilka dni naprzód wystąpienia ekstremalnych nych ze względu na niewystarczającą gęstość opadów rozlewnych, zarówno w odniesieniu sieci pomiarowej oraz z uwagi na brak in- do ich intensywności jak i czasu oraz miejsca formacji o czasie trwania opadu dla danej zdarzenia. doby. Standardowo w takich przypadkach Podsumowując należy stwierdzić, że opad traktowany jest jako 24-godzinny, po- ekstremalne opady rozlewne wywołane przez mimo że w rzeczywistości trwał krócej. Po- makroskalową konwergencję powstają nadto w niektórych przypadkach termin po- z reguły w wyniku intensywnej cyklogenezy miaru opadu (06 UTC) mógł dzielić jeden zorganizowanej pod postacią quasi- nawet krótkotrwały epizod na dwa sąsiednie stacjonarnego asymetrycznego termicznie dni, znacząco wpływając na obniżenie inten- niżu wkraczającego z sektora południowego sywności wynikającej z danych w archiwach nad Europę Środkową. Niż taki zapewnia meteorologicznych. zasilanie w wilgotne powietrze z sektora od Wśród znanych z literatury i dobrze S przez SE i E do NE, które wstępuje ponad udokumentowanych przypadków najbardziej powietrze chłodne napływające z sektora intensywnych opadów konwekcyjnych wy- NW i N. Powierzchnia frontalna oddzielająca różniają się trzy zdarzenia (tab. 3.3, ryc. 3.6). obydwie masy powietrzne ma najczęściej Pierwsze z nich miało miejsce tuż przed wy- charakter anabatycznego frontu chłodnego. buchem I wojny światowej 23 lipca 1914 r. Największe opady występują w miejscach, w Sławniowicach koło Nysy, gdy w ciągu gdzie szybko płynąca struga chłodnego 75 minut spadło aż 176,1 mm deszczu (Er- i jednocześnie nasyconego parą wodną po- gebnisse…, za: Chomicz 1951). Niemal taką wietrza z północy jest orograficzne defor- samą intensywność miał opad z 29 maja mowana przez pasma górskie Sudetów i Be- 1968 r. w Komarnie, gdzie podczas popołu- skidu Śląskiego. Całość zjawiska jest zwykle dnia w ciągu 90 minut spadło 182,6 mm uwarunkowana przez wcześniejsze o kilka deszczu (Sienkiewicz 1968), a także opad dni włamanie i odcięcie „kropli” zimnego z 2 sierpnia 1951 r. w Komorowie koło powietrza, która napłynęła z północy w rejon Świdnicy, który wyniósł 193,4 mm w ciągu zachodniej części Morza Śródziemnego. 2 godzin. Spośród udokumentowanych przy- padków deszczu nawalnego na terenie całej

[51]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

Polski bardziej intensywny był jedynie opad go opadu wynikałoby, że centrum wydajności na stacji Skrzyczne w Beskidzie Śląskim, opadu znajdowało się nie nad obszarem który wystąpił 23 lipca 1956 r. i w czasie 90 deszczomierza, a na odległych o około 2 km, minut wyniósł 220,1 mm (Sienkiewicz wyżej o 200 m położonych wzgórzach i tam 1968). wydajność opadu była największa. Opady tego typu powodują gwałtowne Inne udokumentowane na Dolnym wezbrania na lokalnych małych ciekach, Śląsku deszcze nawalne co najmniej III stop- które mogą przybierać charakter powodzi nia to opad z 16 sierpnia 1897 r. w Bardzie, błyskawicznych (ang. flash flood) co dobrze który przyniósł 98,0 mm w ciągu 45 minut oddaje relacja Sienkiewicza (1968) z okolic (Ergebnisse…, za: Chomicz 1951) oraz opad Komarna: W dniu 29 maja mieszkańcy wsi w zlewni górnej Bystrzycy w czerwcu Komarno, odległej o około 13 km od Jeleniej 1979 r., gdy opady deszczu w ciągu 5 godzin Góry, przeżyli chwile grozy, gdy w wyniku przyniosły 206,5 mm wody (Dubicki, Mali- zjawiska tzw. oberwania się chmury olbrzy- nowska-Małek 2005, dokładne data i nazwa mie zwały wody w ciągu zaledwie kilkunastu opisanej stacji nie zostały przez autorów minut zaczęły zalewać mieszkania i zabudo- przytoczone). wania gospodarcze. Grozę sytuacji powięk- Do tej kategorii należy także zaliczyć szał olbrzymi huk i łoskot wleczonych i to- przypadek bardzo intensywnych opadów czonych przez wodę z dużą szybkością, gła- w nocy 22/23 lipca 1998 r. w zlewni By- zów i rumoszu skalnego przy bardzo słabej strzycy Dusznickiej, wskutek których w na- widzialności (około 5 metrów). Duża ilość stępującej po nich powodzi śmierć poniosło spadającej wody, w krótkim czasie wypełniła 9 osób. Opad dobowy zmierzony 23 lipca koryto miejscowego potoku, zalała łąki w kilku stacjach górnej części zlewni prze- i utworzyła na drodze biegnącej środkiem kraczał 170 mm, a w części dolnej 100 mm wsi, nowy o dużej prędkości ciek. Wysokość (tab. 3.3), należy jednak zauważyć, że wy- płynącej po drodze wody wahała się w gra- stąpił w charakterze deszczu nawalnego nicach 1 m, a wielkość toczonych głazów trwającego kilka godzin (Dubicki, Malinow- osiągała promień 0,5 m.[…] Sytuacja jaka ska-Małek 2005). Także wielkie opady pod- zaistniała była wynikiem wystąpienia bardzo czas nocy z 31 sierpnia na 1 września 2002 r. intensywnego lokalnego opadu nawalnego, i związana z nimi powódź na Bystrzycy który według skali doc. Chomicza osiągnął i Strzegomce związane były z intensywną wydajność IV stopnia (B4). Zjawisko rozpo- konwekcją i miały bardzo gwałtowny cha- częło się o godzinie 14.30 od słabego desz- rakter (Dubicki, Malinowska-Małek 2005), w czu, który w ciągu kilku minut zmienił gwał- tym przypadku trwały przez kilka godzin, townie intensywność, przechodząc w opad dając sumy sięgające 178 mm w Szczawnie nawalny deszczu z gradem i po około 45 (tab. 3.3). minutach ponownie zmienił intensywność Wspólnym elementem łączącym wy- przechodząc w słaby deszcz. Wysokość opadu mienione przypadki jest pora roku zdarzenia, zmierzona przez stację opadową PIHM zawierająca się pomiędzy późną wiosną w Komarnie za okres półtorej godziny osią- a późnym latem, tj. w okresie maksymalnego gnęła wartość 182,6 mm, zaś za dobę zapasu pary wodnej w troposferze i najwięk- 190,6 mm. […] Opierając się na relacjach szej aktywności konwekcji. Charakterystycz- mieszkańców wsi Komarno, według których ne jest, że większość przypadków z opadem przedstawiono przebieg zjawiska w czasie, nawalnym stopnia III+, miała miejsce pod- można sądzić, że w mniejszym przedziale czas nocy; tak było 2 sierpnia 1951 r., czasowym, niż dokonano pomiaru wielkości 22 lipca 1998 r. i 31 sierpnia 2002 r. Ponadto opadu, występował opad nawalny V stopnia. zwraca uwagę podobieństwo w usytuowaniu Poza tym z lokalnego rozkładu przestrzenne- stacji pomiarowych z opadem nawalnym. We

[52]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 3.6. Lokalizacja przypadków wystąpienia opadów nawalnych na Dolnym Śląsku. Kolejnośd informacji w ramce: miejsce zdarzenia; rok; suma *mm+/czas *min+. Wizualizację rzeźby terenu wykonano w Pracowni Metod Modelowania Przestrzennego Środowiska Geograficznego IGRR UWr. z rastrowego numerycznego modelu terenu SRTM o rozdzielczości 90 m; współrzędne WGS *m+ wszystkich wypadkach są to stacje położone Chomicz 1951; tab. 3.3), co oznaczało po północno-wschodniej stronie masywów deszcz nawalny II stopnia. górskich lub w ich wnętrzu. Zwraca uwagę Pomimo wyraźnego skupienia opadów fakt, że w większości zdarzeń (Sławniowice, nawalnych w pobliżu Sudetów, w obszarze Bardo, Ostroszowice, Komorów, Wałbrzych, ich występowania nie jest widoczna pozy- Szczawno, górne części zlewni Bystrzycy tywna zależność sumy opadu od wysokości. i Strzegomki; patrz tab. 3.3) deszcze nawalne Opisywane zdarzenia zachodziły z podobną występowały w sąsiedztwie sudeckiego wydajnością na wysokości od poniżej 300 m uskoku brzeżnego czyli po obu stronach wy- n.p.m. (Bardo, Sławniowice, Komorów) do bitnej krawędzi morfologicznej oddzielającej 855 m n.p.m. (Zieleniec). Jest to jedna Sudety od Przedgórza Sudeckiego. W świetle z istotnych różnic rozkładu przestrzennego dotąd opublikowanych materiałów, na obsza- w stosunku do opadów wywołanych przez rze nizinnym należącym do Niżu Środkowo- makroskalową konwergencję. europejskiego, który obejmuje znaczną część Warunki synoptyczne kształtujące te terytorium Dolnego Śląska, opady nawalne zdarzenia były podobne: w słabo gradiento- o intensywności III+ nie występowały, co nie wym polu ciśnienia od zachodu lub północ- oznacza, że nie mogą tam zdarzyć się w ogó- nego zachodu przemieszczała się powoli le. Przykładem bardzo intensywnego opadu zatoka bądź bruzda niskiego ciśnienia poza Sudetami i Przedgórzem Sudeckim jest z frontem oddzielającym gorące i wilgotne zdarzenie z Wrocławia w dniu 6 sierpnia powietrze (zwykle zwrotnikowo morskie) na 1858 r., kiedy opad trwający 90 minut przy- wschodzie i południu od postępującego od niósł 95 mm wody (Hellmann 1906, za: zachodu i północy chłodniejszego powietrza PMs. Należy pamiętać, że charakterystyka

[53]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

pionowej struktury atmosfery jest dokony- przy dużej chwiejności masy powietrznej wana w oparciu o dane ze stacji aerologicz- w całym profilu pionowym dolnej i środko- nych, które rozmieszczone są stosunkowo wej troposfery, ale przy chwiejności warun- rzadko, a sondaże wykonywane są tylko kowej i współwystępowaniu na pewnej wy- 2 razy na dobę: o godzinie 00 i 12 UTC. sokości w atmosferze wyraźnej warstwy W przypadku Dolnego Śląska jest tylko jed- hamującej, w obrębie której równowaga jest na taka stacja – Wrocław, ponadto pomocne stała lub nawet występuje swobodna inwersja mogą być dane ze stacji położonych w są- temperatury. W przypadku istnienia równo- siedztwie tzn. z Drezna, Pragi, Ostrawy wagi chwiejnej począwszy od podłoża do co i Brna. W żadnym z omawianych przypad- najmniej środkowej troposfery, konwekcja ków czas i miejsce wystąpienia opadu na- występuje spontanicznie i tworzą się bardzo walnego nie były zgodne z czasem i miej- liczne komórki konwekcyjne dające przelot- scem wykonania sondażu, z tego powodu ne opady atmosferyczne. W takiej sytuacji, warunki atmosferyczne określane przez son- gdy pojedyncze komórki konwekcyjne znaj- daże należy traktować jedynie jako ogólną dują się blisko siebie, mają one niewielkie charakterystykę pionowej struktury masy rozmiary horyzontalne, a tym samym ograni- powietrznej, w której doszło do danego zda- czone możliwości „zasysania” ku górze wil- rzenia, a nie jako dokładną rekonstrukcję gotnego powietrza z warstwy granicznej stanu atmosfery na obszarze opadów nawal- atmosfery, w którym następnie dochodzi do nych podczas ich trwania (ta sama uwaga kondensacji zawartej w nim pary wodnej. odnosi się również do zdarzeń wiatrowych W efekcie przelotne opady atmosferyczne, o genezie konwekcyjnej). chociaż występują licznie, z reguły nie osią- Zdarzenia z ostatnich dziesięcioleci, gają intensywności silnych ulew, a suma lepiej udokumentowane odpowiednimi mate- opadów rzadko osiąga wielkość PWAT cha- riałami synoptycznymi, pokazują, że waż- rakterystyczną dla masy powietrznej tzn. nym czynnikiem jest wysoka wartość PWAT wartość około 30 mm. w masie ciepłej i wilgotnej przy dużej zawar- W odróżnieniu od konwekcji sponta- tości pary wodnej w warstwie granicznej nicznej występującej jednocześnie w licz- atmosfery. We Wrocławiu w dniach oma- nych komórkach, sytuacje z warunkową wianych opadów nawalnych PWAT wahała chwiejnością i obecnością warstwy hamują- się od 30 do 40 mm i w każdym przypadku cej mogą prowadzić do wystąpienia opadów była to wartość wyraźnie wyższa niż sezo- atmosferycznych o sumie nawet kilka razy nowa średnia. Duża zawartość pary wodnej przekraczającej wartość PWAT. Mechanizm w warstwie granicznej wyrażała się w postaci takich opadów polega na tym, że warstwa wysokich wartości temperatury punktu rosy hamująca może być przebita od dołu jedynie

Td zmierzonej na stacjach synoptycznych. w miejscu wystąpienia najsilniejszych prą-

We wszystkich zdarzeniach Td była wyższa dów konwekcyjnych, jednak kiedy już do niż 15ºC, przekraczając incydentalnie 20ºC. takiego przebicia dojdzie to zasięg zasilania Takie warunki wilgotnościowe masy poprzez wypieranie wilgotnego powietrza wietrznej zapewniały włączanie w prądy z najniższej części troposfery jest o wiele wznoszące odpowiedniej ilości pary wodnej, większy niż w przypadku silnej spontanicz- która ulegała następnie kondensacji i w wy- nej konwekcji. Przyczyną jest brak w bezpo- niku szeregu procesów prowadziła do po- średnim sąsiedztwie innych komórek, które wstania intensywnych opadów. mogłyby konkurować o dostęp do zapasu Następną cechą charakterystyczną naj- ciepłego i wilgotnego powietrza. W rezulta- silniejszych opadów nawalnych są specy- cie w strefie chwiejności powyżej warstwy ficzne warunki równowagi termodynamicz- hamującej dochodzi do powstania sięgają- nej troposfery. Opady takie nie występują cych tropopauzy potężnych chmur Cumulo-

[54]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

nimbus zasilanych poprzez rejon „przebicia” cej w ogóle nie występowałyby chmury lub przez wilgotne powietrze z warstwy granicz- co najwyżej słabo wypiętrzone chmury Cu- nej atmosfery. Tego rodzaju komórki kon- mulus i Stratocumulus, którym nie towarzy- wekcyjne mogą przybierać duże rozmiary szą opady atmosferyczne. o objętości dziesiątek a nawet setek tysięcy Jak się wydaje, w realiach geograficz- kilometrów sześciennych, tworząc tzw. me- nych Dolnego Śląska rozwój mezoskalowych zoskalowe systemy konwekcyjne (ang. Me- kompleksów konwekcyjnych może być po soscale Convective Systems). Oczywiście części warunkowany wpływem rzeźby terenu powstrzymywanie konwekcji (ang. convec- (ryc. 3.7). Prawdopodobny typowy rozwój tive inhibition) nie może być zbyt mocne, bo sytuacji prowadzący do powstania nawal- w takiej sytuacji w ogóle nie mogłoby dojść nych opadów o genezie konwekcyjnej polega do przebicia warstwy hamującej i powstania na deformacji powoli przemieszczającego się chmur burzowych. Poniżej warstwy hamują-

Ryc. 3.7. Rozwój sytuacji synoptycznej na obszarze południowo-zachodniej Polski warunkującej wystą- pienie opadów nawalnych o genezie konwekcyjnej: (a) nadejście od zachodu frontu chłodnego, (b) deformacja przebiegu frontu na masywie Sudetów powodująca powstanie mezoskalowego sytemu konwekcyjnego MCS, (c) wypełnianie zamkniętej komórki MCS w rejonie Sudetów, (d) sytuacja po zaniku MCS. Sytuację na linii przekroju A – B ilustruje ryc. 3.8

[55]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

frontu chłodnego pod wpływem masywu Zarysowany powyżej scenariusz roz- Sudetów. Ruch frontu ulega spowolnieniu woju sytuacji synoptycznej znajduje ponad górami lub na ich bezpośrednim przed- twierdzenie w danych z sondażu aerologicz- polu, podczas gdy na północ i na południe nego z Wrocławia (ryc. 3.9) z 1 września przemieszczanie frontu ku wschodowi jest 2002 r. o godzinie 00 GMT, gdy w górnej szybsze (ryc. 3.7 a,b). Po zawietrznej stronie części warstwy granicznej był obserwowany Sudetów na rozległym obszarze może nawet silny strumień powietrza z północy przy pozostać izolowana porcja ciepłego i wilgot- znacznie mniej dynamicznym ruchu powie- nego powietrza, otoczonego ze wszystkich trza na poziomach niższych i wyższych. Pio- stron przez powietrze chłodne, które napiera- nowa struktura wiatru jest trudna do wyja- jąc ze wszystkich stron, powoduje wypycha- śnienia w inny sposób niż deformacją pola nie masy ciepłej ku górze (ryc. 3.7c). W kon- przepływu nad górami. Przy ogólnie zachod- sekwencji istniejąca warstwa hamująca ulega nim kierunku ruchu masy powietrznej doszło przebiciu w rejonie najsilniejszych prądów do opłynięcia przeszkody górskiej od półno- wstępujących, po czym rozwijająca się cy (i zapewne także od południa) przy jedno- w nieskrępowany sposób konwekcja sięga czesnym zablokowaniu masy na linii Sude- górnej troposfery, lokalnie prowadząc nawet tów, a następnie do konwergencji po za- do podniesienia poziomu tropopauzy (ryc. wietrznej stronie gór, czego przejawem jest 3.8). Efektem tak silnej i zlokalizowanej właśnie spływ z północy o prędkości prze- konwekcji mogą być krótkotrwałe opady kraczającej 10 m·s−1 widoczny na wysokości nawalne. Z uwagi na lokalny charakter, krót- kilkuset metrów ponad gruntem. W rezulta- kotrwałość zjawiska i niewielki kontrast ter- cie w strefie konwergencji doszło do przebi- miczny mas powietrznych, powstawanie cia warstwy hamującej, silnej konwekcji zamkniętej komórki ciepłego powietrza nie i wystąpienia katastrofalnych nocnych opa- jest zazwyczaj odzwierciedlone w przebiegu dów nawalnych w zlewni Bystrzycy i Strze- linii frontu na mapach synoptycznych wyko- gomki (tab. 3.3). nywanych w skali kontynentu.

Ryc. 3.8. Przekrój poprzeczny A–B przez komórkę mezoskalowego systemu konwekcyjnego w rejonie Sudetów wraz z Przedgórzem Sudeckim podczas maksymalnego nasilenia opadów (faza „c” z ryc. 3.7); największe opady występują w strefie stagnacji chmury Cumulonimbus (Cb); szcze- gólnie intensywne prądy wstępujące podpiętrzają tropopauzę w postaci tzw. „overshooting top” – zjawisko wyraźnie widoczne także na ryc. 3.21 (sytuacja 30 maja 2005 r.)

[56]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

lokalnych sprzyjających zaostrzeniu wystę- pującego wzrostu temperatury albo pogłębie- niu jej spadku. Temperatura ekstremalna – zwłaszcza przez oddziaływanie temperatury minimalnej – stanowi ważny czynnik selek- cyjny dla wzrostu roślin uprawnych oraz wpływa na skład gatunkowy w ekosyste- mach. Ekstremalne zjawiska termiczne mają różny charakter i różne jest ich oddziaływa- nie na środowisko przyrodnicze i sferę spo-

łeczno-ekonomiczną. Zalicza się do nich Ryc. 3.9. Diagram aerologiczny dla Wrocławia m.in. skrajnie wysoką lub niską temperaturę z 1 września 2002 r. (godz. 00 UTC). powietrza, długotrwałe fale upałów i mro- Źródło: DAS, 2008 – data dostępu zów, a także późnowiosenne przymrozki powodujące poważne straty gospodarcze. Quasi-stacjonarny mezoskalowy kompleks konwekcyjny może powodować intensywne burze i nawalne opady deszczu 3.3.1. Skrajne wahania temperatury utrzymujące się nad tym samym obszarem nawet przez kilka godzin, co uzasadnia po- Zgodnie z danymi obserwacyjnymi wstanie tak dużych jak obserwowane sum z obszaru południowo-zachodniej Polski, opadu. Oczywiście tylko niektóre fronty najwyższa temperatura powietrza +40,2ºC spośród wielu mogą być skutecznie spowol- została odnotowana dnia 29 lipca 1921 r. nione lub zablokowane przez skądinąd nie- w Prószkowie pod Opolem, co jest także wysokie pasmo górskie. O zaistnieniu takiej maksimum maksimorum na terenie całej sytuacji współdecyduje zapewne szereg Polski. Wydarzenie to nastąpiło w warun- czynników, wśród których między innymi kach antycyklonalnego napływu powietrza należy wymienić kierunek i prędkość ruchu zwrotnikowego z sektora południowego. masy powietrznej oraz wysokość i siłę war- W nizinnej części Dolnego Śląska absolutne stwy hamującej. Dokładniejsze określenie maksima temperatury w większości przypad- w jakich warunkach front może ulec tak da- ków zawierają się w przedziale 35–38ºC leko idącej deformacji wymaga przeprowa- i w istotnym stopniu zależą od długości okre- dzenia bardziej szczegółowych badań na su pomiarowego. podstawie możliwie dużej liczby zdarzeń. Gdy idzie o temperaturę najniższą, rzecz jest bardziej złożona. Zbliżone wartości zmierzono w różnych miejscach w różnym 3.3. Ekstremalne zjawiska czasie przy zasadniczo odmiennej sieci ob- termiczne serwacyjnej. I tak w okresie przed II wojną światową najniższą temperaturę −37,0ºC Istotne dla charakterystyki warunków zanotowano w Dusznikach w dniu 11 lutego klimatycznych są skrajne wahania temperatu- 1929 r., tego samego dnia w Oleśnie na Ślą- ry. Temperatura najwyższa oraz najniższa sku Opolskim temperatura była jeszcze nieco w dłuższym przedziale czasu kształtuje się niższa i wyniosła −37,2ºC (Klimakunde… z jednej strony pod wpływem warunków 1939). Głębokie spadki temperatury osiąga- cyrkulacyjnych przynoszących wyjątkowo jące −33ºC stwierdzono także podczas kilku- ciepłą albo też zimną masę powietrzną, letnich pomiarów 1875–1881 r. prowadzo- z drugiej strony – pod wpływem czynników nych w Karłowie w Górach Stołowych

[57]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

(Richter 1882). W okresie powojennym, przebieg wegetacji i skład gatunkowy zbio- według danych pomiarowych IMGW (daw- rowisk roślinnych. W optimum lata w lipcu niej PIHM) za najniższą uchodzi temperatura 1996 r. przy napływie powietrza arktyczne- −36,9ºC, która wystąpiła 10 lutego 1956 r. go temperatura powietrza na torfowiskach w Jeleniej Górze przy napływie powietrza Hali Izerskiej na standardowej wysokości arktycznego z północnego wschodu. 2 m nad poziomem gruntu spadała podczas Pomiary prowadzone od 1996 r. na trzech kolejnych nocy poniżej 0ºC, osiągając Hali Izerskiej na wysokości 820 m n.p.m. 21 lipca −5,0ºC. Oznacza to, że na Hali Izer- wykazały, że temperatura powietrza kilka- skiej nocny mróz może wystąpić w dowol- krotnie spadała poniżej −35ºC (Sobik 2005). nym dniu w roku i nie występuje tu okres Najniższą jej wartość −37,1ºC zmierzono bezprzymrozkowy. W sensie absolutnego w tym samym miejscu 24 stycznia 2004 r. minimum temperatury Hala Izerska jest podczas napływu arktycznej masy powietrz- prawdopodobnie najzimniejszym miejscem nej z północy. W okresie prowadzenia po- w całej Polsce podczas wszystkich miesięcy miarów na Hali Izerskiej w żadnym innym okresu wegetacyjnego. stanowisku pomiarowym na Dolnym Śląsku Bardzo ważnym czynnikiem wpływa- nie stwierdzono podobnie niskiego minimum jącym na głębokość nocnego spadku tempe- temperatury, z czego wnosimy, że w warun- ratury są właściwości termiczne podłoża, kach synoptycznych, które wystąpiły np. szczególnie jego przewodnictwo cieplne, podczas zimy lat 1929 i 1956, spadek tempe- a właściwie admitancja: im mniejsza ratury na Hali Izerskiej zapewne był głębszy transmisja ciepła zmagazynowanego w pod- od −40ºC, przekraczając nawet historyczne łożu, tym głębszy spadek temperatury wywo- minima absolutne dla terytorium Polski tzn. łany nocnym wypromieniowaniem ciepła. −41,0ºC zanotowane 11 stycznia 1940 r. Głębokość spadku temperatury jest w istotny w Siedlcach i −40,6ºC 10 lutego 1929 r. sposób regulowana przez rodzaj pokrycia w Żywcu (Kuziemska 1983). terenu. Słabą admitancję wykazują obszary Stacje meteorologiczne w Dusznikach, łąkowe i inne pokryte grubą warstwą darni, Jeleniej Górze, Karłowie i na Hali Izerskiej większa admitancja występuje w wysoko- położone są w wyraźnie wklęsłych formach piennym lesie, jeszcze większa na gruntach terenu sprzyjających tworzeniu się nocnych ornych i największa na obszarach zabudowa- radiacyjnych inwersji termicznych, podczas nych. Z tego powodu obniżenia dolinne po- których dochodzi do największych spadków rośnięte łąkami, szczególnie na glebach tor- temperatury. Szczególnie intensywnie zjawi- fowych, mają skrajnie niską admitancję i tam sko to występuje w słabo wciętych dolinnych właśnie znajdują się tzw. mrozowiska, w obniżeniach w obrębie rozległych spłaszczeń których ujemna temperatura powietrza może o charakterze plateau, tak jak w przypadku pojawiać się nawet podczas lata. W warun- Hali Izerskiej i Karłowa. Na temat podob- kach zimowych najgłębsze minima występu- nych zjawisk zachodzących we wklęsłych ją podczas zalegania grubej pokrywy śnież- formach terenu na Dolnym Śląsku istnieją nej będącej słabym przewodnikiem ciepła. różne doniesienia np. z terenu Gór Wałbrzy- Głębokie nocne spadki temperatury na skich (Schmuck 1953), Kotliny Jeleniogór- Hali Izerskiej (a także w innych podobnych skiej (Głowicki 1970), Gór Izerskich (Miku- formach terenu), którym towarzyszą dzienne łowski 1999, Sobik, Urban 2000) oraz Gór maksima typowe dla dowolnego miejsca Bystrzyckich i Orlickich (Sobik, Miszuk w Sudetach o podobnej wysokości bez- 2005). względnej, powodują występowanie ekstre- W takich miejscach nawet podczas lata malnych różnic między dniem i nocą. Do- temperatura powietrza może obniżać się po- brym przykładem bardzo dużych amplitud niżej 0ºC, w istotny sposób wpływając na dobowych temperatury w kotlinach śródgór-

[58]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

skich jest kilkudniowy przedział czasu temperatury na Hali Izerskiej osiągnęła nie- w lutym 2003 r. (ryc. 3.10). W dniach 12–14 spotykaną wartość 31 K, przy czym zjawisko lutego w warunkach mroźnej pogody radia- to zaszło podczas nawrotu antycyklonalnej cyjnej podczas stagnacji powietrza polarnego pogody radiacyjnej w polarnej kontynental- kontynentalnego amplitudy dobowe tempera- nej masie powietrznej. W tym samym dniu tury na Hali Izerskiej przekraczały 25 K, 14 w godzinach rannych pomiędzy dnem kotli- lutego osiągając niemal 28 K, podczas gdy ny a szczytem górskim wystąpiła inwersja na nieodległej Szrenicy (1332 m n.p.m.) am- termiczna o ekstremalnym natężeniu, gdy na plituda wyniosła tylko 5 K. Nocnemu spad- Hali Izerskiej było o 25 K zimniej niż na kowi temperatury w stacji dolinnej towarzy- Szrenicy (Sobik 2005). szyła nasilająca się radiacyjna inwersja termiczna osiągająca nad ranem natężenie oko- ło 20 K. Zjawiskiem charakterystycznym jest 3.3.2. Mrozy i upały wyraźny spadek dobowego maksimum temperatury wraz z rosnącą wysokością nad Ważny z punktu widzenia biometeoro- poziomem morza, dlatego podczas wszyst- logii człowieka problem mrozów i upałów kich dni analizowanego okresu maksimum zostanie przedstawiony na podstawie danych dobowe na Hali Izerskiej było o około 3–4 K wieloletnich IMGW 1951–2006 z trzech wyższe niż na Szrenicy. stacji synoptycznych: Wrocław, Jelenia Góra Na ryc. 3.10 jest dobrze widoczny i Śnieżka, reprezentujących odpowiednio kontrast w dobowym przebiegu temperatury Nizinę Śląską, kotliny śródgórskie i najwyż- między pogodą antycyklonalną i cyklonalną. sze partie Sudetów. Jako dzień upalny jest Podczas pogody cyklonalnej 15 i 16 lutego traktowany taki, w którym dobowa tempera- 2003 r. amplituda temperatury na obydwu tura maksymalna przekroczyła 30ºC i to kry- stacjach była podobna a ponadto na większej terium zastosowano dla stacji Wrocław wysokości (Szrenica), niezależnie od pory i Jelenia Góra. Z uwagi na fakt, że tempera- doby, temperatura powietrza była o około tura na Śnieżce ani razu nie przekroczyła 3 K niższa niż na Hali Izerskiej. W kilka dni 30ºC, na tej stacji jako kryterium dnia upal- później 24 lutego 2003 r. amplituda dobowa nego przyjęto maksimum dobowe równe

Ryc. 3.10. Przebieg temperatury powietrza na Szrenicy i Hali Izerskiej w dniach 12–16 lutego 2003 r. Pomiary wykonane na wysokości 2 m nad poziomem gruntu, czas UTC

[59]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

20ºC. Dni upalne z temperaturą przekracza- rosnącego, przy czym upływ czasu wyjaśniał jącą 30ºC występują na Dolnym Śląsku jedy- jedynie kilka procent obserwowanej zmien- nie poniżej wysokości około 1000 m n.p.m. ności: 4% we Wrocławiu, 13% w Jeleniej (Sobik 2005). Za dzień bardzo mroźny przy- Górze i 5% na Śnieżce. jęto taki, podczas którego temperatura mak- W przypadku dni bardzo mroźnych symalna nie podniosła się powyżej −10ºC (ryc. 3.12) ich średnia liczba w roku w części i kryterium to zastosowano w odniesieniu do nizinnej Dolnego Śląska i w dolinach gór- wszystkich stacji. skich jest podobna, wynosząc 1,25 we Wro- Średnia roczna liczba dni upalnych cławiu i 1,23 w Jeleniej Górze, natomiast wyraźnie maleje z wysokością, wynosząc we szybko rośnie w kierunku szczytów górskich Wrocławiu, Jeleniej Górze i na Śnieżce od- (12,4 dnia na Śnieżce). Wszędzie największą powiednio 6,8; 3,3 i 1,9 dni (ryc. 3.11). Naj- liczbę dni mroźnych odnotowano w roku większą liczbę dni upalnych odnotowano 1963: we Wrocławiu i Jeleniej Górze po 9, w każdej z analizowanych stacji w roku a na Śnieżce aż 39. Dużą liczbę dni bardzo 1994, odpowiednio 24, 17 i 12 dni. Z drugiej mroźnych stwierdzono także w latach 1956, strony zdarzały się lata, gdy nigdzie nie wy- 1985 i 1987; z drugiej strony w aż 29 latach stąpił ani jeden dzień upalny, tak było trzy- zarówno we Wrocławiu jak w Jeleniej Górze krotnie w latach siedemdziesiątych. Jeśli dni bardzo mroźne w ogóle nie wystąpiły. idzie o zmiany wieloletnie, to w każdej stacji W odróżnieniu od liczby dni upalnych, liczba stwierdzono występowanie słabego trendu dni bardzo mroźnych podczas ostatniego półwiecza wykazuje słabą tendencję maleją-

Ryc. 3.11. Roczna liczba dni upalnych we Wro- cławiu, Jeleniej Górze i na Śnieżce w wieloleciu 1951–2006 (dzieo upalny Ryc. 3.12. Zmiany rocznej liczby dni bardzo mroź- oznacza wartośd dobowego maksi- nych w wieloleciu 1951–2006 (dzieo mum temperatury równą co najmniej bardzo mroźny oznacza wartośd dobo- 30:C; w przypadku Śnieżki, gdzie taka wego maksimum temperatury nie wyż- temperatura nie wystąpiła w ogóle, szą niż −10:C) jako kryterium przyjęto temperaturę 20:C)

[60]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

cą, przy czym w każdej z trzech roz- wynikać z obecności w dolnej troposferze patrywanych stacji jedynie poniżej 5% ob- prądu strumieniowego (Kottmeier i in. 2002, serwowanej zmienności jest wyjaśniane Boybeyi i in. 2007, Verbout i in. 2007). Ci- przez czynnik czasu. śnienie w centrum cyklonów pojawiających się nad Europą wynosi przeważnie 995– 1005 hPa, jednak przy wyjątkowo intensyw- 3.4. Wiatr nej cyklogenezie może spaść znacznie poni- żej 970 hPa. W centrum wspomnianego cy- Według raportu Światowej Organizacji klonu Lothar ciśnienie obniżyło się nawet do Meteorologicznej (WMO) na liście żywio- 948 hPa. W podobnych sytuacjach pojawia łów, które w ostatniej dekadzie XX wieku się wiatr o sile huraganu (prędkość wiatru spowodowały największe straty materialne w osiągająca 12 stopień w skali Beauforta, tj. Europie, drugie miejsce, zaraz po powo- 33 m·s−1). W przypadku osiągnięcia przez dziach, zajmuje wiatr (Cornford 2002). Tak- wiatr w cyklonie pozazwrotnikowym kryte- że w Polsce silny wiatr wyrządza znaczne rium huraganu, cyklon taki – za meteorolo- szkody gospodarcze, a nawet powoduje ofia- gami niemieckimi – określany jest mianem ry w ludziach. Z uwagi na zróżnicowaną orkanu. skalę przestrzenną procesów atmosferycz- Znaczne prędkości wiatru w Polsce nych, które są odpowiedzialne za wystąpie- notowane są najczęściej w przypadku ukła- nie wiatru o ekstremalnej prędkości, wyróż- dów cyklonalnych poruszających się wzdłuż niono zdarzenia o zasięgu wielkoskalowym szlaków III, IVa oraz IVb Van Bebbera (ryc. oraz lokalnym. 3.13; Van Bebber 1883), które nawiązują odpowiednio do północno-zachodniej (NWc), zachodniej (Wc) i południowo-

3.4.1. Zdarzenia wiatrowe o zasięgu zachodniej (SWc) cyklonalnej cyrkulacji wielkoskalowym atmosferycznej według klasyfikacji Lityń-

skiego (1969). W ujęciu wielkoskalowym (skala synoptyczna) prędkość i kierunek wiatru wyni- kają z ogólnej bądź regionalnej cyrkulacji atmosferycznej kształtowanej przez stałe i sezonowe układy baryczne o rozmiarach mieszczących się w przedziale od setek do tysięcy kilometrów. Cechą charakterystyczną cyrkulacji atmosferycznej w umiarkowanych szerokościach geograficznych jest intensywna działalność cyklonalna. Cyklony poza- zwrotnikowe czerpią energię z różnicy temperatury kontaktujących się ze sobą mas powietrznych. Wraz ze spadkiem ciśnienia w centrum układu, wzrasta poziomy gradient ciśnienia, czego dalszą konsekwencja jest rosnąca prędkość wiatru. W kilku przypad- Ryc. 3.13. Najczęstsze szlaki przemieszczania kach, jak choćby podczas rozwoju nad Euro- się cyklonów wywołujących pą Środkową cyklonów Franz (10–11 stycz- w Polsce wiatr o ekstremalnych nia 2007 r.) i Lothar (26 grudnia 1999 r.), prędkościach według założeo Van udowodniono, że prędkość wiatru przekra- Bebbera. Źródło: Szlak niżów... −1 2006 – data dostępu czająca w porywach 200 km·h może także

[61]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

Przy typie cyrkulacji NWc (III szlak cyklon Cyryl, który w dniach 18–19 stycznia Van Bebbera) pogłębiający się układ niskie- 2007 r. przemieszczał się przez zachodnią go ciśnienia przemieszcza się z rejonu Morza i centralną część Europy. Łącznie w kilkuna- Norweskiego lub północnej Skandynawii stu krajach spowodował śmierć co najmniej i nazywany jest „niżem nurkującym”. Są to 44 osób, w tym 6 osób w Polsce. Niż ufor- zdarzenia stosunkowo rzadkie i szczególnie mował się 15 stycznia 2007 r. u wybrzeży niebezpieczne w sytuacji, kiedy pojawia się Nowej Fundlandii i stale ulegając pogłębia- dodatkowo „blokujący” wyż na wschód od niu, poruszał się na wschód wzdłuż 55° sze- Polski. Wtedy, po zejściu w niższe szeroko- rokości geograficznej (ryc. 3.15). Po czterech ści geograficzne, kierunek poruszania się dobach tj. 18/19 stycznia dotarł nad obszar niżu zmienia się z SE na NE. Do tej kategorii Niemiec i Polski w postaci głębokiego i bar- można zaliczyć sytuacje z 8–10 listopada dzo aktywnego układu. Najniższe zmierzone 1969, 14 marca 1994 czy też 11 kwietnia ciśnienie w jego centrum wyniosło 963 hPa. 1997 r., w których na terenie Dolnego Ślą- Poziomy gradient ciśnienia na obszarze Pol- ska, zarówno w górach jak poza nimi, pory- ski o godzinie 6 UTC 19 stycznia przekraczał wy wiatru przekraczały 35 m·s−1. 4,7 hPa·100 km−1, co oznacza, że w skali Wiatr o sile huraganu najczęściej po- kraju różnica ciśnienia dochodziła do 32 hPa. jawia się przy cyrkulacji Wc (IVa szlak Van Największe porywy wiatru, zmierzone poza Bebbera), dla której charakterystyczna jest terytorium Polski, znacznie przekraczały wędrówka cyklonów znad Atlantyku przez 200 km·h−1 (225 km·h−1 – lodowiec Aletsch Morze Północne w kierunku południowej w Szwajcarii; 216 km·h−1 na Śnieżce, Wen- części Skandynawii i Morza Bałtyckiego. Na delstein – 202 km·h−1). Najwyższe prędkości ogół nie jest to jeden, a rodzina postępują- wiatru w Polsce wystąpiły pomiędzy godziną cych po sobie głębokich i aktywnych ośrod- 18 UTC 18 stycznia i 00 UTC 19 stycznia, tj. ków niżowych. Duża prędkość wiatru może po przejściu frontu chłodnego i zmianie cyr- utrzymywać się przez kilka kolejnych dni. kulacji atmosferycznej z sektora S-SW na W- Najlepszym przykładem są cyklony (orkany): NW. Poza Śnieżką, największe porywy wia- Lothar (26 grudnia 1999 r.), Cyryl (18–19 tru zmierzono w Zakopanem – 180 km·h−1, stycznia 2007 r.), Emma (1 marca 2008 r.). we Wrocławiu, Słubicach i Legnicy – W ostatnim analizowanym typie cyr- 133 km·h−1 oraz Kotlinie Jeleniogórskiej – kulacji (SWc według Lityńskiego i IVb szlak 120 km·h−1. Poza tym lokalnie, w Polsce, Van Bebbera) głęboki i aktywny niż z cen- Czechach i Niemczech, obserwowano burze trum nad zachodnią częścią Europy jest sku- z gradobiciem. tecznie blokowany przez rozległy wyż usy- Oprócz wspomnianych ofiar śmiertel- tuowany po wschodniej stronie kontynentu. nych Cyryl w Europie wywołał straty prze- Izobary mają wtedy przebieg SW-NE, kraczające 3,5 miliarda euro oraz w kilkuna- a wiatr osiąga największą prędkość w Sude- stu krajach pozbawił prądu kilka milionów tach oraz na ich przedpolu ze względu na osób. Na Dolnym Śląsku najbardziej rozległe nakładający się dodatkowo efekt deformacji zniszczenia wystąpiły w lasach na terenie przepływu powietrza ponad grzbietami gór- nadleśnictw: kamiennogórskiego, wałbrzy- skimi (fen). Ilustrują to dobrze przykłady skiego, legnickiego i złotoryjskiego (Borkac- z 13 lipca 1961 r., 5/6 maja 1968 r., 11 lutego ki 2007). Straty przekroczyły 1 mln m3 gru- 1978 r. oraz 19 grudnia 1989 r. i 6 stycznia bizny, co odpowiada 4,5 tys. ha lasu. Wiatr 1994 r., kiedy średnia dziesięciominutowa zrywał także dachy domów oraz linie energe- prędkość wiatru na Szrenicy w Karkono- tyczne na terenie całego regionu, ale naj- szach osiągnęła 43 m·s−1 (ryc. 3.14). większe straty wystąpiły na terenie Kotliny Jednym z najbardziej tragicznych Jeleniogórskiej. w skutkach w ostatnim dziesięcioleciu był

[62]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 3.14. Rozkład ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza nad Europą o godzinie 00 UTC (białe linie z cięciem 5hPa); (A) 11 lutego 1978 oraz (B) 12 lutego 1978. Źródło: Karten Archiv, 2008 – data dostępu

Ryc. 3.15. Rozkład ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza 18 i 19 stycznia 2007 o godz. 00 UTC. Źródło: Karten Archiv, 2008 – data dostępu

skich (fen, wiatr katabatyczny) lub też kana- 3.4.2. Zdarzenia wiatrowe o zasięgu lizowania się przepływu w obniżeniach lokalnym i przełęczach (bora, efekt Bernouliego). Za- sięg lokalny mają ponadto szkwał i trąba Lokalna cyrkulacja powietrza polega powietrzna, które związane są z występowa- na ujawnieniu się wpływu czynników o nieniem intensywnej konwekcji. wielkim zasięgu przestrzennym (do dziesią- tek kilometrów), które modyfikują lub też 3.4.2.1. Efekty orograficzne wzmacniają przepływ powietrza wynikający z ogólnej sytuacji synoptycznej. Modyfikacja wiatru w skali lokalnej ma miejsce przede Na prędkość wiatru w terenie o uroz- wszystkim na obszarach o zróżnicowanej maiconej rzeźbie ma wpływ przede wszyst- rzeźbie terenu. Prędkość wiatru wzrasta kim rozmiar i kształt przeszkody orograficz- w wyniku deformacji pola przepływu powie- nej oraz przebieg pasm górskich w stosunku trza, do jakiej dochodzi na grzbietach gór- do kierunku ogólnej cyrkulacji atmosferycz-

[63]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

nej. Największa prędkość wiatru na terenie w czasie fenu cyklonalnego i przy równowa- Dolnego Śląska, wynikająca z roli orografii dze stałej w dolnej troposferze, która w istot- terenu, jest charakterystyczna dla zwartych ny sposób ogranicza pionowy zasięg defor- grzbietów Karkonoszy, Jesioników i Masy- macji przepływu powietrza nad Sudetami wu Śnieżnika. Poza samą orografią duże i prowadzi do zagęszczenia linii prądu. Od- znaczenie ma także mała szorstkość podłoża powiednio, w warunkach cyrkulacji cyklo- w partiach grzbietowych wyniesionych po- nalnej i równowagi chwiejnej, dynami- wyżej górnej granicy lasu. W przypadku ka fenu jest znacznie słabsza, ponieważ ro- Karkonoszy ogromne znaczenie ma długość śnie miąższość warstwy, w której odbywa się i wysokość zwartego grzbietu oraz jego przepływ powietrza na stronę zawietrzną. orientacja. Przebieg osi grzbietu WNW-ESE Trzecią kategorią jest fen antycyklonalny, jest niemal prostopadły do przeważającego który należy zaliczyć do kategorii wiatru południowo-zachodniego kierunku cyrkulacji opadającego. Masa chłodnego powietrzna kształtowanego pod wpływem niżu nad Eu- o równowadze stałej występująca w obrębie ropą Zachodnią i Północnym Atlantykiem warstwy granicznej może przelewać się przez oraz obszaru podwyższonego ciśnienia grzbiet i doznawać grawitacyjnego przyspie- wzdłuż osi kontynentu. To przekłada się na szenia po stronie zawietrznej gór. bardzo wyraźny efekt deformacji linii prądu Odmienny charakter ma bora, czyli i znacznie większą prędkość wiatru, niż wy- zimny wiatr, który swoją siłę zawdzięcza stępująca na tej samej wysokości w swobod- poziomemu gradientowi ciśnienia, efektowi nej atmosferze (Kwiatkowski 1972, 1975a, tunelowemu w obniżeniach między pasmami 1975b, 1979, Kwiatkowski, Hołdys 1985, górskimi oraz dodatkowemu przyspieszeniu Żurański, Jaśpińska 1996, Drukman i in. grawitacyjnemu przy ruchu zimnego powie- 1997). W takich warunkach po zawietrznej trza w dół stoku. W przypadku wiatru typu stronie Karkonoszy, czy też całego bloku bora występuje wyraźna preferencja do kana- Sudetów, pojawia się ciepły i względnie su- lizowania przepływu chłodnego powietrza chy wiatr nazywany fenem, który jest rodza- wzdłuż obniżeń terenowych po zawietrznej jem wiatru katabatycznego. Przeciętna pręd- stronie głębokich przełęczy, jednak w sprzy- kość fenu na Szrenicy to 21 m·s−1. Jeśli jed- jających warunkach może on być także ob- nak pokrywa się on z silnym wiatrem kształ- serwowany równocześnie po zawietrznej towanym przez ogólną cyrkulację, to mak- stronie odcinków wierzchowinowych. Bora symalna prędkość wiatru na grzbiecie Kar- w Sudetach występuje najczęściej w osi po- konoszy może osiągać 50–60 m·s−1 (Żurań- łudnikowo przebiegającego obniżenia po- ski, Jaśpińska 1996). Poza grzbietem, wiatr między Rudawami Janowickimi i Górami fenowy może mieć niszczycielską siłę także Wałbrzyskimi (począwszy od Bramy Lubaw- na N i NE stokach gór powyżej 800 m n.p.m. skiej oraz Kotliny Krzeszowskiej przez Ob- Potwierdza to przykład z listopada 1966 r., niżenie Kamiennej Góry po Pogórze Bol- kiedy to wystąpiły w Karkonoszach masowe kowskie). Jej średnia prędkość w Lubawce to wywały i złomy (Kwiatkowski 1969a, 7,7 m·s−1 (Mega 2001). O występowaniu 1969b, 1975a). bory w okolicy Bolkowa świadczy intensyfi- Zarówno Barry (1992) jak i Yoshino kacja obserwowanych procesów niveo- (1975) przytaczają klasyfikację fenu opraco- eolicznych (Jahn 1969). Podobne efekty wy- waną w roku 1967 przez Čadeņa, w której stępują także w profilu: przełęcz Międzyle- wyróżnia się trzy rodzaje fenu. Podstawą tej ska – Rów Górnej Nysy – Kotlina Kłodzka – klasyfikacji jest zróżnicowanie temperatury przełom Nysy Kłodzkiej i Przedgórze Su- i ciśnienia panującego po dowietrznej i za- deckie w okolicy Ząbkowic Śląskich (ryc. wietrznej stronie przeszkody orograficznej. 3.16). Jeszcze bardziej sprzyjające warunki Ekstremalne prędkości wiatru występują niż w Sudetach panują w szerokim obniżeniu

[64]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Bramy Morawskiej. Jeśli w granicznej war- średnie roczne prędkości wiatru w Alpach stwie atmosfery występuje powietrze chłodne (Sonnblick, Saentis, Zugspitze: od 5 do a ponad nim cieplejsze, to wtedy fen i bora 7 m·s−1) czy Karpatach należy tłumaczyć mogą występować jednocześnie, przy czym tym, że ich wysokie, izolowane szczyty od- fen będzie obserwowany po NE stronie wy- powiadają za znacznie mniejszą skalę defor- sokich grzbietów, a bora na linii obniżeń macji przepływu powietrza, ponieważ więk- terenowych po zawietrznej (NE) stronie głę- sze znaczenie ma opływanie takiej przeszko- bokich przełęczy głównego grzbietu Sude- dy. W przypadku długiego, zwartego grzbie- tów. Intensyfikacji tego zjawiska sprzyja tu górskiego, jakim są Karkonosze, efekt istnienie po południowej stronie Sudetów opływania ma dużo mniejsze znaczenie, rozległego obniżenia terenowego w postaci przez co wzrasta dynamika przepływu po- Kotliny Czeskiej, gdzie w warunkach pogody wietrza ponad barierą górską. antycyklonalnej, szczególnie w miesiącach zimowych, istnieje tendencja do akumulacji chłodnego powietrza o dużej objętości. 3.4.2.2. Zjawiska wywołane przez silną Warto tutaj zaznaczyć, że wykluczając konwekcję górskie stacje meteorologiczne w Wielkiej Brytanii (gdzie dużej prędkości wiatru sprzy- Ekstremalnie duża prędkość wiatru ja bezpośrednie sąsiedztwo oceanu), Karko- może pojawić się także na stosunkowo ma- nosze należy zaliczyć do najbardziej wietrz- łym obszarze podczas intensywnej konwek- nych gór w kontynentalnej części Europy. cji. W tej grupie wyróżnić należy downburst Średnia roczna prędkość wiatru na Śnieżce wraz ze szkwałem, które mogą być genero- i Szrenicy wynosi odpowiednio 12,5 wane w obecności chmury Cumulonimbus i 9,5 m·s−1 (Migała i in. 1995, Global Daily lub Mezoskalowych Systemów Konwekcyj- Summary 2000, Błaś, Sobik 2005). Mniejsze nych nazywanych też „mezocyklonami”. Kolejnym zjawiskiem są trąby powietrzne, dla których wymagana jest obecność super- komórki lub mezocyklonu (Wicker, Wilhem- son 1995). Wymienione zjawiska występują przy stosunkowo dużej dynamice atmosfery wyrażonej istotnym, poziomym gradientem ciśnienia. Bardzo intensywna konwekcja w warunkach małego poziomego gradientu ciśnienia przejawia się raczej w ekstremalnych ulewach. Cumulonimbus (Cb) to chmura o znacznej rozbudowie pionowej i niewielkich rozmiarach horyzontalnych. Szczegól- nym przypadkiem chmury Cb jest „superko- mórka” wyróżniająca się intensywnym ruchem wstępującym zorganizowanym w po- Ryc. 3.16. Zdjęcie satelitarne wykonane 7 listopada 2002 r. obejmujące pogranicze staci rotacji obejmującej całą chmurę. O ile Polski, Czech i Niemiec. Strzałkami za- podstawa chmury Cb znajduje się przeciętnie znaczono szlaki wędrówki bory przez na wysokości 1–3 km, to jej wierzchołek Sudety Środkowe oraz obniżenie po- w umiarkowanych szerokościach geograficz- między Górami Łużyckimi i Rudawami. nych może wznosić się przeciętnie do 10 km. Źródło: Rapidfire data, 2008 – data do- stępu Średnica pojedynczej komórki Cb, czy też superkomórki mieści się w przedziale od

[65]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

kilku do kilkudziesięciu kilometrów. Mezo- prądów konwekcyjnych. Poza wiatrem skalowe Systemy Konwekcyjne (MCS) o ekstremalnej prędkości (szkwał, trąba po- w odróżnieniu od mocno wypiętrzonych wietrzna) może im także towarzyszyć zjawi- chmur Cumulonimbus cechują się nie tylko sko burzy z wyładowaniami elektrycznymi większą intensywnością i pionowym zasię- oraz intensywne opady deszczu, gradu i kru- giem prądów wstępujących (12–15 km; py, a zimą także śniegu. Maddox, 1980, Morel, Senesi, 2002, Ashley Jednym z czynników umożliwiających i in. 2003), ale przede wszystkim znacznie powstanie MCS jest duży potencjał opadowy większymi rozmiarami horyzontalnymi, któ- PWAT. W analizowanych przypadkach wy- re w przypadku MCS na ogół przekraczają stąpienia MCS, wartość PWAT w wilgotnej 100 km (Browning, Ludlam 1962, Lemon, masie powietrza zwrotnikowego ustępującej Doswell 1979). Ponadto w przedniej części przed frontem chłodnym przekraczała MCS występuje zorganizowana cyrkulacja 30 mm. Drugim i kluczowym czynnikiem rotacyjna z prądem wznoszącym powietrza, jest obecność warstwy hamującej (warstwy którego prędkość może przekraczać nawet z równowagą stałą lub inwersją termiczną 20 m·s−1 (ryc. 3.17). W tylnej części pojawia w ciepłej masie powietrza, przy równowadze się silny prąd opadający. Są one od siebie chwiejnej poniżej i powyżej (ryc. 3.18). wyraźnie oddzielone, dzięki czemu układ jest Warstwa hamująca ogranicza spontaniczną znacznie dłużej oraz intensywniej zasilany konwekcję jedynie do chwiejnej warstwy energią uwalnianą w wyniku kondensacji poniżej, przez co brak jest warunków do pary wodnej (Braham 1952, Srivastava rozwoju chmur Cb. Jednak w miejscach, 1985). Ponadto w takim przypadku, opad gdzie prądy konwekcyjne są szczególnie atmosferyczny i prądy zstępujące tylko intensywne, może dochodzić do punktowego w małym stopniu wpływają na wygaszanie „przebicia” warstwy hamującej i dalszego konwekcji. intensywnego rozwoju konwekcji w war- Czynnikami sprzyjającymi silnej kon- stwie powyżej. Skutkuje to tym, że pojedyn- wekcji jest obecność ciepłej i wilgotnej war- czy, izolowany Cb ma praktycznie nieogra- stwy powietrza przy gruncie oraz duża niczoną strefę zasilania w formie zasysania chwiejność masy powietrza występująca na ciepłego i wilgotnego powietrza z warstwy froncie zimnym, albo wskutek nagrzania granicznej atmosfery, drenowanego na ob- powierzchni ziemi przez insolację. Chmura szarze sięgającym nawet kilku tysięcy km2. Cb i towarzyszące jej burze, powstają naj- Te niezwykle korzystne warunki, brak kon- częściej na froncie zimnym i przed nim kurencji ze strony sąsiednich Cb, przekładają w ustępującej na wschód ciepłej i wilgotnej się na powstanie mezocyklonu (MCS). Dzię- masie powietrza kontynentalnego, zwrotni- ki wykorzystaniu metod satelitarnych wyka- kowego czy też przetransformowanego po- zano, że w skali Europy tego typu zjawiska larnego morskiego. Kontrast temperatury po są bardzo częste (Morel, Senesie 2002). obu stronach frontu wynosi zwykle więcej W latach 1993–1997 zarejestrowano ponad niż 6–8˚C, a temperatura w ciepłej masie 6000 komórek konwekcyjnych o rozmiarach powietrza przed frontem przekracza na ogół przekraczających 10 000 km2. Mezoskalowe 20˚C (często sięgając 30–35˚C). Podstawo- Systemy Konwekcyjne najczęściej są obser- wym mechanizmem napędowym w powsta- wowane w basenie Morza Śródziemnego waniu superkomórek oraz mezocyklonów oraz nad Alpami i Karpatami, gdzie orografia (MCS) jest uwalnianie się ciepła utajonego terenu sprzyja intensyfikacji procesów kon- kondensacji, dzięki czemu wzrasta prędkość wekcyjnych (Morel, Senesie 2002).

[66]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 3.17. Schemat mezoskalowego systemu konwekcyjnego (MCS)

Ryc. 3.18. Profil pionowy temperatury powietrza oraz temperatury punktu rosy w dniach z obserwowanymi mezoskalowymi systemami konwekcyjnymi (MCS)

Szkwał. Szkwał (ang. squall) to obserwowa- zwanego w literaturze przedmiotu downburst ny przy powierzchni Ziemi gwałtowny (ryc. 3.17). Powstaje w wyniku zetknięcia się i krótkotrwały poryw wiatru połączony opadającej kolumny chłodniejszego powie- z nagłą zmianą jego kierunku (Sobíńek i in. trza z powierzchnią Ziemi i dlatego jest zali- 1993). Jest on końcowym etapem zjawiska czany do kategorii wiatru opadającego (Fuji-

[67]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

ta 1981, 1985, Wilson, Wikimoto 2001). kolejności dociera porcja powietrza, która Powiązany jest z chmurą Cumulonimbus, niesie ze sobą gwałtowne opady deszczu, czasami także Cumulus congestus, które gradu i krupy śnieżnej. generują opad atmosferyczny. Ma zasięg Sytuacja, która miała miejsce 30 maja lokalny i jest szczególnie niebezpieczny dla 2005 r. we Wrocławiu jest klasycznym przy- lotnictwa ze względu na gwałtowny uskok kładem opisanego powyżej szkwału. Tego wiatru. Stanowi także realne zagrożenie dla dnia nad obszarem południowych Niemiec ludzi i może powodować ogromne straty i Czech utworzył się płytki niż, który prze- materialne ze względu na osiąganą prędkość suwał się stopniowo na północny wschód wiatru 30–40 m·s−1 (Fujita 1981, 1985, Do- obejmując swoim zasięgiem także Dolny swell 2001). Strefa oddziaływania szkwału Śląsk (ryc. 3.19). Zimny front atmosferycz- obejmuje na ogół pas o szerokości do kilku- ny, który przemieszczał się z zachodu na nastu kilometrów i długości do kilkudziesię- wschód, rozdzielał ciepłe i wilgotne powie- ciu kilometrów. trze zwrotnikowe od znacznie chłodniejszego Pierwszym etapem w rozwoju każdej powietrza polarnego morskiego. Temperatura chmury Cb jest tzw. faza wzrostu, która cha- maksymalna 30 maja 2005 r. na przeważają- rakteryzuje się intensywną konwekcją i od- cym obszarze Dolnego Śląska przekraczała prowadzaniem ogromnych porcji wilgoci 30˚C (Wrocław-Strachowice 32°C). W tym z przyziemnej warstwy powietrza w górne samym czasie w środkowej części Niemiec części chmury. W efekcie obserwuje się po- maksymalna temperatura mieściła się stępującą rozbudowę oraz przyrost masy w przedziale 14–17˚C. Masa powietrza chmury Cb downburst i w konsekwencji zwrotnikowego, napływająca nad obszar szkwał pojawia się na ogół tam, gdzie ko- Dolnego Śląska charakteryzowała się dużym mórka konwekcyjna osiąga kolejne stadium ładunkiem wilgoci. Temperatura punktu rosy swojego rozwoju tj. „fazę dojrzałości”. Na rejestrowana w stacjach meteorologicznych tym etapie prądy wstępujące słabną pod cię- w Czechach i Polsce przekraczała 20˚C, żarem, nagromadzonej w środkowych i gór- prężność pary wodnej 20–24 hPa, a PWAT nych partiach chmury, masy lodu i wody 24–30 mm. Te fakty świadczą o doskonałych (Fujita 1985). Dodatkowym obciążeniem są warunkach do rozwoju konwekcji i pojawia- także masy wychładzającego się powietrza nia się chmur Cb. Jednak do godziny15 UTC pod wpływem sublimacji lodu. Zwieńcze- na Dolnym Śląsku odnotowano brak zaniem fazy dojrzałości Cb jest etap, w którym chmurzenia. Rozwój spontanicznej konwek- dochodzi do równowagi pomiędzy wyporno- cji był ograniczony obecnością równowagi ścią prądów konwekcyjnych oraz sumarycz- stałej w warstwie pomiędzy 1300 a 1800 m ną masą wody, lodu i wychłodzonego powie- n.p.m., widocznej na diagramie aerologicz- trza. Od tego momentu rozpoczyna się ruch nym z godz. 12 UTC 30 maja 2005 r. we zstępujący. Prędkość opadania rośnie pod Wrocławiu-Strachowicach (ryc. 3.20). Wy- wpływem siły grawitacji oraz dalszego wy- stępowanie warstwy hamującej dokumentują chładzania się powietrza pod wpływem przy- także diagramy aerologiczne z Warszawy spieszonej sublimacji lodu i parowania kro- (2100–2500 m n.p.m.) i Pragi (1800–2100 m pelek wody pod podstawą chmury. Urucho- n.p.m.), pochodzące z tego samego terminu miona porcja powietrza wraz z lodem i wodą synoptycznego. Należy przyjąć, że taka sytu- porusza się na ogół z prędkością 20– acja utrzymałaby się aż do momentu, w któ- 30 m·s−1, a nawet 50 m·s−1 i pcha przed sobą rym warstwa hamująca zostałaby zniwelo- słup suchego powietrza, który jako pierwszy wana przez zbliżający się front chłodny, uderza w powierzchnię Ziemi. W dalszej

[68]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 3.19. Mapa synoptyczna z 30 maja 2005 r. o godz. 00 UTC. Źródło: Karten Archiv, 2008 – data dostępu

dogodne warunki do rozwoju izolowanych mezocyklonów, których partie szczytowe osiągały 12–13 km wysokości (Słomska 2005). Na zdjęciu satelitarnym widoczne są trzy takie systemy, z których jeden o średni- cy około 150 km obejmuje swoim zasięgiem znaczną część obszaru Niziny Śląskiej i część Niziny Wielkopolskiej (ryc. 3.21). Drugi, o nieco mniejszej średnicy, pokrywa wschodnie Czechy wraz ze środkową częścią Sudetów. Pierwszy z wymienionych osiągnął fazę dojrzałości około godz. 17.30, zbliżając się od południowego-zachodu do granic Ryc. 3.20. Diagram aerologiczny dla Wrocławia Wrocławia. W efekcie, downburst ze swoją z 30 maja 2005 r. dla godz. 12 UTC. największą siłą niszczącą pojawił się dokład- Źródło: DAS, 2008 – data dostępu nie w granicach miasta. Maksymalny poryw wiatru w stacji synoptycznej Wrocław- wzdłuż którego pojawiałyby się liczne ko- Strachowice wyniósł 104 km·h−1. Jednak mórki Cb i towarzyszące im burze. Jednak późniejsza analiza skutków wichury upraw- Jednak jeszcze przed zbliżającym się fron- nia do stwierdzenia, że w rejonie południo- tem, w miejscach, gdzie warstwa hamująca wo-zachodniej części Wrocławia, gdzie miała mniejszą miąższość, bądź wystąpiły stwierdzono największe straty materialne, najintensywniejsze prądy konwekcyjne, do- szło do jej przebicia. Wtedy pojawiły się

[69]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

Ryc. 3.21. Zdjęcie satelitarne z widocznymi mezo- Ryc. 3.22. Skutki szkwału, który 30 maja 2005 r. skalowymi systemami konwekcyjnymi miał miejsce we Wrocławiu (fot. M. (30 maja 2005 r., godz. 16.30 UTC). Na Błaś) zdjęciu widoczny cieo chmury Cb o szerokości ok. 30 km, który świadczy uszkodzeniu uległy 143 samochody, a ponad o jej wyjątkowych rozmiarach piono- 1000 drzew zostało powalonych (Słomska wych (A). Na uwagę zasługuje także 2005). widoczne na zdjęciu zróżnicowanie w pionowej rozbudowie chmury w Warto przy tej okazji nawiązać do różnych jej fragmentach (B); widoczny dwóch podobnych wydarzeń, które miały jest jeden z szczególnie rozbudowa- miejsce w północno-wschodniej części Pol- nych wierzchołków (ang. overshooting ski na terenie Pojezierza Mazurskiego. Są top) chmury Cb nad Bardem, gdzie za- one dobrze udokumentowane, potwierdzają notowano największą dobową sumę opadu 83,3 mm. Źródło: Rapidfire da- znaczenie tych samych mechanizmów i uwa- ta, 2008 – data dostępu runkowań w powstawaniu szkwału oraz uświadamiają skalę zagrożenia. Za ich przy- −1 wiatr osiągał prędkość rzędu 150 km·h toczeniem przemawia również to, że jak do- (Słomska 2005). Lokalnie na Dolnym Śląsku tąd nie doczekały się one pełnej i rzetelnej wystąpiły także gwałtowne opady deszczu interpretacji meteorologicznej. W dniu (np. w Bardzie Śląskim, gdzie w ciągu kilku 4 lipca 2002 r. szkwał wystąpił na terenie godzin spadło 83,3 mm oraz Lądku Zdroju gmin Pisz i Orzysz. Porywy wiatru osiągają- 50,8 mm). Według Wydziału Zarządzania ce 170 km·h−1 spustoszyły duże obszary Kryzysowego Województwa Dolnośląskie- Puszczy Piskiej powodując znaczne szkody go, szacunkowa wielkość strat spowodowana leśne w szesnastu nadleśnictwach na łącznej nagłym uderzeniem wiatru oraz intensyw- powierzchni 45,4 tys. ha. Masa połamanych nymi opadami deszczu wyniosła ok. i powalonych drzew została oszacowana na 27 mln PLN (ryc. 3.22). Według danych około 2,5–3 mln m3. Była to największa klę- policji na Dolnym Śląsku zginęły 3 osoby, ska wiatrowa w powojennej historii polskie- a 6 zostało rannych. W samym Wrocławiu go leśnictwa. O jej rozmiarach świadczy to,

[70]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

że nadleśnictwa dotknięte szkwałem na li- i szerokości 15 km, czas trwania porywów kwidację skutków nawałnicy przeznaczyły wiatru oraz mniej więcej jednakowy kieru- w latach 2002–2004 około 120 mln zł. nek przewróconych drzew uprawniają do Uszkodzeniu uległo także ponad 500 budyn- zakwalifikowania tego wydarzenie jako ków mieszkalnych i inwentarskich. Warto szkwał (tab.3.4; ryc. 3.23A). W przypadku również wspomnieć, że w wielu opracowa- trąby powietrznej typowy jest wąski pas niach podsumowujących to wydarzenie, po- zniszczeń, odpowiadający w przybliżeniu jej pełniono błąd, wskazując trąbę powietrzną rozmiarom poprzecznym. Ponadto wiatr, jako sprawcę zniszczeń. Zasięg wyłomów formując pionowy wir powoduje, że przed- leśnych obejmujących pas o długości 130 km mioty są przenoszone, a drzewa poskręcane i łamane wzdłuż linii prądu skierowanych spiralnie do wnętrza wiru (ryc. 3.23B). Przy szkwale strumień powietrza rozchodzi się prostoliniowo i promieniście od miejsca ze- tknięcia się opadającego z chmury Cb słupa powietrza z powierzchnią ziemi. W tej sytuacji zdecydowana większość drzew jest poła- mana i poprzewracana w jednakowym kierunku (ryc. 3.23C). Kolejny przypadek, znany z licznych doniesień w mediach jako „biały szkwał”, miał miejsce 21 sierpnia 2007 r. Tego dnia najsilniejsze porywy wiatru dochodzące do126 km·h−1 zmierzono w Mikołajkach. Brak poważniejszych szkód w postaci po- przewracanych drzew, zniszczonych budyn- ków wynika z tego, że najsilniejsze uderze- nie wystąpiło przede wszystkim nad po- wierzchnią jeziora Śniardwy (ryc. 3.24). Stąd

Ryc. 3.23. Szkody leśne spowodowane przez silny wiatr. A – szkwał w Puszczy Piskiej, 4 lipca 2002 r.; B – szkody leśne po Ryc. 3.24. Mezoskalowy system konwekcyjny, przejściu trąby powietrznej (strzałki który spowodował pojawienie się pokazują kierunki w jakich są powalo- „białego szkwału” nad jeziorem ne drzewa); C – las po przejściu szkwa- Śniardwy 21 sierpnia 2007 r. (zazna- łu. Źródło: Lyndonstate.edu, 2008 – czony w ramce). Źródło: Rapidfire da- data dostępu ta, 2008 – data dostępu

[71]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

też trudno jest dokładnie określić zasięg obiektów. Prędkość przemieszczania się leja przestrzenny szkwału. Najtragiczniejszy trąby powietrznej wynosi przeciętnie 30– bilans tego wydarzenia to 12 ofiar śmiertel- 40 km·h−1, a czas trwania w danym miejscu nych wśród pływających wtedy po jeziorach mieści się w przedziale od kilku sekund do żeglarzy. kilku minut (Morawska 1961, Lorenc 1999). W obu przytoczonych przykładach W centralnej części wiru dochodzi do bardzo spełnione zostały podstawowe kryteria po- dużego spadku ciśnienia atmosferycznego, wstawania mezocyklonów (MCS), którym nawet o 100 hPa. Stąd prędkość wiru szaco- towarzyszył szkwał o wyjątkowo silnym wana na podstawie zniszczeń, może osiągać natężeniu (tab. 3.4). od 50 do ponad 100 m·s−1. Znany jest w literaturze przypadek trąby powietrznej, która Trąby powietrzne. Trąba powietrzna to wystąpiła 20 lipca 1931 r. w okolicy Lublina wirująca z wielką prędkością kolumna po- (Lorenc 1999). Wiatr zniszczył wówczas wietrza wokół pionowej lub nachylonej osi, budynki o murach 50 cm grubości, przewró- która rozbudowuje się od podstawy potężnej cił stojące na szynach kolejowych załadowa- chmury kłębiastej (Cumulonimbus) i może ne wagony towarowe oraz powyginał żelazne sięgać powierzchni ziemi (ryc. 3.17; Sobíńek konstrukcje. Prędkość wiatru, oszacowana na i in., 1993). Zjawisko to pojawia się w róż- podstawie zniszczeń odniesionych do skali nych regionach świata, jednak najczęściej Fujity, mogła przekraczać 110 m·s−1. w USA na północ od wybrzeży Zatoki Mek- Jednym z przykładów umożliwiającym sykańskiej, gdzie nosi nazwę tornado (prze- prześledzenie przyczyn powstania trąb po- ciętnie notuje się do 1170 tornad rocznie; wietrznych na Śląsku jest zdarzenie, które Dotzek 2001, 2003). W Europie trąby po- miało miejsce 15 sierpnia 2008 r. W tym wietrzne pojawiają się rzadziej (169 przy- dniu na terenie województw opolskiego, padków rocznie) oraz charakteryzują się śląskiego i łódzkiego wystąpiły gwałtowne mniejszym przekrojem poprzecznym wiru, burze połączone z silnymi porywami wiatru, który na ogół nie przekracza 250 m (Dotzek opadami deszczu i gradu oraz pojawiającymi 2007). W Polsce obserwuje się średnio rocz- się trąbami powietrznymi. Polska znajdowała nie około 5–6 takich zdarzeń, choć z roku na się w zasięgu południkowo zorientowanej rok ich liczba może się wyraźnie zmieniać bruzdy niskiego ciśnienia oraz quasi- (Dotzek 2003, Dotzek i in. 2003). Zarówno stacjonarnego układu frontów atmosferycz- w Polsce, jak i na Dolnym Śląsku, pojawiają nych (ryc. 3.25). Rozdzielały one masy po- się one przede wszystkim w miesiącach od wietrzne o dużym kontraście termicznym: czerwca do sierpnia, w godzinach popołu- zwrotnikową (obejmującą Karpaty i wschod- dniowych, kiedy obserwowane jest maksi- nią część Polski) od zdecydowanie chłod- mum dobowe konwekcji. Trąba powietrzna niejszej masy polarnej morskiej (w zachod- jest widoczna dzięki wirującemu pyłowi, niej części kraju). Różnica pomiędzy tempe- kropelkom skondensowanej wody i drobnym raturą maksymalną zmierzoną w Zielonej przedmiotom podniesionym z powierzchni Górze i Zamościu wynosiła aż 18ºC. Na po- Ziemi. Przypuszcza się, że oś trąby łączy się ziomie 850 hPa kontrast termiczny pomiędzy na pewnej wysokości z poziomą osią szkwa- NW i SE krańcami Polski także był bardzo łu burzowego, tworząc coś w rodzaju zwisa- duży i sięgał 12ºC (ryc. 3.26). To oznaczało jącego z niej rękawa. Przemieszczając się, występowanie potencjalnie bardzo korzyst- powoduje olbrzymie szkody z uwagi na nisz- nych warunków do rozwoju konwekcji czycielską siłę wiatru. Budynki są wręcz w strefie frontalnej rozdzielającej te masy rozsadzane z powodu ogromnej różnicy ci- powietrzne. Jednocześnie napływające po- śnienia pomiędzy osią wiru i wnętrzem tych wietrze zwrotnikowe charakteryzowało się

[72]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Tab. 3.4. Kryteria powstawania, czas trwania oraz zasięg przestrzenny zniszczeo na przykładzie trzech mezocyklonów (MCS), które wystąpiły w Polsce. Objaśnienia: Td – temperatura punktu rosy; PWAT – zapas pary wodnej w całym słupie powietrza; Ppw – prężnośd pary wodnej; Ww – wil- gotnośd właściwa

Kryteria powstawania mezoskalowych Duży ładunek Obecnośd warstwy systemów Czas trwania i zasięg wilgoci w obrębie hamującej w ciepłej konwekcyjnych oraz przestrzenny zniszczeo warstwy granicznej masie powietrza skutki towarzyszącego im szkwału

Td = 19°C równowaga stała w war- (20 min) wyłomy leśne 4 VII 2002 PWAT = 38 mm stwie 500–2500 m n.p.m. w pasie o długości (Pisz, Orzysz) Ppw = 22 (Warszawa Legionowo, 130 km i szerokości −1 Ww = 10–13 g·kg 12 UTC) 15 km (20–25 min) pas Td = 20°C równowaga stała w war- o szerokości ok. 3– 30 V 2005 PWAT = 30 mm stwie 1300–1800 m 4 km i długości do (Wrocław) P = 23 hPa pw n.p.m. (Wrocław, 12 UTC) kilkunastu km (obser- W = 11–12 g·kg−1 w wacja własna) Td = 20,5°C równowaga stała wraz z 21 VIII 2007 PWAT = 34–35 mm inwersją w warstwie 750– (15–20 min) brak (Jezioro Śniardwy) Ppw = 24 hPa 1400 m n.p.m. (Warszawa danych −1 Ww = 10–11 g·kg Legionowo, 12 UTC)

Ryc. 3.25. Mapa synoptyczna z godz. 00 UTC 15 sierpnia 2008 r. Źródło: Karten Archiv, 2008 – data dostępu

[73]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

Ryc. 3.26. Rozkład temperatury oraz topografia powierzchni geopotencjalnej na poziomie 850 hPa w dniu 15 sierpnia 2008 r. (zagęszczone linie nad terytorium Polski o przebiegu SW-NE to izotermy z cięciem 2˚C) dużym potencjałem wilgotnościowym. 2200 m n.p.m. Ponadto w jej górnej części Świadczy o tym prężność pary wodnej na znajdowała się warstwa inwersyjna o miąż- poziomie 20–28 hPa oraz PWAT od 34 do szości około 200 metrów. W Warszawie- 37 mm (ryc. 3.27). Ponadto temperatura Legionowo strop warstwy hamującej oraz punktu rosy w godzinach popołudniowych inwersji znajdowały się na niższym poziomie (16–19 UTC) mieściła się w przedziale 20– (1700 m n.p.m.). Obecność warstwy inwer- 23ºC w szerokim na kilkaset kilometrów syjnej w zasadniczy sposób ograniczała pasie ciągnącym się od Bramy Morawskiej spontaniczną konwekcję, która mogłaby przez Katowice, Kraków, Częstochowę, prowadzić do powstania licznych komórek Kielce po Radom. konwekcyjnych. Przebicie warstwy hamują- Na podstawie sondaży aerologicznych cej było możliwe tylko przez najbardziej w napływającej wilgotnej masie powietrza intensywne prądy konwekcyjne. W momen- zwrotnikowego stwierdzono obecność war- cie, w którym do tego doszło, został urucho- stwy hamującej (świadczy o występującym miony mechanizm powstawania MCS. Roz- wcześniej osiadaniu powietrza) oraz równo- wijające się mezocyklony przemieszczały się wagi chwiejnej poniżej i powyżej (ryc. 3.28). od Bramy Morawskiej w kierunku NE.Nad W stacji Prostějov warstwa o równowadze Śląskiem Opolskim powstała trąba powietrz- stałej miała grubość około 700 m i obejmo- na, która na swej trasie liczącej ok. 150 km wała przedział wysokościowy od 1500 do (od okolic Strzelc Opolskich po Piotrków

[74]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Trybunalski) spowodowała 3 ofiary śmiertel- ne i ogromne straty materialne (Aktualności MSWiA, 2009 – data dostępu). Wskazują one, że prędkość wiatru w wirze mogła osią- gać 70–80 m·s−1, co oznacza 3 lub nawet 4 stopień według zmodyfikowanej skali Fuji- ty, obowiązującej od lutego 2007 r.

Ryc. 3.27. Rozkład PWAT (precipitable water content [mm]) nad obszarem Polski w dniu 15 sierpnia 2008 r. Źródło: NOAA 2008 – data dostępu

Niezwykle szybkie tempo rozwoju Ryc. 3.28. Diagramy aerologiczne ze stacji Prošte- MCS dokumentują załączone zdjęcia sateli- jov (A) oraz Warszawa-Legionowo (B) z godz. 12 UTC, 15 sierpnia 2008 r. tarne (ryc. 3.29). Około godziny 13 UTC Źródło: DAS, 2008 – data dostępu 15 sierpnia 2008 r. w rejonie Bramy Moraw- skiej oraz w okolicach Częstochowy doszło czyznę aż po Mazury). Potwierdzają to liczne do przebicia warstwy hamującej i powstawa- przykłady z wystąpieniem trąb powietrznych nia inicjalnych postaci komórek konwekcyjna tym terenie w ciągu ostatniego roku: 20– nych (ryc. 3.29A). Długość cienia rzucanego 22 lipca 2007 r. (okolice Częstochowy oraz przez chmury Cb świadczy o tym, że po Lubelszczyzna); 23–24 sierpnia 2007 r. dwóch godzinach osiągały one już ponad (gmina Koniusza w okolicach Krako- 12 km wysokości (ryc. 3.29B). O ile do godz. wa);18 maja 2008 r. (okolice Trzebini); 15 UTC MCS rozbudowywały się przede 23 maja 2008 r. (okolice Nysy w wojewódz- wszystkim w pionie, to przez kolejne dwie twie opolskim). Przemawia to za tym, że godziny do 17 UTC (ryc. 3.29C) Cb osiągnę- przy S i SW kierunku cyrkulacji atmosfe- ły stadium dojrzałości oraz rozmiary hory- rycznej oraz obecności warstwy hamującej, 2 zontalne przekraczające 40 000 km . transport wilgotnego powietrza nad obszar Większe prawdopodobieństwo wystą- Polski jest utrudniony z uwagi na obecność pienia gwałtownych burz i towarzyszących Karpat i Sudetów. W związku z tym wzrasta im trąb powietrznych na terenie Polski doty- znaczenie przepływu powietrza w szerokim czy w pierwszym rzędzie Wyżyny Śląskiej obniżeniu Bramy Morawskiej oraz Bramą i Krakowsko-Częstochowskiej oraz w drugiej Lubawską i Przełęczą Międzyleską, a jego kolejności Dolnego Śląska oraz Polski rola rośnie wraz z obniżaniem się wysokości, wschodniej (od Podkarpacia przez Lubelsz- na której znajduje się spąg warstwy hamo- wania. Za istotną rolą obniżeń terenowych

[75]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

w transporcie ciepłego i wilgotnego powie- tów meteorologicznych. Uwaga ta dotyczy trza przemawia również to, że największy zarówno częstości takich zdarzeń jak i ich ładunek wilgoci (wilgotność właściwa na intensywności. poziomie 9–10 g·kg−1 i więcej) mieści się w warstwie powietrza o miąższości do kilkuset metrów. Podobna rolę dla obszarów Polski wschodniej ma transport powietrza z połu- dnia ponad Beskidem Niskim, który stanowi rozległe obniżenie w paśmie Karpat Zachod- nich. Drugorzędne znaczenie w transporcie wilgotnego powietrza w głąb terytorium Pol- ski ma opływanie całego bloku Karpat i Su- detów. W podobny sposób Dotzek (2007) tłumaczy powstawanie trąb powietrznych na terenie Badenii i Wirtembergii oraz Hesji. W tym wypadku, wilgotne, zwrotnikowe powietrze przemieszcza się obniżeniem po- między Masywem Centralnym i Alpami, a w dalszej kolejności wzdłuż Niziny Dolno- reńskiej. Zdaniem części klimatologów fre- kwencja pojawiania się przypadków z ekstremalnymi prędkościami wiatru wzrasta, a najczęściej wskazywaną przyczyną jest globalne ocieplanie klimatu (Knippertz i in. 2000, Ulbrich, Fink 2001, Dotzek 2003, Lec- kebusch, Ulbrich 2004). Dotyczy to zarówno przypadków związanych z cyklogenezą w skali synoptycznej, jak i zjawisk lokalnych o podłożu konwekcyjnym. Z drugiej strony trzeba jednak pamiętać, że rosnąca liczba doniesień na temat ekstremalnych warunków pogodowych w dużym stopniu wynika z coraz szerszego dostępu do środków łącz- ności, większego zainteresowania mediów oraz ciągłego rozwoju technik pozwalających na automatyczną i powierzchniową rejestra- cję elementów meteorologicznych (np. poprzez zastosowanie pomiarów satelitarnych; Dotzek 2007). Należy dodać, że podczas opracowy- wania przedstawionej powyżej analizy ekstremalnych zdarzeń pogodowych na obszarze Ryc. 3.29. Rozwój mezoskalowych systemów południowo-zachodniej Polski w ujęciu wie- konwekcyjnych (MCS) nad Polską loletnim, nie stwierdzono istotnej statystycz- 15 sierpnia 2008 r.: A) godz. 13 UTC; nie tendencji rosnącej w odniesieniu nie tyl- B) 15 UTC; C) 17 UTC. Źródło: NOAA ko do zdarzeń wiatrowych, ale także do żad- 2008 – data dostępu nego z pozostałych rozpatrywanych elemen-

[76]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Literatura:

ABI (Association of British Insurers), 2005. Financial risks of climate change: Summary Rep. Climate risk management. URL: http://www.abi.org.uk/Display/File/Child/552/Financial_Risks_of_ Climate_Change.pdf. (data dostępu: 2010-06-21). Aktualności MSWiA, URL: http://www.mswia.gov.pl/portal/pl/2/7611/ (data dostępu: 2009-06-07). Ashley W.S., Mote T.L., Dixon G., Trotter S.L., Powell E.J., Durkee J.D., Grundstein A.J., 2003. Distribution of mesoscale convective complex rainfall in the United States. American Meteorological Society 131 (12), 3003–3017. Barry R.G., 1992. Mountain Weather and Climate. London and New York. Bergeron T., 1965. On the low level redistribution of atmospheric water caused by orography. W: Proceedings of the International Conference on Cloud Physics. Tokyo, May 1965, 96–100. Błaś M. Sobik M., 2005. Osobliwości klimatu Karkonoszy i Gór Izerskich. W: K. Krzemieo, J. Trepioska, A. Bokwa (red.), Rola stacji terenowych w badaniach geograficznych. Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Uniwersytet Jagiellooski, Kraków 29–30 maja 2004, 109–121. Borkacki R., 2007: Szaleostwa "Cyryla". Echa leśne 03/27. Boybeyi Z., Novakovskaia E., MacCracken R., Bacon D.P., Kaplan M.L., 2007. Targeted GOES satellite observations to improve hurricane track forecast: A case study of hurricane Floyd. Pure and Applied Geophysics 164, 2083–2100. Braham R.R., 1952. The water and energy budgets of the thunderstorm and their relation to thunderstorm development. Journal of Meteorology 9, 227–242. Brooks H.E., Doswell C.A., 2001. Normalized damage from major tornadoes in the United States: 1890– 1999. Weather and Forecasting 16 (1), 168–176. Browning K.A., Ludlam F.H., 1962. Airflow in convective storms. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 88, 117–135. Cebulak E., 1991. Wpływ wysokości nad poziomem morza i ekspozycji terenu na maksymalne opady dobowe w Karpatach Zachodnich. Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne 83, 105–117. Cornford S.G., 2002. Human and economic impacts of weather events in 2001. WMO Bulletin, 51 (3). Chomicz K., 1951. Ulewy i deszcze nawalne w Polsce. Wiadmości Służby Hydrologicznej i Meteorologicznej 2, 3, 5–88. Czerwioski J., 1991. Powodzie w rejonie Karkonoszy od XV w. do czasów współczesnych. Acta Universi- tatis Wratislaviensis 1237, Prace Instytutu Geograficznego A6, 85–104. Czerwioski J., 1998. Geologiczne, geomorfologiczne i antropogeniczne uwarunkowania zagrożeo powodziowych we Wrocławiu. Czasopismo Geograficzne 59, 43–63. Čadež, M., 1967. Über synoptische Probleme in Südostalpinen Raum, Veröffentlichungen der Schweiz. Met. Zentralanstalt 4, 155−175. Dore A.J., Choularton T.W., 1992. A three-dimensional model of airflow and orographic rainfall enhancement. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 118, 1041–1056. Doswell C.A., 2001. Examination of derecho environments using proximity soundings. Weather Forecasting 16, 329–342. Dotzek N., 2001. Tornadoes in Germany. Atmospheric Research 56, 233–251. Dotzek N., 2003. An updated estimate of tornado occurrence in Europe. Atmospheric Research 67/68, 153–151. Dotzek N., 2007. Tornadoes in Germany 1950–2003 and their relation to particular weather conditions. Global and Planetary Change 57, 124–138. Dotzek N., Grieser J., Brooks H.E., 2003. Statistical modeling of tornado intensity distributions. Atmospheric Research 67/68, 163–187. Drukman I., Migała K., Sobik M., 1997. Selected characteristics of wind speed structure in the West Kar- konosze Mts. W: K. Migała, J. Pereyma (red.), Climatological aspects of environment protection in mountain areas. Acta Universitatis Wratislaviensis 1950, Prace Instytutu Geograficznego C4, 67– 73. Dubicki A., 1979. Charakterystyka przyczyn, przebiegu i wielkości powodzi w 1977 roku na obszarze górnego i środkowego dorzecza Odry. W: A. Jahn (red.), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Sesja Naukowa 3 marca 1978 r., PAN, Oddz. we Wrocławiu, Kom. Nauk o Ziemi, Wrocław, 27–40.

[77]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

Dubicki A., Malinowska-Małek J., 1999. Wysokośd, natężenie i przestrzenny rozkład opadów atmosferycznych. W: A. Dubicki, H. Słota, J. Zielioski (red.), Dorzecze Odry. Monografia powodzi. Lipiec 1997, 23 –44. Dubicki A., Malinowska-Małek J., 2005. Opady nawalne i ich skutki w dorzeczu środkowej Odry na przełomie XX i XXI wieku. W: E. Bogdanowicz, U. Kossowska-Cezak, J. Szkutnicki (red.), Ekstremalne zjawiska hydrologiczne i meteorologiczne. PTGeof., IMGW, Warszawa, 103–121. Dubicki A., Malinowska-Małek J., Strooska K., 2005. Flood hazards in the upper and middle Odra River basin – A short review over the last century. Limnologica 35, 123–131. Ergebnisse der Niederschlagsbeobachtungen 1891–1937. Veröffenlichtungen des Königlich Preussischen Meteorologischen Instituts. Financial risks of climate change. Summary Report. 2005. Association of British Insurers, London, URL: http://www.climatewise.org.uk/storage/610/financial_risks_of_climate_change.pdf (data dostępu: 2010-06-24). Fujita T.T., 1981. Tornadoes and downbursts in the context of generalized planetary scales. Journal of the Atmospheric Science 38 (8), 1511–1534. Fujita T.T., 1985. The downburst, microburst and macroburst. SMRP Research Paper 210, University of Chicago, pp. 122. Girguś R., Strupczewski W., 1965. Wyjątki ze źródeł historycznych o nadzwyczajnych zjawiskach hydrologiczno-meteorologicznych na ziemiach polskich w wiekach od X do XVI. Wyd. Kom. I Łączności, Warszawa. Głowicki B., 1970. O niektórych cechach mikroklimatu Kotliny Jeleniogórskiej. Rocznik Jeleniogórski 8, 147–160. Głowicki B., 1979. Intensywnośd opadów w Sudetach w okresie powodzi w sierpniu 1977 roku. W: A. Jahn (red.), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Sesja Naukowa 3 marca 1978 r., PAN, Oddz. we Wrocławiu, Kom. Nauk o Ziemi, Wrocław, 41–48. Heino R., Brazdil R., Forland E., Toumenvirtla H., Alexandersson H., 1999. Progress in the study of climatic extremes in northern and central Europe. Climatic Change 42, 151–181. Hellmann G., 1906. Die Niederschläge in den Norddeutschen Stromgebieten. Berlin. Die Hochwasser-Katastrophe im Riesengebirge am 29 bis 30 Juli 1897. 1987. Hirschberg. Jahn A., 1969. Niveo-eoliczne procesy w Sudetach i ich działanie na glebę. Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich 5, 53–92. Juniewicz S., 1979. Powódź na Dolnym Śląsku w 1977 roku i jej skutki w świetle opinii urzędów wojewódzkich. W: A. Jahn (red.) Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Sesja Naukowa 3 marca 1978 r., PAN, Oddz. we Wrocławiu, Kom. Nauk o Ziemi, Wrocław, 9–26. Karten Archiv, URL: http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsfaxsem.html (data dostępu: 2008-03- 03). Klimakunde des Deutschen Reiches – B. II. Tabellen. 1939. Reichsamt für Wetterdienst, Berlin. Knippertz P., Ulbrich U., Speth P., 2000. Changing cyclones and surface wind speeds over the North Atlantic and Europe in a transient GHG experiment. Climate Research 15, 109–122. Kosiba A., Gajdowska G., 1979. Opady o większej intensywności. Acta Universitatis Wratislaviensis 395, Prace Obserwatorium Meteorologii i Klimatologii Uniwersytetu Wrocławskiego 20 (1965), 137– 157. Kottmeier D., Schmoeckel C.J., Schmitt C., Bochert A., 2002. Sturm Lothar: Schadenanalyse und Risikkokartierung aus meteorologischer Sicht. W: G. Tetzlaff, T. Trautmann, K.S. Radtke (red.), Zweites Forum Katastrophenvorsorge. Institut für Meteorologie, Universität Leipzig, 421–427. Kunkel K., Pielke Jr. R.A., Changnon S.A., 1999. Temporal fluctuations in weather and climate extremes that cause economic and human health impacts: A review. Bulletin American Meteorological Society 80 (6), 1077–1098. Kupczyk I., 1968. Warunki synoptyczne występowania wezbrao roztopowych w Polsce Południowej. Przegląd Geofizyczny 13 (2). Kupczyk E., Suligowski R., Kasprzyk A, 2005. Typowe warunki meteorologiczne pojawiania się wysokich opadów i wezbrao rzek zachodnich Beskidów i środkowych Sudetów. W: E. Bogdanowicz, U. Kossowska-Cezak, J. Szkutnicki (red.). Ekstremalne zjawiska hydrologiczne i meteorologiczne, PTGeof., IMGW, Warszawa, 131–152. Kuziemska D., 1983. O zakresie zmienności temperatury w Polsce. Przegląd Geofizyczny 28, 329–343. Kwiatkowski J., 1969a. Klimatologiczna geneza wyłomów leśnych w Karkonoszach. Czasopismo Geograficzne 40, 365–373.

[78]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Kwiatkowski J., 1969b. Próba klimatologicznej interpretacji przyczyn wiatrołomów na północnych stokach Karkonoszy w dniach 4 i 5 listopada 1966 r. Opera Corcontica 6, 25–33. Kwiatkowski J., 1972. Feny w Kotlinie Jeleniogórskiej. Acta Universitatis Wratislaviensis 173, 3–46. Kwiatkowski J., 1975a. Rola fenów karkonoskich w gospodarce leśnej Kotliny Jeleniogórskiej. Zeszyty Problemowe Postępów Nauk Rolniczych 162, 527–540. Kwiatkowski J., 1975b. Zasięg fenów sudeckich i ich wpływ na mezoklimat regionów południowo- zachodniej i środkowej Polski. Przegląd Geofizyczny 20, 15–30. Kwiatkowski J., 1979. Zjawiska fenowe w Sudetach i na przedpolu Sudetów. Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich 20, 243–280. Kwiatkowski J., 1984. Związki opadów atmosferycznych w polskich Sudetach i na ich przedpolu z czynnikami cyrkulacyjnymi. Ossolineum, Wrocław. Kwiatkowski J., Hołdys T., 1985. Klimat. W: A. Jahn (red.), Karkonosze Polskie. Ossolineum, 87–116. Leckebusch G.C., Ulbrich U., 2004. On the relationship between cyclones and extreme windstorms events over Europe under climate change. Global and Planetary Change 44, 181–193. Lemon L.R., Doswell Ch.A., 1979. Severe thunderstorm evolution and mesocyclone structure as related to tornadogenesis. Monthly Weather Review 107 (9), 1184–1197. Lityoski J., 1969. Liczbowa klasyfikacja typów cyrkulacji i typów pogody dla Polski. Prace Paostwowego Instytutu Hydrologiczno-Meteorologicznego 97, 3–15. Lorenc H., 1999. Wiatr jako element zagrożenia. Wiadomości IMGW 22 (2). Lyndonstate.edu, URL: www.meteorology.lyndonstate.edu (data dostępu: 2008-02-14). Maddox R.A., 1980. Mesoscale convective complexes. Bulletin of the American Meteorological Society 61, 1374–1387. Mega A., 2001. Charakterystyka wiatru opadającego po polskiej części Sudetów Zachodnich w Świetle wyników pomiarów na Szrenicy i w Lubawce. Praca magisterska (maszynopis), Zakład Meteorologii i Klimatologii UWr, Wrocław. Michalczewski J., Mycielska H., 1962. Meteorologiczne przyczyny powodzi w Polsce w lipcu 1960 roku. Wyd. Paostwowego Instytutu Hydrologiczno-Meteorologicznego. Migała K., Pereyma J., Sobik M., Szczepankiewicz-Szmyrka A., 1995. Współczesne warunki klimatyczne i zróżnicowanie topoklimatyczne Karkonoszy. W: Fiszer Z. (red.), Problemy ekologiczne wysokogórskiej części Karkonoszy. Oficyna Wyd. Instytutu Ekologii PAN, 51–78. Mikułowski M., 1999. Klimatyczne uwarunkowania zamierania i restytucji lasu w Górach Izerskich. W: E. Feliksik (red.), Klimatyczne uwarunkowania życia lasu. Wyd. PTL, 39–49. Milata W., 1935. Meteorologiczne przyczyny powodzi w Polsce w lipcu 1934 roku. Czasopismo Geograficzne 13, 273–283. Morawska M., 1961. Huragan nad Polską w dniu 13 lipca 1961 roku. Gazeta Obserwatora Paostwowego Instytutu Hydrologiczno-Meteorologicznego 14. Morel C., Senesi S., 2002. A climatology of mesoscale convective systems over Europe using satellite infrared imaginery II: Characteristic of European mesoscale convective systems. Quarterly Journal Royal Meteorological Society 128B (584), 1973–1995. Müller M., Kašpar M., Matschullat J., 2009. Heavy rains and extreme rainfall-runoff events in Central Europe. Natural Hazards Earth Systems Science 9, 441–450. Mycielska H., 1967: Meteorologiczne przyczyny powodzi na lewych dopływach Odry w sierpniu 1964 r. Gospodarka Wodna 27 (8), 289–291. Global Daily Summary. 2000. National Climatic Data Center, URL: www.ncdc.noaa.gov/ol/climate/climatedata.html (data dostępu: 2009-01-20). Niedźwiedź T., 1972. Heavy rainfall in the Polish Carpathians during the flood in July 1970. Studia Geomorpholigica Carpatho-Balcanica 6, 194–199. Niedźwiedź T. (red.), 2003. Słownik meteorologiczny. Polskie Towarzystwo Geofizyczne, IMGW, Warszawa. NOAA Monthly/Seasonal Climate Composites. National Oceanic & Atmospheric Administration, U.S. Department of Commerce, Earth System Research Laboratory, URL: www.cdc.noaa.gov/Composites/Day (data dostępu: 2008-05-20). NRC (National Research Council, Committee on Assessing the Costs of Natural Disasters), 1999. The Impacts of Natural Disasters: A Framework for Loss Estimation. National Academy Press, Washington, D.C. Olszowicz A., Salomonik S., Słomska A., 1999. Meteorologiczne przyczyny powodzi w dorzeczu Odry. W: A. Dubicki, H. Sota, J. Zielioski (red.), Powódź w dorzeczu Odry. IMGW, 13–46.

[79]

Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne – M. Sobik, M. Błaś

Otop I., 2004. Maksymalne dobowe opady atmosferyczne w Karkonoszach w drugiej połowie XX wieku. Opera Corcontica 41, 25–29. Rapidfire data, URL: www.rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov (data dostępu: 2008-04-15). Řezáčová D., Hanslian D., Kakos V., Káspar M., Műller M., Pešice P, Sokol Z., 2003. Posouzení hydrometeorologických podmínek vzniku významných letních povodní na území ČR. AV ČR. Richter A, 1882. Klima in Carlsberg. Vierteljahrsschrift fur Geschichte und Heimatskunde der Grafschaft Glatz, J. Francke, Habelschwerdt, II Jahrgang 1882/1883 (2), 142–143. Schmuck A., 1953. Klimat Sokołowska jako przykład klimatu miejscowości leczniczych w Sudetach. Czasopismo Geograficzne 23/24, 148–165. Sienkiewicz R., 1968. Przyczyny i skutki wystąpienia opadu nawalnego w Komarnie w dniu 29 maja 1968 r. Gazeta Obserwatora Paostwowego Instytutu Hydrologiczno-Meteorologicznego 11. Słomska A., 2005. Szkolenie służb zarządzania kryzysowego w Oddziale IMGW we Wrocławiu. Gazeta Obserwatora 5, 29–30. Sobik M., 2005. Klimat. W: J. Fabiszewski (red.), Przyroda Dolnego Śląska. PAN, Oddz. we Wrocławiu, 39– 57. Sobik M., Miszuk B., 2005. Zróżnicowanie temperatury powietrza w Górach Bystrzyckich w sezonie wegetacyjnym na przykładzie 2001 roku. Woda – Środowisko – Obszary Wiejskie 5, 1 (13), 117– 132. Sobik M., Urban, G., 2000. Warunki termiczne zlewni Kamionka w Górach Izerskich. Acta Universitatis Wratislaviensis 2269, Studia Geograficzne 74, 144–157. Sobíšek B. i in., 1993. Meteorologický slovník výkladový a terminologický. Ministerstvo životního prostředí České republiky, Praha Srivastava R.C., 1985. A simple model of evaporatively driven downdraft: Application to microburst downdraft. Jounal of the Atmospheric Science 42, 1004–10023. Štekl J., Brázdil R., Kakos V., Jež J., Tolasz, R. Sokol Z., 2001. Extrémní denní srážkové úhrny na území ČR v období 1879-2000 a jejich synoptické příčiny. Národní klimatický program České republiky 31, Praha. Strachota J. (red.), 2003. Vyhodnocení katastrofální povodne v srpnu 2002. 1. etapa. Meteorologické příčiny katastrofální povodne v srpnu 2002 a vyhodnocení extremity příčinnych sražek. Project report, CHMI, Praha. Szlak niżów Vb według W. Van Bebbera. URL:http://pl.wikipedia.org/w/index.php?title=Szlak_ni%C5%BC%C3%B3w_Vb_wg_W._Van_Bebbera&o ldid=4162520 (data dostępu: 2006-08-05). Ulbrich U., Fink A.H., 2001. Three extreme storms over Europe in December 1999. Weather 56, 70−80. DAS (Department of Atmospheric Science), University of Wyoming, URL: http://www.weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html (data dostępu: 2008-04-11). Van Bebber J., 1883. Typische Witterungserscheinungen. Zeitschrift zur Österreichischen Gesellschaft für Meteorologie 16, 447–458. Verbout S. M., Schultz D. M., Leslie L. M., Brooks H. E., Karoly D. J., Elmore K. L., 2007. Tornado outbreaks associated with landfalling hurricanes in the North Atlantic Basin: 1954–2004. Meteorology and Atmospheric Physics 97, 255–271. Wicker L.J., Wilhelmson R.B., 1995. Simulation and analysis of tornado development and decay within a three-dimensional supercell thunderstorm. Journal of Atmospheric Science 52, 2675–2703. Wilson J.W., Wakimoto R.M., 2001. The discovery of the downburst – T.T. Fujita contribution. Bulletin American Meteorological Society 82, 49–62. Wussow G., 1920. Häufigkeit und Verbreitung grosser Tagesmengen des Niederschlages in Nordddeutschland. Veröffentlichungen des Preussischen Meteorologischen Instituts 7 (1), Abhandlungen, Behrend & Co. Yoshino M., 1975. Climate in a small area − an introduction to local meteorology. University of Tokyo. Zawiślak T., 2005. Warunki synoptyczne występowania intensywnych opadów deszczu w Polsce połud- niowo-zachodniej na przykładzie lat 2001-2003. W: E. Bogdanowicz, U. Kossowska-Cezak, J. Szkutnicki (red.), Ekstremalne zjawiska hydrologiczne i meteorologiczne. PTGeof., IMGW, War- szawa, 166–176. Żuraoski J.A., Jaśpioska B., 1996. Directional analysis of extreme wind speeds in Poland. Journal of Wind Engineering 65, 13–20.

[80]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

4. Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska

Marek Kasprzak

którego wystąpienie nie jesteśmy przygoto- 4.1. Wezbrania, powodzie, zdarze- wani (zabezpieczeni) technicznie, ekono- nia ekstremalne i katastrofalne micznie lub psychicznie. Jest to ujęcie rela- – definicje tywistyczne i pojawia się obawa, że nie bę- dzie niosło treści, których ocena byłaby iden- Wiele terminów stosowanych do opisu tyczna i niezależna od kontekstu. Wymienie- zjawisk fluwialnych rozumianych jest ni autorzy uznają jednak, że wielkość zagro- w języku potocznym jako synonimy. W rze- żenia wywołanego ekstremalnymi zjawiska- czywistości bywa inaczej, a w świecie nauki mi hydrologicznymi zależy od warunków trwa ciągła dyskusja nad prawidłowymi defi- lokalnych, więc zamiast arbitralnie ustalo- nicjami, w tym także definicjami zjawisk, nych wartości progowych trzeba stosować zdarzeń i procesów o charakterze ekstremal- wartości progowe wynikające z rzeczywi- nym. W syntetycznym opracowaniu Zwoliń- stych zagrożeń. Proponują oni ponadto klasy- skiego (2008) zjawiska ekstremalne definio- fikację zdarzeń ekstremalnych w oparciu wane są jako niezwykłe fakty empiryczne o różne kryteria. Do podstawowych kryte- obserwowane za pomocą dostępnych metod riów zalicza się genezę analizowanego zja- i środków. Wyróżnia się wśród nich ekstre- wiska, liczbę i wartości przyjętych progów, ma absolutne o najwyższych lub najniższych liczbę wymiarów (czyli charakterystyk, któ- dotąd notowanych wartościach, zjawiska rymi opisuje się zjawisko) oraz stosowane ekstremalne bliskie ekstremom absolutnym o metody badawcze. prawdopodobieństwie przekroczenia mniej- Procesy ekstremalne definiowane są szemu niż 10% (okres powtarzalności 10 lat), jako ukierunkowane ciągi następujących po zjawiska ekstremalne wyjątkowe o prawdo- sobie w czasoprzestrzeni i powiązane przy- podobieństwie przekroczenia mniejszym niż czynowo określone zmiany, które można 1% (okres powtarzalności 100 lat) i klęski rozpatrywać w kontekście przyczyn (geosy- żywiołowe, czyli zdarzające się losowo kata- gnałów), wejścia (uwarunkowań, relacji, strofy naturalne lub spowodowane ingerencją sprzężeń, okoliczności), przebiegu (faz, eta- człowieka, wywołujące zniszczenia, pów, okresów) oraz wyjścia (skutków, kon- a w niektórych przypadkach pociągające za sekwencji, zagrożeń) (Zwoliński 2008). Pro- sobą ofiary śmiertelne (Niedźwiedź i in. cesami ekstremalnymi w hydrologii są wy- 2004, za: Zwoliński 2008). jątkowe w okresie prowadzonych obserwacji Zdarzenia ekstremalne to, jak podaje niżówki i wezbrania. Zwoliński (2008), zjawiska umiejscowione Wezbrania cieków polegają na podnie- w czasoprzestrzeni opisanej czterema wy- sieniu stanu wody w wyniku zwiększonego miarami (położeniem poziomym x, y i pio- zasilania lub utrudnienia odpływu (Bajkie- nowym z oraz czasem t). Ozga-Zielińska wicz-Grabowska, Mikulski 1999). W umiar- i Ozga-Zieliński (2006) proponują, aby za kowanej strefie klimatycznej wyróżnia się zdarzenie ekstremalne uznawać takie, na wezbrania opadowe, roztopowe, zatorowe

[81]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

śryżowe lub lodowe oraz wezbrania sztor- Przejście fali wezbraniowej może mowe. Wezbrania opadowe mogą powsta- spowodować powódź. Według lakonicznej wać po deszczach nawalnych3, opadach fron- definicji zawartej w Dyrektywie 2007/60/WE talnych, a także opadach rozlewnych. Parlamentu Europejskiego i Rady z 23 paź- W klasyfikacji hydrologicznej wezbrania dziernika 2007 r. w sprawie oceny ryzyka dzielą się na zwykłe – sięgające poziomu powodziowego i zarządzania nim, powódź tzw. wody brzegowej (stan pełnokorytowy oznacza „czasowe pokrycie wodą terenu, bez podtopienia równi zalewowej) lub po- który normalnie nie jest pokryty wodą” (Pyt- ziomu niskiej wielkiej wody (stan zbliżony kowska 2007). W Ustawie z dnia 18 lipca do pełnokorytowego, jednak z podtopieniem 2001 r. Prawo wodne, przez powódź rozumie równi zalewowej) oraz na katastrofalne, się „takie wezbranie wody w ciekach natu- przekraczające poziom średniej wysokiej ralnych, zbiornikach wodnych, kanałach lub wody. W podziale zastosowanym przez Pun- na morzu, podczas którego woda po przekro- zeta (1977, 1998–1999) dla karpackiej części czeniu stanu brzegowego zalewa doliny dorzecza Wisły, wezbrania podzielono na rzeczne albo tereny depresyjne i powoduje katastrofalne wielkie (o przepływie kulmina- zagrożenie dla ludności lub mienia”. Powo- cyjnym Q k u l m>Q5%), wielkie (Q 5%>Qk u l m> dzie zalicza się więc do klęsk żywiołowych,

Q 1 0 % ), średnio-wielkie (Q 1 0 % >Qk u l m>Q50%) przy czym zjawisko to ma charakter przy- i zwyczajne (Q 50%>Qk u l m >(Q śr+Q50%)/2). rodniczo-gospodarczy, przynoszący straty W literaturze funkcjonuje także poję- człowiekowi i powodujący naruszenie stanu cie wezbrania standardowego, zwanego także środowiska. Wezbranie nabiera cech powo- maksymalnym możliwym wezbraniem (ang. dzi, gdy woda przekracza poziom tzw. wody maximum probable flood). Termin ten ozna- brzegowej na obszarze użytkowanym przez cza największe wezbranie, jakie może się człowieka. Separacja znaczeniowa wyrazów zdarzyć podczas równoczesnego wystąpienia wezbranie – powódź nie zawsze ma odbicie najbardziej niekorzystnych czynników, od- w tłumaczeniu na język angielski, gdzie oba powiadających za dostawę wody i kulmina- terminy określa się jako flood lub flooding, cję fali (Magnuszewski, Soczyńska 2001). W rzadziej inundation. W innych językach wy- ujęciu inżynierskim, po określeniu wszyst- stępują natomiast podobne różnice: franc. kich istotnych danych hydrologicznych, me- Hautes eaux – inondation, hiszp. crecida – teorologicznych i geomorfologicznych, sto- inundacón, niem. Hochwasser – Über- suje się termin maksymalnego prawdopo- schwemmung (syn. Überflutung), ros. dobnego wezbrania, inaczej fali projektowej. паводок – затопление (syn. наводнение). Fala wezbraniowa ma w korycie rzeki wyraźny początek, fazę wznoszenia, punkt kulminacyjny i fazę opadania. Formuje się 4.2. Źródła informacji na temat ona zazwyczaj w górnej części dorzecza wezbrań i powodzi i przemieszcza w dół rzeki na ogół z prędko- ścią 2–3 km·h−1 na rzekach nizinnych oraz 4.2.1. Opracowania materiałów 13–15 km·h−1 na rzekach górskich (Bajkie- historycznych i oryginalne wicz-Grabowska 2005). prace sprzed 1945 r.

3 W skali Chomicza (1951a,b) deszcz nawalny Najstarsze informacje o minionych (B1-7) to opad o numerze 6 i większym, czyli współczynniku wydajności α≥5,66 , zgodnie zdarzeniach powodziowych w Polsce znajdu- ją się w Rocznikach, czyli kronikach sławne- z wzorami i √ , gdzie: u − wydaj- ność deszczu [mm]; α − współczynnik wydajno- go Królestwa Polskiego Jana Długosza, który ści; k − numer skali Chomicza; t − czas trwania informował o licznych i długotrwałych po- opadu [min].

[82]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

wodziach w 988 r. Podobne przekazy doty- osobnych opracowań. Jedna z najobszerniej- czące obszaru Śląska pochodzą z kronikar- szych prac tego typu anonimowego autora skich zapisków od połowy XII w. Są one Die Hochwasser-Katastrophe... (1897) doty- zazwyczaj wplecione w sprawozdawcze opi- czy wezbrań rzek górskich w Karkonoszach sy zniszczeń lub przytaczane razem z innymi i Kotlinie Jeleniogórskiej po największej ze wiadomościami i dotyczą zazwyczaj po- znanych powodzi regionu, jaka miała miejsce szczególnych miast regionu. Ich zestawienia pod koniec lipca 1897 r. Zdarzeniom tym ujęto w opracowaniach, jakie w każdym mie- w ujęciu dorzecza Odry poświęcony jest ście tworzono na polecenie śląskich władz od tekst Fischera (1898), obszerny opis znajduje początku XIX w. (Inglot 1986). Opracowania się także u Partscha (1911). Wśród innych te powstawały w oparciu o rękopisy, doku- prac warto wymienić dzieła Petraka (1882) menty i źródła drukowane. Sporządzane były dotyczące wezbrania w dorzeczu Bobru z przez osoby znające topografię obszaru, któ- połowy lipca 1882 r., Knothego (1939), opi- rego dotyczyły. Najwięcej z nich powstało w sujące powódź w dorzeczu Nysy Kłodzkiej pierwszej połowie XIX w. (Czapliński 2004, z 1938 r. oraz Ragsta (1938), zdającego rela- za: Łaborewicz 2008). Przykładowo Jelenia cję ze spowodowanych przez tę powódź Góra posiadała cztery takie kroniki, np. au- zniszczeń w mieście Nysa. Wydarzenie torstwa Vogta (1876), Kamienna Góra z 1938 r. stało się także tematem albumu i Lwówek Śląski po dwie, np. Bergemanna Hochwasserkatastrophe in Schlesien 1938... (1824), Bolków posiada zachowaną kronikę (Schmidt 1939), zawierającego doskonałe autorstwa Teichmanna (1870), natomiast zdjęcia oraz opisy dokumentujące przebieg Bogatynia kronikę Roeslera (1823, za: Lipin zdarzenia, straty i usuwanie zniszczeń powo- 2010a, 2010b). Dla Wrocławia najpełniejszy dziowych. Pozycja ta nie jest jednak wolna rejestr średniowiecznych powodzi, z których od nazistowskiej propagandy. najstarsza datowana jest na 1179 r., opraco- Najszersze i najpełniejsze opracowania wał u progu XVII w. Mikołaj Pol, archidia- naukowe dotyczyły Odry. Już pod koniec kon wrocławskiego kościoła pw. św. Marii XIX w. wydawano publikacje hydrologiczne Magdaleny (Wójcik 2008). Jego spis katakli- analizujące zdarzenia powodziowe, np. tomy zmów, choć nie całkiem kompletny, uważa- Hochwasser-Melde-Ordnung für Oder... ny jest za źródło kompetentne (Kamiński i in. (1896), Hochwasser-Meldeordnung für 1998). Oder... (1900). Zawierały one opisy zdarzeń Od drugiej połowy XVIII w. pojawiły wezbraniowych oraz tabelarycznie zestawio- się w czasopismach historycznych kroniki ne wyniki pomiarów dziennych stanów wód wypadków, zawierające informacje o przy- dla posterunków wodowskazowych objętych rodniczych zjawiskach ekstremalnych. Na państwowym monitoringiem w systemie początku XIX w. rozpoczęto na Śląsku także wczesnego ostrzegania powodziowego. Sys- systematyczne obserwacje meteorologiczne, tem taki działał na wybranych rzekach Nie- które były podstawą do sporządzania regu- miec od 15 grudnia 1889 r. (Deutsch i in. larnych raportów, przesyłanych władzom 2002). Szczegółową, meteorologiczno- centralnym Prus (potem Cesarstwu Niemiec- hydrologiczną analizę zdarzeń powodzio- kiemu) od 1810 r. co miesiąc, a od 1843 r. co wych na Odrze i jej dopływach znaleźć moż- dwa miesiące. Raporty sporządzano dla na także w publikacji Hellmanna i Elsnera trzech rejencji: opolskiej, legnickiej i wro- (1911), w której przedstawiono charaktery- cławskiej na podstawie obserwacji stacjonar- styki 20 wezbrań lat 1888–1907 oraz dla nych i informacji dostarczanych przez lan- porównania opis katastrofalnego wezbrania draty poszczególnych starostw. z 1854 r. W tekście znajdują się ponadto Niektóre z donioślejszych w skutkach odnośniki do wcześniejszych, idących dziś zdarzeń powodziowych stały się tematem w zapomnienie, prac z zakresu przedmiotu.

[83]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Straty powodziowe były także komentowane 1930 r., fragmenty pierwszej część monogra- w literaturze branżowej związanej ze szla- fii Gór Izerskich poświęconej przyrodzie kami żeglugi śródlądowej, np. Wasserwirt- nieożywionej (Hudousková 2009, Karpań schaft des Odergebiets... (Freymark 1929). 2009, Kulasowá, Bubeníčkowá 2009), ob- W XIX i XX w. powodzie były już re- szerne opracowanie dla całych Czech wyko- gularnym tematem artykułów prasowych, nane przez zespół pod kierunkiem Brázdila dostarczających cennych informacji, odno- (2005a) czy też raporty powstałe po powo- śnie przebiegu zdarzeń i strat materialnych, dziach w dorzeczu Łaby Souhrnná zpráva o choćby na stokach górskich (np. Althans povodni... (2003, 2006). Publikacje z obsza- 1898). Niektóre z czasopism w swoich nu- rów transgranicznych są istotne dla rozważań merach jubileuszowych zamieszczały także o powodziach w Sudetach. kroniki zdarzeń ekstremalnych, w których Zasięgi powodzi były także znaczone nie mogło zabraknąć opisów wezbrań: Nen- na mapach hydrograficznych. Pierwsze mapy twig (1897), Schubert (1898), Jestel (1932). Odry Śląskiej wykonywano w XVIII w. Historyczne dane dotyczące powodzi (Born 1948). Obszar zalewowy tej rzeki mia- na ziemiach śląskich doczekały się kilku ły obejmować zdjęcia terenu zarządzone opracowań polskojęzycznych. W 1932 r. przez władze pruskie w 1811 r. Obszary za- ukazała się we Lwowie „Kronika klęsk ele- lane wodami jednych z największych od- mentarnych w Polsce i w krajach sąsiednich” rzańskich powodzi z 1854 i 1903 r. zostały Walawendera. Zapewne najpełniejsze zesta- wykreślone na mapach Karte des Ueber- wienie danych powodziowych wykonał schwemmungsgebiet der Oder im Jahre 1903 Szczegielniak (1979a), obejmując lata od w skali 1:100 000. Mapy te zostały wykorzy- 1100 do 1903. Podobne wypisy znalazły się stane we współczesnym, obszernym opraco- w pracy Inglota (1986), popularnonaukowej waniu kartograficznym wylewów Odry, uję- książce Łuczyńskiego (2000), który dodał tym w ramach II wydania Atlasu Śląska Dol- rozszerzone relacje ze zdarzeń z 1897 nego i Opolskiego (Pawlak W., Pawlak J. i 1926 r. czy w przeglądowym artykule Mi- 2008). Poszukiwanie zasobów kartograficz- kulskiego (1954). W ujęciu mezo- i mikrore- nych z XVIII i XIX w. dla dorzecza Odry gionalnym opisy takie zawarte są w artyku- ułatwia obszerny katalog wraz z opisem Jan- łach Czerwińskiego (1991) – dla rejonu Kar- czaka i in. (1985). konoszy, Margasa i Szymczaka (1969) – dla Karkonoszy i obszaru jeleniogórskiego, Bu- 4.2.2. Dane ze stacji pomiarowych gaja (1988) i Sawickiego (2004) – dla miasta

Kowar, Beny i Paczosa (2000) – dla Kwisy, Historia obserwacji hydrologicznych Kamińskiego i in. (1998), Piskorza (1999), na rzekach Dolnego Śląska rozpoczyna się Dubickiego (2006) i Wójcika (2008) – dla od notowania maksymalnych stanów wód. Odry we Wrocławiu lub Żerelika (2008) dla Ich śladem są tzw. znaki wielkiej wody Odry w okolicy Malczyc. umieszczane na podtapianych budynkach, Wzmianek o historycznych zjawiskach konstrukcjach mostów czy nadbrzeżach. powodziowych szukać można także w mo- Znajdują się one np. w Jarkowicach na ścia- nografiach miast śląskich. Przykładowo, w nie domu nr 16 przy moście, pokazując stany tomie pod redakcją Michalkiewicza (1985) Białego Strumienia (dopływ Bobru) z powo- znajdują się informacje o największych wez- dzi w latach 1809, 1810, 1816, w Piechowi- braniach Bobru i Zadrnej począwszy od 1567 cach nad Kamienną, dokumentujące wyda- do 1958 r. Obraz historycznych śląskich po- rzenia z lat 1785 i 1804, na budynku starego wodzi uzupełniają prace obcojęzyczne. Na młyna w Złotoryi nad Kaczawą z lat 1608 uwagę zasługują np. artykuły Munzara (2000, 2001) dotyczące zdarzeń z 1813 oraz

[84]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

i 1702 (ryc. 4.1.) oraz w wielu innych miej- wody prowadzonych w odstępach 10- scowościach. minutowych (Dubicki 2007). Wartości prze- Regularne pomiary hydrologiczne za- pływów odczytywane są z krzywych kon- częto prowadzić na przełomie XIX i XX w. sumcyjnych tworzonych dla każdego profilu w związku z rozbudową drogi żeglownej na poprzecznego koryta. Dla wielu rzek nie Odrze i tworzeniem systemu przeciwpowo- ustalono jak dotąd stanów i przepływów dziowego rzek sudeckich. Pierwsze systema- pełnokorytowych niezbędnych w analizach tyczne odczyty stanów Odry pochodzą jed- formowania wylewów. Na posterunkach nie nak już z 1810 r. (Opole, Zwanowice, Brzeg prowadzi się częstych pomiarów transportu – śluza) (Szczegielniak 1997). We Wrocła- rumowiska. wiu obserwacje prowadzono od 1811 r. przy śluzach Piaskowej i Mieszczańskiej. W na- stępnych latach sieć wodowskazową rozbu- dowywano. Dobrze udokumentowany mate- riał obserwacyjny obejmuje jednak okres od 1901 r. W Sudetach jeden z pierwszych po- sterunków wodowskazowych istniał nad Nysą Kłodzką w Kłodzku, gdzie odczyty z łaty wodowskazowej prowadzono od 1854 r. Pełne serie pomiarowe większości współcześnie istniejących wodowskazów dostępne są dla okresu po 1951 r. Aktualnie wrocławski oddział Instytu- tu Meteorologii i Gospodarki Wodnej Ryc. 4.1. Zabytkowe znaki wielkich wód (powo- (IMGW) prowadzi obserwacje na 108 poste- dzie w 1608 i 1702 r.) wmurowane w fasadę starego młyna w Złotoryi nad runkach wodowskazowych. Monitorowane Kaczawą (fot. M. Kasprzak) są rzeki: Barycz (3 posterunki), Biała Głu- chołaska (2), Biała Lądecka (2), Bóbr (12), Od 1961 do 1983 r. dla każdego poste- Budzówka (1), Bystrzyca (6), Bystrzyca runku wodowskazowego IMGW publikowa- Dusznicka (1), Czarna Woda (3), Czarny ło dane pomiarowe w Rocznikach hydrolo- Potok (1), Czerna Mała (1), Czerna Wielka gicznych wód powierzchniowych dorzecza (1), Czerwona Woda (1), Jedlica (1), Kacza- Odry i rzek Przymorza między Odrą i Wisłą. wa (5), Kamienica (1), Kamienna (3), Kryn- Aktualnie ich szczątkową pozostałością są ka (1), Kuroch (1), Kwisa (5), Lubsza (1), miesięczne biuletyny IMGW. Inne polskie Łomnica (1), Miedzianka (1), Nysa Kłodzka opracowania hydrograficzne z przeszłości (7), Nysa Łużycka (5), Nysa Szalona (2), zostały wymienione w podręczniku Ozgi- Odra (11), Oława (2), Orla (1), Pełcznica (1), Zielińskiej i Brzezińskiego (1994). Wśród Piława (2), Polska Woda (1), Rów Polski (1), nich na uwagę zasługują publikowane co Sąsiecznica (1), Skora (3), Strzegomka (3), 5 lat Przepływy charakterystyczne rzek Pol- Szprotawa (1), Szybka (1), Ścinawa Niemo- ski i Atlas Hydrologiczny Polski. Zestawienia dlińska (1), Ścinawka (2), Ślęza (3), Widawa pomiarowe wraz z komentarzem znajdują się (3), Wilczka (1), Witka (2) (Stacje i poste- także w objaśnieniach do Mapy Hydrogra- runki Oddziału Wrocław, IMGW). Wiele ficznej Polski w skali 1:50 000. z posterunków zostało odbudowanych lub W ostatnich latach IMGW uruchomiło przebudowanych po powodzi z 1997 r. Dzia- internetowy system informacji – Ostrzeżenia łające limnigrafy analogowe zastąpiono hydrologiczne i komunikaty o zagrożeniach urządzeniami automatycznymi, przekazują- cymi co godzinę wyniki pomiarów stanów

[85]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

długotrwałych4. Powstał także Lokalny Sys- skutki geomorfologiczne i podsumowanie tem Osłony Przeciwpowodziowej dla Powia- strat gospodarczych. tu Kłodzkiego5, który udostępnia obraz aktu- Dubicki (1972) opisał przebieg wez- alnego stanu wód dla 7 spośród 20 posterun- brań Olzy i górnej Odry w lipcu 1970 r., ków wodowskazowych w regionie. Działa porównując przy okazji notowane stany wo- również serwis mapowy6 powstały w ramach dy kilku dolnośląskich rzek z poprzednimi Systemu Informacji Przestrzennej Dorzecza wezbraniami w latach 1960, 1965, 1970. Odry SIPDO (Poprawski i in. 2004). Mimo Kolejne opracowania (Jahn, Kowaliński takich inicjatyw daje się odczuć wyraźny 1979, Komar 1979, Szczegielniak 1979b) brak łatwego dostępu do danych pomiaro- powstały po powodzi w 1977 r., uznawanej wych, w przeciwieństwie np. do Czech, za największe wezbranie w dorzeczu Bobru gdzie w sieci internetowej aktualne dane po 1945 r. hydrologiczne zamieszcza Český hydro- Największa ilość publikacji dotyczy meteorologický ústav7. Umożliwia się tam jednak powodzi z lipca 1997 r. Najszerzej też dostęp do obszernych raportów zrelacjonowana została ona w bogato ilu- z przebiegu wezbrań poszczególnych cieków strowanym opracowaniu pod redakcją Du- lub opracowań z zakresu ochrony przeciw- bickiego i in. (1999). Obszerną relację dali powodziowej, np. dla miasta Trutnova8, kraju także Stachy i Bogdanowicz (1997), Szcze- libereckiego9, dorzecza Łaby10. gielniak (1999a), Migoń i Żurawek (1999), dla województwa wrocławskiego zespół Zaleskiego (1997), dla miasta Wrocławia

4.2.3. Prace dotyczące współczesnych Szponar i Zalewski (2001), a dla wrocław- powodzi skiego osiedla Kozanów Żurawek (1998). Społeczny i ekonomiczny wymiar oddziały- Za współczesne powodzie będą w tym wania powodzi został gruntownie opracowa- opracowaniu uznawane zdarzenia, jakie ob- ny przez Grykienia i Szmytkiego (2008). serwowano w okresie po 1945 r. Ich zesta- Zagadnienia tejże powodzi były także oma- wienia dla większych rzek znajdują się wiane na kilku spotkaniach naukowych, w materiałach opracowanych na podstawie owocując publikacjami pokonferencyjnymi, serii pomiarowych IMGW, np. w pracy Sta- np. Szamałek (1997). Na temat powodzi chego i in. (1996), obejmując lata 1951– 1997 r. powstało wiele raportów organizacji 1990. Kilka z największych powodzi w do- rządowych i pozarządowych, w tym bogate rzeczu Odry zostało kompleksowo opisanych w dane publikacje Międzynarodowej Komisji w odrębnych monografiach, zawierających Ochrony Odry przed Zanieczyszczeniem: tło meteorologiczne, przebieg hydrologiczny, Dorzecze Odry. Powódź 1997 (1999) oraz System osłony przeciwpowodziowej i prognoz w dorzeczu Odry... (2001). Ukazały się rów- 4 URL: http://www.imgw.pl (data dostępu: 2008- nież albumy z cenną dokumentacją fotogra- 08-22) ficzną wydarzeń i zniszczeń powodziowych 5 URL: http://www.lsop.powiat.klodzko.pl (data dostępu: 2008-08-22) na ziemi kłodzkiej (Kostecka 1998), we 6 URL: http://www.programodra.pl/ (data dostę- Wrocławiu i jego okolicach (Kizny i in. pu: 2008-09-01) 1998) oraz w dolinie Odry (Okólska, Kot 7 URL: http://www.chmi.cz/hydro/hyd_main.html 2007). Ostanią z publikacji urozmaicają wy- (data dostępu: 2008-09-01) 8 URL: http://www.trutnov.cz/dpp/ (data dostępu: wiady z ludźmi odpowiedzialnymi za akcję 2008-09-01) przeciwpowodziową, np. z byłym wojewodą 9 URL: http://maps.kraj-lbc.cz/mapserv/dpp/ (data wrocławskim Januszem Zaleskim czy z ów- dostępu: 2008-09-01) 10 URL: http://www.pla.cz/planet/default.aspx czesnym prezydentem miasta Bogdanem (data dostępu: 2008-09-01) Zdrojewskim. Do interesujących inicjatyw

[86]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

wydawniczych i badawczych należy także o ich przebiegu i skutkach pojawia się Atlas zalewowych obszarów Odry (Rast i in. w lokalnej prasie, coraz częściej również 2000), wyznaczający na podstawie badań dostępnej on-line. materiałów kartograficznych oraz bioindyka- torów zasięg rejestrowanych i potencjalnych wylewów Odry w Czechach, Polsce i Niem- 4.3. Sieć rzeczna na Dolnym Ślą- czech. Atlas ten opatrzony został obszernym, sku – ogólna charakterystyka trójęzycznym komentarzem. Szczegółowe relacje lub prace badaw- Urozmaicenie rzeźby Dolnego Śląska cze dotyczące ekstremalnych wezbrań roz- oraz różnice w budowie geologicznej podło- proszone są w czasopismach naukowych ża sprawiają, że regionalny układ hydrogra- i tomach pokonferencyjnych. Wiele ze zda- ficzny tworzą cieki o odmiennych cechach rzeń powodziowych, z uwagi na lokalny koryt oraz zróżnicowanych reżimach i cha- charakter wystąpienia, wymyka się sieci rakterystykach przepływów. Głównym cie- monitoringowej IMGW, a jedyna relacja kiem regionu jest Odra, przyjmująca więk-

Ryc. 4.2. Dorzecza dopływów Odry na tle podziału fizyczno-geograficznego w województwie dolnoślą- skim. Objaśnienia: 1 – granica województwa, 2 – granica paostwowa, 3 – granica między wydzieleniami regionalnymi, 4 – rzeka główna, 5 – ważniejsze dopływy

[87]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

szość swoich dopływów od strony południo- (239,8 km2) należące do dorzecza Łaby wo-zachodniej (ryc. 4.2). Górne partie zlew- i zlewiska M. Północnego – zlewnie Izery nilewych dopływów Odry biegną wzdłuż z Tracznikiem, Łącznikiem, Jagnięcym Po- europejskiego działu wodnego w Sudetach – tokiem, Kobyłą, Kamionkiem i Mielnicą, typowych górach średniogórza europejskie- zlewnia Ostrożnicy (dopływ Úpy), zlewnia go. Najwyższy punkt całej zlewni znajduje Żydawki, Czermnicy, Kliklawy i ich mniej- się w Karkonoszach (Śnieżka 1602 m szych dopływów (w dorzeczu Metui) oraz n.p.m.). Na północ od progu Sudetów cieki Dzikiej Orlicy z Czerwonym Strumieniem nabierają charakteru rzek podgórskich, a w (Czarnecka i in. 2005). Pod kątem tego opra- dnach pradolinnych Odry lub Baryczy mają cowania wszystkie wymienione cieki zostały charakter typowych rzek nizinnych. Najniżej uwzględnione. Niewielki fragment w pol- położony punkt w województwie dolnoślą- skiej części Masywu Śnieżnika należy także skim (ok. 90 m n.p.m.) znajduje się w Obni- do zlewiska M. Czarnego. Znajduje się on po żeniu Milicko-Głogowskim u brzegów Odry przeciwnej stronie wododziału niż źródła między Głogowem a Bytomiem Odrzańskim, Wilczki. Nie ma na nim jednak stałego cieku. w rejonie wsi Drogomil i Dobrzejowice. Gęstość sieci rzecznej na obszarze Obszar województwa dolnośląskiego Dolnego Śląska jest największa w jego za- obejmuje także cieki spoza granic historycz- chodniej części, szczególnie na ziemi kłodz- nych Śląska – Kwisa, jako rzeka graniczna, kiej (do 1,4 km·km−2), a najmniejsza po obu oraz Nysa Łużycka i część ich górnych do- stronach Odry poniżej Głogowa, na północ- pływów mieszczą się w granicach Łużyc. nych stokach Wzniesień Żarskich i Wzgórz Podziały geopolityczne nie są jednak priory- Dalkowskich oraz w Sudetach Zachodnich tetem w rozważaniach środowiskowych, (miejscami poniżej 0,2 km·km−2) (Młodzie- gdzie podstawowym wydzieleniem po- jowski 1948). Podstawowe parametry głów- wierzchni jest zlewnia. W takim ujęciu bar- nych cieków podano w tab. 4.1. dziej odznaczają się fragmenty Sudetów

Tab. 4.1. Podstawowe parametry wybranych rzek dolnośląskich. Objaśnienia: LD, AD–wartości: długośd cieku i powierzchnia dorzecza dla obszaru Dolnego Śląska; S–spadek (dla Odry odcinek Odry środkowej), SQ–wartośd średnia przepływu dla wielolecia 1951–1990 na posterunku najbliż- szym ujściu rzeki (dla Odry na posterunku wodowskazowym w Głogowie). Według: Dubicki i in. (2005b), Dorzecze Odry. Powódź 1997 (1999)

H max-min Rzeka L [km] L [km] A [km2] A [km2] S [‰] SQ [m3·s−1] D D [m n.p.m.]

Odra 854,3 204 118 861 19 707 0,28– 0,19 643–0 193 Nysa Łużycka 252 78,7 4 297 627 780–33 31,0 Kwisa 127 b. d. 1 026 b. d. 1020–105 10,8 rzeki Bóbr 272 161,1 5 876 4 163 górskie 600–39 39,2 Kaczawa 83,9 83,9 2 261 2 261 640–95 9,8 5,72–3,43 Bystrzyca 95,2 95,2 1 768 1 768 690–110 9,41 Nysa Kłodzka 182 99,7 4 566 2 050 845–140 38,3 Ślęza 78,6 78,6 972 972 349–112 2,97 rzeki Oława 91,7 91,7 1 003 870 nizinne 280–116 3,43 Widawa 103 83,9 1 716 1 245 200–110 7,39 3,10–0,42 Barycz 133 108,8 5 534 2 640 126–74 15,7

[88]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

szy stan wiedzy na ten temat zaprezentowano 4.3.1. Rzeki nizinne w opracowaniu Przybylskiego i in. (2004) oraz w Bazie danych geologiczno- Dolnośląski odcinek Odry należy do inżynierskich... (Goldsztejn 2009). biegu Odry środkowej, wydzielanej według Bieg współczesnej Odry nie odpowia- różnych klasyfikacji od Koźla, ujścia Nysy da naturalnemu układowi koryta. Pierwotnie Kłodzkiej lub ujścia Widawy do ujścia War- rzeka przerzucała je na całej szerokości dna ty. Zasobność w wodę Odry odpowiada Ła- doliny, tworząc system migrujących mean- bie, jest 1,7 razy mniejsza od zasobności drów o promieniach zakoli poniżej 600 m Wisły, 3-krotnie mniejsza niż Dunaju i 5- długości i odciętych starorzeczy. Ruszczyc- krotnie niż Renu (Grochulski 1985, Pusch ka-Mizera (1978) wydzieliła dwa, a miej- i in. 2009). W cyklu rocznym wahania war- scami cztery generacje paleomeandrów oraz tości przepływu Odry i jej nizinnych dopły- dwie grupy wiekowe starorzeczy. Obrazem wów są znaczne. Przepływy maksymalne na stanu pierwotnego są zakola poniżej uregu- wodowskazach Odry środkowej przewyższa- lowanego odcinka rzeki w strefie przygra- ją przepływy minimalne nawet 30 razy. nicznej z Niemcami lub między Raciborzem Okresy przepływów niskich mogą się prze- a Ostravą w Czechach, np. w okolicach dłużać. Przykładowo, przepływy nienaru- Krzyżanowic. Nawet współcześnie dochodzi szalne i niższe od nienaruszalnych trwają na tam do niekontrolowanych zmian geometrii Baryczy w przekroju Osetno przeciętnie koryta – migracji bocznej i przecięć szyi 33 dni w roku (Kostrzewa 1972). meandrów. Podczas wezbrania w 1966 r. Odra płynie po Nizinie Śląskiej dnem nastąpiło przerwanie meandra koło miejsco- Pradoliny Wrocławskiej. Na wysokości Mal- wości Ńunychl (Szynochel), a w lipcu 1997 r. czyc zmienia ona kierunek z równoleżniko- w okolicy Starého Bohumína (Dister 2003). wego na południkowy i z powrotem na rów- Na odcinku wrocławskim Odra ma cechy noleżnikowy niedaleko Głogowa, gdzie po rzeki anastomozującej11. Niektóre z jej wysp przekroczeniu przełomowego odcinka wśród wzniesień Wału Trzebnickiego koło Ścina- 11 wy, natrafia na kolejne obniżenie Pradoliny Wrocławski odcinek Odry tworzą: ODRA GÓRNA – odcinek Odry od ujścia Oławy powy- Barucko-Głogowskiej. W jej korycie zazna- żej Mostu Grunwaldzkiego do jej rozwidlenia czają się naprzemienne odcinki plos i prze- przed Wyspą Piaskową na Odrę Północną i Połu- miałów. dniową; ODRA PÓŁNOCNA – opływa od pół- Odra przyjmuje lewobrzeżne dopływy nocy Wyspy Piaskową i Bielarską, przed Mostem Uniwersyteckim łączy się z Odrą Południową, rzek sudeckich i przedsudeckich oraz z obu przepływa przez elektrownię Wrocław II i łączy stron dopływy mniejszych rzek nizinnych, się z kanałem przeciwpowodziowym; ODRA takich jak Średzka Woda ze swym dopływem POŁUDNIOWA – opływa od południa Wyspę Jeziorką, Nowy Rów, Zimnica z Młynówką, Piaskową, główny nurt płynie między Wyspą Słodową i Tamką na elektrownię Wrocław I, po Barycz i Widawa. Procesy glacjalne i flu- raz drugi łączy się z Odrą Północną na wysokości wioglacjalne w plejstocenie, a także regio- stoczni rzecznej; ODRA DOLNA – odcinek nalna sytuacja tektoniczna (Markiewicz o długości ok. 2 km powstały w wyniku połącze- 2004) sprawiły, że tworzą one układ krato- nia Odry Północnej i Odry Południowej do miejsca ujścia Starej Odry; ODRA STARA – płynie wy. Bardziej szczegółowy opis sytuacji geo- od jazu Szczytnickiego do połączenia z Odrą morfologicznej doliny środkowej Odry zna- Dolną (do XIV w. odwrotny zwrot nurtu), poniżej leźć można w pracach Galona (1948), Szcze- osiedla Zacisze rozdziela się na Starą Odrę i Ka- pankiewicza (1959, 1968) i Kozarskiego nał Miejski, powyżej mostu Trzebnickiego ponownie rozdziela się na Starą Odrę i Kanał Ró- (1974) oraz dla odcinka wrocławskiego żanka. Stara Odra, Kanał Różanka oraz Kanał u Czerwińskiego (1998), Czerwińskiego i in. Miejski łączą się z Odrą Dolną powyżej mostu (1999) oraz Szponara (1998, 2008). Najnow- kolejowego na Popowicach; ODRA OŁBIŃSKA – nie istniejąca już odnoga Odry, której pozosta-

[89]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

to jednak nie utrwalone aluwia rzeczne, Dolnym Śląsku w 1786 r. koło Głogowa – a ostańce rozcinanej wysoczyzny morenowej wraz z jazem piętrzącym kierował nurt do (Chmal, Traczyk 2001). lewego koryta opuszczonego przez rzekę Obecny przebieg koryta Odry wynika w 1583 r. Kolejne przekopy wykonywano w dużej mierze z prac regulacyjnych rozpo- w latach 1770–1780 od ujścia Nysy Kłodz- czętych w XIII w. na potrzeby żeglugi śród- kiej do Urazu, także w Ścinawie. Do 1782 r. lądowej (Grochulski 1985). Żegluga ta, pro- oddano ich na Śląsku 48, skracając bieg Odry wadzona prawdopodobnie już 4500 lat p.n.e., o 60 km. Jeden z najlepszych przykładów służyła pierwotnie wymianie handlowej mię- wymuszonych zmian hydrograficznych dzy ludami rolniczymi, zamieszkującymi w omawianym okresie oraz w czasach póź- dorzecze Odry a plemionami skandynawski- niejszych dotyczy okolic Wrocławia i został mi (Filipowiak 1992, Pyś 2008 – data dostę- zaprezentowany na ryc. 4.3. pu). Spławiano głównie płody rolne, Wraz z przekopami wykonywano za- a w okresie 1900–1300 r. p.n.e. także pocho- wiklanie odsypisk oraz tworzono opaski dzące z terenu Węgier rudy miedzi oraz brąz, brzegowe. Około 1750 r. dla wykształcenia ładowane na czółna12 w Bramie Morawskiej. nurtu Odry rozpoczęto budowę ostróg faszy- W górę rzeki płynęły m.in. bursztyny trafia- nowych, stosowanych wcześniej w dorzeczu jące na Śląsk i Morawy. na mniejszych rzekach, np. Bobrze (Kosicki Początkowo warunki żeglowne na Od- 2004). Budowa ostróg była na szerszą skalę rze polepszano, umacniając brzegi drewnia- realizowana od 1787 r., a głównie od roku nymi palami oplatanymi faszyną. Konstruk- 1791. Po uchwaleniu protokołu bogumiń- cje takie towarzyszyły także przyczółkom skiego w 1819 r., określającego główne cele mostów. Wrocławskie wyspy Ostrów Tum- i zasady regulacji Odry, wykonano do ski i Wyspa Piaskowa były, jak to uwiecz- 1843 r. 5432 ostrogi i 262,5 tys. tam regula- niono na perspektywicznych planach miasta cyjnych. Prowadzono również oczyszczanie z XVI w. (Okólska, Szykuła 2003), otoczone koryta z pni tzw. czarnych dębów (Kosicki drewnianymi nadbrzeżami. Prace ułatwiające 2003). Po kolejnych zmianach, dostosowują- żeglugę często stały w sprzeczności z funk- cych koryto do zwiększonego obciążenia cjonowaniem kół młyńskich, stąd np. 8 paź- barek, prace regulacyjne na Odrze ukończo- dziernika 1349 r. cesarz Karol IV wydał no w 1885 r. Następne prace, w tym wyko- przepis nakazujący rajcom miasta Wrocławia nanie śluz komorowych do spławiania barek, usunięcie istniejących w mieście jazów (Pyś prowadzono dzięki ustawie pruskiej 2004). z 6 czerwca 1888 r. Między Koźlem a Wro- W połowie XVIII w. pojawiła się cławiem powstało wtedy 12 stopni wodnych, kompleksowa koncepcja regulacji Odry a we Wrocławiu kanał obwodowy, tzw. miej- Alexandra Nouwertza, pracującego od ski. Jednocześnie prowadzono meliorację 1782 r. na stanowisku inspektora budów terenów nadrzecznych, której pełny program wodnych i wałów. Jego dzieło kontynuował znaleźć można w pracy Freymarka (1929). syn – Nouwertz młodszy (Szczegielniak W latach 1892–1897 zmodernizowano 1997). Pierwszy przekop zmieniający trwale drogę wodną we Wrocławiu. Poniżej istnie- i w istotny sposób bieg rzeki wykonano na jącego jazu Szczytniki zbudowano jaz Psie Pole i wykopano szlak okrążający zamulone

koryto Starej Odry o długości 3,5 km (Kanał łością jest staw w Ogrodzie Botanicznym, zasy- pywana w latach 1425−1529 (Migoń 2000, Du- Miejski) wyposażony w Śluzę Miejską i wro- bicki 2006). ta przeciwpowodziowe. Dla wyrównania 12 Odnajdowane czółna pochodzące z X w. n.e., poziomów między Starą Odrą i Kanałem kiedy rosło znaczenie gospodarcze Odry, miały długość 15,6 m, szerokość 1,1 m i zanurzenie Miejskim powstała śluza Szczytniki. Od rzędu 0,9 m (Filipowiak 1988).

[90]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 4.3. Zmiany korytowe w dolinie Odry na odcinku wrocławskim. Objaśnienia: 1 – paleokoryta, 2 – układ hydrograficzny z przełomu XIX i XX w., 3 – przekopy wykonane w XX w., 4 – fragmenta- ryczny zasięg zalewu powodziowego, 5 – współczesna sied kolejowa dodana dla ułatwienia orientacji przestrzennej. Według: mapa Leonharda (1901) w skali 1:50 000, zmienione

1905 do 1917 r. skanalizowano odcinek Odry Kanał Różankę, czy też kanał Odra – Elba ze między ujściem Nysy Kłodzkiej i stopniem śluzą Stabłowice i połączeniem z Odrą nad Opatowice a potem stopniem Rędzin (4 nowe stopniem rędzińskim. Niemiecką historię stopnie piętrzące i 2 długie kanały derywa- wykorzystania śląskiej sieci wodnej szeroko cyjne). We Wrocławiu wykonano okrężny podsumował Partsch (1896). kanał żeglowny wraz z równoległym kana- W latach powojennych przepustowość łem ulgi. Powstał Wrocławski Węzeł Wodny Wrocławskiego Węzła Wodnego malała (WWW), zdolny przeprowadzić przez miasto m.in. wskutek zamulenia kanałów oraz nie- kulminację fali powodziowej rzędu 2400 prawidłowego zagospodarowania międzywa- m3·s−1. Jego szczegółowy opis podali Goła- la. W roku 1995 określono ją na zaledwie szewski (1998), Malkiewicz (1999) oraz 1850 m3·s−1, co okazało się zbyt małą warto- Bakuliński i in. (2008). Sieć hydrograficzną ścią przy przepływie z lipca 1997 r. szaco- Wrocławia uzupełniło ponad 1000 km koryt wanym na 3200–3500 m3·s−1 (Bobiński, Że- cieków, kanałów i rowów odwadniających laziński 1997). Co ważne, WWW został za- (Sapkowski 1999). Nie wszystkie planowane projektowany do osłony przeciwpowodzio- głównie w latach 1921 i 1940 inwestycje wej osiedli przewidzianych w przedwojen- zrealizowano (Majewicz 2004). Nie powstały nych planach zagospodarowania przestrzen- m.in. odnoga Kanału Żeglugowego w kie- nego – np. w planie zabudowy Wrocławia runku Śluzy Rędzin, okrążająca od północy projektu F. Behrendta z lat 1924–1925, czy

[91]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

generalnym planie zabudowy Wrocławia G. tutaj zostaną zaprezentowane tylko ich cha- Trauera i H. Boehma z 1938 r. (Kononowicz rakterystyczne cechy. 1997). Osłona części Kozanowa czy Popo- Rzeki podgórskie są ciekami zasob- wic, położonych poniżej połączenia główne- nymi w wodę, szybko reagującymi na zmia- go koryta Odry ze Starą Odrą, możliwa jest ny zasilania z górnych części zlewni. Warto- tylko przy wykorzystaniu tzw. przewału wi- ści przepływów korygują sudeckie zbiorniki dawskiego, czyli skierowania na wysokości retencyjne. Generalny zwrot rzek z połu- Strachocina części wód Odry do Widawy dniowego-zachodu na północny-wschód (Żurawek 1998). kieruje się ku granicy Przedgórza Sudeckie- Prace regulacyjne sprawiły, że Odra go z powierzchnią monokliny przedsudec- w przeciągu kilkuset ostatnich lat straciła kiej, nachylonej łagodnie w stronę północno- więcej niż 20%, a lokalnie ponad 30% swojej wschodnią. Opływają one krystaliczne początkowej długości. Koryto meandrujące wzniesienia Przedgórza Sudeckiego, a o ich stało się proste lub kręte (współczynnik krę- układzie decydowały w szczegółach plejsto- tości − parametr będący ilorazem długości ceńskie czynniki glacjalne i fluwioglacjalne rzeczywistej koryta do długości osi doliny – oraz aktywność neotektoniczna podłoża. o wartości poniżej 1,5). Transformacje te są Zagadnienia te zostały omówione dla anali- dobrze udokumentowane w materiałach kar- zowanego obszaru w pracach Walczaka tograficznych, przeanalizowanych przez (1954), Szponara (1986), Migonia i in. Ruszczycką-Mizerę (1978). Dla odcinków (1998), Przybylskiego (1998) i innych. poniżej Oławy i w okolicach Ścinawy poglą- Koryta rzek podgórskich z uwagi na dowe plany odcinania zakoli opublikowali prędkość przepływu i obciążenie rumowi- także Kolago i in. (1972). skiem cechuje duża dynamika. Wskutek Istotne zmiany stosunków wodnych, działań człowieka większość z nich ma prze- m.in. usunięcie uciążliwych dla żeglugi ja- bieg kręty, miejscami prosty, jednak z ten- zów młyńskich piętrzących Odrę, czy pro- dencją do awulsji i roztokowania, szczegól- wadzenie na szeroką skalę w drugiej połowie nie na powierzchniach piedmontowych stoż- XIX w. melioracji, doprowadziły do zaniku ków napływowych. W przeszłości niektóre większości przepływowych zbiorników na odcinki Bobru, Kwisy (odcinek lubański) pojezierzu między Chojnowem, Legnicą, i Oławy miały według Teisseyre’a (1992) Środą Śląską i Wrocławiem (Walczak 1970, układ anastomozujący z kilkoma równole- 1974), udokumentowanych na mapie księ- głymi korytami, przedzielonymi trwałymi stwa legnickiego Jana Babtysty Homanna wyspami. Charakter meandrowy na odcinku z 1736 r. Ziębice – Strzelin zachowała rzeka Oława, podobnie jak Bystrzyca między Świdnicą a zbiornikiem Mietków oraz między Kątami 4.3.2. Rzeki podgórskie Wrocławskimi a Wrocławiem.

Rzeki podgórskie to kolejna grupa cie- ków na Dolnym Śląsku. W jej skład wchodzą 4.3.3. Rzeki górskie środkowe biegi Nysy Kłodzkiej, Bystrzycy, Nysy Szalonej, Kaczawy, Bobru i Kwisy na Układ sieci rzecznej w Sudetach na- północ od progu Sudetów oraz źródłowe wiązuje do głównych cech rzeźby tych gór. i górne biegi Oławy, Ślęzy i Nysy Łużyckiej Osią Sudetów są śródgórskie kotliny o zało- wraz z mniejszymi dopływami. Szersze opisy żeniach denudacyjno-tektonicznych (ryc. tych cieków znajdują się w publikacjach 4.4) otoczone masywami górskimi o zróżni- Walczaka (1970), Staśko (2005) i innych, cowanej budowie geologicznej i odporności

[92]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 4.4.Tektonika Dolnego Śląska oraz rozkład głównych kotlin i przełomów rzecznych w Sudetach. Objaśnienia: 1 – wychodnie podłoża przedczwartorzędowego, 2 – dna kotlin śródgórskich, 3 – większe przełomy rzeczne, 4 – uskoki stwierdzone i przypuszczalne, czynne w czwartorzędzie, z ustalonym kierunkiem zrzutu, 5 – uskoki czynne w czwartorzędzie o nieustalonym kierunku zrzutu, 6 – granica województwa, 7 – granica paostwowa. Według: Dyjor (1997a, 1997b), zmienione na erozję. Odznaczają się tutaj dwa obszary na temat ich rozwoju, np. Wilczyńskiego występowania skał osadowych i wylewnych (1991), Traczyka (2007), Kasprzaka i Tra- w synklinorium śródsudeckim i północnosu- czyka (2008). W systemie hydrograficznym deckim oraz elewacje pasm górskich zbudo- zwraca uwagę koncentryczny układ cieków wanych ze skał krystalicznych. Masywy są łączących się w dnach kotlin oraz progowy poprzecinane przełomami o genezie antece- układ profilów podłużnych (Dumanowski dentnej, epigenetycznej, strukturalnej lub 1950/1951, Jahn 1980), na który wpływ mają regresyjnej (tab. 4.2). Od czasu arbitralnego czynniki neotektoniczne. założenia pochodzenia tychże przełomów Większość koryt ma przebieg prosty w popularnonaukowej pracy Klimaszewskie- lub kręty, choć np. Bóbr tworzył niegdyś go (1952) pojawiają się jedynie pojedyncze w dnie Kotliny Jeleniogórskiej szerokie roz- głosy prezentujące nowe dane lub koncepcje lewiska, zlikwidowane dopiero przekopem

[93]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Tab. 4.2. Ważniejsze przełomy rzeczne w Sudetach. Według: Klimaszewski (1952), Szczepankiewicz (1952), Walczak (1968), Traczyk (2007), uzupełnione

Rzeka Odcinek Typ przełomu

Kwisa Gryfów Śląski – Leśna epigenetyczny Kamienna Szklarska Poręba – Piechowice strukturalny Bukówka strukturalny / regresyjny? Marciszów strukturalny Bóbr Ciechanowice – Janowice Wielkie epigenetyczny Jelenia Góra – Siedlęcin epigenetyczny Lwówek Śląski strukturalny Nysa Szalona Bolków epigenetyczny Kaczorów – Wojcieszów epigenetyczny Kaczawa Sędziszowa – Nowy Kościół strukturalny Unisław Śląski - Mieroszów strukturalny Ścinawka Tłumaczów strukturalny Rybna Rybnica Leśna regresyjny Pełcznica i Szczawnik Pogórze Wałbrzyskie epigenetyczny Bystrzyca Zagórze Śląskie epigenetyczny Nysa Kłodzka Bardo Śląskie antecedentny Bystrzyca Dusznicka Bystra – Polanica Zdrój regresyjny? Stójków – Lądek Zdrój poligenetyczny Biała Lądecka Radochów poligenetyczny

w 1778 r. (Budych, Majewicz 1999). Mean- nego (Tomaszewski 1994). W górnych od- drowanie odnosi się do odcinków przełomo- cinkach koryt pojawia się także przepływ wych Nysy Kłodzkiej koło Barda oraz Bobru śródrumowiskowy. Spadki profilu podłużne- w przełomie Janowickim i w dnie Kotliny go górskich koryt rzecznych w dolinach gór- Jeleniogórskiej. W tej ostatniej sytuacji są to skich przekraczają 5‰, a w najwyższych według Jahna (1980) zakola wymuszone odcinkach 1% i więcej. W korytach występu- strukturą granitowego podłoża. W górnych je sekwencja typu bystrze-przegłębienie, częściach zlewni potoki mają charakter cie- a dla ich stromych odcinków także próg- ków dolinnych lub dolinno-jarowych z wy- przegłębienie. Przy erozyjnej tendencji cieku raźnie wykształconymi zboczami lub w wy- funkcjonują także koryta skalne, jak np. na padku cieków wyższego rzędu13 potoków Kamiennej między Szklarską Porębą i Pie- stokowych bez wyraźnego zagłębienia dolin- chowicami. Wyjątkowy w warunkach sudeckich

układ krętych, żwirodennych koryt mają 13 Rzędowość cieków wyrażona zgodnie z trady- cyjnym podziałem hydrograficznym, gdzie cieki rzeki przecinające pokrywy torfowe na I rzędu mają bezpośrednie ujście do morza (np. zrównaniu wierzchowinowym Gór Izerskich. Odra), cieki II rzędu (np. Bóbr, Nysa Kłodzka) są Największe z nich – Izera ze swoimi dopły- ich dopływami itd.

[94]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

wami Jagnięcym Potokiem i Kobyłą tworzą 4.4. Podział rzek dorzecza Odry zakola o charakterze typowych meandrów według zaleceń Ramowej (krętość powyżej 1,5). Dyrektywy Wodnej Przepływ wody w rzekach górskich ma burzliwy, turbulentny charakter. W cyklu rocznym zaznaczają się duże wahania stanów Najnowsze podziały hydrograficzne wody, np. rzeki karkonoskie cechują się głę- kraju opierają się na zaleceniach włączonych bokimi niżówkami w okresie jesiennym w skład Ramowej Dyrektywy Wodnej i trzykrotnym cyklem intensywnego zasila- 2000/60/WE (RDW) Unii Europejskiej (Il- nia: deszczowo-roztopowego w zimie – nicki i in. 2008). Próbę podziału rzek obej- w grudniu lub pierwszej dekadzie stycznia, mującą także obszar Dolnego Śląska, sporzą- roztopowego wiosną – od marca do początku dzoną w oparciu o systemy przedstawione maja oraz opadowego w lecie – w trzeciej w załączniku II RDW, podjęli Błachuta dekadzie lipca lub w sierpniu (Dubicki i in. i Witkowski (2005). W klasyfikacji pod 2005a). uwagę brano poziom wysokościowy i roz- Wezbrania ekstremalne mogą pojawić miary zlewni, powierzchniowe utwory geo- się na rzekach górskich wielokrotnie w ciągu logiczne (3 rodzaje) oraz 15 opcjonalnych roku, podczas każdej jego pory. Znane są czynników, np. przepływ cieku, formę przypadki dwóch powodzi w ciągu jednej i kształt koryta głównego rzeki, średni spa- zimy z przełomu lat 1774–1775 w regonie dek koryta, kształt doliny czy średni skład jeleniogórskim (Czerwiński 1991). Na wielu podłoża (Maciejewski i in. 2004, za: Błachu- wodowskazach, np. na rzece Łomnicy we ta, Witkowski 2005). Spośród 26 typów rzek wsi Łomnica, stany ostrzegawcze, a nawet wyróżnionych dla obszaru Polski w dorzeczu alarmowe przekraczane są niemal corocznie, Odry znalazło się 20 z nich: 1 typ dla krajo- głównie jednak w okresie wiosennym pod- brazu górskiego (potok sudecki), 9 typów dla czas spływu wód zmagazynowanych w po- krajobrazu wyżynnego, 7 typów dla krajo- krywie śnieżnej. Najgwałtowniejsze bywają brazu nizinnego oraz 3 typy niezależne od wezbrania letnie, kiedy górskie potoki pro- rodzaju krajobrazu (np. rzeki w dolinach wadzą przeciętnie kilkadziesiąt razy więcej zatorfionych). Tytułem komentarza należy wody niż wynoszą przepływy średnie z wie- zwrócić uwagę, że metodyka wydzielania lolecia (Biała Lądecka w Lądku Zdroju pod- „ekoregionów i typów części wód po- czas wezbrania w lipcu 1997 r. miała ok. 160 wierzchniowych” według Ramowej Dyrek- razy większy przepływ ponad wartość śred- tywy Wodnej jest niezwykle schematyczna nią). Podczas największej z zachodniosudec- i nie ma odbicia w nowoczesnych badaniach kich powodzi z 1897 r. obfite opady spowo- hydrologicznych czy geomorfologicznych. dowały 31 lipca przepływ na profilach Kwisy Kontrowersje wzbudza zarówno dobór para- w Leśnej i Bobru w Pilchowicach odpowied- metrów, jak ich dosłowne tłumaczenie nio 110 m3·s−1 (Bachmann 1925a) w polskiej wersji dokumentu (porównaj Di- i 1187 m3·s−1 (Spoz 1978), przy średnich rective 2000/60/EC oraz Dyrektywa z wielolecia 1976–1980 dla tych posterun- 2000/60/WE) oraz finalne klasyfikacje, nie ków 5,44 m3·s−1 i 18,3 m3·s−1 (Rocznik hy- odpowiadające rzeczywistym cechom śro- drologiczny 1983). dowiska geograficznego, np. czy kategoria rzek wyżynnych jest rzeczywiście odpo- wiednia dla Przedgórza Sudeckiego?

[95]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

4.5. Typy powodzi na Przedgórzu Sudeckim (powodzie opadowe i wiosenne). Na obszarze Dolnego Śląska trudno omówić typy powodzi jedynie według funk- 4.5.1. Powodzie nizinne a powodzie cjonującej w literaturze hydrologicznej kla- górskie syfikacji na wezbrania roztopowe, opadowe i z zatorów lodowych. Sytuacja komplikuje Wezbrania rzek na nizinach i na obsza- się z uwagi na różnice w typach rzek, geolo- rach górskich mają kilka zupełnie odrębnych giczne i geomorfologiczne cechy ich zlewni, cech wynikających ze zróżnicowania warun- uwarunkowania meteorologiczne i klima- ków naturalnych: ukształtowania wysoko- 14 tyczne, w tym sam charakter opadów , oraz ściowego terenu, głębokości profili glebo- działania człowieka. Różny jest także zasięg wych, sumy opadów czy szerokości dna do- terytorialny epizodów wezbraniowych, stąd lin (Knapp 1986). Na nizinach małe deniwe- wyróżnia się powodzie o zasięgu krajowym, lacje i niewielkie spadki podłużne koryt ge- regionalnym lub lokalnym. W większości nerują niższe prędkości przepływu wody ogólnych opracowań brakuje szczególnie w porównaniu z korytami rzek górskich, podziału na zdarzenia rozgrywające się na a wiele ze zdarzeń hydrologicznych wynika nizinach i na obszarach górskich. Osobne z sytuacji na rzece głównej – pospolite są zagadnienie tworzą także burzowe podtopie- wezbrania z podpiętrzeń i wylewy wskutek nia obszarów miejskich w sytuacji tworzenia cofek, również w obrębie obszarów miej- rozległych, nieprzepuszczalnych powierzchni skich odsuniętych od koryta głównego, po- i niewydolności systemu kanalizacyjnego czy przecinanych siecią kanałów i rowów przy- też potencjalne katastrofy budowli piętrzą- drożnych. Wystąpienia wody z koryta cych. w wyniku zjawiska cofki znane jest choćby Podział regionu dolnośląskiego pod z odcinka doliny Czarnej Wody w północno- względem występowania wezbrań w różnych zachodniej części Legnicy. W czasie wyso- porach roku przedstawiono na ryc. 4.5. Na kich stanów wody w Kaczawie jej dopływ, rycinie przedstawiono także stosowany przez Czarna Woda wykorzystuje poza obszarem IMGW wskaźnik zagrożenia powodziowego zabudowanym miasta swoją rozległą (do (WZP), ustalony oddzielnie dla każdego 900 m szerokości), naturalnie ukształtowaną profilu według lokalnych uwarunkowań równię zalewową. (Dubicki i in. 2005b). Na tej podstawie moż- Wezbrane wody rzek wylewają na de- na stwierdzić, że relatywnie najmniejsze presje znajdujące się za wałami przykoryto- zagrożenie niosą za sobą wezbrania w dnie wymi, a powstałe rozlewiska mogą utrzy- doliny Odry (głównie letnie i roztopowe) mywać się przez wiele dni. Przykładowo po oraz wezbrania w Bramie Lubawskiej (opa- wylewach Odry w lipcu 1997 r. woda sta- dowe). Największe zagrożenie powodziowe gnowała nie tylko w obrębie podwrocław- dotyczy górskich rzek ziemi kłodzkiej i rzek skich polderów, ale także na osiedlach Koza- nów, Maślice, Kowale, Zacisze, Jarnołtów i Złotniki. Ponad 4 tygodnie pod wodą znaj-

14 W opracowaniach naukowych stosuje się dowały się także fragmenty nadodrzańskich z reguły stworzony przez Lambora (1953) podział lasów w okolicach Urazu, między Brzegiem opadów, będących przyczyną wezbrań rzecznych, Dolnym a Malczycami czy w dolinie Jezie- na opady rozlewne, trwające wiele dni i obejmu- rzycy (Adamkiewicz i in. 1998). Na rzekach jące swym zasięgiem duży obszar oraz na opady nawalne – krótkotrwałe, o dużym natężeniu nizinnych częściej dochodzi także do wez- i lokalnym zasięgu. Niekiedy wyróżnia się rów- brań w okresie zimowym i wczesnowiosen- nież opady frontalne, związane z oddziaływaniem frontów atmosferycznych.

[96]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 4.5. Główne okresy występowania wezbrao na Dolnym Śląsku i wskaźnik zagrożenia powodziowego (WZP). Objaśnienia: wezbrania 1 – letnie (lipiec – sierpieo), 2 – wiosenne (marzec – maj), 3 – roztopowe (styczeo i marzec), 4 – jesienne (październik), 5 – WZP dla wybranych wodowska- −1 zów, określony wzorem WZP = (MWW − Qdozw) · MWW , gdzie Qdozw przepływ dozwolony to Qgr przepływ graniczny bezpieczeostwa, MWW maksymalne wiarygodne wezbranie, 6 – granica województwa; 7 – granica paostwowa. Według: Dubicki i in. (1997), Dubicki i in. (2005), zmienione nym. Na ten okres przypada wybitna więk- największych z nizinnych powodzi z lat szość powodzi Baryczy (Kwiatkowski 1976). 1854, 1903 i 1997. Powstające wały przeciwpowodziowe, Do charakterystycznych cech wezbrań których zadaniem było ograniczenie tworze- na rzekach górskich należą duża prędkość nia się rozlewisk, zmodyfikowały przebieg wody (kilka m·s−1) i szybkie postępowanie wezbrań na Odrze. Ograniczenie światła fali wezbraniowej. Skutkuje to zdolnością łożyska skutkuje zestromieniem czoła fali. cieków do transportowania grubofrakcyjnego Zapobiegać temu mają rezerwy pojemności rumowiska rzecznego i dynamicznymi zmia- zbiorników retencyjnych. Wraz ze zmianami nami rzeźby dna doliny. Zagrożenie powo- w pokryciu roślinnym zlewni, czynniki te dziowe nie wynika więc tylko z zalania wo- utrudniają analizę porównawczą największ- dą, lecz z narażenia na bezpośrednie zniszczenie infrastruktury procesami geomorfolo-

[97]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

gicznymi. Dodatkowo powodzie górskie hazardscape lub riskscape (Kirchner, Lacina z racji nagłego formowania fali powodzio- 2004). wej, zazwyczaj jeszcze w trakcie epizodu Jak wyraźne są różnice w warunkach opadowego lub odwilży, sprawiają trudności naturalnych zlewni nizinnych i górskich na w trafnym prognozowaniu ich wystąpienia Dolnym Śląsku informują choćby dyspropor- i zasięgu. W trakcie powodzi górskich, cje między liczbą dni, w których występuje a właściwie nawet wcześniej od aktywizacji odpływ ekstremalnie wysoki (Sobolewski procesów fluwialnych, wzrasta także aktyw- 2008) lub między średnim wysokim odpły- ność procesów stokowych. Dlatego amery- wem jednostkowym. W Sudetach jest on kańscy badacze górskie regiony zagrożone nawet kilkunastokrotnie wyższy niż w dnie nagłymi powodziami i osuwiskami nazywają doliny Odry (ryc. 4.6).

Ryc. 4.6. Średni wysoki odpływ rzeczny z obszaru Dolnego Śląska i maksymalne zmierzone parametry hydrologiczne dla wybranych posterunków wodowskazowych. Objaśnienia: 1 – średni wysoki odpływ jednostkowy; parametry Q – przepływ *m3·s−1], H – stan wody [cm], SJ – spływ jednostkowy *l·s−1·km−2], 2 – maksima absolutne ustanowione w lipcu 1997 r.; 3 – maksima absolutne nie przekroczone w lipcu 1997 r.; 4 – granica województwa; 5 – granica paostwowa. Według: Dubicki, Maciejowska (1997), Dubicki i in. (1999), zmienione

[98]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Katastrofalne powodzie sudeckie i rozmieszczenia dopływów. W Sudetach charakterystyczne są szczególnie dla pory odnotowano także przypadki powodzi wywo- letniej. Spośród 73 analizowanych przez łanych przedłużającymi się opadami deszczu Partscha (1911) powodzi w górskich odcin- i deszczu ze śniegiem w miesiącach zimo- kach Kwisy i Bobru, jakie zdarzyły się wych. w XIX w., 19 z nich przypadło na lipiec, 17 na sierpień, 16 na czerwiec, 7 na maj, 5 na 4.5.3. Powodzie z deszczów nawalnych wrzesień, po 2 na luty, kwiecień i grudzień oraz po 1 na styczeń, marzec i listopad. Au- Deszcze nawalne, zazwyczaj burzowe, tor ten nie stwierdził ekstremalnych wezbrań są przyczyną gwałtownych wezbrań o zna- występujących w październiku. czeniu lokalnym. Przy większym zasięgu

i wystąpieniu po okresie mokrym (deszczach 4.5.2. Powodzie z deszczów rozlewnych rozlewnych) decydują o powstawaniu naj- większych powodzi na Dolnym Śląsku. Du- Przedłużające się opady o zasięgu re- bicki (1972) założył, że jeśli w ciągu trzech gionalnym powodują przekroczenie zdolno- dni pojawią się opady o łącznej sumie 160– ści retencyjnych gruntu i formowanie się 320 mm, to bez względu na warunki hydro- wzmożonego spływu powierzchniowego logiczne poprzedzające okres pluwialny na- w zlewniach. Na Odrze 75% wezbrań noto- leży się liczyć z katastrofą powodziową. wanych jest po długotrwałych, wydajnych Obserwacje największych wydajności deszczach w okresie od czerwca do sierpnia opadów na Dolnym Śląsku pochodzą głów- (Dubicki 1972). Przebieg powstałej fali ponie z Gór Izerskich (uwaga – częściowo poza wodziowej determinują wydarzenia na jej zlewiskiem Bałtyku). Jak podają Brázdil i in. górnych dopływach: Ostrawicy, Opawie (2005a), po czeskiej stronie gór, w niewiel- i Olzie. Wzrost fali powodziowej o 50% kiej odległości od granicy zanotowano su- może wystąpić po przyjęciu wezbranych wód deckie rekordy: 29 lipca 1897 r. 345,1 mm – Nysy Kłodzkiej, zwłaszcza przy nakładaniu Nová louka (780 m n.p.m.) i 300 mm – Ji- się kulminacji fal (Dubicki 1972). Potwier- zerka (970 m n.p.m.), a 13 sierpnia 2002 r. dzają to badania Radczuk i Jakubowskiego 278 mm – Knajpa (967 m n.p.m.) i 271,1 mm (2005), którzy do rzek mogących znacząco – Smĕdavská hora (1006 m n.p.m.). Po stro- wpływać na kształt odrzańskiej fali wezbranie śląskiej notowania z 1897 r. były niewie- niowej zaliczają także Osłobogę, Bystrzycę le niższe: 239 mm na Śnieżce (1602 m i Bóbr. Znacznie mniejszy udział w tworze- n.p.m.), 225 mm przy schronisku księcia niu fali wezbraniowej Odry mają Barycz Henryka (niestniejący dziś obiekt nad kra- i Kaczawa. Natomiast wpływ Oławy i Wi- wędzią Kotła Wielkiego Stawu w Karkono- dawy jest minimalny i mieści się w zakresie szach, 1410 m n.p.m.) oraz 220 mm przy błędu metod obliczeniowych stosowanych Świątyni Wang w Karpaczu Górnym (885 m przez autorów. n.p.m.) (Regell 1905, Munzar i in. 2008). Fale wezbraniowe wywołane desz- Ilustracja przestrzennego rozkładu pola opa- czami rozlewnymi bywają podwójne lub dowego z tamtego okresu znajduje się potrójne, także na rzekach górskich i podgór- w pracy Partscha (1911). Na przedstawionym skich, co wielokrotnie zostało zaobserwowa- obszarze Sudetów Zachodnich autor wyróż- ne choćby na Nysie Kłodzkiej (Suwalski nił dwa centra o maksymalnych sumach opa- 1980). Wynika to nie tylko z sytuacji opado- dowych w dniach 29 i 30 lipca: rozleglejsze wej i warunków przedwezbraniowych, ale znajdowało się w rejonie Gór Izerskich także ze sposobu formowania się odpływu a mniejsze przy Śnieżce. wskutek specyficznego kształtu zlewni

[99]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Analiza meteorologicznych i morfolo- stanów alarmowych na wybranych ciekach gicznych uwarunkowań powstawania eks- Sudetów przekracza 90%, np. 93,1% na tremalnych opadów atmosferycznych w do- Łomnicy w przekroju Łomnica. rzeczu górnej i środkowej Odry, oparta m.in. Osobliwą, lokalną odmianą powodzi na obserwacjach meteorologicznych z lat związaną ze zjawiskami śnieżnymi są nagłe 1980–2004, pozwoliła Wronie (2008) wy- wezbrania wymienionej już rzeki Łomnicy różnić 3 regiony narażone na tego typu zda- w Karkonoszach, spowodowane wypchnię- rzenia, w tym na Dolnym Śląsku wymienio- ciem masy wody z jezior karowych przez ne już Góry Izerskie i Masyw Śnieżnika. lawiny śnieżne, zstępujące ze ścian kotłów W badanym przez autorkę okresie wszystkie polodowcowych i kruszące lód pokrywający opady o sumie dobowej ≥ 100 m wystąpiły taflę wody (odnotowane zdarzenia historycz- w okresie letnim. ne z 1827 i 1844 r. dotyczą kotła Wielkiego Badania rozkładu opadów w Sudetach Stawu). Zdarzenia takie mogą wystąpić za- obarczone są jednak pewnym błędem, pole- równo wiosną, jak i zimą, są jednak niezwy- gającym na lokalizacji zdecydowanej więk- kle rzadkie. szości punktów pomiarowych w dolinach lub kotlinach. Z materiałów obserwacyjnych 4.5.5. Powodzie z zatorów lodowych niewiele wynika na temat rzeczywistego lub śryżowych rozkładu opadów na wypukłych formach terenu (Kwiatkowski 1984). Do powodzi powstałych z zatorów lo-

dowych dochodzi podczas tzw. pochodu 4.5.4. Powodzie roztopowe lodów wskutek zatrzymania i spiętrzania kry. Poziom napływającej wody wzrasta przed Wezbrania roztopowe dolnośląskich przeszkodą, szuka ona ujścia po bokach zato- rzek mają miejsce niemal każdej wiosny ru i występuje z koryta. Podobny scenariusz podczas topnienia pokrywy śnieżnej. Wyjąt- dotyczy zatorów śryżowych. Choć powodzie kowo mogą zdarzyć się także w czasie śród- powstałe w wyniku formowania się zatorów zimowej odwilży. Powodzie roztopowe mają lodowych i śryżowych to domena głównie burzliwy przebieg w sytuacji zalegania po- rzek nizinnych, zdarzają się one także krywy śnieżnej o dużej miąższości i nadej- w górskich odcinkach jej dopływów. Przy- ścia nagłego, wyraźnego ocieplenia. W gó- kładowo znane są przypadki tworzenia kilku- rach czynnikiem sprzyjającym zanikaniu setmetrowej długości zatorów na rzece Bóbr pokrywy śnieżnej jest wiatr fenowy. Zasila- w Ciechanowicach. Na Odrze zatory lodowe nie roztopowe rzek może wykazywać waha- notowano powszechnie od końca XVIII do nia dobowe. Do formowania wzmożonego połowy XX w. (Chmal, Kasprzak 2008), odpływu wód powierzchniowych przyczy- m.in. przed wrocławskimi mostami, co po- niają się nasiąknięty, pozbawiony zdolności wodowało niejednokrotnie uszkodzenie kon- infiltracyjnych grunt, okres przedwegetacyj- strukcji przepraw. Z uwagi na zachodzące ny, a także ewentualne, dodatkowe zasilanie zmiany klimatyczne, a więc odczuwalne z opadów deszczu. Powstające fale powo- złagodzenie temperatur zimowych, można dziowe są stosunkowo niskie i długie. Wio- się spodziewać mniejszego natężenia tych senne wylewy występują zarówno na rzekach zjawisk w przyszłości. górskich, podgórskich jak i nizinnych. Jak podaje Bajkiewicz-Grabowska (2005), 4.5.6. Powodzie po suszy w dorzeczu Odry 27% wszystkich kulminacji zdarza się w marcu. Zjawisko wezbrań wio- Wezbrania formujące się w wyniku in- sennych sprawia, że ryzyko przekroczenia tensywnych opadów występujących po okre-

[100]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

sie posusznym nie były dotąd dla Dolnego kanalizacyjnego, odprowadzającego desz- Śląska szerzej opisywane. Znane są za to czówkę i pospolitemu brakowi odpowiednich doskonale z obszarów okresowo suchych zbiorników buforowych na terenie odwad- w innych rejonach świata, gdzie susza gle- nianych posesji. Problemy gromadzenia się bowa jest naturalną konsekwencją pojawiają- wód deszczowych dotyczą z reguły ciągle cych się corocznie susz atmosferycznych tych samych miejsc i znane są mieszkańcom i następnie hydrologicznych. Wielodniowa większości dolnośląskich miast. lub wielotygodniowa posucha może powo- Stosunkowo nowym zjawiskiem jest dować zmiany w strukturze gleby i zaskle- tworzenie chwilowych zastoisk wody na pienie jej górnych poziomów, prowadzące do terenach parkingów i dróg w pobliżu wiel- zmniejszenia zdolności infiltracyjnych utwo- kich centrów handlowych. Przykładowe zda- ru. Podczas opadu deszczu uzupełnienie wil- rzenie tego typu miało miejsce na Bielanach goci glebowej może trwać kilkanaście, kilka- Wrocławskich 30 maja 2005 r., kiedy opad dziesiąt minut, zanim dojdzie do przesuwania burzowy połączony z łamiącą drzewa i wy- się cząsteczek wody po ziarnie gruntu odby- wracającą konstrukcje reklamowe wichurą wającego się w błonce o grubości ułamków spowodowały na kilkadziesiąt minut paraliż mikrona. W tym czasie na powierzchni po- komunikacyjny. Nieprzejezdne stały się za- jawia się spływ przedinfiltracyjny (Słupik lane fragmenty wielkopowierzchniowych 1973, Werner-Więckowska 1996). W konse- parkingów zlokalizowanych przy supermar- kwencji ma to podobne skutki do spływu ketach oraz odcinki dróg dojazdowych. nadinfiltracyjnego, zachodzącego przy prze- syceniu gruntu wodą podczas okresu wilgot- 4.5.8. Powodzie w wyniku katastrof nego. budowli piętrzących Ekstremalne wezbranie opisywanego typu było obserwowane przez autora Zalewy powodziowe powstałe w wy- w sierpniu 2006 r. w dorzeczach Kwisy, niku katastrof budowli piętrzących lub awarii Kamiennej i Małej Kamiennej w Sudetach urządzeń upustowych to jedne z najrzad- Zachodnich (Kasprzak 2006). Na wodo- szych, najgwałtowniejszych i jednocześnie wskazie w Mirsku stany wody Kwisy prze- najbardziej niebezpiecznych dla człowieka kroczyły wtedy wszystkie notowania po fluwialnych zdarzeń ekstremalnych. Ich 1945 r., a w opinii poszkodowanych miesz- przyczynami mogą być zarówno błędy kon- kańców Świeradowa Zdroju przebieg wez- strukcyjne i wady materiałowe budowli, ero- brania cechował się gwałtownością większą zja w wyniku przelewania się wody ponad niż podczas poprzednich wezbrań w 1977 koroną budowli, nieprzewidziana utrata sta- czy 1997 r. bilności podłoża geologicznego, działania

militarne czy w rozpatrywanym coraz czę- 4.5.7. Burzowe podtopienia terenów ściej scenariuszu ataki terrorystyczne. Jak zurbanizowanych podała Międzynarodowa Komisja Wielkich Zapór, od końca XVIII w. do połowy XX w. W przestrzeni miejskiej i na terenach na świecie zniszczeniu uległo 2,2% kon- podmiejskich intensywne opady burzowe strukcji tego typu15, a od połowy XX w. je- mogą powodować lokalne podtopienia piw- dynie 0,5 % i to mimo dynamicznego wzro- nic i niższych kondygnacji domów oraz stu ich liczby (ICOLD-CIGB 1973 i ICOLD przyczyniają się do tworzenia chwilowych zbiorników wodnych. Dzieje się tak na 15 Analizowane dane dotyczą jedynie budowli sztucznie utworzonych, nieprzepuszczalnych o wysokości większej niż 15 m lub wyższych niż powierzchniach przy niewydolności systemu 5 m przy pojemności zbiornika co najmniej 3 mln m3.

[101]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

1995, za: Fiedler i in. 2007). Katastrofy zda- należy podkreślić, że część z największych rzają się głównie na obiektach nowych obiektów zlokalizowanych w Sudetach znaj- (w pierwszym roku po oddaniu ich do użyt- duje się w strefach uskokowych. Dotyczy to ku) lub obiektach starych, ponad 40-letnich. np. zbiornika Dobromierz czy zbiornika Pil- W historii Dolnego Śląska katastrofa chowice. Zapora drugiego z nich posadowio- budowli piętrzącej, pociągająca za sobą 18 na została ponadto nie na litej skale, ale sil- ofiar śmiertelnych, miała miejsce 13 grudnia nie przepuszczalnych żwirach i zwietrzelinie 1967 r. na zbiorniku poflotacyjnym „Iwiny” skalnej o miąższości 12 m (Baecker 1909). 2 przy nieczynnej dziś kopalni miedzi „Kon- lata po oddaniu zbiornika, podczas powo- rad” położonej na południowy-wschód od dziowego wypełnienia w 1907 r., obserwo- Bolesławca. Oficjalnie przyczyn przerwania wano przy jego podstawie liczne plamy i wałów upatruje się w niedostatecznym roz- smugi z przesiąkania, a następnie przepusz- poznaniu geologicznym podłoża i zaprojek- czające wodę pionowe pęknięcie biegnące od towaniu osi grobli nad prostopadłym do niej szczytu kanału eliptycznego aż po górną uskokiem tektonicznym, prowadzeniem krawędź korony. Osiadanie konstrukcji na w pobliżu zapory robót górniczych połączo- betonowym fundamencie było jednak przez nych z odpompowywaniem wody, co prowa- konstruktorów przewidziane i nie zagrażało dziło do infiltracji wód gruntowych do strefy jego stabilności, podobnie jak w przypadku uskokowej oraz w inicjującym ruch podłoża pęknięć powstających w środkowej części lokalnym wstrząsie sejsmicznym16 (Fiedler posadowionej na iłach płyty doku budowli i in. 2007). Przez wyrwę powstałą w wale upustowej zapory w Mietkowie. Spękania ziemnym bezpośrednio nad strefą uskokową betonu na zaporze w Mietkowie pojawiły się wydostała się masa błotna składająca się tuż po jej ukończeniu, jeszcze przed pierw- z wody i osadów poflotacyjnych, zalewając szym piętrzeniem wody (Fiedler i in. 2007). niżej położone wsie. Niemałe dylematy wynikają także Znany jest także incydent zniszczenia z potrzeby rozbudowy należącego do KGHM w 1956 r. jednej z zasuw odrzańskiego jazu Polska Miedź S.A., największego w Europie w Brzegu Dolnym. Zamknięcie wykonane ze zbiornika poflotacyjnego „Żelazny Most” zbyt kruchej stali nie wytrzymało wtedy o aktualnej17 powierzchni 1410 ha i objętości drgań, jakim poddana została konstrukcja. ok. 350 mln m3. Zbiornik jest ograniczony Zdarzenie to nie spowodowało jednak po- groblami o wysokości 25–45 m posadowio- ważnego zagrożenia powodziowego w dal- nymi na luźnych osadach czwartorzędowych, szym biegu rzeki. które zalegają na trzeciorzędowych, zlustro- Rozpatrując czynniki zagrażające sta- wanych iłach. Taki materiał podłoża, w tym bilności dolnośląskich budowli piętrzących, zlustrowanie tworzące potencjalne powierzchnie poślizgu, wymaga stosowania 16 Opisywane przyczyny katastrofy wykazane przy podwyższaniu korony wałów odpo- zostały w wyniku prowadzonej 10 lat po zdarze- wiednich technik budowlanych i dokładnego niu ekspertyzy prof. B. Rossińskiego z PAN. monitoringu stanu konstrukcji. Ewentualne Ekspertyza ta budzi jednak wątpliwości, m.in. ze względu na brak potwierdzenia odnośnie obser- przerwanie wałów skutkowałoby wylewem wacji aktywności sejsmicznej podłoża – w jedy- osadu sięgającym według Zajberta i Wrzoska nej faktycznie działającej w ówczesnym okresie (2004) koryta Odry na odcinku od wysokości stacji sejsmologicznej, uruchomionej próbnie Wyszanowa do Głogowa. Odcinek ten dzieli przez kombinat miedziowy w Lubinie (ok. 38 km od Iwin), domniemanego wstrząsu nie zareje- od zbiornika dystans 15,5–18,5 km. strowano (Semczuk 2008). Według informacji nieoficjalnych bezpośrednią przyczyną katastrofy mogła być podziemna detonacja 160 kg ładunku 17 Dane KGHM z 2003 r., URL: wybuchowego podczas prac górniczych prowa- http://www.kghm.pl/index.dhtml?module=articles dzonych w strefie pod zaporą. &id=237&back=true

[102]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

4.6. Ochrona przeciwpowodziowa o ochronie przeciwpowodziowej (O regula- województwa dolnośląskiego cyi... 1909). Pozostałe środki fundowane były z kasy prowincji śląskiej. Ustawa zakła- Pierwsze obwałowania dolnośląskich dała jednak pokrywanie kosztów budowy rzek tworzyli we własnym interesie właści- przez wykonawców i ich opłacanie dopiero ciele terenów nadrzecznych. Wały przeciwpo zakończeniu prac. Przedsięwzięcia finan- powodziowe wzdłuż Odry środkowej wzno- sowano mimo przekroczenia planowanych szono najwcześniej od XV w. na wysokości wydatków, zakładając zyski z budowanych Opola, a w granicach dzisiejszego woje- elektrowni wodnych. wództwa dolnośląskiego zaistniały w Brzegu Szybko powstały zbiorniki retencyjne i Głogowie od XVI w. (Grochulski 1985). Po w Leśnej (1901–1905 r.) i Pilchowicach powodzi w 1736 r. rozpoczęto w myśl proto- (1903–1912 r.) (Bachman 1925b). Do czasu kołu bogumińskiego z 1819 r. regulację rzeki II wojny światowej wybudowano i oddano na szeroką skalę, nasiloną po katastrofalnych do użytku kolejnych 5 takich obiektów. wezbraniach z 1854 r. Zgodnie z ustawą z 12 Pierwsze zbiorniki suche zbudowano w jeden sierpnia 1905 r. prowadzono na Odrze środ- rok i oddano w 1906 r. w dolinie Zadrnej. kowej prace mające na celu ułatwienie spły- Wśród innych inwestycji warto wymienić wu wód powodziowych. We Wrocławiu stworzony w latach 1910–1912 system zapór wykonano kanał ulgi o długości 6 km i prze- przeciwrumowiskowych i kaskadowej zabu- pustowości 600 m3·s−1. dowy koryt Łomnicy, Łomniczki i Jedlicy, Na obszarach górskich do XVIII w. rozwiązujący problem kumulowania się fal z reguły nie prowadzono prac hydrotech- wezbraniowych na tych ciekach (ryc. 4.7). nicznych innych niż usuwanie przeszkód Aktualnie na obszarze Dolnego Śląska w korytach, przekopywanie zakoli i osusza- funkcjonuje 12 dużych zbiorników retencyj- nie łąk (Budych, Majewicz 1999). Umocnie- nych (tab. 4.3), wśród których największą nia brzegowe tworzono w pobliżu jazów pojemność ma zbiornik Mietków na Bystrzy- 3 doprowadzających wodę do kół młyńskich cy (70,56 mln m ). Największą pojemność i zakładów rzemieślniczych. Wały przeciw- powodziową posiada zbiornik Pilchowice 3 powodziowe zaczęto budować z inicjatywy (30 mln m ). Na poziom Odry szczególny państwa od końca XVIII w., np. w Kamien- wpływ mają także zbiorniki w woj. opol- 3 nej Górze, Wleniu, Lwówku Śląskim. Straty skim: Otmuchów (135 mln m ) i Nysa 3 gospodarcze po powodziach w 1888 i 1897 r. (124 mln m ) na Nysie Kłodzkiej oraz Tura- 3 wymusiły opracowanie i realizację komplek- wa (108 mln m ) na Małej Panwi. Do mniej- sowego programu ochrony przeciwpowo- szych zbiorników, także o funkcji energe- dziowej górskich dolin. tycznej lub technologicznej, należą Jezioro 3 Z inicjatywy ówczesnego nadprezy- Modre (5 mln m ) na Bobrze, zbiornik 3 denta Śląska, Hermanna von Hatzfeldta, pro- w Karpaczu (0,3 mln m ) na Łomnicy 3 jekt regulacji górskich dopływów Odry opra- i zbiornik Sudety (1,46 mln m ) na Brzęczku cował wybitny hydrotechnik niemiecki prof. w Bielawie. Po wydarzeniach z lipca 1997 r. Otto Intze. Jego projekt szeroko propagowa- zwiększono w niektórych z wymienionych ny w latach 90. XIX w. doczekał się rozwi- wcześniej obiektów rezerwę powodziową nięcia i realizacji w biurze Hermanna Dewi- (Kosierb 2007). dowa w Hannowerze (Budych, Majewicz W Sudetach, objętych granicami wo- 1999). Gwarancję realizacji planów i pokry- jewództwa, zlokalizowano 11 suchych zbior- cie w 4/5 kosztów związanych z pracami ników przeciwpowodziowych (tab. 4.4.). hydrotechnicznymi zapewnił parlament nie- Najwiekszy z nich o pojemności maksymal- 3 miecki, uchwalając 3 lipca 1900 r. ustawę nej 6,74 mln m to zbiornik Sobieszów na

[103]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Tab. 4.3. Największe zbiorniki retencyjne na obszarze Dolnego Śląska. Źródło: Bariery i zagrożenia powodziowe

] ] 3 3

Rzeka Zbiornik Pojemnośd całkowita m [mln Pojemnośd powodziowa m [mln

Bystrzyca Mietków 70,56 4,10 Bukówka 18,20 1,85 Bóbr Pilchowice 54,00 30,00 Nysa Słup 38,40 7,30 Szalona, Leśna 18,00 8,00 Kwisa Złotniki 12,40 1,90 Strzegomka Dobromierz 11,35 1,35 Bystrzyca, Lubachów 8,00 2,00

Witka Niedów 4,92 − Ryc. 4.7. Koryto Łomnicy w Karpaczu. Seria zdjęd Czerwonka Sosnówka 14,00 − przedstawia stan z początku XX w. − Można zauważyd stan pierwotny z gru- Nysa Topola 25,40 bofrakcyjnym kamieocem o szerokości Kłodzka Kozielno 16,00 − kilkudziesięciu metrów i etapy zabudowy kaskadowej. Źródło: Sommer

(1913, autor fot. nieznany) a czasami przegradzając dno doliny, jak np. rzece Kamiennej powyżej Jeleniej Gó- w pobliżu wsi Rzymówka nad Kaczawą. ry.Dwunasty sudecki suchy zbiornik znajduje W istniejącym systemie ochrony prze- się na Złotym Potoku w Jarnołtówku (woje- ciwpowodziowej wały ochronne są słabym wództwo opolskie). ogniwem. Ich średnia wysokość wynosi 2,5– Na terenie województwa są w użyciu 4 m, jednak wykonanie w przestarzałej tech- 3 spośród 13 odrzańskich polderów: Lipki – nice budowlanej oraz mała odporność na Oława (powierzchnia 3000 ha i pojemność rozmywanie i infiltrację stawiają pod zna- 30,0 mln m3), Oławka (1070 tys. ha; 12,0 kiem zapytania ich funkcjonowanie w przy- mln m3), Blizanowice – Trestno (210 ha; szłości. Złą kondycję potwierdziły wydarze- 3,8 mln m3), ale ich wpływ na osłabienie fali nia z lipca 1997 r., narażające groble na dłu- powodziowej jest stosunkowo mały (Dende- gotrwałe oddziaływanie wody – czas pogo- wicz 2000). Większym rozlewiskom rzek towia alarmowego lub alarmu trwał we Wro- zapobiegają wały przeciwpowodziowe cławiu 35 dni (9 lipca – 12 sierpnia), w gmi- wzdłuż Odry, Oławy, Baryczy, fragmenta- nie Stronie Śląskie – 17 dni (6 lipca – 23 rycznie wzdłuż Bystrzycy, Widawy, Ślęzy, lipca), w Jeleniej Górze – 22 dni (7 lipca – Nysy Szalonej czy Kaczawy oraz miejscowo 29 lipca), Legnicy – 26 dni (7 lipca – 2 wzdłuż rzek górskich, np. nad Kwisą, Bo- sierpnia) (Dorzecze Odry... 1999). Obszerną brem, dolnym biegiem Łomnicy. Powstawały analizę skuteczności wałów i innych obiek- one głównie w okresie ostatnich 100 lat, tów hydrotechnicznych zawiera opracowanie przecinając nierzadko obszary starorzeczy, Dubickiego i in. (1999). System przeciwpowodziowy uzupełniają obiekty małej retencji

[104]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

(Radczuk i in. 1996, Drabiński i in. 2005) 2009), Bugaja (2001), Olearczyk i Tokarczyk oraz naturalna retencja leśna i glebowa (tzw. (2002), Zahradníka (2003), Komady (2006), retencja niesterowana). Ciszewskiego i Dubickiego (2008), Munzara i in. (2008), Ńíra i in. (2008), Weijsa (2009) Tab. 4.4. Suche zbiorniki przeciwpowodziowe oraz tekstów Pacaka (2008 – data dostępu), w Sudetach. Źródło: Bariery i zagroże- Lipina (2010a, 2010b) i Powódź w 1997 r. nia powodziowe, Norko (2007) (...). Uzupełnione zostały one o dane zbiera-

ne na bieżąco przez autora z opracowań historycznych i archeologicznych, np. Schmid-

]

ta (2003) dla miejscowości sudeckich oraz 3

własnych obserwacji z ostatnich lat. Sporzą- użytku dzona kronika najważniejszych wydarzeń Rzeka Zbiornik Pojemnośd maksymalna m [mln Data oddania do [rok] odnosi się do poszczególnych dorzeczy do- Długi Potok Mirsk 3,92 1910 pływów Odry oraz zdarzeń powodziowych Kamienna Sobieszów 6,74 1909 na Odrze, głównie dla Wrocławia. Informa- Wrzosówka Cieplice 4,93 1919 cje odnośnie dorzeczy Ślęzy, Widawy, Oła- Łomnicy Mysłakowice 3,56 1913 wy i Baryczy są niezwykle skąpe i zawierają jedynie przesłanki o kilku zdarzeniach wez- Meta Krzeszów I 0,61 1906 braniowych. Z uwagi na to, że są to rzeki Zadrna Krzeszów II 0,52 1906 płynące częściowo w dnie doliny Odry, ich Rachowicka Bolków 0,87 1912 kulminacje w odcinkach ujściowych wiążą Woda się często z wezbraniami rzeki głównej. Kaczawa Kaczorów 1,08 1930 W zamierzeniu autora umieszczono tu- Kamiennik Świerzawa 1,90 1911 taj tylko sygnał o rozmiarach i skutkach Wilczka Międzygórze 0,83 1909 wezbrań, powstrzymano się od szerokiej Stronie Morawka 1,38 1911 charakterystyki zdarzeń. Dla powodzi z za- Śląskie mierzchłej przeszłości brakuje zresztą bar- Złoty Potok Jarnołtówek 2,25 1908 dziej dokładnych informacji. W opisach po- jawiają się określenia, które nie niosą konkretnych treści, np. „wielka powódź”, „duże zniszczenia”, „wysoka fala”. Są one jednak 4.7. Wyjątkowe zdarzenia hydro- powieleniem oryginalnego, często jedynego logiczne z przeszłości zachowanego przekazu. Opisy zdarzeń współczesnych zostały także mocno zgenera- W podrozdziale zebrano informacje lizowane i uogólnione, aby dopasować je do o zdarzeniach powodziowych na rzekach konwencji sporządzonej, z pewnością nie Dolnego Śląska. Pochodzą one w większości całkiem kompletnej, listy. Korzystając z wie- z opracowań wymienionych w podrozdziale lu nieoryginalnych źródeł, trudno także przy- 4.2., a także Trzebińskiej i Trzebińskiego jąć pełną odpowiedzialność za poprawne (1955), artykułu Lesiewskiego (1958), publi- datowanie wezbrań. W przypadku pojawiają- kacji Krygowskiego (1959), Girgusia cych się w literaturze rozbieżności podano i Strupczewskiego (1965), Maleczyńskiej dwie wersje opisu. i Michalkiewicza (1974), Haisiga (1977), Należy także zwrócić uwagę, że ob- Nawrockiego (1979), Orłowskiej (1979), serwacje jakościowe, pozbawione czynnika Kwaśnego (1989), Korty (1995), Sanockiego obiektywizmu, zmieniający się w czasie po- (1997), Dąbrowskiego (1998), Matwijow- gląd na skalę zjawisk ekstremalnych, a także skiego (1998, 2001), Łacha (2000, 2006, antropogeniczne przekształcenia zlewni sprawiają, że wymienione poniżej powodzie

[105]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

są niejednokrotnie trudne do porównania. rozmyciu tzw. Glinianej Grobli chroniącej klasztor Oparte na podstawie poniższego spisu anali- św. Wincentego w okolicach dzisiejszej ul. Bole- sława Prusa, zalane zostały tereny aż po Sandberg, zy traktować trzeba z odpowiednią rozwagą. czyli Nową Karczmę na Praczach Odrzańskich, 21–22 VIII we Wrocławiu pojawiła się druga fala Rzeka Odra i jej małe dopływy na Dolnym powodziowa, której wody przelewały się przez groblę na Ołbinie przy nie istniejącym dziś kościele Śląsku: pod wezwaniem Wszystkich Św., zalane Nowe  powodzie na wrocławskim odcinku Odry w latach Miasto na odcinku od dzisiejszej ul. Frycza- 1158 i 1179; Modrzewskiego do ul. Koziej;  1253 r. – powódź wiosenna wskutek odwilży  1508 r. – wezbranie Odry we Wrocławiu; i opadów deszczu;  24 VIII 1515 r. – powódź na Odrze po 6 tygo-  VII –VIII 1270 r. – wielka powódź na Odrze; dniach opadów, wielkie straty w uprawach rolnych,  1281 r. – podczas powodzi we Wrocławiu dochodzi zniszczenia we Wrocławiu, zalanie większej części do zerwania dwóch mostów; miasta;  1312 r., 1349 r. – powodzie we Wrocławiu;  14 V 1522 r. – wezbrane wody Odry niszczą we  1350 r. – powódź na Odrze, według opisu źródło- Wrocławiu obwałowania na Ołbinie i powodują dowego (kroniki) miała skalę wody stuletniej; tkliwe straty materialne;   1372 r. – zniszczenia dzielnic miasta Wrocławia VI 1523 r. – wezbranie Odry po nieprzerwanych i terenów rolniczych; opadach deszczu między 14 a 23 VI;   powodzie Odry z 20 VIII 1387 r., 1400 r. 1405 r., 1525 r. – wezbranie Odry; 1415 r., 1417 r., 1427 r., 1428 r., 1432 r., 1434 r.,  1539 r. – powódź pod Wrocławiem spowodowana 1440 r., 1444 r.; 14-dniowym opadem deszczu i roztopami grubej  1445 r. – wezbranie Odry trwające od 11 VI do pokrywy śnieżnej; 25 VII;  1542 r. – gwałtowne wezbranie Odry;  1451 r., 1452 r., 1453 r. – powodzie na Odrze;  16–21 III 1543 r. – wezbranie zatorowe Odry na  10 VIII 1454 r. – zalanie ulic Kuźniczej, Odrzań- wysokości Wrocławia; skiej i Żydowskiej (dziś Uniwersyteckiej) we Wro-  6 VIII 1543 r., 1550 r. – wezbrania opadowe na cławiu, wielkie straty na terenach rolnych; Odrze;  wezbrania Odry 10 VIII 1456 r., 13 VII – 1 VIII  1551 r. – wezbrania roztopowe na Odrze i jej do- 1462 r.; pływach;  14–16 VIII 1464 r. – powódź po ulewnych desz-  1559 r. – od końca V do VII liczne powodzie na czach, zniszczenia domostw wzdłuż Odry, zalanie Odrze; placu Nowy Targ we Wrocławiu, fale powodziowe  1569 r. – od końca V do końca VII liczne wylewy Widawy i Oławy niszczyły mosty i młyny, poziom na Odrze; Leśnicy przekroczył wysokość mostów, wylew  1570 r. – na Śląsku wystąpiło 20 powodzi, naj- Widawy; większa kulminacja Odry 21 X w Brzegu;  29 VIII 1468 r. – nagły przybór wód Odry o dwa  powodzie z 1571 r., III–IV 1572 r., 1574 r., 1583 r.; łokcie w ciągu jednej nocy (1 łokieć wrocławski =  III–IV 1586 r. – powódź roztopowa w dorzeczu 57,6 cm); Odry;  powodzie na Odrze z 25 VII 1470 r., 1475 r.,  15 VI 1591 r. – powódź na Odrze we Wrocławiu; 1493 r., 7 VII 1495 r.;  7 VII, 27 VII, 5 VIII 1593 r. – 3 kulminacje Odry,  VIII 1496 r. – wielka powódź pustosząca obszar 14 wylewów w ciągu lata; Śląska wywołana nieprzerwanym deszczem  19 III 1595 r. – powódź roztopowa na Odrze; w dniach 12–16 VIII, we Wrocławiu zalane ulice  1598 r. – kilkukrotne wezbranie Odry, zniszczenia Kuźnicza i Odrzańska, straty w uprawach rolnych, wałów ochronnych i mostów; powódź wywołała szalejącą do 24 XII zarazę, która  1650 r. – wezbranie na Odrze; pochłonęła w mieście ok. 2,9 tys. ofiar;  1652 r. – wody Odry zatopiły wiele wsi i przerwały  24 VIII 1500 r. – wezbranie Odry i zalanie ołbiń- w 3 miejscach tamę na wrocławskim Ostrowie skich przedmieść Wrocławia po przerwaniu tzw. Tumskim; Glinianej Grobli chroniącej klasztor św. Wincente-  powodzie na Odrze w latach 1654 i 1667; go w okolicach dzisiejszej ul. Bolesława Prusa;  powodzie na Odrze i jej lewobrzeżnych dopływach  VIII 1501 r. – 13–14 VIII niezwykle ulewne desz- w latach 1685, 1691, 1701, 1702, 1708, 1709, cze przyczyniły się do powstania wspólnej fali po- 1710, 1711–1713, 1714, 1729; wodziowej Odry i Oławy, która 20 VIII wtargnęła  20 VI – 27 VIII 1736 r. – rekordowa powódź we do Wrocławia, zalewając go na 6 dni. Ucierpiały Wrocławiu po opadach z okresu 10 V – 22 VII, tereny wewnątrz murów miejskich oraz Ołbin po kiedy deszcz trwał nieprzerwanie 73 dni, 14 VII

[106]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

poziom wody przekroczył dotychczasowe znaki  VI 1829 r. – powódź na Odrze i jej dopływach, powodziowe, na Nowym Mieście woda dotarła do najwyższy stan we Wrocławiu 14 VI, odczyty Bramy Ceglarskiej (w pobliże dzisiejszego skrzy- dwóch wodowskazów wynosiły 7,38 i 5,29 m; żowania ul. J. E. Purkyniego z ul. Frycza Mo-  29 III 1830 r. – wezbranie Odry wskutek zatoru drzewskiego), zatapiając okolice na głębokość 1– lodowego na moście we Wrocławiu, zalanie części 2 m, zalane zostały przedmieścia Odrzańskie i Pia- miasta, odczyty dwóch wodowskazów wynosiły skowe, Wrocław otoczony wodą miał jedyne połą- 7,51 i 5,37 m; czenie komunikacyjne po usypanej grobli w kie-  1831 r. – powódź na Odrze; runku Świdnicy, zdewastowane zostały pola, łąki  30–31 III 1845 r. – pochód lodu na Odrze spowo- i ogrody; dował straty gospodarcze, spiętrzenie wody we  13 III 1751 r. – po gwałtownej odwilży na Odrze Wrocławiu do odczytywanego na wodowskazach ruszyły lody, zniszczeniu uległo wiele mostów, poziomu 7,85 i 5,37 m, zalane północne i wschod- 19 III stan wodowskazów był jedynie o 2 (ok. nie dzielnice miasta; 5 cm) cale niższy niż podczas powodzi w 1936 r.;  większe wezbrania na Odrze w latach 1847, 1849,  II 1780 r. – odwilż i deszcze po obfitych opadach 1850, 1851, 1853; śniegu powodują ruch lodu na Odrze, w okolicy  VII–VIII 1854 r. – najbardziej katastrofalna po- Wrocławia rzeka przerwała obwałowania, zalane wódź na Odrze w XIX w., dla przekroju w Trestnie przedmieścia miasta, dewastacja Starych i Nowych woda 300-letnia, zasilanie rzeki także wezbranymi Szczytnik; dopływami nizinnymi, całkowicie zalane dno doli-  IV 1785 r. – wielka powódź roztopowa na Odrze, ny na wysokości Brzegu, od 21 VIII zalane dzielni- po mroźnym okresie trwającym do 11 IV ocieple- ce Wrocławia na zachód od fosy aż poza dworce nie z południowym, ciepłym wiatrem, w dniach kolejowe, według szacunków na Śląsku pod wodą 18–19 IV w wyniku ruchu kry na Odrze doszło do znalazła sie powierzchnia łącznie 1600 km2; wezbrania rzeki, zerwania licznych (niemal  1855 r. – wezbranie Odry; wszystkich podlegających zarządowi miasta Wro-  IV – V 1865 r. – wiosenne wezbranie na Odrze; cławia) mostów i rozmywania wałów, w nadbrzeż-  VII 1880 r. – gwałtowne wezbranie na górnej nych osiedlach Wrocławia budynki zalewane były Odrze; do poziomu piętra lub po dachy, pod wodą znalazło  wezbrania Odry z VIII–X 1888 r., 26–27 XI się Nowe Miasto i wszystkie przedmieścia na czas 1889 r., 29 VIII – 4 IX 1890; 8 dni, nadbrzeżne ogrody zostały pozbawione ero-  III 1891 r. – jedna z największych powodzi rozto- zyjnie gleby a następnie zasypane piaskiem rzecz- powych na Odrze; nym, w dniach 20–22 IV poziom wody na wodo-  VII – VIII 1891 r. – przedłużające się do miesiąca wskazie przy szańcu św. Macieja przewyższał wezbranie Odry; o 8 i ½ cali (ok. 22 cm) stan z 1736 r., pod wodą  wiosenne wezbrania Odry z III 1893 r., III 1894, znalazły się wsie Dolny Szczepanów, Kobylniki, IV–V 1896 r.; Jaśkowice, Zakrzów, Odyniec, zniszczeniu uległy  VII–IX 1896 r. – 7 wezbrań Odry, stany brzegowe wsie Maślice, Marszowice, Złotniki, Stabłowice nie zostały jednak przekroczone; i wiele innych;  IV–V 1897 r. – wezbranie wiosenne o wysokim  VIII–IX 1813 r. – po wyjątkowo mokrym okresie poziomie fali; letnim i 5 dniach obfitych opadów rekordowe do  tamtego czasu stany Odry w Krapkowicach i Opo- VII–IX 1897 r. – niegroźne wezbrania Odry, mimo lu, kulminacja powodziowa powstała wskutek wy- krytycznej sytuacji na dopływach górskich; przedzających się fal górskich potoków oraz fal  V 1899 r. – wiosenne wezbranie Odry; Oławy, Ślęzy i Widawy (według innych źródeł bez  7–13 IX 1900 r. – wezbranie Odry i jej dopływów; udziału rzek nizinnych), we Wrocławiu po prze-  VI 1902 r. – jedno z największych wezbrań Odry, rwaniu wałów zalane zostały wschodnie i północne fala powodziowa miała kilka kulminacji, stan wody dzielnice; na dwóch wodowskazach we Wrocławiu 7,66  1820 r. – wezbranie Odry; i 5,50 m, przepływ rzeki przed Wrocławiem wyno- 3 −1 3 −1  III 1826 r. – po długotrwałych opadach deszczu sił 1150 m ·s a w mieście 1000,9 m ·s ; i śniegu w górach, poziom Odry osiągnął we Wro-  VII 1903 r. – największa powódź na Odrze od cławiu stan z 1813 r., przez 12 godzin odczyt wo- 1854 r., na odcinku górnym i środkowym przekro- dowskazowy wynosił 7,30 m; czone wszelkie zimowe wysokie stany, a także sta-  6–7 III 1827 r. – powódź roztopowo-zatorowa na ny wody notowane podczas wezbrań w 1813 Odrze, we Wrocławiu odczyty wodowskazowe i VIII 1854 r., mimo mniejszych przepływów (efekt wynosiły 7,20 m (wodowskaz górny) i 4,80 m oddziaływania obwałowań), fala z dwoma szczy- (dolny); tami, najwyższa kulminacja we Wrocławiu w nocy 15/16 VII;  wezbrania Odry 13–15 VII 1907 r.;

[107]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

 wiosenne wezbrania Odry w latach 1909, 1910, laniem miasta Oławy otwarto śluzę w Lipkach i za- 1911, 1915, 1922, 1925; lano polder, ewakuowano mieszkańców wsi Stary  V 1926 r. – powódź na Odrze; Górnik, Stary Otok oraz Janików. Podtopieniu ule-  23 X 1930 r. – po opadach nawałnicowych podto- gły także wsie Groblice, Łany, Łęg oraz fragment pione wsie nad Średzką Wodą, Odra zalała Rze- Jelcza. czycę, Chomiąż, Lipnicę i Słup;  1931 r. – wiosenne wezbranie na Odrze; Dorzecze Nysy Łużyckiej:  1938 r. – Średzka Woda zniszczyła most przed  powodzie na Nysie Łużyckiej z 21 VII 1432 r., dworcem kolejowym w Środzie Śląskiej; 13 VII 1433 r., 1529 r., 1591 r.;  1939 r. – wiosenne wezbranie Odry;  18 VIII 1595 r. – rzeka Miedzianka (Kipera)  1940 r. – wezbranie Średzkiej Wody i Czarnej uszkodziła 2 domy mieszkalne w Bogatyni i 1 dom Strugi spowodowały straty gospodarcze w Środzie w Markocicach; Śląskiej, Szczepanowie, Miękini, Chomiąży, Ko-  7 X 1596 r. – wezbranie Miedzianki; mornikach, Lipnicy;  23 VIII 1598 r. – liczne szkody wskutek wezbrania  25–26 III 1945 r. – zator lodowy na Odrze między Miedzianki w czasie ogólnie mokrego lata; Mostem Lessiga (w miejscu obecnego Mostu Poko-  I 1602 r. – dwie gwałtowne odwilże w zlewni ju) we Wrocławiu a Blizanowicami powoduje wez- Miedzianki; branie Odry, uszkodzenie mostów;  IV 1604 r. – powódź na Miedziance w wyniku  1946 r. – wezbranie Odry; opadów burzowych;  III 1947 r. – 5 III gwałtowna odwilż spowodowała  VI 1608 r. – wezbranie Miedzianki, później desz- podtopienie centrum Wrocławia m.in. wskutek czowe lato w okresie żniw; braku udrożnienia zapchanych lub uszkodzonych  29 VII 1609 r. – powódź w Bogatyni; studzienek kanalizacyjnych, ponowna odwilż 16 III  spowodowała wezbranie Odry i zalanie drogi Bli- 1614 r. – wezbrania podczas wilgotnego lata; zanowice – Mokry Dwór, w nocy 18–19 III przed  13 VII r. 1622 r. – silne wezbranie Smědy (Witki) Wrocławiem utworzył się 3 km zator lodowy, od- wskutek oberwania chmury między Větrovem rywający się z jego masy lód zniszczył jeden a Dětřichovem w Czechach, liczne zniszczenia za- z dźwigarów mostu Młyńskiego oraz prowizorycz- budowań i upraw ogrodowych; ną podporę mostu Tumskiego, zalana została część  12 X 1653 r. – wezbrania w wyniku przedłużają- miasta między pl. Strzeleckim a Dworcem Nadod- cych się opadów deszczu; rze na wysokość kilkunastu cm, woda zalała łąki  1694 r. – liczne wezbrania rzek; powyżej Biskupina, gdzie wydostawała się z sys-  14 VII 1702 r. – wezbranie Witki; temu kanalizacyjnego i płynęła ulicami, duże straty  31 VII 1703 r. – wielka powódź w Bogatyni, znisz- gospodarcze w okolicy Głogowa, zdarzenie uznaje czeniu uległy kładki i drogi nad Miedzianką, ogro- się za największą powódź wiosenno-roztopową dy i łąki pokryła warstwa mułu, rzeka w miejscach XX w.; powstałych zatorów drzewnych utorowała sobie  VII i VIII 1949 r. – w dniach 3–6 i 20 VII oraz nowe koryta, podmyła lub porwała wiele domów, 17 VIII kulminacje Odry po intensywnych opadach przy jedynej zachowanej kładce spiętrzenie drewna deszczu, wylew sięgnął trawnika przed Urzędem spowodowało ogromny napór wody na budynek Wojewódzkim; karczmy, w tym miejscu rzeka zmieniła bieg, do-  wezbrania Odry w latach 1954, 1958, 1960, 1965, szczętnie niszcząc pobliskie domy, między godziną 1970, 1972; trzecią i czwartą po południu, po przerwaniu grobli  VII 1977 r. – największe od 40 lat wezbranie spo- doprowadziła do zawalenia się karczmy, w żytaw- wodowane opadami w górnej części zlewni (po- skiej części Bogatyni woda porwała jeden z budyn- wódź Olzy), długi czas trwania, 2 fale kulminacyj- ków wraz z jego podłogą i poniosła go aż do środ- ne, przerwanie wałów przeciwpowodziowych kowego młyna, gdzie rozbił się on o pnie olchowe, w Krzyżanowicach; obyło się bez ofiar śmiertelnych;  VIII 1985 r. – powódź na Odrze, na odcinku do  13 V 1723 r. – powódź w Bogatyni; Krapkowic (poza obszarem Dolnego Śląska) rów-  23 VI 1759 r. – wezbrania wskutek opadów burzo- norzędna do powodzi z 1903 r.; wych;  VII 1997 r. – największa powódź Odry w XX w.,  17 i 23 VII 1766 r. – wezbrania rzek; prawdopodobieństwo przepływu dla przekroju  2 IX 1767 r. – duże, nocne wezbranie Miedzianki, w Trestnie określono na 0,01%; w Bogatyni powstały szkody wyrządzone przez po-  przełom III i IV 2006 r. – roztopy i opady deszczu rwane przez rzekę w Heřmanicach (Czechy) drew- spowodowały wezbranie Odry, na wodowskazie niane kloce; w Oławie zanotowano stan 762 cm, zaledwie  VII 1769 r. – zniszczenia po wezbraniu Miedzianki 40 cm niżej niż w VII 1997 r., przy zagrożeniu za- wskutek ulewnych opadów;

[108]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

 powodzie na rzece Witce – 20 VII 1780 r. 17 VII cyjny o prawdopodobieństwie 1%, w Hrádku stan 1803 r.; wody 261 cm;  koniec IV 1785 r. – wezbrania rzeczne w trakcie  6 I 1982 r. – zimowe wezbranie Nysy Łużyckiej, gwałtownej odwilży; w Libercu stan wody 154 cm;  10 VI 1788 r. – liczne zniszczenia wskutek wez-  wezbrania rzek w VII 1997 r.; brania Miedzianki;  9–10 III 2000 r. – roztopowe wezbranie Nysy  18 VII 1789 r. – straty wskutek wezbrania Mie- Łużyckiej, w Libercu stan wody 150 cm i przepływ dzianki; 33 m3·s−1, w Hrádku odpowiednio 253 cm 3 −1  16 VII 1803 r. – nocna nawałnica spowodowała i 75 m ·s ; wezbranie Miedzianki, sytuacja powtórzona kilku-  13–14 VII 2002 r. – wezbranie Nysy Łużyckiej, krotne w ciągu lata; w Libercu stan wody 168 cm i przepływ 43 m3·s−1, 3 −1  2 V 1804 r. – o 18.00 nieoczekiwana, wielka po- w Hrádku odpowiednio 315 cm i 137 m ·s , stan wódź w Bogatyni (największa od 100 lat) wskutek Smědy (Witki) we Frydlandzie wyniósł 275 cm 3 −1 opadów burzowych nad Detřichovem i północnymi przy przepływie 246 m ·s ; Heřmanicami, Miedzianka wystąpiła z brzegów,  1 IV 2006 r. – wiosenne wezbranie Nysy Łużyc- porywała drewniane kłody, które piętrzyły się na- kiej, w Hrádku stan wody wynosił 215 cm przy stępnie na moście w Bogatyni, aż do jego zerwania, przepływie 49 m3·s−1. rzeka rozgałęziła się na trzy odnogi, z których jedna prowadziła przez teren szkolny, a pozostałe ob- Dorzecze Izery (system Łaby): ok zabudowań i przez pobliski ogród zagrodnika kościelnego, nie było ofiar;  13 VII 1501 r. – powódź na Izerze;  10–17 VI 1804 r. – powódź spowodowała wielkie  1–2 VIII 1858 r. – wezbranie Izery po nocnych szkody w Zgorzelcu, wezbrania na Witce i Mie- opadach, objęło także niżej położoną część dorze- dziance (13, 14, 15 VII); cza, rejestrowane m.in. w mieście Mladá Boleslav  27 VI 1808 r. – wezbranie Miedzianki po opadach (ponad 50 km w linii prostej od granicy polsko- burzowych; czeskiej);   Powodzie w górnej części dorzecza Nysy Łużyc- 3 VIII 1888 r. – powódź na Izerze, przepływy po kiej 28 IX 1808 r., II 1813 r., 3 II 1850 r.; czeskiej stronie w przekrojach Vilémov (ok. 5 km 3 −1  2 VIII 1858 r. – kulminacja powodzi po wielo- od granicy polsko-czeskiej) 340 m ·s i Ņelezný Brod 664 m3·s−1; dniowych opadach w górnej części zlewni, między  31 VII a 3 VIII notowano do 430 mm deszczu; wielkie wezbranie VII/VIII 1897 r., sudeckie re-  8 VIII 1888 r. – wezbranie Nysy Łużyckiej po kordy opadu dobowego przekraczające lokalnie 300 mm, przepływy po czeskiej stronie na przekro- intensywnych opadach; jach Vilémov 330 m3·s−1 i Ņelezný Brod  30 VIII 1897 r. – spustoszenia w górnym biegu 630 m3·s−1; Nysy Łużyckiej, przepływ w czeskim Libercu  10–13 IX 1899 r. – wezbranie Izery po opadach (18 km w linii prostej do przebiegu rzeki wzdłuż 3 −1 przekraczających 100 mm w ciągu doby; granicy polskiej) 140 m ·s , przepływ w Łęknicy 3 −1  (woj. lubuskie) 2000 m ·s ; 15–18 VIII 1913 r. – wezbranie Izery po obfitych  1907 r. – powódź na Nysie Łużyckiej i jej dopły- opadach – na Hali Izerskiej 16 VIII dobowa suma opadu wynosiła 108 mm; wach;  5 IX 1915 r. – powódź na Izerze, dobowa suma  1916 r. – letnie wezbranie rzeki Miedzianki, po- opadu w czeskiej wsi Jizerka wynosiła 220,5 mm; ważne zniszczenia zabudowań w Bogatyni;  27 VI 1919 r. – wezbranie Izery;  wezbrania Nysy Łużyckiej i jej dopływów  z 1920 r., 1938 r., 1948 r. i VII 1951 r.; 26–28 VIII 1920 r. – powódź po opadach o łącznej wydajności do 300 mm;  3–4 VII 1958 r. – powódź w dorzeczu Nysy Łu-  życkiej po silnych opadach w czasie ogólnie mo- wezbrania Izery 25–27 V 1928 r., 26–28 VI krego lata, Smědá (Witka) w czeskim Frydlandzie 1934 r., 24–26 VIII 1938 r.; osiągnęła stan 360 cm;  14 VIII 1948 r. – powódź na Izerze, na przekroju  VIII 1964 r. – wezbranie na Witce; Ņelezný Brod zanotowano stan wody 430 cm;   2 IX 1977 r. – stan wody Nysy Łużyckiej w Liber- 3–5 VII 1958 r. – wezbranie Izery po jednych cu 152 cm, a w Hrádku (przy granicy z Polską) z najbardziej wydajnych opadów od końca XIX w.; 236 cm;  8 XII 1974 r. – zimowa powódź na Izerze, w prze-  8 VII 1980 r. – odczyt wodowskazowy na Nysie kroju Ņelezný Brod stan wody wynosił 412 cm; Łużyckiej w czeskim Libercu 152 cm;  1 VIII 1977 r. – wezbranie Izery;  20–21 VII 1981 r. – wyjątkowo wysoka elewacja  9 VIII 1978 r. – jedna z największych notowanych fali na Nysie Łużyckiej i duży przepływ kulmina- powodzi Izery, rekordowy przepływ po czeskiej

[109]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

stronie zlewni w przekroju Ņelezný Brod wynosił  17 VIII 1692 r. – podczas kilkudniowego wezbra- 704 m3·s−1 przy stanie wody 534 cm; nia Miłoszowskiego Potoku zginęły 2 osoby, Czar-  wezbrania Izery 18–21 VIII 1981 r., 20 VII 1997 r. ny Potok zmienił bieg na wysokości Łęczyny; i w VII 1998 r.;  4 VII 1694 r. – wezbranie Miłoszowskiego Potoku  8–9 III 2000 r. – wezbranie roztopowe Izery, stan doprowadziło do zrujnowania 4 budynków miesz- wody w Jabloncu 286 cm przy przepływie kalnych w Miłoszowie i znacznych strat w Leśnej; 140 m3·s−1;  lato 1702 r. – wraz z rokiem następnym nazwane  21 VII 2001 r. – stan wody na Izerze w Jabloncu Śląskim Potopem, Kwisa utworzyła nowe koryto na 299 cm przy przepływie 161 m3·s−1; wysokości Mroczkowic i Krobicy, 14 VII rzeka  13 VIII 2002 r. – powódź na Izerze i jej dopływach zniszczyła w Mirsku 5 domów, wszystkie kładki, (tzw. powódź tysiąclecia w Czechach), opady do- mosty i śluzy, utonęła tam 1 osoba, w Gryfowie Śl. bowe w zlewni rzędu 150–200 mm, 212 krotne straty powiększyło wystąpienie z brzegów Oldzy, zwiększenie przepływu Izery w Jabloncu z 1,14 do 19 ofiar śmiertelnych; 242 m3·s−1 przy stanie wody 377 cm, na przekroju  1703 r. – Kwisa zniszczyła ujęcia wody i wodocią- Ņelezný Brod stan wody 457 cm przy przepływie gi w Kliczkowie oraz tamę i most w Ławszowej; 433 m3·s−1, zmiany korytowe Izery i Jagnięcego  letnie i wiosenne powodzie w latach 1714, 1723, Potoku; 1732, 1750, 1766;  7–8 VIII 2006 r. – zmiany korytowe Jagnięcego  1795 r. – powódź na Kwisie spowodowana piętrze- Potoku, stan wody na Izerze w przekroju Ņelezný niem kry lodowej; 3 −1 Brod wynosił 476 cm przy przepływie 395 m ·s .  1797 r. – powódź na Kwisie;  16 VI 1803 r. – Kwisa wraz z Oldzą podtopiła Dorzecze Kwisy: część Gryfowa Śl., a Miłoszowski Potok Leśną, zginęły 2 osoby;  1351 r. – powódź na Kwisie;  16 VI 1804 r. – Kwisa zniszczyła w Mirsku  8 VII lub 8 VIII 1432 r. – wskutek wezbrania Kwi- 7 budynków oraz mosty i jazy młyńskie, w Gryfo- sy ucierpiały okolice Leśnej, w miasteczku znisz- wie Śl. zalane zostały Jeleniogórskie i Żytawskie czeniu uległo 48 domów mieszkalnych i wiele sto- Przedmieścia, w Nowogrodźcu i Osiecznicy stan dół, woda sięgała do poziomu ołtarza w miejsco- rzeki osiągnął poziom 7–8 m; wym kościele, rzeka zmieniła swój bieg na wyso-  VIII 1858 r. – poziom Kwisy przekroczył stan kości Baworowa, były ofiary śmiertelne; z 1804 r., między Świeradowem Zdrój a Nowo-  powodzie w latach 1469 i 1496 – ucierpiały miej- grodźcem ostały się jedynie 2 mosty w Gryfowie scowości nad Kwisą: Mirsk i Gryfów Śląski; Śl. i Kościelniku, zalane zostały niemal wszystkie  1529 r. – wezbranie Kwisy; domostwa w Leśnej;  powodzie Kwisy w latach 1550 i 1556 – Kwisa  3 VIII 1888 r. – rekordowe opady w zlewni Kwisy, zalała w Lubaniu Przedmieście Mikołajskie, ul. zalanie Leśnej jednocześnie przez Kwisę, Miło- Rybacką i cmentarz; szowski Potok i Bruśnik, w Lubaniu Kwisa prze-  powodzie Kwisy w latach 1567, 1570, 1591; kroczyła swój normalny poziom o 3,5 m, wyrzą-  koniec VII 1609 r. – wezbrana Kwisa zrywała dzając szkody szczególnie w okolicach dworca ko- mosty w okolicach Gryfowa Śląskiego., zanotowa- lejowego, zalała niemal całą wieś Księginki (obecno wiele ofiar ludzkich; nie w granicach Lubania), niszcząc nasyp kolejo-  VII 1613 r. – powódź po opadach deszczu i gradu wy; o wielkości orzecha włoskiego zabijającego bydło;  29–31 VII 1897 r. – zalanie najniższych kondygna-  24–28 VI 1622 r. – Kwisa uniosła budynek miesz- cji domów nad Kwisą i Oldzą w Gryfowie Śl, kata- kalny w Gryfowie Śląskim; strofa podmytego gryfowskiego mostu kolejowego,  14 VII 1649 r. – wezbrania Kwisy i Miłoszowskie- w rejonie Leśnej powstało rozległe jeziorzysko go Potoku spowodowały zalanie niemal wszystkich z domami zanurzonymi po dach, przepływ w dol- domów w południowej części Leśnej oraz rynku do nym biegu rzeki wynosił 1200 m3∙s−1; poziomu okien ratusza;  VI 1926 r. – duże wezbranie Kwisy, przepełniony  11 X 1653 r. – zalanie Leśnej przez Kwisę; zbiornik na Kwisie;  1667 r. – powódź na Kwisie;  VII 1958 r. – wezbranie Kwisy;  2 VII 1675 r. – wezbrania Kwisy, Bruśnika i Miło-  1–2 VIII 1977 r. – ewakuacja mieszkańców Mirska szowskiego Potoku, zerwanie mostu sprzed Bramy i Gryfowa Śląskiego, podtopienie zakładów odzie- Żytawskiej w Gryfowie Śląskim, zniszczenia w Le- żowych „Gryfex” i zakładu produkcji azbestu śnej i Smolniku; w Gryfowie, przepływ Kwisy na przekroju w Mir-  powodzie na Kwisie w latach 1686 i 1688; sku wynosił 196 m3∙s−1 i był 43 razy większy od przepływu średniorocznego;

[110]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

 20 VII 1981 r. – powódź na Kwisie, na przekroju  21 lub 25 V 1596 r. – katastrofalne w skutkach w Mirsku przepływ rzędu 75,6 m3∙s−1 był 16,5 razy wezbranie Kamiennej i Podgórnej, zniszczeniu ule- większy od przepływu średniorocznego; gło 11 domów w Cieplicach i 6 w Malinniku  12–13 VIII 2002 r. – wezbranie Kwisy i Czarnego (obecnie w obrębie Jeleniej Góry); Potoku, suma opadów w Świeradowie Zdroju wy-  23 VIII 1596 r. – wylew rzek w rejonie jeleniogór- nosiła 225,4 mm; skim wskutek oberwania chmury, zniszczenia  8 VIII 2006 r. – największe wezbranie górnego w zabudowie; odcinka Kwisy po 1945 r., straty powodziowe  2 VI 1608 r. – wezbranie Kamiennej i Podgórnej w Świeradowie Zdroju, Orłowicach, Kamieniu w wyniku kilkudniowych opadów, ponad 150 po- i Mirsku, m.in. podmyte fundamenty domów walonych drzew tworzyło zatory doprowadzając do mieszkalnych i zburzone zabudowania gospodar- przelewania się wody ponad mostem, 3 ofiary cze, zerwane kładki, poważnie uszkodzony 80- śmiertelne, w tym niemowlę, 2 i 3 VI zalany Bole- metrowy fragment drogi ze Świeradowa do Szklar- sławiec, 143 ofiary; skiej Poręby;  8 VI – 25 VII 1622 r. – padający niemal bez prze-  23–24 VII 2007 r. – po nocnych ulewach wezbrały rwy przez 50 dni deszcz wywołał w regionie jele- strumienie między Nowogrodźcem i Lubaniem, niogórskim kilka powodzi; ucierpiały wsie Milików, Gościszów (rzeka Iwni-  powodzie w regionie jeleniogórskim w latach 1653, ca), Kościelnik (Kwisa), Jałowiec, Radostów, 1667; Mściszów, Zabłocie i część Nowogrodźca. W Mili-  14 VII 1702 r. – powódź na rzece Kamiennej wsku- kowie zalanych zostało 100 gospodarstw. W Mści- tek popołudniowej i nocnej ulewy, w Cieplicach szowie wezbrany nurt zerwał 3 mostki, szkody porwany skład drewna i zniszczony most, poziom oceniono na kilkaset tys. zł. wody sięgał w niektórych zabudowaniach pierwszego piętra, na wysokości Górzyńca rzeka Mała Dorzecze Bobru: Kamienna utorowała sobie nowe koryto z ujściem do Kamiennej w Piechowicach (wcześniej koryto  V 1351 r. – powódź na Bobrze; co najmniej 4 km dłuższe z ujściem w Cieplicach),  1412 r. – gwałtowna ulewa w Czerwonej Dolinie wezbranie Kamienicy i Kamieniczki spowodowało i wezbranie potoku Czerwonka na Pogórzu Karko- destrukcję 22 domów w Starej Kamienicy oraz 18 noskim zniszczyły wieś Broniów, zmuszając jej w Nowej Kamienicy i Barcinku, utonęło tam ponad mieszkańców do przeniesienia i założenia nowej 20 osób, we wsi Kwieciszowice nad Jaroszowskim osady Płóczki; Strumykiem (inaczej Jaroszowski Potok – prawy  powodzie w latach 1428, 1462, 1468, 1472 – wy- dopływ Kamienicy) po ulewie i gradobiciu znisz- lewy Bobru; czeniu uległo 9 domów, 3 stodoły, ok. 5 ha grun-  1496 r. – Bóbr zniszczył mosty, młyny i nadrzecz- tów rolnych uległo rozmyciu, obserwowano spływy ne spichlerze, zalał część Żagania; błotne powstające po przerwaniu tworzących się  1501 r. – trzykrotny wylew Bobru; zatorów z rumoszu drzewnego, rzeka uformowała  późna wiosna 1563 r. – wskutek wezbrania Bobru nowe koryto wzdłuż drogi, było kilka ofiar śmier- osunęła się część domów na Piasku w Bolesławcu, telnych; zniszczeniu uległ most, 2 ofiary śmiertelne;  koniec VII 1715 r. – katastrofalne wezbranie Wrzo-  V 1567 r. – rzeka Kamienna przybrała do poziomu sówki zniszczyło zabudowania w Jagniątkowie dachów domostw w Cieplicach; i Sobieszowie;  IX 1567 r. – wielotygodniowe opady przyczyniły  1736 r. – podtopione okolice Jeleniej Góry w wy- się do powodzi na Bobrze, informacje o ofiarach niku wezbrania Bobru; w rejonie Kamiennej Góry;  11 XII 1774 r. – wezbrania rzek wskutek gwałtow-  1570 r. – wezbrany Bóbr uszkodził groble zabez- nej odwilży, niebezpieczeństwo zwiększała niesio- pieczające Kamienną Górę, a także mury miejskie, na nurtem kra, odnotowano zniszczenia zabudo- uniósł wiele domów na przedmieściach Jeleniej wań; Góry, zamulał pola uprawne, na rzece Kamiennej  5 II 1775 r. – zimowa powódź wskutek długotrwa- wystąpiły po sobie 3 powodzie rujnujące rolników; łego i obfitego opadu deszczu, zniszczenia budyn-  1573 r. – Bóbr wylał 21 razy; ków w kilku miejscowościach Kotliny Jeleniogór-  1582 r. – wezbranie Kamiennej; skiej;  1587 r. – powódź na Bobrze;  3 VII 1778 r. – niezwykle gwałtowne wezbrania  1590 r. – wezbranie Kamiennej; rzek w regionie jeleniogórskim, ofiary w ludziach;  1591 r. – powódź na Bobrze;  V 1785 r. – nawalne deszcze wraz z roztopami po  24 VI 1592 r. – rzeka Kamienna zalała Cieplice, śnieżnej zimie wywołały powódź na Bobrze, całkowicie zniszczyła 5 domów; mieszkańcy wiosek na prawym brzegu rzeki rato- wali się ucieczka na dachy domów, a żywność do- wożono łodziami;

[111]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

 VI 1785 r. – wylały Bóbr i Zadrna; zniszczeniu Jedlica zniszczyła 1 i uszkodziła wiele innych do- uległy obwałowania i mosty w Kamiennej Górze; mów, do 200 ofiar śmiertelnych;  16 VIII 1786 r. – wielodniowe opady spowodowały  1867 r. – po kilkudniowych opadach wezbrały wezbrania rzek, 21 VIII w Miłkowie doszło do ob- Kamienna i Bóbr, zalewając przybrzeżne łąki, roz- sunięcia gruntu; myciu uległy umocnienia brzegów;  VI 1792 r. – wody Bobru zalały w Kamiennej  18 VIII 1872 r. – wezbrane wody Podgórnej zerwa- Górze wnętrza domów, wysoki stan rzeki utrzy- ły most w Podgórzynie, powodując śmierć 5 osób; mywał się przez 4 dni;  17 VII 1882 r. – potężna burza nad Karkonoszami  12–15 VII 1795 r. – w Miłkowie rzeka Łomnica spowodowała wezbranie potoków, obsunięcia osiągnęła nie notowany nigdy wcześniej stan i ze- gruntu i spływy gruzowo-błotne (udokumentowane rwała wszystkie mosty, droga między Ścięgnami po czeskiej stronie gór) a także intensywny trans- a Kowarami zamieniła się w rwący potok, doszło port i akumulację rumowiska rzecznego w dnie do- do awulsji Łomniczki, która w pobliżu Wilczej Po- lin; ręby utorowała sobie nowe koryto, niszcząc domy  18–19 VI 1883 r. – wezbrania rzek karkonoskich, i drogi, w Karpaczu i Ścięgnach straty przyniosła największe straty materialne w dolinie Kamiennej intensywna erozja gleb, rzeka Kamienna zniszczyła i Jedlicy, poziom Bobru w Jeleniej Górze wynosił most w Jeleniej Górze, we Wleniu nad Bobrem 5,25 m; woda sięgnęła łuków podcieni w kamienicach ota-  3 VIII 1888 r. – największe, gwałtowne wezbranie czających rynek, kilka ofiar utonięć; Kamiennej od początku XIX w. zniszczyło wszyst-  VI 1804 r. – jedna z największych powodzi Bobru kie mosty w Szklarskiej Porębie, destrukcji uległy na wysokości Kamiennej Góry, kulminacje fali obmurowania brzegów rzeki, pola i łąki zostały za- powodziowej po opadach trwających od 8 VI ob- sypane rumowiskiem rzecznym, w domach położo- serwowano od 12–13 VI na Jedlicy w Kowarach do nych nad brzegiem rzeka zalewała pomieszczenie 15 VI w Żaganiu; parterowe, poziom wody przekraczał o 1 m stan  23–24 V 1810 r. – po oberwaniu chmury Jedlica notowany w 1883 r., w Jagniątkowie straty powo- zniszczyła w Kowarach 12 a poważnie uszkodziła dowała Wrzosówka zasilana po oberwaniu chmury, 64 domy, zginęło 11 osób, ulice pokryte zostały potok Kamienica zamulił pola i łąki na wysokości grubofrakcyjnym rumowiskiem, którego najwięk- Chromca, niszczył wyposażenie domów w Starej sze elementy ważyły 15–20 cetnarów (750–1000 i Nowej Kamienicy; kg), szkody dotknęły również sąsiednie wioski;  29–31 VII 1897 r. – największa klęska żywiołowa  27 VIII 1813 r. – wezbranie Bobru po przedłużają- w regionie jeleniogórskim, Bóbr podtopił Lubaw- cych się opadach spowodowało zerwanie mostu w kę, zalał część Kamiennej Góry, w tym okolice Jeleniej Górze, ofiary wśród żołnierzy napoleoń- dworca kolejowego, w Kotlinie Jeleniogórskiej skich; utworzyło się jezioro obejmujące tereny poniżej  I 1827 r. – lawina w kotle Wielkiego Stawu prze- Kowar, Mysłakowice, Łomnicę, Miłków, Podgó- łamała lód i wypchnęła wodę, która wystąpiła z ko- rzyn, Sobieszów, Piechowice (tutaj nastąpił zalew ryta Łomnicy; najniższych kondygnacji domów) i Cieplice Śląskie  10–11 VI 1829 r. – opady deszczu trwające 10 dni (poziom wody 2 m), w Jeleniej Górze koło wiaduk- wywołały powódź na Bobrze, który zmienił swój tu kolejowego poziom wodowskazowy wyniósł ok. bieg w Dąbrowicy, zalał Wleń falą wyższą o 6,9 m 7,7 m, woda przelewała się nad mostami, o ile nie ponad normalny stan i zasypywał piaszczystym zostały wcześniej zniszczone, przy dzisiejszej ul. osadem nadbrzeżne łąki; Grunwaldzkiej sięgała pięter lub po dachy, w dol-  wiosna 1844 r. – powódź w dolinie Łomnicy spo- nych Kowarach Jedlica utorowała sobie nowe kory- wodowana lawiną, która skruszyła lód na po- to, podobnie jak to czyniły Łomnica i Łomniczka, wierzchni Wielkiego Stawu i wypchnęła z misy je- zalane miasto Wleń, najbardziej ucierpiały miej- ziora masy wody, uformowana fala omal nie znio- scowości na granicy Pogórza Karkonoskiego i Ko- sła młyna wodnego w Karpaczu Górnym; tliny Jeleniogórskiej, podczas zdarzenia zginęły  4 VII, 11 VIII, 14 VIII 1854 r. – niewielkie fale 4 osoby; powodziowe na Bobrze;  20 IX 1906 r. – wezbranie Łomnicy spowodowało  29 VII – 2 VIII 1858 r. – wezbranie wszystkich podmycie brzegów w Karpaczu a we wsi Łomnica dopływów Bobru, stan Bobru niewiele niższy niż wody znajdowały sobie nowe drogi odpływu, za- w 1829 r., miała miejsce intensywna erozja użyt- lewając domy, Kamienna zalała część Cieplic, nio- kowanych rolniczo stoków, co przełożyło się na sła także duże ilości drewna, wysoki stan Bobru wzmożony transport fluwialny i akumulację rumo- zakłócił prace nad budową zapory w Pilchowicach, wiska rzecznego wzdłuż biegu rzek, destrukcji ule- niszcząc część konstrukcji; gło wiele dróg, m.in. odcinek drogi w dolinie Ka-  5–6 IX 1915 r. – podczas gwałtownego wezbrania miennej przy ujściu Czarnej Płóczki, w Kowarach spowodowanego kilkudniowymi opadami doszło w niektórych miejscach do wyrównania rekordo-

[112]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

wych stanów z 1897 r., m.in. na Kamiennej w Pie- dów poflotacyjnych, miejscami o miąższości 1,5 m, chowicach i Bobrze w Strupicach, sprawdziły się nie dawała plonów przez kolejne 20 lat. Przyczyną nowe budowle przeciwpowodziowe; katastrofy nie była sytuacja meteorologiczna a nie-  2–3 VI 1926 r. – wezbranie na Bobrze i jego do- dostateczne rozpoznanie geologiczne podłoża, błę- pływach, szczególnie Kamiennej, nastąpiło wypeł- dy lokalizacyjne budowli piętrzącej, złe wykonanie nienie zbiorników przeciwpowodziowych, akumu- zapory z niewalcowanego piasku, stały kontakt wa- lacja na dużą skalę rumowiska rzecznego Łomnicy łów z wodą, nierównomierny nacisk osadów na wa- w Karpaczu, Wrzosówki w Jagniątkowie, Podgór- ły oraz inicjalny wstrząs (wstrząs tektoniczny lub nej w Podgórzynie czy Jedlicy w Kowarach, podziemny wybuch dynamitu w kopalni miedzi). w Płóczkach Dziki Potok i jego dopływy utworzyły  V 1968 r. – w miejscowości Komarno w ciągu system rynien erozyjnych, w miejscowościach re- 1,5 godz. zanotowano opad 182,6 mm, potok Ko- gionu jeleniogórskiego zniszczeniu uległy kilome- mar i cieki stokowe zalały domy, a drogi zamieniły try murów nadbrzeżnych, wiele mostów, zabudo- się w potoki o głębokości 1,5 m; wania;  31 VII – 2 VII 1977 r. – największa do tego czasu  8 VII 1926 r. – wystąpienie z koryt karkonoskich powojenna powódź w dorzeczu Bobru, w górnej potoków wskutek oberwania chmury, w Sobieszo- części zlewni Kamiennej łączna suma opadów wie fala wody o szerokości 100 m zniszczyła beto- przekraczała 300 mm – na posterunku Jakuszyce w nowy most i hotel Tietzego, deponując piaszczysty dniach 31 VII – 2 VIII zanotowano 316,3 mm, osad, ofiary śmiertelne, w Podgórzynie fala wez- przybór wody w zbiorniku w Mysłakowicach nad braniowa o wysokości 5–6 m także deponowała Łomnicą wynosił 1 m w ciągu 3 godzin, doszło do drobnofrakcyjne rumowisko, zniszczenia w Ja- ewakuacji Osiedla Łomnickiego w Jeleniej Górze, gniątkowie, Kowarach, Karpaczu, Bukowcu, woda sięgnęła poziomu jezdni na koronie bobrzań- Szklarskiej Porębie, Piechowicach; skiej zapory w Pilchowicach (dopływ do zbiornika  28 X 1930 r. – trwający 55 godzin opad deszczu rzędu 528 m3·s−1), zalane miasto Wleń, w Kowa- i śniegu spowodował wezbrania potoków górskich, rach upłynnienie materiału zwałowego nad Jedlicą, w dnie Kotliny jeleniogórskiej podtopione zostały dotkliwe straty powodziowe m.in. w gminie Czarny m.in. Grabary, Strupice i Cieplice; Bór nad Leskiem;  przełom VIII/IX 1938 r. – duża powódź, której  7–8 VIII 1978 r. – wezbranie Kamiennej, w Jaku- skutki w niektórych miejscowościach u podnóży szycach suma opadu 210,5 mm; Karkonoszy były bardziej dotkliwe niż podczas  VII 1981 r. – wyjątkowo wysoka elewacja fali zdarzenia w 1897 r., zapora Pilchowice na Bobrze wezbraniowej na Bobrze, wezbranie Kamiennej nie zapobiegła zalaniu Wlenia; i Kamienicy;  3−6 VII 1958 r. – podtopienia wodami Bobru  31 VII – 1 VIII 1997 r. – wezbrania rzek w dorze- Kamiennej Góry, Janowic, Trzcińska, Wojanowa, czu Bobru, na posterunku w Jakuszycach zanoto- zniszczenia w Piechowicach (zerwane dwa mosty), wano sumę opadu 272,9 mm; Pakoszowie, Cieplicach, Piastowie, Jagniątkowie,  VI 2002 r. – wezbranie Kamiennej i Bobru, podto- Jeżowie i Jeleniej Górze, zalane miasta Wleń i pione Cieplice; Lwówek Śląski, podtopione pola wzdłuż Jedlicy na  8 VIII 2006 r. – wezbranie Kamiennej i Bobru, wysokości Kostrzycy, łącznie zalanych 3,5 tys. ha między Piechowicami a Szklarską Porębą uszko- gruntów rolnych, uszkodzonych 2,2 tys. budynków; dzona i nieprzejezdna międzynarodowa trasa E65,  wezbrania Bobru notowane na przekroju Pilchowi- straty gospodarcze w Szklarskiej Porębie, podto- ce z 14–16 VII 1948, 28 X – 9 IX 1956, 3–8 VII pione Cieplice; 1958, 10–16 VIII 1964, 28 V – 7 VI 1965 r.;  1 VII 2009 r. – po popołudniowych ulewnych  13 XII 1967 r. – w nocy, ok. godz. 3:00 doszło do opadach deszczu doszło do gwałtownego wezbra- przerwania grobli na zbiorniku poflotacyjnym przy nia Karpnickiego Potoku w Rudawach Janowickich nieczynnej dziś kopalni miedzi w zlewni cieku Bo- (lewy dopływ Bobru z ujściem na wysokości Wo- brzyca. W zbiorniku zgromadzone było wtedy ok. janowa), wzrost poziomu wody w rzece o 2 m oraz 11 500 tys. m3 wody i drobnofrakcyjnego osadu. intensywny spływ wód stokowych spowodowały Przez powstałą w wale ziemnym wyrwę wydostał podtopienie niemal 90% zabudowań we wsiach się potok błotny, zalewając na dystansie 19 km pas Strużnica i Karpniki, nurt cieku pozrywał mosty terenu o szerokości 50–200 m. W jego zasięgu zna- w Strużnicy i podmył biegnącą przez miejscowość lazły się wsie Iwiny, Raciborowice Dolne, Lub- drogę, gwałtowność przyboru wody całkowicie za- ków, Tomaszów Bolesławiecki, Kraśnik i Dąbro- skoczyła mieszkańców, trwające od godzin przed- wa. W wyniku katastrofy śmierć poniosło 18 osób południowych opady spowodowały również wez- a 570 osoby zostały ranne. Zalanych zostało 121 brania innych cieków w rejonie Kotliny Jeleniogór- budynków mieszkalnych i 407 zabudowania go- skiej, m.in. Wrzosówki, wskutek wezbrań ucierpia- spodarcze. Zniszczeniu uległy także drogi, tory, ły miejscowości Miłków, Ścięgny i Bronowice oraz sieć energetyczna. Gleba pokryta szlamem z osa- Mysłakowice i Łomnica (zlewnia rzeki Łomnicy).

[113]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Dorzecze Kaczawy:  1898 r. – powódź na Nysie Szalonej, zniszczona tama w Roztoce;  1445 r. – powódź na Kaczawie spowodowała  18–19 IV 1903 r. – Nysa Szalona tworzyła rozlewi- zniszczenie domów i utonięcia ludzi w okolicach ska podtapiające Jawor, Roztokę i Bolków; Złotoryi;  9 V 1903 r. – wylew Nysy Szalonej w Jaworze  14–16 VIII 1464 r. – uszkodzenie przez Kaczawę wyrządził szkody na Przedmieściu Bolkowskim fortyfikacji w pobliżu Bramy Wrocławskiej w Le- (ul. Mickiewicza i Chrobrego zalane na wysokość gnicy, ofiary śmiertelne nad Nysą Szaloną w Bol- 1 m); kowie;  7–9 V 1903 r. – Nysa Szalona zerwała kamienny  1480 r. – wylew Kaczawy notowany w rejonie most w Górnej Roztoce, w Jaworze wyrządziła Złotoryi; szkody na Przedmieściu Bolkowskim, zalewając je  powodzie na Kaczawie w Legnicy w latach 1501 do wysokości 1 m; i 1515;  VI 1907 r. – wysoka fala powodziowa Nysy Szalo-  17 VI 1568 r. – duża powódź na Kaczawie; nej zatopiła wiele domów w Roztoce, w Jaworze  1569 r. – powódź zniszczyła most na Nysie Szalo- ofiary utonięć; nej w Jaworze;  1909 r. – wezbranie Nysy Szalonej;  7 VI 1587 r. – wezbranie Kaczawy, zniszczenia  1926 r. – powódź na Kaczawie i Nysie Szalonej, w Złotoryi spowodowały, że miasto na 10 lat zosta- w Jerzmanicach uszkodzony jaz; ło zwolnione z podatku na rzecz księstwa;  31 VII – 2 VII 1977 r. – podczas powodzi w dorze-  wezbrania Nysy Szalonej w latach 1567 1570, czu Kaczawy ewakuowani zostali mieszkańcy 1573; Rzymówki (ewakuacja także 3000 zwierząt  1593 r. – powódź roztopowa na Kaczawie stała się z chlewni), Świerzawy i Nowego Kościoła, zalane przyczyną strat w Złotoryi, na jej przedmieściach również Stara Kleśnica i Sędziszowa, w Legnicy i w okolicznych folwarkach; Kaczawa przerwała wały powodziowe i zatopiła  2 VII 1608 r. – jedna z największych historycznych m.in. ul. Jaworzyńską, Hanki Sawickiej (obecnie powodzi Kaczawy na odcinku Złotoryjskim, woda Łukasińskiego), Szkolną, Mickiewicza, Lampego wznosiła się 1,5 m ponad poziom ulic, niszczyła (Skarbka), pl. Słowiański, Nowodworską, Mar- pola i zagrody, porwała 16 domów, 10 stodół chlewskiego, Obrońców Stalingradu, Pocztową, i młyn Willenberga, zdewastowała wieś Przymów- Wrocławską, Lenina (Witelona), Skarbową, Par- kę, spowodowała śmierć 16 osób, w Podgórniku kową, Powstańców Śląskich, Obrońców Pokoju, i Jerzmanicach 86 ofiary, w Legnicy 123 ofiary Hetmańską, Zieloną, Konopnickiej, Armii Czerwo- wielkiej wody; nej (Andersa) i pl. Przyjaźni Polsko-Radzieckiej  1667 r. – powódź na Kaczawie; (Orląt Lwowskich), pod wodą znalazła się część  1702 r. – powódź na Nysie Szalonej i Kaczawie, parku miejskiego, jej poziom w pobliżu dworca ko- poziom wody przy młynie w Złotoryi wynosił 120 lejowego wynosił 1–1,5 m, ucierpiały także Jawor, cm; Złotoryja, Niedźwiedzice w gminie Chojnów, Pie-  1725 r. – wezbranie Nysy Szalonej; kary Stare, w dawnym woj. Legnickim uszkodze-  17 VII 1736 r. – ciągłe opady od V do IX, szkody niu uległo 500 domów, zanotowano 1 ofiarę śmier- w południowej części Jawora zalanego przez Nysę telną wskutek wywrócenia łodzi ratowniczej; Szaloną;  1981 r. – wezbranie Kaczawy w Złotoryi przekra-  1755 r. – wylew Kaczawy; cza poziom notowany w 1977 r.;  IV 1785 r. – wezbrania Nysy Szalonej spowodowa-  14 VIII 2002 r. – przekroczenie stanu alarmowego ło ogromne straty gospodarcze we wsi Roztoka; na Kaczawie o 70 cm, zalanie pól przy ul. Legnic-  1797 r. – wezbranie Kaczawy w Złotoryi; kiej w Złotoryi;  1804 r. – powódź na Kaczawie powoduje straty  III 2005 r. – powódź roztopowa na świerzawskim w Złotoryi; odcinku Kaczawy, podczas której utonęło dwóch  1813 r. – wylew Kaczawy, m.in. w Złotoryi chłopców. i w Legnicy;  1829 r. – duże straty gospodarcze w Legnicy wsku- Dorzecze Bystrzycy: tek powodzi na Kaczawie;  14 VIII 1454 r. – wezbranie wód Bystrzycy po  18–19 VI 1833 r. – Nysa Szalona zalała Roztokę 3 dobowych opadach deszczu, zerwanie mostu i sąsiednie miejscowości; w Świdnicy przy dzisiejszej ul. Westerplatte;  wezbrania Kaczawy w latach 1854 i 1871;  14–16 VIII 1464 r. – Bystrzyca w Świdnicy zerwa-  29–31 VII 1897 r. – wylew Nysy Szalonej i Ka- ła kamienny most, w Leśnicy przelewała się nad czawy, zalane najniższe kondygnacje budynków mostem; w centrum Legnicy;  V 1493 r. – zalanie niżej położonych dzielnic Świdnicy;

[114]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

 12–15 VIII 1496 r. – Bystrzyca w Świdnicy uszko-  31 VII – 2 VIII 1977 r. – zalanie wodami Bystrzy- dziła kilka domów przy ul. Garbarskiej, a także cy hali fabrycznej w Zakładach Elektrotechniki mosty i młyny, Strzegomka w Strzegomiu znisz- Motoryzacyjnej w Świdnicy, wezbranie na Strze- czyła szpital, zniszczenia domów wzdłuż Pełczni- gomce, wezbrana Pełcznica zalała dzielnice Piławę cy; i Ciernie w Świebodzicach, w Dzierżoniowie nad  VIII 1500 r. – trwająca w Świdnicy 6 dni powódź Piławą podmyte fundamenty bloku przy ul. Koper- spowodowała zniszczenia upraw i zabudowań; nika, ewakuacja mieszkańców Grodziszcza i Mo-  13–14 VIII 1501 r, – w Świdnicy zniszczenia do- ścisk; mów przy ul. Garbarskiej oraz młyna;  VI 1979 r. – 5 godzinna ulewa w dorzeczu By-  wylewy Bystrzycy w Świdnicy z 1505 r., 1508 r., strzycy o sumach 150–206 mm spowodowała wez- 15 VIII 1515 r., 3 VII 1530 r., 23 VII 1537 r.; branie Pełcznicy, powstały znaczne szkody drogo-  14 VII 1560 r. – uszkodzony most i zniszczony jaz we, na hałdach górniczych miały miejsce osunięcia na Bystrzycy w Świdnicy, kilka ofiar śmiertelnych; gruntu;  30 VII 1567 r. – oberwanie chmury spowodowało  wezbrania Bystrzycy z 17 VII 1979 r. i VII 1981 r. wezbranie Bystrzycy z podobnymi skutkami jak – zalane fragmenty Świdnicy; w 1560 r.;  powodzie z 5 V i 5 VIII 1984 r., 16 VIII 1986 r., 28  21 VII 1573 r. – zniszczenia domów i utonięcie VI 1991 r., 22 VIII 1995 r., 9 VI i 8 VII 1996 r. – człowieka w Świdnicy; lokalne podtopienia po ulewnych deszczach;  wezbrania Bystrzycy w Świdnicy – 13 VII 1574 r.,  7 VII i 19 VII 1997 r. – w Świdnicy zalane tereny 13 V i VIII 1578 r., 12 VII 1588 r.; nad brzegami Bystrzycy, ulice: Kraszowicka, część  VI–VIII 1593 r. – 14 kolejnych wezbrań Bystrzycy; Okrężnej, Śląskiej, Wrocławskiej, Częstochow-  15–18 VIII 1598 r. – wielkie wezbranie Bystrzycy, skiej, Willowej, Krakowskiej, Szarych Szeregów, zerwane zostały mosty; zniszczona oczyszczalnia ścieków, uszkodzone  wezbrania Bystrzycy z 1 VIII 1609 r., VIII 1688 r., mosty na ul. Kraszowickiej, Westerplatte i Wodnej, 1702 r.; nasyp kolejowy, Strzegomka podtopiła okolice wsi Olszany;  21 VI 1734 r. – Bystrzyca zerwała w Świdnicy  wszystkie mosty i kładki, uszkodziła jazy i śluzy, VII 2002 r. – wezbrania Bystrzycy i jej dopływów, zalała niżej położone domy, spowodowała utonię- w Świebodzicach wody Pełcznicy przelewały się cie kilku osób; ponad kładką przy ul. Kościuszki;   1785 r. – wezbranie Bystrzycy; III 2005 r. – podczas wiosennych roztopów Piława  17–18 IV 1786 r. – Bystrzyca wraz ze Ślęzą zalały zalała pola we wsiach Mościsko i Nowizna;  Maślice Wielkie, Złotniki, Stabłowice i Marszowi- VIII 2006 r. – straty powodziowe nad Bystrzycą ce, spowodowały śmierć 6 osób; w Burkatowie, Bystrzycy Dolnej i Górnej, Luba-  13–14 VI 1804 r. – po kilkudniowych opadach chowie, w Świebodzicach nad Pełcznicą, rzeka Pi- ława zalała okolice wsi Ostroszowice, Mościsko, deszczu powódź na Strzegomce, zalane okolice Piława Dolna, Nowizna, a jej dopływ wieś Dobro- Dobromierza i dolna część tej miejscowości, zniszczona droga do Chwaliszowa i Bogaczowic, wez- cin;  brana Piława zalała gospodarstwa; 23 VI – 1 VII 2009 r. – wielodniowe deszcze po- wodujące liczne wezbrania w dorzeczu Bystrzycy,  1829 r. – 9 VII wylew Bystrzycy w Świdnicy, VI doszło do wezbrania cieku Czarna Woda w powie- oraz 15 VIII wylewy Piławy i podtopienia wsi Pełcznica i Ciernie; cie świdnickim i zalaniu 130 domów w gminach Sobótka i Marcinowice, największe straty odnoto-  wezbrania Bystrzycy z 13 VI 1860 r., 20 VI wano we wsi Strzelce Świdnickie, a także Świątni- 1883 r., 21 VI 1886 r.; kach i Nasławicach, gdzie uszkodzeniu uległy dro-  VII 1907 r. – ofiary śmiertelne w Świdnicy gi, pobocza, rowy i przepusty, podtopione zostały w wezbranych wodach Bystrzycy; dziesiątki gospodarstw a zalaniu uległo setki hekta-  powodzie na Bystrzycy z 1910 r., X 1922 r.; rów upraw rolnych, na Zalewie Sulistrowickim  17 VI 1926 r. – zalany Mietków nad Bystrzycą oraz (potok Sulistrowicki) woda przelewała się ponad Stróża i Kąty Wrocławskie nad Strzegomką; tamą, wezbrały wody Piławy i potoku Jawłoniec,  31 V 1928 r. – wysoki poziom Bystrzycy i Strze- 26 VI po południu w Kątach Wrocławskich nie gomki; można było dojechać do trzech budynków na pół-  23 X 1930 r. – wylew Bystrzycy i Strzegomki po nocy miasta, woda gromadziła się na odcinku jezd- opadach nawałnicowych; ni założonym w starorzeczu Bystrzycy, rzeka wy-  wezbrania Bystrzycy z 26 VIII 1938 r., 21 VI stąpiła z koryta na odcinku 100–150 m, rozlewając 1939 r.; się na okoliczne pola i łąki, rzeka Strzegomka zala-  wylewy Bystrzycy z 8–12 VIII 1964 r., 4 VIII ła drogę powiatową we wsi Stróża (gmina Miet- 1976 r.; ków), nieprzejezdna była droga powiatowa łącząca Pełcznicę z Kozłowem, po opróżnianiu zbiornika

[115]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

w Mietkowie (zrzut w wymiarze 40 m3·s−1 był po-  wezbrania Nysy Kłodzkiej i jej dopływów w latach nad dwukrotnie mniejszy od bieżącego dopływu do 1587, 1587 (powódź roztopowa), 1589; 3 −1 zbiornika 87 m ·s ) Bystrzyca w rejonie Jarnołto-  1591 r. – powódź na Nysie Kłodzkiej; wa przekroczyła stan alarmowy o metr, w okoli-  16 VIII 1598 r. – destrukcja mostu Św. Jana cach Karczmy Rzym utworzyło się rozlewisko, w Lądku Zdroju przez Białą Lądecką, Nysa Kłodz- woda zalała drogę prowadząca od ul. Jarnołtow- ka zniszczyła kamienny mosty i kilka domów skiej w stronę ul. Gromadzkiej, gdzie podtopione w Kłodzku, zniszczony cmentarz przy kościele na zostały 2 gospodarstwa, ulewa 1 VII trwająca Piasku, woda w kościele na wysokość pół łokcia w godzinach 13.00–14.30 zagroziła mieszkańcom ponad górny ołtarz, wysoki stan wody utrzymywał Głuszycy, podtopione zostały także wsie Łomnica, się przez 10 dni, 25 ofiar śmiertelnych, na wysoko- Olszyniec i Jugowice, w Łomnicy woda spływająca ści Barda Śląskiego na stokach Bardzkiej Góry ze stoków i przelewająca się z koryta rzeki By- (Kalwarii) 24 VIII (?) powstało osuwisko, którego strzycy uszkodziła jezdnię i podmyła kilka domów jęzor zatamował odpływ Nysy Kłodzkiej; (w całej okolicy ok. 40 zabudowań), podobna sytu-  wezbrania Nysy Kłodzkiej i jej dopływów w latach acja miała miejsce ok. godz. 15.00 w gminach Pie- 1599; 1602, 1603, 1605, 1606, 1610; szyce oraz Dzierżoniów, wezbrał Potok Pieszycki,  1611 r. – duże zniszczenia w Lądku Zdroju przez a drogi zamieniły się w rwące strumienie, wody Białą Lądecką; wdarły się do Rościszowa oraz Bielawy, krytyczna  wezbrania rzek dorzecza Nysy Kłodzkiej w latach sytuacja zaistniała w Bratoszowie (dzielnica Pie- 1612, 1619, 1622, 1625, 1628, 1642, 1646, 1652, szyc), w gminie Jaworzyna Śląska na wysokości 1655, 1675 – straty na Przedgórzu Sudeckim; wsi Pasieczna wylała Pełcznica, zalewając także  4 VIII 1689 r. – zniszczenia niżej leżących terenów Las Grochotowski po zachodniej stronie drogi wo- i kamiennego mostu w Bystrzycy Kłodzkiej; jewódzkiej Świdnica – Strzegom.  wezbrania Nysy Kłodzkiej i jej dopływów w latach

1693, 1695, 1696, 1702, 1703, 1713, 1724, 1729, Dorzecze Nysy Kłodzkiej: 1735;  1270 r. – powódź na Nysie Kłodzkiej;  1736 r. – okres powodziowy od 10 V do 22 VI;  25–26 VII 1310 r. – w konsekwencji opadu desz-  wezbrania w dorzeczu Nysy Kłodzkiej w latach czu trwającego 2 doby wezbrane wody Nysy 1740, 1743; 1746; 1755, 1763, 1767, 1768; 1775; Kłodzkiej niszczyły zabudowania przed Kłodz-  1763 r. – duże szkody w wyniku powodzi, w Ka- kiem, drugiego dnia powodzi zatopione zostało ca- mieńczyku nad potokiem Kamionka 6 ofiar śmier- łe przedmieście Kłodzka, 1,5–2 tys. ofiar; telnych;  1333 r. – wezbranie Białej Głuchołaskiej (rzeka  12 VI 1773 r. – powodzie w regionie kłodzkim; poza granicami województwa);  22 VI 1783 r. – po deszczach i burzach trwających  powodzie na Nysie Kłodzkiej i jej dopływach od 18 VI stan Nysy Kłodzkiej w Kłodzku wynosił w latach 1387, 1400; 630 cm, w mieście Bystrzyca Kłodzka rzeka znisz-  1403 r. – wiosenna powódź na Nysie Kłodzkiej po czyła 122 domy, w wyniku wezbrania Białej Lą- obfitych opadach śniegu, przerwanie tam uszko- deckiej śmierć poniosło 4 mieszkańców Ołdrzy- dzone wszystkie mosty i duże zniszczenia, szcze- chowic i wiele sztuk bydła, powódź także na Białej gólnie w Kłodzku i Paczkowie, podobna sytuacja Głuchołaskiej, łączna liczba ofiar to 25 osób, pod w Głuchołazach nad Białą Głuchołaską; wodą znalazło się 37,5 tys. ha pól uprawnych;  powodzie na Nysie Kłodzkiej i jej dopływach  wezbrania Nysy Kłodzkiej i jej dopływów w latach w latach 1405, 1432; 1787, 1789, 1799, 1804 (opad burzowy), 1806;  1441 r. – od IV sześciomiesięczny okres opadów  1813 r. – powódź na Nysie Kłodzkiej; z niską temperaturą i przymrozkami, brak klima-  11 VI 1827 r. – po intensywnych opadach burzo- tycznego lata spowodował nieurodzaj, deszcze wych w Masywie Śnieżnika wezbrane potoki i nie- wywoływały powodzie; sione nimi rumowisko skalne i rumosz drzewny  15 VIII 1460 r. – wielka powódź na Białej Głucho- zniszczyły wsie Gaworówka i Jodłów, dotkliwe łaskiej, 7 ofiar śmiertelnych, zniszczenia budynków straty materialne poniosły miejscowości w górnej i upraw po obu stronach rzeki; części doliny Nysy Kłodzkiej aż do Bystrzycy, de-  wezbrania Nysy Kłodzkiej i jej dopływów w latach strukcji uległy 63 domy, np. kuźnia w Roztokach 1463, 1464; oraz mosty, m.in. kamienny most koło Bramy Wodnej w Bystrzycy Kłodzkiej, podtopiony został  1472 r. – wezbranie Białej Głuchołaskiej; kościół Braci Franciszkanów w Kłodzku, utonęły  wezbrania Nysy Kłodzkiej i jej dopływów w latach 82 osoby (11 w Roztokach, 11 w Pisarach, 1474, 1475, 1500, 13–14 VIII 1501, 1520, 1522, 2 w Domaszkowie, 26 w Długopolu), zginęło 400 1523, 1524, 1548, 1560, 1566, 1570; sztuk bydła;  1578 r. – zniszczenia zabudowy, młyna i mostów w Lądku Zdroju przez Białą Lądecką,

[116]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

 12 VI 1829 r. – wezbranie Nysy Kłodzkiej, znisz-  27–31 VII 1897 r. – powódź na Nysie Kłodzkiej czenia nad Białą Lądecką w gminie Stary Gierał- i jej dopływach, drewno porwane z tartaku w Bieli- tów, zasypanie rumowiskiem rzecznym ogrodu cach przez Białą Lądecką tamowało prześwity mo- szkolnego i uszkodzenie budynku szkoły, straty na stów, prowadząc do ich uszkodzenia, zerwane zo- łąkach i polach, szacowany przepływ na profilu stały wszystkie kładki, naruszone jazy młyńskie; Byczeń 1800 m3·s−1, rekordowy poziom Nysy  1900 r. – wezbrania w dorzeczu Nysy Kłodzkiej; Kłodzkiej zaznaczony na murach Dworu Biskupie-  9–10 VII 1903 r. – powódź na Nysie Kłodzkiej i jej go w mieście Nysa, powódź na Białej Głuchoła- dopływach, po opadach trwających od 6 VII Biała skiej; Lądecka tworzyła nowe koryta, strefa brzegowa  19–20 VI 1833 – powódź na Nysie Kłodzkiej i jej nadbudowana rumowiskiem skalnym, zerwane zo- dopływach, oberwanie chmury nad Bielicami, stan stały mosty w Bielicach oraz w Nowym i Starym wody Białej Lądeckiej wynosił kilka metrów, rzeka Gierałtowie, całkowitemu zniszczeniu uległa droga, utorowała sobie nowe koryto, zerwane wszystkie największa z historycznych powódź na Białej Głu- mosty i kładki, akumulacja rumowiska rzecznego chołaskiej trwająca od 10 do 14 VII, woda zalała w strefie brzegowej miejscami do 1 m miąższości, Głuchołazy do poziomu 2 m, zerwane wszystkie powódź na Białej Głuchołaskiej; mosty, w Jarnołtówku runął kościół, a obszar  wezbrania Białej Głuchołaskiej w latach 1844 cmentarza uległ erozji, zalane zostały wsie Bodza- (powódź roztopowa), 1845, 1846, 1847; nów, Rudawa i Nowy Świętów, gdzie destrukcji  powodzie na Nysie Kłodzkiej w latach 1850, 1854; uległo 8 zabudowań mieszkalnych, rzeka depono-  wezbrania Białej Głuchołaskiej w latach 1863, wała duże ilości drobnofrakcyjnego materiału; 1864.  3–4 XII 1903 r. (1904?) – powódź na Nysie Kłodz-  1879 r. – w okolicach Lądka Zdroju wielkie znisz- kiej, w nocy wichura i śnieżyca spowodowały za- czenia pól w wyniku nawalnych deszczów i wez- sypanie koryta Białej Lądeckiej w Lądku Zdroju branie Białej Lądeckiej; i skierowanie jej nurtu na ogród szkolny, łąki i dro-  5–12 III lub VIII 1880 r. – wezbranie Nysy Kłodz- gę; kiej;  15 VIII 1907 r. – podczas wezbrania Nysy Kłodz-  1881 r. – wezbranie Nysy Kłodzkiej i jej dopły- kiej przepływ na posterunku wodowskazowym 3 −1 wów; w Byczeniu wynosił 592 m ·s ;  5 V 1882 r. – burzowy opad z gradobiciem nad  14 V 1910 r. – w wyniku intensywnych opadów Wójtowicami i Zalesiem w zlewni Bystrzycy spo- doszło do gwałtownej erozji na użytkowanych rol- wodował gwałtowne wezbranie lokalnych poto- niczo stokach okolic Lądka Zdroju, tworzyły się ków, wskutek spływu powierzchniowego na polach głębokie wcięcia erozyjne; zmyta została wierzchnia warstwa gleby, wytwo-  wezbrania Nysy Kłodzkiej z 4 IX 1915 r., 10 X rzyły się metrowej głębokości rynny erozyjne, dna 1915 r., 17 IV 1917 r., 1924, 28 VI 1928 r.; dolin pokryły się warstwą żwiru, grad uszkodził  24 VIII – 2 IX 1938 r. – trójkulminacyjna powódź dachy domów, w Wójtowicach woda zmyła 2 go- na Nysie Kłodzkiej po długotrwałych i intensyw- spodarstwa i uszkodziła 17 kolejnych, wody potoku nych opadach, Kłodzko zalane 7 m falą wezbra- przepływającego przez tę wieś po 45 minutach po- niową, zasypany został dworzec kolejowy osadem łączyły się w dolinie Bystrzycy z kulminacją Drwi- o miąższości 1,75 m, dotkliwe straty w mieście Ny- ny i w efekcie spiętrzenia powodziowego destrukcji sa, poziom Białej Lądeckiej wzrósł o 2 m, w wielu uległa szczytowa ściana dwupiętrowego budynku miejscach woda wystąpiła z brzegów, kamienne przy fabryce papieru w Nowej Bystrzycy, a niższe umocnienia koryta w Lądku Zdrój zapobiegły kondygnacje zabudowań zostały pokryte warstwą większym zniszczeniom, dewastacja brzegów Bia- mułu, w dolnej części miejscowości utworzyło się łej Głuchołaskiej; zwałowisko z niesionego prądem rumoszu drzew-  1942 r. – wezbranie spowodowane oberwaniem nego i materiału skalnego; chmury w regionie kłodzkim;  19–20 VII 1883 r. wezbranie Nysy Kłodzkiej,  1943 r. – powódź na górnym odcinku Nysy Kłodz- powódź na Białej Lądeckiej po opadach burzowych kiej, zalana wieś Roztoki Bystrzyckie, podtopione z centrum nad Bielicami, stan wody w potoku wy- zostało 30 gospodarstw, w których zginęły zwie- nosił kilka metrów, rzeka erodowała brzegi, two- rzęta hodowlane, uszkodzeniu uległy pojedyncze rzyła nowe koryto, zerwała mosty i kładki, znisz- zabudowania; czyła jeden budynek, zasypała pola i ogrody ru-  wezbrania Nysy Kłodzkiej i jej dopływów w latach mowiskiem o miąższości do 1 m; 1952, 1967, 1970, 1972;  1888 r. – szacowany przepływ Nysy Kłodzkiej na  2–3 VIII 1977 r. – zagrożenie powodziowe profilu w Byczeniu 1200 m3·s−1; w okolicach Lądka Zdroju, Stronia Śląskiego, Rad-  1891 r. – wezbrania w dorzeczu Nysy Kłodzkiej; kowa, Ścinawki, trudna sytuacja na Nysie Kłodz-  VI 1893 r. – powódź w Kotlinie Kłodzkiej; kiej między Bardem a zbiornikiem Otmuchowskim, podczas kolejnej fali opadowej 11 VIII wezbranie

[117]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Bystrzycy Dusznickiej powoduje zniszczenie mo- poważne straty materialne, szkody odniosła także stu i chodników oraz podmycie budynku zabytko- wieś Burgarbice nad Morą (gmina Głuchołazy). wej papierni w Dusznikach Zdroju;  5 VII 1958 r. – wezbranie opadowe Ścinawki, Dorzecze Ślęzy: przepływ Nysy Kłodzkiej w Byczeniu wynosił 430 cm;  17–18 IV 1786 r. – jedno z większych znanych  1961 r. – zniszczenie 3 budynków i podtopienie 15 wezbrań Ślęzy, która wraz z wodami Bystrzycy za- kolejnych w wyniku wezbrania górnego odcinka lała m.in. Maślice; Nysy Kłodzkiej, straty we wsi Roztoki Bystrzyc-  VIII 1854 r. – w dorzeczu Ślęzy wylały nawet kie; najmniejsze strumienie, Żurawka zamieniła się  30 V 1965 r. – jedno z największych wezbrań Nysy w rwący potok, Kłodzkiej w czasach powojennych, na wodowska-  26–28 VI 2009 r. – wezbrania Ślęzy i jej dopływów zie w Byczeniu stan wody wynosił 845 cm; dorównujące lub przekraczające stan obserwowany  7 VII 1997 r. – jedna z największych powodzi w VII 1997 r., do najbardziej poszkodowanych w czasach historycznych w dorzeczu Nysy Kłodz- gmin w powiecie wrocławskim należały Sobótka kiej; i Czernica, zalaniu uległy fragmenty Księgienic  22–23 VII 1998 r. – nocne, niezwykle gwałtowne Małych (gdzie drogą płynęła struga wody o głębo- kości do 1,5 m) i Żórawiny nad Żurawką, prześwit wezbranie Bystrzycy Dusznickiej z katastrofalnymi pod mostem Żernickim nad Ślęzą we Wrocławiu skutkami dla Dusznik Zdroju, Szczytnej, Polanicy zmniejszył się do zaledwie 20 cm, podtopieniu i Szalejowa; uległ park na Klecinie.  8 VIII 2006 r. – tygodniowe opady po miesiącu

posuchy doprowadziły do wystąpienia Białej Lą- deckiej z koryta w jej środkowym i dolnym biegu, Dorzecze Oławy: zalane zostały Trzebieszowice i Ołdrzychowice,  14–16 VIII 1464 r. – zniszczenia domostw wzdłuż wieś Żelazno, Krosnowice Kłodzkie; Oławy;  6 IX 2007 r. – powódź na Białej Głuchołaskiej,  13 V 1516 r. – wylew Oławy przed bramą św. liczne podtopienia budynków w Głuchołazach, Mikołaja we Wrocławiu (nurt Czarnej Oławy kie-  23–27 VI 2009 r. – sytuacja powodziowa w Kotli- rujący się fosą miejską), zawalenie części baszty nie Kłodzkiej wskutek wielodniowych opadów obronnej i inne szkody gospodarcze; deszczu, po nawalnych opadach 26 VI wezbrały  1757 r. – wezbranie Oławy; m.in. Nysa Kłodzka, Biała Lądecka i Bystrzyca  wezbrania Oławy z 4 IX 1938 i 3 III 1940, Dusznicka, woda poważnie uszkodziła 33 kilome-  wiosna 1947 r. – roztopowe wody rzeki Oławy try dróg i zerwała 41 mosty, podtopieniu uległo zalały ulice i piwnice w Strzelinie; kilkanaście gospodarstw w Międzylesiu, Smreczy-  V 1971 r. – wezbranie Oławy; nie i Roztokach, ulice centrum Kłodzka zamieniły  12 V 1990 r. – gwałtowna ulewa na obszarze 8 km2 się w rwące strumienie, w mieście i na jego peryfe- między Henrykowem, Starym Henrykowem i Wa- riach ucierpiało ok. 100 zabudowań, 27 VI po po- dochowicami spowodowała intensywny spływ sto- łudniu z koryta wystąpiła Biała Lądecka, powodu- kowy na polach uprawnych, spływ jednostkowy jąc przekroczenie stanów alarmowych we wszyst- wynosił 1–20 m3·s−1·km−2 z maksimum kich punktach kontrolnych, podtopienia zanotowa- q = 39,6 m3·s−1·km−2, doszło do wezbrania w doli- no w Lądku Zdroju, Radochowie, Ołdrzychowi- nach potoków odwadniających obszar centrum cach, Trzebieszowicach, Żelaźnie, Krosnowicach, opadowego oraz w lewej części doliny Oławy mię- między godz. 23.00 a północą po kolejnej ulewie dzy Brukalicami a Wadochowicami (przepływ Biała powtórnie zalała wsie leżące wzdłuż jej bie- Oławy był niższy niż pełnokorytowy, gu, odcięta od świata były wsie Jaszkowa Dolna Q = 11,5 m3·s−1 na przekroju Wadochowice); i Jaszkowa Górna, podtopienia zanotowano także m a x  VII 1997 r. – w dolnym odcinku Oławy nastąpiło w Polanicy Zdroju, Szalejowie Dolnym, Wojcie- pokrycie wodą równi zalewowej i połączenie chowicach, w części dorzecza Nysy Kłodzkiej z wodami Odry. znajdującej się w województwie opolskim stany

ostrzegawcze lub alarmowe ogłoszono w wyniku zwiększonego zrzutu wody ze zbiornika nyskiego Dorzecze Widawy: (o godz. 11.00 27 VI wynosił on 350 m3·s−1),  5–6 VII 1958 r. – Widawa przerwała wał przeciw- w wyniku lokalnych wezbrań ucierpiały wsie Ja- powodziowy i zalała osiedla Kowale; sienica (gmina Otmuchów), Gierałcice (gmina Głu-  14–16 VIII 1464 r. – zniszczenia domostw nad chołazy) i Dziewiętlice (gmina Paczków), w tej Widawą; ostatniej miejscowości ciek Świdna uchodzący do  VII 1958 r. – po kilkudniowej fali opadów wody zbiornika nyskiego zalał 60 domostw, wyrządzając Widawy zalały Kowale oraz Mokry Dwór we Wro-

[118]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

cławiu. Od wysokości Księża Małego podtopione ropy, tzw. małej epoki lodowej. Miała ona zostały pola. trzy fazy (Czerwiński 1991):

 od początku XVI w. do połowy XVI w. Dorzecze Baryczy: występowały chłodne, suche zimy oraz  III 1924 r. – powódź roztopowa na Baryczy; zmienne, często skrajnie odmienne wa-  powodzie roztopowe w marcu 1940 r i 1947 r. runki opadowe w lecie;

 od połowy XVI w. do początku XVIII w. 4.8. Zmienność ekstremalnych nadchodziły ostre zimy oraz chłodne wezbrań rzecznych w czasie i wilgotne lata (na wiek XVII przypada maksimum małej epoki lodowej);

Największe ze znanych dolnośląskich  od połowy XIX w. do czasów obecnych powodzi od początku XIV w. zestawiono trwa najcieplejszy okres w historii nowo- schematycznie na ryc. 4.8. Dla Odry przed- żytnej. stawiono osobno jej wezbrania roztopowe Przyczyn okresowych zmian w nasile- i zatorowe. Wykres słupkowy ogólnej liczby niu zjawisk meteorologicznych i hydrolo- powodzi na wszystkich dorzeczach dowodzi, gicznych upatruje się w zmianach aktywno- że w ciągu ostatnich wieków istniało zaled- ści słonecznej (mały cykl aktywności Słońca wie kilka dekad lub kilkuletnich odstępów, to 11 lat) (Szczegielniak 1979c), w oddzia- podczas których nie zanotowano większych ływaniu oscylacji północnoatlantyckiej NAO wezbrań. Gdy starsze z luk pokrywają się (ang. North Atlantic Oscillation) (Chmal z donioślejszymi wydarzeniami historycz- 2004), wędrówce głębokich ośrodków niżo- nymi, może zachodzić obawa, że zjawiska wych z zachodu na wschód Europy (Mudel- naturalne zostały pominięte przez kronikarzy see i in. 2002, 2004), działaniu ENSO (ang. na rzecz informacji politycznych. W celu El Niño-Southern Oscillation) (Fraedrich pokazania, że w historii całego regionu no- 1990, Fraedrich, Müller 1994) i innych czyn- towano mniej lub bardziej wilgotne okresy nikach. Przegląd istniejących teorii i opis podsumowano także wyłącznie letnie wez- holoceńskich zmian klimatycznych na kon- brania Odry (wykres punktowy), bez tynencie został już wielokrotnie opracowany, uwzględnienia lokalnych powodzi, roztopów m.in. w publikacjach Mayewskiego i in. czy zatorów lodowych. (2004) czy Brázdila i in. (2005b). Wykresy pokrywają się częściowo Wsród przyczyn powodzi nie bez zna- z krzywą wykreśloną przez Szczegielniaka czenia pozostają działania człowieka, w tym (1999b) dla częstotliwości powodzi na zie- zmiany w użytkowaniu obszaru dorzecza. miach południowo-zachodniej Polski z lat Uważa się, że nasilenie niekorzystnych zja- 1314–1986, choć da się zauważyć także nie- wisk hydrologicznych w XVIII w. było spo- zgodności, głównie dla przełomu XVII wodowane w znacznej mierze zmianami i XVIII w. oraz przełomu XVIII i XIX w. w składzie gatunkowym drzewostanów Może to wynikać z faktu, że Szczegielniak i sposobem użytkowania terenu w górnych nie uwzględniał wezbrań mniejszych cieków częściach zlewni (Czerwiński 1991). i bogatszego katalogu zdarzeń zidentyfiko- Wydaje się, że obecnie żyjemy w cza- wanych przez autora niniejszej publikacji. Na sie wzmożonej aktywności ekstremalnych prezentowanych wykresach zaznaczają się zjawisk hydrologicznych, rozpoczętej już okresy zwilgotnienia klimatu, o których pisał w XVIII w. W tym okresie udokumentowano m.in. Inglot (1986). Największa ilość powo- na Dolnym Śląsku kilka katastrofalnych po- dzi miała miejsce w XVI, XVIII i XIX w. wodzi, a sam wiek XIX określany jest Powyższe stwierdzenie wpisuje się w prze- w Europie mianem „wieku wielkich powo- bieg historycznego ochłodzenia klimatu Eu- dzi” (Munzar i in. 2008). Dla Odry wyzna-

[119]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

czono parametry hydrologiczne większości podczas ekstremalnych wezbrań z lat 1854 wezbrań z tego okresu (tab. 4.5 i 4.6). Jak i 1903, kiedy zestromienie fali powodziowej pokazują dane ujęte w tabelach, maksima w 1903 r. wynikało z wcześniejszej rozbu- stanów wody i przepływów nie muszą doty- dowy obwałowań przeciwpowodziowych czyć tego samego zdarzenia. Działo się tak (ryc. 4.9).

Tab. 4.5. Maksymalne stany wody na Odrze podczas wybranych powodzi. Według: Dubicki i in. (1999)

H max [cm] w latach: Wodowskaz 1813 1831 1854 1880 1902 1903 1965 1977 1985 1997

ujście Nysy – – – 620 619 709 620 652 656 768 Brzeg 554 591 700 – 570 658 588 629 634 730 Oława – 557 754 654 688 694 692 712 722 766 Trestno 549 534 582 – 557 616 556 602 586 724 Wrocław 727 766 764 – 638 766 – – – – (wodowskaz górny) Wrocław 549 534 557 – 368 550 – – – – (wodowskaz dolny) Brzeg Dolny – – 920 – 771 946 634 780 756 970 Malczyce – – 772 638 633 715 546 560 664 792 Ścinawa – – 626 555 556 657 573 606 577 732 Głogów 502 539 673 545 540 657 593 612 595 712

Tab. 4.6. Przepływy maksymalne podczas wybranych powodzi. Według: Dubicki i in. (1999), Fischer (1907)

Q max [m3·s−1] w latach: Rzeka Wodowskaz 1854 1902 1903 1965 1977 1985 1997

ujście Nysy – 1150 2500 925 1191 1233 3540 Oława – – – 1040 1250 1380 3550 Trestno – – – 1210 1650 1480 3640

Wrocław 2450 1100 2200 – – – 3640 Odra Brzeg Dolny – – – 1330 1580 1440 3200 Malczyce – – – 1330 1470 1510 3100 Głogów – – – 1240 1430 1260 3040 Nysa Kłodzka Skorogoszcz – – 1300 – – – 1200

[120]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 4.8. Schematyczny podział czasowy epizodów powodziowych sumarycznie i według wybranych dorzeczy dla przedziałów czasowych 5 lat. Dla porównania dodano krzywą częstotliwości wystąpieo powodzi w południowo-zachodniej Polsce według Szczegielniaka (1997, 1999b). Objaśnienia: I – liczba epizodów powodziowych;[121] II – liczba powodzi roztopowych; III – po- wódź zatorowa; IV – wystąpienie szczególnie katastrofalnej powodzi Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

W ostatnim stuleciu duże wezbrania Nie można oczekiwać, że w przyszłości po- zdarzały się co 6, 7, 8, 10, 12 i 31 lat (Dubic- dobny scenariusz już się nie powtórzy. ki 2006). W świadomości mieszkańców re- Współcześnie, całkowicie nieporów- gionu ciąży głównie obraz tragicznych zda- nywalna z przeszłością, mnogość łatwo do- rzeń powodziowych z lipca 1997 r. Okazuje stępnych informacji na temat powodzi i zja- się jednak, że w tym okresie absolutne zmie- wisk pokrewnych nie ułatwia identyfikacji rzone maksima zostały przekroczone na ich faktycznego natężenia w odniesieniu do mniej niż połowie wodowskazów rejestrują- czasów minionych i może prowadzić do po- cych dolnośląskie dopływy Odry (tab. 4.7). chopnych wniosków w tym zakresie.

Ryc. 4.9. Zasięgi wód powodziowych Odry. Objaśnienia: 1 – powódź z 1854 r., 2 – powódź z 1903 r., 3 – obszar miejski, 4 – groble; dla orientacji dodano elementy współczesnej sieci kolejowej. Według: Karte des Ueberschwemmungsgebiet der Oder im Jahre 1903 w skali 1:100 000, zmienione

Tab. 4.7. Maksymalne zmierzone stany i przepływy rzek (niekoniecznie najwyższe w czasach historycznych). Podkreślono maksima stanów wody, które nie zostały przekroczone podczas powodzi w lipcu 1997 r. Według: Dorzecze Odry. Powódź 1997 (1999), Dubicki i in. (1999).

Max Lipiec 1997 r. Pow. Stan absolut. Data Rzeka Wodowskaz zlewni alarm. przed wystąpienia 2 H max Q max [km ] [cm] 1997 r. wezbrania 3 −1 [cm] [cm] [m ·s ] Międzylesie 49,7 70 290 20 VII 1959 277 86,7 Bystrzyca 260 180 390 1 IX 1952 638 424 Kłodzka Nysa Kłodzka Kłodzko 1 048 240 585 20 VI 1883 655 1340 Bardo 1 744 250 635 2 IX 1938 770 1790 Skorogoszcz 4 514 250 542 12 VI 1829 562 1200 Wilczka Wilkanów 351 140 360 1 IX 1952 315 150

[122]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Max Lipiec 1997 r. Pow. Stan absolut. Data Rzeka Wodowskaz zlewni alarm. przed wystąpienia 2 H max Q max [km ] [cm] 1997 r. wezbrania 3 −1 [cm] [cm] [m ·s ] Bystrzyca Bystrzyca 64 60 200 29 V 1965 313 46,1 Kłodzka Lądek Zdrój 166 120 286 20 VI 1883 365 425 Biała Lądecka Żelazno 305 140 347 3 VIII 1977 430 700 Bystrzyca Szalejów Dolny 175 80 265 5 III 1956 235 75,6 Dusznicka Tłumaczów 256 120 359 18 VI 1979 361 237 Ścinawka Gorzuchów 511 160 450 18 VI 1979 450 230

Biała Głucho- Jesenik 116,9 160 224 2 VIII 1977 365 220 łaska Głuchołazy 283 120 377 10 VII 1903 380 490 Oława Oława 957 250 415 3 III 1940 350 41,2 Białobrzezie 181 120 349 10 VII 1980 302 16,4 Ślęza Ślęza 869,2 240 319 19 VI 1979 344 25,4 Krasków 683 250 394 20 VI 1883 391 202 Bystrzyca Jarnołtów 1710 230 423 5 VIII 1990 318 104 Piława Mościsko 291 130 365 18 VI 1979 336 65,5 Strzegomka Łazany 356 140 338 30 V 1965 282 63,2 Widawa Zbytowa 721 300 430 8 I 1982 385 27 Świerzawa 134 150 360 1 VII 1977 400 106 Rzymówka 314 200 407 1883 360 129 Kaczawa Dunino 774 200 540 16 IV 1917 396 121 Piątnica 1 807 370 510 1 I 1987 514 191 Jawor 298 150 380 27 X 1930 302 85,4 Nysa Szalona Winnica 398 100 420 1903 70 4,4 Zagrodno 162 150 284 20 VII 1981 226 47 Skora Chojnów 264 150 440 28 X 1930 160 18,3 Barycz Osetno 330 477 252 20 III 1940 276 40,1 Bukówka 58,5 150 224 6 I 1982 149 8.62 Błażkowa 104 150 322 29 VII 1897 205 29 Kamienna Góra 190 120 290 14 VII 1907 280 119

Bóbr Wojanów 535 200 419 14 II 1987 380 189 Jelenia Góra 1 049 160 433 2 VIII 1977 470 530 Pilchowice 1 209 120 436 14 VII 1907 289 320 Dąbrowa Bole- 1 910 250 586 3 VIII 1977 550 380 sławiecka Łomnica Łomnica 118 320 470 2 VIII 1977 495 146 Kamienna Jakuszyce 5,8 80 166 1 VII 1977 138 10,7

[123]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Max Lipiec 1997 r. Pow. Stan absolut. Data Rzeka Wodowskaz zlewni alarm. przed wystąpienia 2 H max Q max [km ] [cm] 1997 r. wezbrania 3 −1 [cm] [cm] [m ·s ] Piechowice 99,2 150 420 4 VII 1958 270 71,1 Jelenia Góra 255 160 410 21 VII 1981 357 116 Kamienica Barcinek 97,2 80 270 4 VII 1958 185 47,2 Mirsk 186 400 598 20 VII 1981 500 119 Kwisa Leśna 304 100 413 21 VII 1981 148 − Nowogrodziec 736 280 548 21 VII 1981 390 68 Czarny Potok Mirsk 55,9 160 338 20 VII 1981 341 75,6 Witka Ostróżno 268 200 300 1 VIII 1977 298 207

4.9. Charakterystyka wybranych 4.9.2. Powódź 1897 r. zdarzeń powodziowych Wezbrania z końca lipca 1897 r.

uznawane są za największe zdarzenia tego 4.9.1. Powódź 1854 r. typu w dorzeczu Bobru (Grześ i in. 1997). Były one skutkiem przedłużających się opa- W ciągu lata na Odrze zanotowano dów deszczu, które 30 lipca wyznaczyły kilkanaście fal wezbraniowych, m.in. we dotychczasowe rekordy dobowej wydajności Wrocławiu w dniach 6 i 24 lipca oraz 13 i 21 w Sudetach Zachodnich. Jak podaje Czer- sierpnia. Podczas ostatniej z nich przepływ wiński (1991), w samym dorzeczu Łomnicy na wysokości miasta oszacowano na spadło w ciągu doby 20 mln m3 (średnio 2450 m3·s−1 (Piskorz 1999). Zalane zostały 171 mm). Na Bobrze w Jeleniej Górze od obszary na południowy-wschód od fosy południa 29 do rana 30 lipca przybyło 5 m miejskiej aż za dworce kolejowe, część No- wody (stan 700 lub według innych źródeł wego Miasta, Ostrowa Tumskiego. Uszko- 773 cm przy wiadukcie kolejowym). Wartość dzeniu uległy bastiony Sakwowy i Ceglarski. przepływu dla przekroju Pilchowice oszaco- W północnym fragmencie Wrocławia po- wano na 1187 m3∙s−1, czyli ok. 9 razy więcej wstało rozlewisko obejmujące dno doliny niż wynosi średni przepływ Odry we Wro- poza Osobowice i Psary. Po rozmyciu wałów cławiu (!). Poniżej Wlenia wynosił on aż przeciwpowodziowych zalana została także 1360 m3∙s−1, a dalej, powyżej Bolesławca cała nadodrzańska część powiatu średzkiego. 1560 m3∙s−1 (O regulacyi... 1909). Dla po- Powodzi towarzyszyły wylewy rzek nizin- rządku można podać, że w Żaganiu zanoto- nych i podgórskich: Oławy, Widawy, Ślęzy wano maksymalnie 1750 m3∙s−1, jednak kul- i Bystrzycy, a także mniejszych cieków minacja fali powodziowej była zmniejszona i kanałów. Na Śląsku pod wodą znalazło się od wysokości Leszna Górnego (1900 m3∙s−1) ok. 1600 km2. Według opinii hydrologów na skutek przerwania wałów przeciwpowo- była to najbardziej katastrofalna z powodzi dziowych. Przepływ Łomnicy wynosił 400 XIX w. m3∙s−1, a Kamiennej 500 m3∙s−1 (Partsch 1911). W Jeleniej Górze wody utworzyły szerokie rozlewisko. Zalany został obszar wzdłuż dzisiejszej ul. Grunwaldzkiej po

[124]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Wzgórze Krzywoustego, gdzie po opadnięciu wód pozostał miąższy osad mułkowo- piaszczysty. Poziom wody sięgał dachów najniżej położonych domów. Woda przele- wała się ponad Wielkim Mostem na Bobrze i mostem na Kamiennej na wschód od stacji kolejowej. We Wleniu woda zalała ratusz i kamienice okalające Rynek, całkowicie, zatapiając pomieszczenia parterowe. Najbardziej ucierpiały miejscowości na granicy Pogórza Karkonoskiego i Kotliny Jeleniogórskiej, gdzie dochodziło do gwał- Ryc. 4.10. Zniszczenia wzdłuż Jedlicy w Kowarach townych procesów korytowych. Duże straty (Schmiedeberg) wskutek powodzi poniosły Kowary (29 domów zniszczonych 1897 r. Źródło: Die Hochwasser- Katastrophe... (1897, autor fot. nie- całkowicie, 14 częściowo), w których Jedlica znany) uformowała sobie nowe koryto (ryc. 4.10). Podobne zmiany korytowe dotyczyły Łom- niczki w Płóczkach. W Karpaczu uszkodzonych zostało 5 domów i młyn, a we wsi Łomnica – 9 domów. Straty notowano także w Ścięgnach, Piechowicach (ryc. 4.11), Wrzeszczynie, Siedlęcinie oraz Starej Ka- mienicy i Barcinku nad Kamienicą. Położone wyżej w górach Borowice, Jagniątków czy Przesieka nie odniosły poważniejszych strat, za wyjątkiem pojedynczych gospodarstw. Uszkodzeniu uległo natomiast większość dróg górskich, w tym nowe szlaki turystycz- Ryc. 4.11. Dynamiczne procesy korytowe i znisz- ne w Karkonoszach. czenia domów w Piechowicach (Pe- Opisywanym zdarzeniom towarzyszy- tersdorf) nad Kamienną podczas po- ły także powodzie wywołane przez cieki wodzi w 1897 r. Źródło: Die Hochwas- ser-Katastrophe... (1897, autor fot. w dorzeczach Kwisy i Nysy Łużyckiej. nieznany) Wśród udokumentowanych zniszczeń wy- mienić można m.in. podmycie najniższych kondygnacji domów i katastrofę mostu kolejowego w Gryfowie Śląskim. W rejonie Le- śnej powstało rozległe jeziorzysko z domami zanurzonymi po dach (ryc. 4.12). Dotkliwe straty poniosły miejscowości wzdłuż górnego odcinka Nysy Łużyckiej. Powódź 1897 r. zebrała 4 ofiary śmier- telne (po stronie czeskiej gór, w zależności od źródła, było od 120 do 135 ofiar). Straty materialne szacowano na 10 mln marek po Ryc. 4.12. Rynek w Leśnej (Markllissa) 30 lipca stronie pruskiej (według późniejszych kalku- 1897 r. Źródło: Bachmann (1925a, autor fot. nieznany) lacji wynosiły one ok. 18 mln marek) i 7 mln guldenów po stronie czeskiej (Regell 1905).

[125]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

4.9.3. Powódź 1903 r. Rozległe podtopienia wynikały m.in. z zato- rów tworzących się na mostach.

Niemal 50 lat po powodzi w 1854 r. Na wodowskazie w Kłodzku stan wo- dolinę Odry nawiedziło kolejne ekstremalne dy wynosił 560 cm (podczas poprzedniej dużej powodzi w 1883 r. – 585 cm), a prze- wezbranie, poddające próbie intensywnie 3 −1 powstający w tym okresie system przeciw- pływ 960 m ·s . 2 września zanotowano powodziowy. Wystąpiło ono po długotrwa- w Byczeniu stan wody 1100 cm, rzeka prze- łych letnich opadach i nawałnicach o wydaj- rwała w okolicy tej wsi wały przeciwpowo- ności przekraczającej 100 mm w ciągu dziowe. Na wodowskazie w Nysie zanoto- 48 godzin, obejmujących w przewadze Sude- wano 530 cm (stan normalny wynosił tam ty Wschodnie. Na falę powodziową Odry 30 cm). Spośród trzech fal kulminacyjnych nałożyła się fala powodziowa Nysy Kłodz- Nysy Kłodzkiej pierwsza została spłaszczona kiej z przepływem przy ujściu 1300 m3∙s−1 przez zbiornik w Otmuchowie. Kolejne dwie (Partsch 1911). We Wrocławiu w dniach przeszły przez niego przy otwartych przepu- 15/16 lipca przepływ Odry wynosił ok. stach w stanie kulminacyjnym, zalewając 2400 m3·s−1. Absolutne maksima notowano miasto Nysę na kilka dni: w poczekalni też na Oławie. Wezbrana Odra przerwała dworca kolejowego było 1,75 m wody, miej- w okolicy Wrocławia wały przeciwpowo- scowość została pozbawiona wody wodocią- dziowe w 16 miejscach i zalała ok. 900 km2 gowej, straty oszacowano na 13 mln marek, gruntów. z czego doraźne odszkodowania wyniosły jedynie 6,2 mln marek. Fala Nysy Kłodzkiej podwyższyła falę wezbrania na Odrze, nato- 4.9.4. Powódź 1938 r. miast drugie wezbranie Nysy przedłużyło czas opadania fali na Odrze. Do usuwania Późnym latem 1938 r. doszło do wez- dotkliwych szkód gospodarczych skierowano brania Nysy Kłodzkiej i jej dopływów oddziały wojska. Powodzi na Nysie towarzy- z kulminacjami rzeki głównej w dniach szyły wezbrania Bystrzycy i Piławy, a także 25 sierpnia, 1–2 września i 11 września. Su- Baryczy (2 września opad 120 mm my opadowe przekraczały lokalnie 140 mm w Wińsku). We Wrocławiu przez trzy tygo- w ciągu doby, a spływ jednostkowy ok. dnie utrzymywał się wysoki poziom Odry. −1 −2 500 l·s ·km . W Międzygórzu, zanotowano 25 sierpnia opad 197 mm a 2 września – 137 mm, w Drogosławiu (obecnie dzielnica 4.9.5. Powodzie 1997 i 1998 r. Nowej Rudy, przez którą przepływa Włodzi- ca, dopływ Ścinawki) odpowiednio 120 mm Bezpośrednią przyczyną powodzi i 147 mm (Wołoszyn 1974). W górnej części w 1997 r. były opady deszczu w dniach 5–9 doliny Nysy Kłodzkiej doszło do dewastacji lipca w trakcie ogólnie wilgotnego lata. Mia- pól uprawnych w wyniku intensywnego ły one największą wydajność 6, 7 i 8 lipca, zmywu gleb (np. po niezwykle silnym opa- przekraczając lokalnie sumę 500 mm. Mak- dzie burzowym 3 września w Różance). symalne opady dobowe zanotowano wtedy W konsekwencji rzeka niosła duże ilości nad czeskimi dopływami Odry: 230 mm drobnofrakcyjnego rumowiska, deponowa- w Ńancach i 214 mm w Rejvízie i Zlatych nego m.in. przed Bystrzycą Kłodzką. Zasy- Horach (Ciszewski, Dubicki 2008). Po stro- pany ok. 1,75 metrową warstwą osadu zostanie polskiej zanotowano 200 mm w Między- ły także okolice kłodzkiego dworca kolejo- górzu, 214 mm w Głuchołazach (poza grani- wego. Koryto cieku zmieniało swój bieg. cami województwa dolnośląskiego), 176 mm Kompletnie zalane zostało Długopole Dolne. w Kamienicy i 160 mm w Lądku Zdroju. W Karpaczu wynosiły one 121 mm, w Jaku-

[126]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

szycach 105 mm, Kowarach 100 m, Bogu- ce, Księże Małe. Część wód zalewowych szowie 123 mm. Na opad zareagowały przedostała się następnie w kierunku ul. w pierwszej kolejności cieki górskie. Traugutta i dalej w kierunku ul. Piłsudskiego. Od 6 lipca podwyższony był poziom Zabytkowe dzielnice Wrocławia zostały oca- Białej Lądeckiej. Ponad koroną zbiornika lone dzięki budowie liniowych umocnień. retencyjnego przelał się jej dopływ Moraw- W nocy z 12 na 13 lipca rozmywaniu ulegał ka. W Lądku Zdroju 7 lipca stan Białej wy- wał między zoo a Jazem Szczytnickim (Ma- nosił 400 cm, a przepływ ok. 500 m3·s−1. jewicz 1998), wzrósł przepływ Starą Odrą i Wezbrały jej dopływy, np. Jadwiżanka, Luty po przerwaniu prawego wału poniżej Mostu Potok, Potok Czerwony. Tworzyły się także Szczytnickiego woda zalała Zalesie. Po prze- nowe strumienie na stokach. 19 lipca nade- rwaniu wału przy ul. Międzyleskiej doszło szło ponowne wezbranie. W samym Lądku do zalania Kozanowa. Podobny los spotkał ewakuowano 800 osób, 131 gospodarstw część osiedli Kowale, Rędzin, Maślice oraz poniosło szkody powodziowe, w tym 14 inne obszary. Istniało realne zagrożenie zala- gospodarstw zostało doszczętnie zniszczo- niem Biskupina, Śródmieścia i Ostrowa nych. Uszkodzonych zostało 47 budynków, Tumskiego. Mimo takiej skali wylewów, woda zdewastowała 210 ha upraw, w tym z koryt i kanałów Odry wydostało się zaled- 60 ha uległo erozji bądź zostało zasypanych wie ok. 10% objętości fali wezbraniowej. rumowiskiem rzecznym. Straty miasta osza- Podczas powodzi we Wrocławiu utonęły cowano na 31,5 mln zł przy rocznym budże- 4 osoby. Zalanych lub podtopionych zostało cie gminy 7,5 mln. Poniżej miejscowości 2583 budynków mieszkalnych. Straty gminy potok rozlał się, zatapiając wsie począwszy Wrocław oszacowano na 99,2 % jej budżetu od Radochowa. Podobne sytuacje rozgrywa- na rok 1997. Dokładne dane odnośnie strat ły się także na innych dopływach Nysy zaprezentowane zostały w publikacji Urzędu Kłodzkiej. Miejskiego Powódź – raport strat we Wro- Na Nysie Kłodzkiej fala powodziowa cławiu (1997). miała dwie kulminacje. Pierwsza z nich zala- ła Kłodzko w godzinach południowych 7 lipca, druga w nocy z 7 na 8 lipca, dewa- stując nadbrzeża i uszkadzając kamienice. Dopływ do zbiornika Otmuchów oszacowano na 2100 m3·s−1. Zbiornik Nysa wypełniał się w tempie do 10 cm·h−1. Uruchomiony awaryjny zrzut w wymiarze 1350–1500 m3·s−1 przekraczał wartość dopuszczalną techniczną. Miasto Nysa nie zostało uchro- nione przed zalaniem (ryc. 4.13).

Fala kulminacyjna Nysy Kłodzkiej na- Ryc. 4.13. Zrzut wody ze zbiornika nyskiego łożyła się z czołem fali górnej Odry. Przed i zalanie zachodnich fragmentów Wrocławiem doszło do koncentracji wezbra- miasta Nysy w lipcu 1997 r. (fot. nia. W nocy z 11 na 12 lipca połączyły się J.B. Kot, za zgodą autora) wody spływające z polderu Lipki – Oława z falą przepływającej przez Oławę Odry. Na skutek powodzi w 1997 r. zginęło Zostały przekroczone wszystkie stany wody łącznie 55 osób. Straty w całym dorzeczu i przepływy notowane na Odrze w XIX Odry oszacowano na 5 574 mln zł, w tym i XX w. Rzeka przelała się przez wały od w ówczesnych województwach wrocław- Kotowic do Siedlec. Wskutek wyrw w obwa- skim, legnickim, jeleniogórskim i wałbrzy- łowaniu zalane zostały Siechnice, Radwani- skim łącznie na 2 550 mln zł. Zniszczone

[127]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

zostało 20% znajdującego się w korytach w dniu 7 sierpnia. Wysokie stany wody rzek lub na terenie zalewowym majątku Re- utrzymywały się także następnego dnia, gionalnego Zarządu Gospodarki Wodnej w niższych odcinkach Bobru do 10 sierpnia. i Wojewódzkiego Zarządu Melioracji i Urzą- Maksymalne przepływy górskich po- dzeń Wodnych (Kosierb 2007). toków zanotowano pierwszego dnia powo- W następnym roku miało miejsce ko- dzi. Wystąpiły wtedy dwie wyraźne kulmi- lejne, nocne, bardzo gwałtowne wezbranie nacje przepływów – w godzinach wczesnego w dorzeczu Nysy Kłodzkiej. 22 lipca 1998 r. popołudnia oraz wieczorem. W tym czasie nad Górami Bystrzyckimi i Orlickimi poja- Kwisa według danych IMGW przekroczyła wiło się centrum opadowe, dające dobowe w Mirsku stan alarmowy o 167 cm (stan sumy deszczu w Dusznikach-Słoszowie wody 637 cm), Czarny Potok na wodowska- 170 mm i Polanicy 137,6 mm. Natężenie zie w Karłowcu o 190 cm (stan wody 390 opadów sięgało 30–40 mm·h−1. Na Bystrzycy cm), Kamienica w Barcinku o 290 cm (stan Dusznickiej pojawiła się fala powodziowa wody 400 cm), Kamienna w Piechowicach przewyższająca w Dusznikach Zdroju stan o 200 cm (stan wody 400 cm). Wzrost po- alarmowy o 2,5 m, a w Szalejowie o 3 m. ziomów wody potoków we wschodniej czę- Dolina rzeki została objęta zalewem o szero- ści dorzecza Bobru był mniejszy. Oprócz kości 200–300 m. Zniszczeniu uległy nad- wysokich stanów na uwagę zasługuje dyna- brzeżne zabudowania w Dusznikach, Szale- mika przyboru wody: Kamienica w Barcinku jowie, Polanicy Zdroju (zdewastowany park wezbrała 200 cm w ciągu 3 godzin. zdrojowy). Poważnie uszkodzonych zostało Opisywane wydarzenia poprzedził 10 mostów drogowych i jeden kolejowy. czterotygodniowy okres posuchy. Wysokość Pierwsze straty powodowane były jednak nie opadów przekroczyła zdolności infiltracyjne od strony koryt rzecznych, a przez wody podłoża, czego efektem stał się intensywny spływające po stokach. Śmierć poniosło 9 spływ wody po stokach wykorzystujący sys- osób (7 osób w Dusznikach Zdroju, 2 osoby tem drenażowy w postaci dróg, ścieżek oraz w Szczytnej). rynien erozyjnych. Obserwowano także spływ powierzchniowy po całkowicie zadarnionych powierzchniach. 4.9.6. Powódź 2006 r. Efektem wezbrań były dotkliwe znisz-

czenia wzdłuż Kwisy na odcinku Świeradów W sierpniu 2006 r. doszło do wezbrań Zdrój – Mirsk. Zniszczeniu uległy m.in. za- rzek w Sudetach Zachodnich. Przyczyną były budowania we wsiach Mlądz, Krobica i Ka- przedłużające się opady deszczu (5 dni), mień. W Świeradowie na odcinku 80 m których intensywność mogła lokalnie wyno- uszkodzona została droga w kierunku Szklar- sić 98 mm w ciągu 3 godz. (Świeradów skiej Poręby, zerwane zostały kładki, w Mir- Zdrój, 7 sierpnia, dane IMGW). Największe sku zniszczeniu uległ most przy ul. Fabrycz- opady zanotowano nocą z 7 na 8 sierpnia. nej i kładka, zniszczone zostały umocnienia W Jakuszycach opad dobowy wyniósł wtedy brzegowe, szczególnie w Mroczkowicach, 204 mm (średnia wieloletnia miesięczna Kamieniu i Krobicy. Rzeka Kamienna ze- norma to 90 mm). Od nocy 3/4 sierpnia do rwała jeden most i uszkodziła budynek na 8 sierpnia spadło tu 360 mm deszczu, w tym osiedlu Huta w Szklarskiej Porębie, znisz- czasie w Jeleniej Górze spadło 166 mm czyła w dwóch miejscach fragmenty jezdni, (opad dobowy 61 mm przy średniej mie- odcinając miasto od najkrótszego połączenia sięcznej z wielolecia 80 mm). Opady spowo- z Piechowicami. Dotkliwe straty odniosły dowały przekroczenie stanów ostrzegaw- nadleśnictwa Świeradów i Szklarska Poręba czych, a następnie alarmowych Bobru i Kwi- (łącznie ok. 13,5 mln zł). sy oraz większości ich górskich dopływów

[128]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

4.10. Spojrzenie w przyszłość dnach dolin wciosowych położone w bezpo- średnim sąsiedztwie koryt. Wezbrania rzek, w tym także epizody Wśród projektów, w jaki sposób mi- uznawane za ekstremalne, nie są w środowi- nimalizować straty wynikające z wezbrań sku przyrodniczym niczym nadzwyczajnym. rzecznych, które z reguły są rekompensowa- Można nawet powiedzieć, że przyczyniają ne przez Skarb Państwa, znajdują się m.in. się do rozwoju dolin, na pewno w znaczeniu idee obowiązkowych ubezpieczeń społecz- geomorfologicznym jak i ekologicznym nych od skutków powodzi (Łasut 2006). (Krukowski i in. 1999, Witkowska, Piwo- Mimo wielu kontrowersji, umowa zawarta warczyk-Ogórek 1999). Z punktu widzenia z ubezpieczycielem, tradycyjnie obostrzona gospodarki człowieka niosą jednak realne dyktowanymi przez niego warunkami, może zagrożenie. być najskuteczniejszym bodźcem do zwięk- Na podstawie analizy materiałów do- szania świadomości mieszkańców dolin tyczących minionych zdarzeń powodziowych rzecznych i zniechęcać do ryzykownego można odnieść wrażenie, że jak dotąd zro- inwestowania na terenach potencjalnie za- biono zbyt mało odnośnie ochrony przeciw- grożonych zalaniem. powodziowej. Razi nieodpowiednie lokalne Nakłady finansowe na techniczną zagospodarowanie zlewni, w tym posado- ochronę przeciwpowodziową nie gwarantują wienie zabudowy w skrajnie niekorzystnych bezpieczeństwa. Na zachodzie Europy już warunkach, które stają się czytelne podczas dawno za część działań prewencyjnych wysokich stanów wody. Nasuwają się tu uznano wysiłek na rzecz edukacji i rozwoju słowa jednego z amerykańskich geologów, świadomości społecznej. Są one doskonale że nie ma katastrof naturalnych, są tylko znane z dorzecza Renu w Niemczech, gdzie katastrofy budowlane, ale to oczywiście kampania informacyjna prowadzona jest na skrajny pogląd. W rzeczywistości problem szeroką skalę. Wydziela się tam precyzyjnie jest bardzo złożony i wynika z długotermi- obszary zalewowe, a informacje publikuje, nowego rachunku ekonomicznego. Faktem także w sieci internetowej, bez względu na jest jednak, że na Dolnym Śląsku szereg konsekwencje dla zmian cen na rynku nieru- domów wybudowano na naturalnych, funk- chomości. cjonujących niemal corocznie terenach zale- Na Dolnym Śląsku impulsem do po- wowych. Znane są z tego miejscowości: Ko- dobnych działań była powódź z lipca 1997 r., rzeńsko nad Orlą, Łąki nad Baryczą, Białob- która obnażyła niedoskonałości systemu rzezie i Borów nad Ślęzą, fragment Oławy, przeciwpowodziowego, znane oczywiście już Zbytowa nad Widawą, Krasków nad By- wcześniej, choćby z pracy Banacha (1979) strzycą, Mościsko i Nowizna nad Piławą, inspirowanej zdarzeniami z 1977 r. Zaczęto zbieg Nysy Szalonej, Kaczawy i Czarnej publikować programy informacyjne, np. Wody – Dunino, a także część Zgorzelca czy Program prewencyjnego zapobiegania po- Dąbrowa Bolesławiecka. Problem ten doty- wodzi w dorzeczu Odry... (Zaleski 2006) oraz czy i fragmentu wrocławskiego osiedla Ko- wypracowywać metody i definiować główne zanów. Podobnie w obrębie Sudetów zagro- kierunki działań dla zapobiegania powodzi z żone alarmami przeciwpowodziowymi na- uwzględnieniem gospodarki przestrzennej gminnie bywają: Cieplice nad Kamienną, całego dorzecza w ramach międzynarodo- Czarny Bór nad rzeką Lesk, Żelazno nad wych projektów OderRegio i OderRegio II Białą Lądecką czy też Krosnowice Kłodzkie (Sieradzka-Stasiak, Zaleski 2004). Na forum u wylotu do Nysy Kłodzkiej rzek Białej Lą- naukowo-technicznym rozgorzała natomiast deckiej, Ścinawki i kilku mniejszych poto- dyskusja wokół programu Odra 2006 i jego ków. Narażone są także posesje w wąskich późniejszej wersji Program dla Odry – 2006. W skrócie zakłada on budowę zbiornika Ra-

[129]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

cibórz, modernizację Wrocławskiego Węzła głównie ze strony stowarzyszeń ekologicz- Wodnego, przebudowę systemu wałów prze- nych. Alternatywy dla dużych budowli hy- ciwpowodziowych oraz nowe standardy drotechnicznych szuka się w zwiększaniu w zarządzaniu powodziowym i monitoringu małej retencji, renaturyzacji dolin rzecznych sytuacji hydrologicznej (Wstępne Studium czy relokacji zagrożonych obiektów (Jan- Wykonalności... 2000, Bożek i in. 2002, Ko- kowski 1997, Jermaczek i in. 2008). Propo- sierb i in. 2005). Rozważa się także lokaliza- zycje te trafiają z kolei na kontrargumenty, cję nowych zbiorników retencyjnych (29 zarzucające takim działaniom niezgodność propozycji lokalizacyjnych na ziemi kłodz- z wyliczeniami hydrologicznymi oraz ogra- kiej) oraz polderów. Dla projektu ochrony niczone efekty w zakresie ochrony przeciwpowodziowej powstała ocena jego oddziały- powodziowej (Miłkowski 1998). wania na środowisko (Projekt ochrony prze- Obok przerzucania argumentów i eska- ciwpowodziowej doliny Odry... 2005). Zada- lacji demagogi między stroną technokratycz- nia wynikające z Programu dla Odry – 2006, ną i stroną proekologiczną, pojawiły się tak- a także cele, kierunki i zasady realizacji poli- że rzeczowe diagnozy przyczyn i stanu za- tyki przestrzennej w ujęciu ochrony przeciw- grożenia przeciwpowodziowego w dorzeczu powodziowej zostały ujęte w Planie Zago- Odry, choćby w raporcie Bobińskiego i Żela- spodarowania Przestrzennego Województwa zińskiego (1997). Powstały także inne opra- Dolnośląskiego (2002). cowania z zakresu ochrony przeciwpowo- Projektowane inwestycje osłony prze- dziowej: Nalberczyńskiego (1999), Putow- ciwpowodziowej budzą wiele kontrowersji, skiego (2003), Buttsa i in. (2007).

Literatura:

Adamkiewicz A., Chodak T., Dębowski M., Kabała C., Kaszubkiewicz J., Karczewska A., Kwiatkowska- Szygulska B., Lachowicz M., Lewcio M., Mainhardt B., Siwka A., Szerszeo L., Tomaszewska K., Wrona J., Żyniewicz Ś., 1998. Ocena stanu środowiska na obszarach objętych powodzią w 1997 roku. PIOŚ, Wojewódzki Inspektorat Ochrony Środowiska we Wrocławiu, Biblioteka Monitoringu Środowiska, Wrocław. Althans E., 1898. Die Hochwasserfrage. Der Wanderer im Riesengebirge 18 (2). Bachmann C., 1925a. Talsperren im Queis bei Marklissa und Goldentraum. Hirschberg. Bachmann C., 1925b. Die Talsperre bei Mauer am Bober. 3 Aufl. Provinzial-Elektrizitätswerk, Hirschberg in Schlesien. Baecker T., 1909. O zaporze betonowej na rzece Bober obok Buchwaldu, Czasopismo Techniczne 27 (4), Organ Towarzystwa Politechnicznego we Lwowie. Bajkiewicz-Grabowska E., 2005. Wezbranie. W: Wielka Encyklopedia PWN 29, PWN S.A. Warszawa, 117– 118. Bajkiewicz-Grabowska E., Mikulski Z., 1999. Hydrologia ogólna. Wyd. Naukowe PWN, Warszawa. Bakulioski G., Książkiewicz M., Januszewski S. (red.), Majewicz R., 2008. Wrocławski Węzeł Wodny. Przewodnik turystyczny. Fundacja Otwartego Muzeum Techniki, Ośrodek Pamięd i Przyszłośd, Wrocław. Banach W., 1979. Charakterystyka i ocena obecnego systemu ochrony przeciwpowodziowej w dorzeczu Górnej Odry. W: A. Jahn, S. Kowalioski (red.), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Sesja Naukowa 3 marca 1978 r., PAN Oddz. Wrocław, Komisja Nauk o Ziemi, Wrocław, 163–172. Bariery i zagrożenia powodziowe. W: Studium zagospodarowania przestrzennego pasma Odry, Woje- wódzkie Biuro Urbanistyczne we Wrocławiu, URL: http://www.wbu.wroc.pl/INFOR_OPR/SZPPO/SZPPO_TXT/B_1_POWODZIOWE.pdf (data dostę- pu: 2008-09-01). Bena W., Paczos A., 2000. Dolina rzeki Kwisy. Album – Monografia. Lubao.

[130]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Bergemann J.G., 1824. Historische topographische Beschreibung der Kreisstadt Löwenberg und Umge- gend. Hirschberg. Błachuta J., Witkowski A., 2005. Typy rzek w dorzeczu Odry. W: L. Tomiałojd, A. Drabioski (red.), Środo- wiskowe Aspekty Gospodarki Wodnej. Komitet Ochrony Przyrody PAN, Wydział Inżynierii Kształ- towania Środowiska i Geodezji AR we Wrocławiu, 209–225. Bobioski E., Żelazioski J. 1997. Ocena przyczyn lipcowej powodzi. Wnioski do programu ochrony przeciwpowodziowej w przyszłości. Ekspertyza opracowana dla Sejmowej Komisji Ochrony Środowi- ska, Zasobów Naturalnych i Leśnictwa. W: K. Smolnicki (red.), Ekologiczne metody zapobiegania powodziom, Fundacja Oławy i Nysy Kłodzkiej, Wrocław, 39–55. Born A., 1948. Regulacja Odry i rozbudowa urządzeo technicznych. W: A. Grodek, M. Kiełczewska Zale- ska, A. Zierhoffer (red.), Monografia Odry. Instytut Zachodni, Poznao, 479–445. Bożek A., Dubicki A., Dziewanowski M., Kwiatkowska-Szygulska B., 2002. Wody powierzchniowe. W: Środowisko Wrocławia. Informator 2002. Dolnośląska Fundacja Ekorozwoju, Wrocław, 50–65. Brázdil R., Dobrovolný P., Elleder L., Kakos V., Kotyza O., Květop V., Macková J., Muller M., Štekl J., Tolasz R., Valášek H, 2005a. Historické a současné povodně v České Republice. Historie počasí a podnebí v českých zemích 7, Brno – Praga. Brázdil R., Pfister Ch., Wanner H., Storch H. von, Luterbacher J., 2005b. Historical climatology in Europe – the state of the art. Climatic Change 70 (3), 363–430. Budych L., Majewicz R., 1999. Strategia ochrony przeciwpowodziowej Bobru w ujęciu historycznym. Rocznik Jeleniogórski 31, 45–54. Bugaj T., 1988. Klęski żywiołowe (w XVIII i XIX w.). W: Kowary. Szkice z dziejów miasta 1, Prace Karkono- skiego Towarzystwa Naukowego 39, 111–122. Bugaj T., 2001. Bolesławiec. Zarys monografii miasta. Monografie regionalne Dolnego Śląska, Wyd. DTSK Silesia. Butts M., Dubicki A., Strooska K., Jørgensen G., Nalberczyoski A., Lewandowski A., Kalken T. van, 2007. Flood forecasting for upper and middle Odra river basin. W: S. Begum i in. (red.), Flood Risk Ma- nagement in Europe. Springer, 353–384. Chmal H., 2004. Nowa metoda prognozowania powodzi w dorzeczu Odry. Przegląd Geologiczny 52 (11), 1096–1097. Chmal H., Kasprzak M., 2008. Czy grozi nam kolejna powódź? Gospodarka wodna na ziemi średzkiej – stan obecny i perspektywy. Urząd Miejski w Środzie Śląskiej, konferencja 21 III 2008 r., 20–25. Chmal H., Traczyk A., 2001. Uwagi o geomorfologii wrocławskiego Rynku. W: C. Buśko (red.), Rynek wro- cławski w świetle badao archeologicznych 1, Studia z dziejów Wrocławia 3, Wratislavia Antiqua, 7–14. Chomicz K., 1951a. O najwyższych opadach krótkotrwałych i dobowych w Polsce. Gospodarka Wodna 1, 10–17. Chomicz K., 1951b. Ulewy i deszcze nawalne w Polsce. Odbitka z Wiadomości Służby Hydrologicznej i Meteorologicznej 2 (3), Warszawa. Ciszewski D., Dubicki A., 2008. Reżim hydrologiczny i współczesne przemiany koryta i równiny zalewowej Odry. W: L. Starkel, A. Kostrzewski, A. Kotarba, K. Krzemieo (red.), Współczesne przemiany rzeźby Polski. IGiGP UJ, Kraków, 371–383. Czaplioski M., 2004. Niemieckie kroniki lokalne na Śląsku i Dolnym Śląsku w XIX i na początku XX w. So- bótka 59 (3), 391–403. Czarnecka H. (red.), Dobrowolski A., Głowacka B., Hołdakowska J., Krupa-Marchlewska J., Lebiecki M., Sawicka E., Zaniewska M., 2005. Atlas podziału hydrograficznego Polski. Częśd I mapy w skali 1:200 000, Seria Atlasy IMGW, Warszawa. Czerwioski J., 1991. Powodzie w rejonie Karkonoszy od XV w. do czasów współczesnych. Acta Universi- tatis Wratislaviensis 1237, Prace Instytutu Geograficznego A6, 85–104. Czerwioski J., 1998. Geologiczne, geomorfologiczne i antropogeniczne uwarunkowania zagrożeo powodziowych we Wrocławiu. Czasopismo Geograficzne 69 (1), 43–63. Czerwioski J., Miszewska B., Pawlak W., 1999. Dzieje Wrocławia i Odry. W: G. Roman, J. Waszkiewicz, M. Miłkowski (red.), Wrocław a Odra. Urząd Miejski Wrocławia, 13–32. Dąbrowski S. (red.), 1998. Dzierżoniów. Zarys monografii miasta. Monografie regionalne Dolnego Śląska, Wyd. DTSK Silesia. Dendewicz S. (red.), 2000. Ochrona przeciwpowodziowa. W: Strategia rozwoju województwa dolnoślą- skiego. Synteza uwarunkowao. Wojewódzkie Biuro Urbanistyczne we Wrocławiu, 58–61.

[131]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Deutsch M., Pörtge K.-H., 2002. Die Hochwassermeldeordnung von 1889 – ein Beitrag zur Geschichte des Hochwasserwarn und Meldedienstes in Mitteldeutschland. W: G. Tetzlaff, T. Trautmann, K.S. Radtke (red.) Zweites Forum Katastrophenvorsorge „Extreme Naturereignisse Folgen – Vor- sorge – Werkzeuge, 24–26 IX, Leipzig, Deutsches Komitee für Katastrophenvorsorge e.V. (DKKV), Bonn und Leipzig, 396–405. Die Hochwasser-Katastrophe im Riesengebirge am 29. bis 30. Juli 1897. Vierte Auflage. 1897. Hirschberg. Directive 2000/60/EC of the European Parliament and of the Council of 23 October 2000 establishing a framework for Community action in the field of water policy. OJ L 327. 22.12.2000. URL: http://eur-lex.europa.eu/LexUriServ/LexUriServ.do?uri=CONSLEG:2000L0060:20090625:EN:PDF (data dostępu: 2009-11-16). Dister E. (red.), 2003. Graniczne meandry Odry – fenomen o znaczeniu europejskim (raport za okres od marca 2001 do kwietnia 2003). WWF, Rastatt. Dorzecze Odry. Powódź 1997. 1999. Międzynarodowa Komisja Ochrony Odry przed Zanieczyszczeniem, Wrocław, URL: http://www.mkoo.pl/gfx/pdf/3PL.pdf (data dostępu: 2008-09-01). Drabioski A., Radczuk L., Nyc K., Mokwa M., Olearczyk D., Markowska J., Bac-Bronowicz J., Chmielewska I., Jawecki B., Gromada O., Pikul K., Malczewska B., Goździk M., 2005. Program małej retencji wodnej w województwie dolnośląskim. Dolnośląski Zarząd Melioracji i Urządzeo Wodnych, Wro- cław. Dubicki A., 1972. Przebieg wezbrania w lipcu 1979 r. w dorzeczu Odry. W: Powódź w lipcu 1970 r. Mo- nografia. IMGW, Warszawa, 100–112. Dubicki A., 2006. Sied hydrograficzna w obszarze Wrocławia. W: Z. Cichocki (red.), Środowisko Wrocła- wia. Informator 2006. Agencja Wyd. „Argi” s.c., Wrocław, 37–51. Dubicki A., 2007. System monitoringu hydrologiczno-meteorologicznego osłony przeciwpowodziowej po powodzi 1997 r. w górnym i środkowym dorzeczu Odry. Gospodarka Wodna 7, 295–300. Dubicki A., Maciejowska B., 1997. Średni wysoki odpływ rzeczny. Mapa 1:1 500 000. W: W. Pawlak, J. Pawlak (red.), Atlas Śląska Dolnego i Opolskiego. UWr., Pracownia Atlasu Dolnego Śląska, Wro- cław. Dubicki A., Maciejowska B., Mordalska B., 1997. Odpływ rzeczny – wezbrania. Mapa 1:3 000 000. W: W. Pawlak, J. Pawlak (red.), Atlas Śląska Dolnego i Opolskiego. UWr., Pracownia Atlasu Dolne- go Śląska, Wrocław. Dubicki A., Mordalska H., Tokarczyk T., Adynkiewicz-Piragas M., 2005a. Wody powierzchniowe Karkono- szy. W: M. P. Mierzejewski (red.), Karkonosze. Przyroda nieożywiona i człowiek. Wyd. UWr., Wro- cław, 399–425. Dubicki A., Radczuk L., Adynkiewicz-Piragas M., Tokarczyk T., Mordalska H., Maciejowska B., Lisowski J., Bogusz A., Krzyścin K., 2005b. Wody powierzchniowe. W: Opracowanie ekofizjograficzne dla wo- jewództwa dolnośląskiego. Wojewódzkie Biuro Urbanistyczne we Wrocławiu, 79–92, z załączni- kami. Dubicki A., Słota H., Zielioski J., 1999. Dorzecze Odry. Monografia powodzi lipiec 1997. Seria Atlasy i Monografie, IMGW Warszawa. Dumanowski B., 1951. Morfologia doliny Bobru w okolicy Jeleniej Góry. Czasopismo Geograficzne 21/22 (1950/1951), 403–411. Dyjor S., 1997a. Neotektonika. Mapa 1:1 000 000. W: W. Pawlak, J. Pawlak (red.), Atlas Śląska Dolnego i Opolskiego. Uniwersytet Wrocławski, Pracownia Atlasu Dolnego Śląska, Wrocław. Dyjor S., 1997b. Paleogeografia starszego czwartorzędu. Mapa 1:1 000 000. W: W. Pawlak, J. Pawlak (red.), Atlas Śląska Dolnego i Opolskiego. Uniwersytet Wrocławski, Pracownia Atlasu Dolnego Ślą- ska, Wrocław. Dyrektywa 2000/60/WE Parlamentu Europejskiego i Rady z dnia 23 października 2000 r. ustanawiająca ramy wspólnotowego działania w dziedzinie polityki wodnej. Parlament Europejski i rada Unii Eu- ropejskiej, Dz.U. L 327 z 22.12.2000, URL: http://eur- lex.europa.eu/LexUriServ/LexUriServ.do?uri=CONSLEG:2000L0060:20090625:PL:PDF (data do- stępu: 2009-11-16). Fiedler K. (red.), Gamdzyk J., Jankowski W., Oprychał L., Selerski S., Wita A., Wróblewski M., 2007. Awa- rie i katastrofy zapór – zagrożenia, ich przyczyny oraz działania zapobiegawcze. Seria: Monografie IMGW, Warszawa. Filipowiak W., 1988. Początki żeglugi słowiaoskiej u ujścia Odry. W: Studia nad etnogenezą Słowian i kulturą Europy wczesnośredniowiecznej 2. Ossolineum, Wrocław – Warszawa – Kraków – Gdaosk – Łódź, 29–46.

[132]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Filipowiak W., 1992. Z najstarszych dziejów Odry jako szlaku komunikacyjnego i handlowego. Rzeki – kultura – cywilizacja – historia 1, 65–82. Fischer K., 1898. Die Sommerhochwasser vom Juli bis August 1897 im Oderstromgebiet. Zeitschrift für Bauwesen, Berlin, 307–346. Fischer K., 1907. Sommer Hochwasser der Oder von 1813–1903. Berlin. Fraedrich K., 1994. An ENSO impact on Europe? A review. Tellus 46A, 541−552. Fraedrich K., Müller K., 1992. Climate anomalies in Europe associated with ENSO extremes. International Journal of Climatology 12, 25−31. Freymark H., 1929. Die Wasserwirtschaft des Odergebiets. Ziele und Wege. Schriften der Industrie- und Handelskammer Breslau, H. II, Verlag von M. & H. Marcus, Breslau. Galon R., 1948. Morfologia doliny Odry. W: A. Grodek, M. Kiełczewska Zaleska, A. Zierhoffer (red.), Mo- nografia Odry. Instytut Zachodni, Poznao, 130–154. Girguś R., Strupczewski W., 1965. Wyjątki ze źródeł historycznych o nadzwyczajnych zjawiskach hydrologiczno-meteorologicznych na ziemiach polskich w wiekach od X do XVI. Wyd. Komunikacji i Łącz- ności, Warszawa. Goldsztejn J. i in., 2009. Baza danych geologiczno-inżynierskich wraz z opracowaniem Atlasu geologiczno-inżynierskiego aglomeracji wrocławskiej. Przedsiębiorstwo Geologiczne Proxima S.A. we Wro- cławiu, Paostwowy Instytut Geologiczny, Wrocław. Gołaszewski J., 1998. Budowle i urządzenia ochronne wrocławskiego węzła wodnego w XIX i XX wieku. Rocznik Wrocławski 5, Tow. Przyjaciół Ossolineum, Wrocław, 41–52. Grochulski J. (red.), 1985. Monografia dróg wodnych śródlądowych w Polsce. IMGW, Wyd. Komunikacji i Łączności, Warszawa. Grykieo S., Szmytkie R., 2008. Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi we Wrocławiu w 1997 roku. ZANTE, Zębice. Grześ M., Rachocki A.H., Rolka A.-M., 1997. Poland. W: C. Embleton, Ch. Embleton-Haman (red.), Geo- morphological Hazards of Europe. Developments in Earth Surface Processes 5, Elsevier, 367–389. Haisig M. (red.), 1977. Legnica. Monografia historyczna miasta. Monografie Regionalne Dolnego Śląska, Zakład Narodowy im. Ossolioskich – Wyd. Hellman G., Elsner G. v., 1911. Meteorologische Untersuchungen über die Sommerhochwasser der O- der. Text. Veröffentlichungen des Königlich Preußischen Meteorologischen Instituts 230, Behrend & Co., Berlin. Hochwasser-Melde-Ordnung für die Oder und Ihre Nebenflüsse. 1896. Verlag von Wilh. Gottl. Korn., Breslau. Hochwasser-Meldeordnung für die Oder und Ihre Nebenflüsse. Zweite vollftändig umgearbeitete Aus- gabe. 1900. Verlag von Wilh. Gottl. Korn., Breslau. Hudousková I., 2009. Povodně na Frýdlantsku. W: R. Karpaš (red.), Jizerské hory. O mapách, kamení a vodě. Nakladatelství RK, Liberec, 399–400. ICOLD-CIGB, 1973. Lessons from Dam Incidents. Paris. ICOLD, 1995. Dam failures, statistical analysis. Bulletin 99, Paris. Ilnicki P., Lewandowski P., Olejnik M., 2008. Metody hydromorfologicznej oceny rzek stosowane w Eu- ropie przed i po ustanowieniu Ramowej Dyrektywy Wodnej. Gospodarka Wodna 10, 393–396. Inglot S., 1986. Zjawiska klimatyczno-meteorologiczne na Śląsku od XVI do połowy XIX wieku. W: Z dzie- jów wsi polskiej i rolnictwa. Ludowa Spółdzielnia Wyd., Warszawa, 95–136. Jahn A., Kowalioski S., 1979. Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Sesja Naukowa 3 marca 1978 r., PAN Oddz. Wrocław, Komisja Nauk o Ziemi, Wrocław. Jahn A., 1980. Główne cechy i wiek rzeźby Sudetów. Czasopismo Geograficzne 51, 129–154. Janczak J., Domaoski J., Kalfas-Piotrowska S., Wysocki W. (red.), 1985. Katalog map Zarządu Regulacji rzeki Odry (XVIII–XIX w.). Naczelna Dyrekcja Archiwów Paostwowych, PWN, Warszawa. Jankowski W., 1997. Czy można pogodzid ochronę przyrody z ochroną przeciwpowodziową. W: K. Smol- nicki (red.), Ekologiczne metody zapobiegania powodziom. Fundacja Oławy i Nysy Kłodzkiej, Wro- cław, 56–76. Jermaczek A., Misztal K., Wasiak P., 2008. Przyczyny i skutki powodzi na Dolnym Śląsku – propozycje ekologicznych działao przeciwpowodziowych. Wyd. Klubu Przyrodników, Świebodzin. Jestel, 1932. Das Hochwasser im Tale Krassenbach vor 50 Jahren. Glatzer Land 12, 73–74. Kamioski A., Tyszkiewicz J., Wójcik M.L., Ziątkowski L., 1998. Tysiąc lat powodzi we Wrocławiu. Rocznik Wrocławski 5, Towarzystwo Przyjaciół Ossolineum, Wrocław, 9–40.

[133]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Karpaš R., 2009. Povodně do konce 19. Století. W: Jizerské hory. O mapách, kamení a vodě, Naklada- telství RK, Liberec, s. 364. Kasprzak M., 2006. Floods after droughts: geomorphic changes in the valley floors of the Western Sude- tes Mountains caused by a catastrophic flood event in August 2006. W: Extreme hydrometeoro- logical events in poland and their impacts – European context. International Conference, War- saw, 7–9 XII 2006, Book of Abstracts, 118–119. Kasprzak M., Traczyk A., 2008. Morfologia przełomowego odcinka Bobru między Marciszowem a Woja- nowem. Przyroda Sudetów 11, 127–142. Kirchner K., Lacina J., 2004. Slope movements and floods as the disturbace agents increasing heterogeni- ty and biodiversity of landscape: an example from central and eastern Moravia. W: D. Drobohlav, J. Kalvoda, V. Voženilek (red.), Czech Geography at the Dawn of the Millenium. Olomouc, Palacky University in Olomouc, 199–209. Kizny T., Błahut-Biegaoska D., Braun G., 1998. Żywioł. Powódź we Wrocławiu i na Dolnym Śląsku. Lipiec 1997. Wyd. Nauk. PWN Warszawa – Wrocław. Klimaszewski M., 1952. Typy przełomów rzecznych. Geografia w Szkole 4, 200–215. Knapp B.J., 1986. Elementy geograficzne hydrologii. PWN, Warszawa. Knothe H., 1939. Das schlesiche Sommerhochwasser 1938. Veröffentlichungen der schlesische Gesell- schaft für Erdkunde 28. Komada D., 2006. Płynie rzeka płynie... Kalendarium wydarzeo związanych z Kaczawą. Echo Złotoryi. Miesięcznik Towarzystwa Miłośników Ziemi Złotoryjskiej 4 (17), 12–14. Komar K., 1979. Zapis sytuacji (powódź w województwie legnickim). Rocznik Dolnośląski 5–6, Dolno- śląskie Towarzystwo Społeczno-Kulturalne, PWN Warszawa – Wrocław, 413–424. Kononowicz W., 1997. Wrocław. Kierunki rozwoju urbanistycznego w okresie międzywojennym. Oficyna Wydawnicza Politechniki Wrocławskiej. Korta W. (red.), 1995. Świdnica. Zarys monografii miasta. Monografie Regionalne Dolnego Śląska, Wyd. DTSK Silesia. Kosicki M., 2003. Zapiski o Odrze i żegludze odrzaoskiej. Częśd IV. Niebezpieczne dno. Prosto z Pokładu 3, s. 8. Kosicki M., 2004. Zapiski o Odrze i żegludze odrzaoskiej. Częśd VIII. Regulacja koryta rzeki. Prosto z Po- kładu 7, s. 6. Kosierb R., 2007. Określenie wartości zrzutów nieszkodliwych w dolinie Nysy Kłodzkiej ze zbiornika retencyjnego Nysa. Infrastruktura i Ekologia terenów wiejskich 4 (2), Komisja Technicznej Infra- struktury Wsi, PAN, Kraków, 113–122. Kosierb R., Baraoski P., Popek M., 2005. Flood Damages and their Recovery after 1997 Flood in the Oder River-Basin. ICID 21st European Regional Conference 2005, 15–19 V 2005, Frankfurt (Oder) and Słubice, URL: http://www.zalf.de/icid/ICID_ERC2005/HTML/ERC2005PDF/Topic_2/Popek.pdf (data dostępu: 2008-10-12). Kostecka I. 1998. Powódź w Kotlinie. Prasowe Zakłady Graficzne, Wrocław. Kostrzewa H., 1972. Przepływy nienaruszalne w profilach kontrolnych rzek Polski. Seria Gospodarowanie Zasobami Wodnymi 17, Materiały Badawcze, Instytut Gospodarki Wodnej, Warszawa. Kozarski S., 1974. Przewodnik wycieczki. Krajowe Sympozjum „Rozwój den dolinnych rzek niżowej części dorzecza Odry i wydm śródlądowych w holocenie z nawiązaniem do schyłku ostatniego glacjału” (Wrocław – Poznao, 16–21 września 1974). Komitet Badao Czwartorzędu PAN, ZG UAM. Krukowski M., Dunajski A., Świerkosz K., 1999. Możliwości pogodzenia konfliktów pomiędzy ochroną przeciwpowodziową, a zachowaniem walorów przyrodniczych doliny Górnej i Środkowej Odry. W: Przyczyny i skutki wielkich powodzi (aspekty hydrologiczne, gospodarcze i ekologiczne). Mate- riały pokonferencyjne, Kraków, 29–30 XI 1999, Muzeum Przyrodnicze ISiEZ PAN, Kraków, 101– 112. Krygowski W., 1959. Wielka powódź na Podkarpaciu i w Sudetach. W: Kronika. Wierchy 27 (1958), 223– 224. Kulasová A., Bubeníčková L., 2009. Podnebí a počasí Jizerskich hor. W: R. Karpaš (red.), Jizerské hory. O mapách, kamení a vodě. Nakladatelství RK, Liberec, 344–383. Kwaśny Z. (red.), 1989. Jelenia Góra. Monografia historyczna miasta. Monografie Regionalne Dolnego Śląska. Zakład Narodowy im. Ossolioskich – Wyd. Kwiatkowski J., 1976. Zarys hydrologii dorzecza Odry. W: Odra i Nadodrze. Wyd. Książka i Wiedza, War- szawa, 116–132.

[134]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Kwiatkowski J., 1984. Związki opadów atmosferycznych w polskich Sudetach i na ich przedpolu z czynnikami cyrkulacyjnymi. PAN Oddz. we Wrocławiu, Komisja Nauk o Ziemi, Wyd. PAN. Lambor J., 1953. Możliwośd przewidywania powodzi. Przegląd Meteorologiczny i Hydrologiczny 3/4. Leonhard R., 1901. Die Entwickelung der Stromlage der Oder bei Breslau nach den Unterschungen. W: Lage, Natur und Entwickelung. Eine Festgabe dem XIII. Deutschen Geographentage, 39–47. Lesiewski A., 1958. Powódź! Nowiny Jeleniogórskie 15, Jelenia Góra 10−16 VII 1958, 4−5. Lipin A., 2010a. Drapieżna woda − izerska powódź 2010. URL: http://www.goryizerskie.pl/?file=art&art_id=286&page=0 (data dostępu: 2010-08-29). Lipin A., 2010b. Skąd ta woda. URL: http://www.e-bogatynia.pl/index.php?option=com_content&task=view&id=4962&Itemid=478 (data dostępu: 2010-08-29). Łaborewicz I., Kroniki lokalne regionu jeleniogórskiego po 1945 r.. Archiwum Paostwowe we Wrocławiu Oddział w Jeleniej Górze, URL: http://www.archiwa.gov.pl/repository/wydarzenia/Ivo_Laborewicz.pdf (data dostępu: 2008-09- 01). Łach J., 2000. Geomorfologiczne skutki gwałtownej ulewy i powodzi w dolinie Bystrzycy Dusznickiej w lipcu 1998 r. Środowisko przyrodnicze i gospodarka Dolnego Śląska u progu trzeciego tysiącle- cia. Referaty, Komunikaty i Postery, 49 zjazd PTG, Szklarska Poręba, 20–24 IX 2000, 33–35. Łach J., 2006. Historia wezbrao powodziowych na Ziemi Kłodzkiej i ich wpływ na kierunek przekształceo den dolinnych Nysy Kłodzkiej i Białej Lądeckiej. W: A. Kostrzewski, J. Szpikowski (red.), Funkcjo- nowanie geosystemów zlewni rzecznych 4. Procesy ekstremalne w środowisku geograficznym, Kołobrzeg 20–22 IX 2006, 132–133. Łach J., 2009. Historia wezbrao powodziowych na Ziemi Kłodzkiej i ich wpływ na kierunek przekształceo den dolinnych Nysy Kłodzkiej i Białej Lądeckiej. Nauka Przyroda Technologie, Dział: melioracje i Inżynieria Środowiska 3 (3), 1–7. Łasut A., 2006. Koszty i korzyści z wprowadzenia w Polsce systemu ubezpieczeo obowiązkowych od skutków powodzi. Praca doktorska, AGH w Krakowie, Wydz. Zarządzania, URL: http://winntbg.bg.agh.edu.pl/rozprawy/9776/full9776.pdf (data dostępu: 2008-09-01). Łuczyoski R.M., 2000. Kataklizmy. W: Tropami śląskiego dziedzictwa. Oficyna Wyd. ATUT, Wrocław, 142– 162. Maciejewski M., Barszczyoska M., Błachuta J., Cydzik D., Czoch K., Długosz M., Kruk-Dowgiałło L., Flor- czyk-Gołowin H., Gajewski L., Gajewski Ł., Gołub M., Kałas M., Kamioska M., Kolada A., Kotowicz J., Krzymioski W., Kubacka D., Kulesza K., Łasut E. i in., 2004. Ustalenie warunków referencyjnych odpowiednich dla typów wód powierzchniowych, zgodnie z wymaganiami zał. II do Ramowej Dy- rektywy Wodnej 2000/60/WE. Ms IMGW, IOŚ, IM. Magnuszewski A., Soczyoska U. (red.), 2001. Międzynarodowy słownik hydrologiczny. Wyd. Naukowe PWN, Warszawa. Majewicz R., 1998. Jaz Szczytnicki – 1997. Obrona i odbudowa po powodzi. Rocznik Wrocławski 5, Towa- rzystwo Przyjaciół Ossolineum, Wrocław, 67–73. Majewicz R., 2004. Projekty kanałowe we Wrocławiu. Prosto z Pokładu 11, s. 4. Maleczyoska E., Michalkiewicz S. (red.), 1974. Strzelin. Monografia geograficzno-historyczna miasta i powiatu. Monografie regionalne Dolnego Śląska, Zakład Narodowy im. Ossolioskich – Wyd. Malkiewicz T., 1999. Odra jako droga wodna w obrębie Wrocławskiego Węzła Wodnego. W: G. Roman, J. Waszkiewicz, M. Miłkowski (red.), Wrocław a Odra. Urząd Miejski Wrocławia, 48–60. Margas Cz., Szymczak H., 1969. Klęski żywiołowe w polskich Karkonoszach i regionie jeleniogórskim (1253–1968). Wierchy 38, 55–115. Markiewicz A., 2004. Morfotektonika doliny Odry pomiędzy Chobienią a Nową Solą (rejon Środkowego Nadodrza). W: H. Szymaoska, S. Cwojdzioski, L. Poprawski (red.), Geoekologiczne i środowiskowe problemy gospodarowania i ochrony doliny górnej i środkowej Odry. 18–19 XI 2004 r., Wrocław, PIG, 25–32. Matwijowski K. (red.), 1998. Strzegom. Zarys monografii miasta. Monografie regionalne Dolnego Śląska, Wyd. DTSK Silesia. Matwijowski K, 2001. Świebodzice. Zarys monografii miasta. Monografie regionalne Dolnego Śląska, Wyd. DTSK Silesia. Mayewski P.A., Rohling E.E, Curt Stager J.C., Karlén W., Maasch K.A., Meeker L.D., Meyerson E.A, Gasse F., Kreveld S. van, Holmgren K., Lee-Thorp J., Rosqvist G., Rack F., Staubwasser M., Schneider R.R., Steig E.J., 2004. Holocene climate variability. Quaternary Research 62, 243–255.

[135]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Michalkiewicz S. (red.), 1985. Kamienna Góra. Monografia geograficzno-historyczna miasta i okolic. Ossolineum, Wrocław. Migoo P., 2000. Odra. W: Encyklopedia Wrocławia. Wyd. Dolnośląskie, 572−573. Migoo P., Krzyszkowski D., Gogół K., 1998. Geomorphic evolution of the mountain front of the Sudetes between Dobromierz and Paszowice and adjacent areas, with particular reference to the fluvial systems. Geologia Sudetica 31, 289–305. Migoo P., Żurawek R., 1999. Flooding in the Odra basin. Geography Review 12 (5), 30–36. Mikulski Z., 1954. Katastrofalne powodzie w Polsce. Czasopismo Geograficzne 25 (4), 379–396. Miłkowski M., 1998. Kilka inżynierskich refleksji po powodzi lipcowej 1997 r. Rocznik Wrocławski 5, To- warzystwo Przyjaciół Ossolineum, Wrocław, 83–98. Młodziejowski J., 1948. Charakterystyka hydrograficzna dorzecza Odry. W: A. Grodek, M. Kiełczewska Zaleska, A. Zierhoffer (red.), Monografia Odry. Instytut Zachodni, Poznao, 290–301. Mudelsee M., Börngen M., Grünewald U., 2004. Extreme floods in central Europe over the past 500 years: Role of cyclone pathway "Zugstrasse Vb". Journal of Geophysical Research 109, D23101, doi:10.1029/2004JD005034. Mudelsee M., Börngen M., Tetzlaff G., Feck-Yao W., 2002. Towards predicting catastrophic flood events: an analysis of historical data of rivers Elbe and Oder. W: G. Tetzlaff, T. Trautmann, Radtke K.S. (red.), Zweites Forum Katastrophenvorsorge "Extreme Naturereignisse – Folgen, Vorsorge, Werkzeuge. DKKV, Bonn, 103–111. Munzar J., 2000. Floods in Central Europe after the exceedingly severe winter season 1829/1830. Mora- vian Geographical Raports 8 (2), 45–57. Munzar J., 2001. Summer floods in Central Europe in 1813 – an analogy to floods of 1997. Moravian Geographical Reports 9 (2), 29–41. Munzar J., Ondráček S., Elleder L., Sawicki K., 2008. Disastrous floods in Central Europe at the end of July 1897 and the lessons learnt. Moravian Geographical Reports 16 (3), 27–40. Nawrocki E., Świdnickie powodzie. URL: http://www.swidnica.risp.pl/artykuly_nawrocki_powodzie.htm (data dostępu: 2008-09-01). Nalberczyoski A., 1999. Generalna strategia ochrony przed powodzią dorzecza górnej i środkowej Odry po wielkiej powodzi lipcowej 1997 r. Gospodarka Wodna 12, 411–419. Nentwig H., 1897. Die Hochwasserchäden im Riesengebirge vom Ende des fünfzehnten Jahrhunderts bis Juli 1897. Der Wanderer im Riesengebirge 11, 163–166. Niedźwiedź T., Michalczyk Z., Starkel L., Ustrnul Z., 2004. Prezentacja na konferencji: Ekstremalne zdarzenia meteorologiczne i hydrologiczne w Polsce (ocena zdarzeo oraz prognozowanie ich skutków dla środowiska i życia człowieka). Sosnowiec, 13 XII 2004. Norko P., 2007. Zbiornik na Kamienniku, suchy, ale interesujący. Echo Złotoryi, Miesięcznik Towarzystwa Miłośników Ziemi Złotoryjskiej 3 (16), s. 6. O regulacyi górskich dopływów Odry. 1909. Czasopismo Techniczne 27 (16, 17), Organ Towarzystwa Politechnicznego we Lwowie. Okólska H., Kot J.B., 2007, Wrocław – powódź wszech czasów 1997 fotografie i rozmowy. Muzeum Miej- skie Wrocławia, Wrocław. Okólska H., Szykuła K., 2003. Wrocław na dawnych planach 1562–1946. Via Nova, Wrocław. Olearczyk D., Tokarczyk T., 2002. Powódź 1997 r. w Kotlinie Kłodzkiej a powodzie historyczne. W: Wielka Woda. Subdomena Powiatowego Centrum Zarządzania Kryzysowego w Kłodzku. Orłowska E., 1979. Porównanie przebiegu i skutków gwałtownego wezbrania wód w Karkonoszach latem 1897 i 1977 roku. W: A. Jahn, S. Kowalioski (red.), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Ślą- sku. Sesja Naukowa 3 marca 1978 r., PAN Oddz. Wrocław, Komisja Nauk o Ziemi, Wrocław, 79– 83. Ozga-Zielioska M., Brzezioski J., 1994. Rodzaje danych hydrologicznych i materiały. W: Hydrologia stosowana. PWN, Warszawa. Ozga-Zielioska M., Ozga-Zielioski B., 2006. Metody oceny zdarzeo ekstremalnych na przykładzie zjawisk hydrologicznych. W: M. Maciejewski, M. Ostojski (red.), Zagrożenia środowiska naturalnymi zjawiskami ekstremalnymi. Monografie IMGW, Warszawa, 58–67. Pacak P., Kalendarium historii Jawora. URL: http://www.jawor.pl/jawor/pliki/kalendarium_historii_miasta.pdf (data dostępu: 2008-09-01). Partsch J., 1896. Das Wassernetz. W: Schlesien. Eine Landeskunde für das deutsche Volk, auf wissenschaftlicher Grundlage, I. Teil. Ferdinand Hirt, Breslau, 173–204.

[136]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Partsch J., 1911. Das hohe Bergland Niederschlesiens. W: Schlesien. Eine Landeskunde für das deutsche Volk, auf wissenschaftlicher Grundlage, II. Teil. Ferdinand Hirt, Breslau, 479–501. Pawlak W., Pawlak J. (red.), 2008. Atlas Śląska Dolnego i Opolskiego. Wyd. II. Uniwersytet Wrocławski, PAN – Oddział we Wrocławiu, Wrocław. Petrak E.R., 1882. Die Katastrophe vom 17. Juli 1882. Riesengebirge in Wort und Bild 4, Marschendorf. Piskorz L., 1999. Ochrona przeciwpowodziowa Wrocławia. W: G. Roman, J. Waszkiewicz, M. Miłkowski (red.), Wrocław a Odra. Urząd Miejski Wrocławia, 185–190. Plan Zagospodarowania Przestrzennego Województwa Dolnośląskiego. 2002. Załącznik nr 1 do uchwały nr XLVIII / 873 / 2002 Sejmiku Województwa Dolnośląskiego z dnia 30 VIII 2002 r., Zarząd Woje- wództwa Dolnośląskiego, Wrocław. Poprawski L., Dubniaoski Z., Filip S., Szostek A., 2004. System Informacji Przestrzennej Dorzecza Odry (SIPDO). W: H. Szymaoska, S. Cwojdzioski, L. Poprawski (red.), Geoekologiczne i środowiskowe problemy gospodarowania i ochrony doliny górnej i środkowej Odry. 18–19 XI 2004 r., Wrocław, PIG, 97–103. Powódź 1997. W: Strategia Rozwoju Gminy Lądek Zdrój na lata 2004–2013. I. Diagnoza stanu istniejące- go, analiza SWOT. Lądek Zdrój, 2004. Powódź – raport strat we Wrocławiu. Stan na 7.09.1997, Urząd Miejski Wrocławia. Projekt ochrony przeciwpowodziowej doliny Odry. Ocena oddziaływania na środowisko. Streszczenie. Wersja robocza. 2005. RZGW Gliwice, RZGW Wrocław, DZMiUW, Rząd RP, Ministerstwo Środowi- ska. Przybylski B., 1998. Glacial and neotectonic constraints on the Quaternary evolution of the Fore-Sudetic reach of the Nysa Kłodzka River. Geological Quarterly 42 (3), 221–138. Przybylski B., Badura J., Krąpiec M., 2004. Budowa geologiczna doliny Odry między Oławą a Lubiążem. W: H. Szymaoska, Cwojdzioski S., Poprawski L. (red.), Geoekologiczne i środowiskowe problemy gospodarowania i ochrony doliny górnej i środkowej Odry. 18–19 XI 2004 r., Wrocław, PIG, 9–32. Punzet J., 1977. Ocena przepływów wielkich wód w małych zlewniach górnej Wisły, Gospodarka Wodna 6 (357), 161–165. Punzet J., 1998–1999. Występowanie katastrofalnych wezbrao w karpackiej części dorzecza Wisły. Folia Geographica, Seria Geographica-Physica 29/30, 81–111. Pusch M., Behrendt H., Gancarczyk A., Kronvang B., Sandin L., Stendera S., Wolter Ch., Andersen H.E., Fischer H., Hoffman C.C., Nowacki F., Schöll F., Svendsen L.M., Bäthe J., Friberg N., Hachoł J., Pe- dersen M.L., Scholten M., Wnuk-Gławdel E., 2009. Rivers of the Central European Highlands and Plains. W: K. Tockner, U. Uehlinger, Ch.T. Robinson (red.), Rivers of Europe. First ed. Elsevier, 525–576. Putowski M., 2003. Możliwości awaryjnego przeciwdziałania skutkom katastrofalnej powodzi na przy- kładzie Wrocławia (Streszczenie). Międzynarodowa konferencja „Problemy ochrony przed powo- dzią Pragi i Wrocławia”, Wrocław, 29–30 V 2003 r., Streszczenia referatów. Pyś J., 2004. Odrzaoska Droga Wodna – europejskie dziedzictwo. Uwarunkowania żeglugi na Odrze od XIII–XV w. Cz. I, Prosto z Pokładu 15, 7–8. Pyś J., Europejskie dziedzictwo. Żegluga na rzece do XII wieku. URL: http://powodz.wroclaw.pl/edz.htm (data dostępu: 2008-09-01). Pytkowska M., 2007. Dyrektywa 2007/60/WE Parlamentu Europejskiego i Rady z 23 października 2007 r. w sprawie oceny ryzyka powodziowego i zarządzania nim. Woda. Kwartalnik Regionalnych Zarzą- dów Gospodarki Wodnej oraz Krajowego Zarządu Gospodarki Wodnej 13, Gospodarka Wodna 3, I–IV. Radczuk L., Jakubowski W., 2005. Udział dopływów Odry w formowaniu wezbrao powodziowych. W: L. Tomiałojd, A. Drabioski (red.), Środowiskowe aspekty gospodarki wodnej. Komitet Ochrony Przyrody PAN, Wydział Inżynierii Kształtowania Środowiska i Geodezji AR we Wrocławiu, 163– 178. Radczuk L., Olearczyk D., Nalberczyoski A., 1996. Retencja zbiornikowa w dorzeczu górnej i środkowej Odry. W: Mała retencja w kształtowaniu środowiska. Zeszyty Naukowe AR we Wrocławiu 289, Konferencje 11, Wydział Melioracji i Inżynierii Środowiska, Wrocław 14–15 VI 1996, 195–206. Ragst J., 1938. Das Hochwasser zu Neiße 1938. 4 Auflage. Neißer Druckerei, Neiße. Rast G., Obrdlik P., Nieznaoski P., 2000. Atlas zalewowych obszarów Odry. WWF, Kraft-Druck, Ettlingen. Regell P., 1905. Das Riesen- und Isergebirge. Land und Leute: Monographien zur Erdkunde 20, Velhagen u. Klasing, Bielefeld, Leipzig.

[137]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Rocznik hydrologiczny wód powierzchniowych Odry i rzek Przymorza między Odrą i Wisłą. 1983. IMGW, Wyd. Komunikacji i Łączności. Roesler J.T.D., 1823, Kroniki Bogatyni i wsi w tej parafii: Jasnej Góry, Markocic, Heřmanic na podstawie dawnych i nowych przekazów. Tłumaczenie U. Kawalec., Bogatynia, 2007 r. Ruszczycka-Mizera M., 1978. Fotointerpretacja jako metoda analizy rozwoju rzeźby dna doliny dużej rzeki na przykładzie doliny Odry. Prace Instytutu Geograficznego A, Acta Universitatis Wra- tislaviensis 340, 115–151. Sanocki J., 1997. Powódź na Nysie. Wyd. NTSK. Sapkowski A, 1999. Regulacja stosunków wodnych. Budowle wodne i urządzenia melioracyjne. W: G. Roman, J. Waszkiewicz, M. Miłkowski (red.), Wrocław a Odra. Urząd Miejski Wrocławia, 180–184. Sawicki K., 2004. Największa powódź w Kowarach 1897 roku. Kurier Kowarski, lipiec – sierpieo – wrzesieo, 12–13. Schmidt E.A., 1939. Hochwasserkatastrophe in Schlesien 1938 und der Einsatz der Technischen Nothilfe. Reichsamt Technische Nothilfe, Berlin-Steglitz. Schmidt M., 2003. Hochwasser und Hochwasserschutz in der Historie und Umweltdiskussionen heute. W: Ch.P.J. Ohlig (red.), Wasserhistorische Forschungen: Schwerpunkt Antike, BoD – Books on Demands, s. 26. Schubert H., 1898. Die schlesische Sündflut vom Jahre 1702, Jg. 18 (1), 9–10. Semczuk P., 2008. Błotna tragedia. Newsweek, URL: http://www.newsweek.pl/artykuly/blotna-tragedia- ,34949,1 ,2,3,4 (data dostępu: 2008-09-01). Sieradzka-Stasiak A., Zaleski J., 2004. Historyczne uwarunkowania powodzi w dorzeczu Odry i znaczenie prewencyjnego planowania przestrzennego. W: H. Szymaoska, S. Cwojdzioski, L. Poprawski (red.), Geoekologiczne i środowiskowe problemy gospodarowania i ochrony doliny górnej i środkowej Odry. 18–19 XI 2004 r., Wrocław, PIG, 177–189. Słupik J., 1973. Zróżnicowanie spływu powierzchniowego na fliszowych stokach górskich, Dokumentacja Geograficzna IG PAN 2. Sobolewski W., 2008. Skrajnie niskie i wysokie przepływy rzek Polski w dwudziestoleciu 1986–2005. Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Geologia, Mineralogia et Petrographia 63 (11), 201–212. Sommer F., 1913. Schlesien. Eine Landeskunde als Grundlage für den Unterricht. Vierte, durchgesehene Auflage mit 91 Bilden und Karten im Text. Souhrnná zpráva o povodni v srpnu 2002 za ucelené povodí Labe. 2003. Povodí Labe, státní podnik Hradec Králové, Vodohospodářský dispečink Povodí Labe s.p. z podkladů Povodí Labe s.p., Povodí Vltavy s.p., Českého hydrometeorologického ústavu, okresních úřadů, HZS, a správců drobných vodních toků, Hradec Králové, Duben. Souhrnná zpráva o povodni v srpnu 2006 v oblasti povodí Horního a středního Labe a na vlastním toku Labe v oblasti povodí Ohře a Dolního Labe (6.8. – 10.8.2006). 2006. Povodí Labe, státní podnik Hradec Králové, Vodohospodářský dispečink Povodí Labe s.p. z podkladů Povodí Labe s.p., Povodí Vltavy s.p., Českého hydrometeorologického ústavu, okresních úřadů, HZS, a správců drobných vodních toků, Hradec Králové, Září. Spoz J., 1978. Przebieg wezbrania w sierpniu 1977 roku w profilu zbiornika w Pilchowicach na tle innych dużych wezbrao w dorzeczu górnego Bobru. Gospodarka Wodna 1, 3–9. Stachý J., Bogdanowicz E., 1997. Przyczyny i przebieg powodzi w lipcu 1997 r. Gospodarka Wodna 11, 344–351. Stachý J., Fal B., Dobrzyoska I., Hołdakowska J., 1996. Wezbrania rzek polskich w latach 1951–1990. Materiały Badawcze IMGW Seria Hydrologia i Oceanologia 20. Stacje i posterunki Oddziału Wrocław. Strona Internetowa IMGW Oddz. We Wrocławiu, URL: http://www.imgw.pl/wl/internet/zz/oddzialy/wroclaw/zasieg/teren.html# (data dostępu: 2008- 09-01). Staśko S., 2005. Wody powierzchniowe i podziemne. W: J. Fabiszewski (red.), Przyroda Dolnego Śląska. PAN, Wrocław, 267–280. Strategia modernizacji Odrzaoskiego Systemu Wodnego. Program dla Odry – 2006. Projekt. 2000. Mate- riały Rządu RP. Suwalski H., 1980. Ochrona doliny Nysy Kłodzkiej przed powodzią. W: B. Wiśniewski, S. Ihnatowicz, M. Spaleny, H. Suwalski, S. Ziółkowski, S. Chojnowska, K. Tarnowski, Monografia zbiornika wodnego Otmuchów. IMGW, Wyd. Komunikacji i Łączności, Warszawa, 84–90.

[138]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

System osłony przeciwpowodziowej i prognoz w dorzeczu Odry. Opis stanu faktycznego i zalecenia. 2001. Międzynarodowa Komisja Ochrony przed Zanieczyszczeniem, Korab, Wrocław. Szamałek K. i in. 1997. Powódź 1997. Forum Naukowo-Techniczne, Ustroo k. Wisły, 10–12 IX 1997. Szczegielniak Cz., 1979a. Zjawiska hydrologiczno-meteorologiczne dorzecza Górnej Odry w świetle do- kumentów historycznych. Powódź na Opolszczyźnie w sierpniu 1977 r. Materiały i Studia Opolskie 20 (37/38), 9–37. Szczegielniak Cz., 1979b. Przebieg wezbrao powodziowych w 1977 roku w dorzeczu Górnej Odry. Po- wódź na Opolszczyźnie w sierpniu 1977 r. Materiały i Studia Opolskie 20 (37–38), 58–119. Szczegielniak Cz., 1979c. Wielowiekowa zmiennośd występowania ekstremalnych zdarzeo hydrologiczno-meteorologicznych ze szczególnym uwzględnieniem powodzi. Powódź na Opolszczyźnie w sierpniu 1977 r. Materiały i Studia Opolskie 20 (37–38), 39–58. Szczegielniak Cz., 1997. Antropogeniczne aspekty oddziaływania na powodzie na przykładzie dorzecza górnej Odry. W: K. Smolnicki (red.), Ekologiczne metody zapobiegania powodziom. Fundacja Oła- wy i Nysy Kłodzkiej, Wrocław, 7–26. Szczegielniak Cz., 1999a. Przebieg powodzi w lipcu 1997 roku w dolinie Górnej Odry. W: G. Roman, J. Waszkiewicz, M. Miłkowski (red.), Wrocław a Odra. Urząd Miejski Wrocławia, 209–227. Szczegielniak Cz., 1999b. Wybrane zagadnienia modelowania przejścia fali w systemie ochrony od powodzi Górnej Odry i Wrocławia. W: G. Roman, J. Waszkiewicz, M. Miłkowski (red.), Wrocław a Odra. Urząd Miejski Wrocławia, 191–208. Szczepankiewicz S., 1959. Dolina Odry między Wrocławiem i Brzegiem Dolnym. Czasopismo Geograficz- ne 30 (263), 263–286. Szczepankiewicz S., 1968. Rzeźba doliny Odry na Opolszczyźnie. Studia geograficzno-fizyczne z obszaru Opolszczyzny 1, Instytut Śląski w Opolu, 54–86. Szponar A., 1986. Chronostratygrafia i etapy deglacjacji strefy przedgórskiej Sudetów w okresie zlodowacenia środkowopolskiego. Acta Universitatis Wratislaviensis 963, Studia Geograficzne 45. Szponar A., 1998. Rozwój późnovistuliaoski i holoceoski doliny podwrocławskiego odcinka Odry. W: Wybrane problemy czwartorzędu południowo-zachodniej Polski, Studia Geograficzne 71, Wyd. UWr., Wrocław, 32–83. Szponar A., 2008. Geologia i paleogeografia Wrocławia. Wyd. KGHM Cuprum Centrum Badawczo- Rozwojowe we Wrocławiu, Wrocław. Szponar A., Zalewski W., 2001. Powódź na Przedmieściu Odrzaoskim we Wrocławiu w 1997 roku. Go- spodarka Wodna 7, 280–285. Šír M., Tesař M., Fišák J., Lichner L., 2008. Extreme floods in the Krkonose Mts. (Czech Republic) in Sum- mer 2002 and 2006. W: XXIVth Conference of the Danubian Countries on the Hydrological Fore- casting and Hydrological Bases of Water Management, Bled, Slovenia 2–4 VI 2008, Ljubljana : Slo- venian National Committee for the IHP UNESCO, CD-ROM. Teichmann A., 1880. Chronik der Stadt Bolkenhain in Schlesien, von den ältesten Zeiten bis zum Jahre 1870: nebst Nachträgen bis 1908 und Anhang. A. Schubert, Bolkenhain. Teisseyre A.K., 1992. Rzeki anastomozujące – procesy i modele sedymentacji. Przegląd Geologiczny 4, 241–249. Tomaszewski J., 1994. Rodzaje cieków górskich Karkonoszy. W: Problemy Hydrologii Regionalnej. Mate- riały Ogólnopolskiej Konferencji Hydrograficznej, Karpacz 26–28 IX 1994, 104–110. Traczyk A., 2007. Morfologia przełomu Bobru między Jelenią Górą a Siedlęcinem i zagadnienie jego genezy. Przyroda Sudetów 10, 229–240. Trzebioska M., Trzebioski J., 1955. Zagadnienie powodzi na Dolnym Śląsku. Gospodarka Wodna 4, 7–11. Ustawa z dnia 18 lipca 2001 r. Prawo wodne. Dz.U. 2001 Nr 115 poz. 1229, Tekst ujednolicony, Kancela- ria Sejmu. Walawender A., 1932. Kronika klęsk elementarnych w Polsce i w krajach sąsiednich w latach 1450–1586. I. Zjawiska meteorologiczne i pomory (z wykresami). W: Bujak Fr. (red.), Badania z dziejów spo- łecznych i gospodarczych 10, Lwów. Walczak W., 1968. Wody Sudetów. W: Sudety. Dolny Śląsk 1. PWN, Warszawa, 168–184. Walczak W., 1954. Pradolina Nysy i jej plejstoceoskie zmiany hydrograficzne na przedpolu Sudetów Wschodnich. Prace Geograficzne IG PAN 2. Walczak W., 1970. Stosunki wodne. W: Obszar Przedsudecki. Dolny Śląsk 2. PWN, Warszawa, 138–167. Walczak W., 1974. Nad Odrą. Szkice z dziejów przemian krajobrazu geograficznego ziem nadodrzaoskich Dolnego Śląska. Zakład Narodowy im. Ossolioskich – Wyd., Wrocław.

[139]

Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska – M. Kasprzak

Weijs E., 2009. Niszcząca powódź roku 1702. Kartka z historii Kwieciszowic / Blumendorf. Podróże małe i duże, Izery. Czasopismo Społeczności Lokalnej Gminy Mirsk i okolic 10, s. 6. Werner-Więckowska H., 1996. Badanie spływu powierzchniowego i przepuszczalnośd utworów powierzchniowych. W: M. Gutry-Korycka, H. Werner-Więckowska (red.), Przewodnik do hydrograficznych badao terenowych. Wyd. II uzupełnione. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa, 77–88. Wilczyoski R., 1991. Nowe dane na temat przełomu Nysy Kłodzkiej przez strukturę bardzką. Acta Univer- sitatis Wratislaviensis 1375, Prace Geologiczno-Mineralogiczne 29, 251–268. Witkowska H., Piwowarczyk-Ogórek J., 1999. Wpływ powodzi na ekosystem koryta naturalnego. W: Przyczyny i skutki wielkich powodzi (aspekty hydrologiczne, gospodarcze i ekologiczne). Mate- riały pokonferencyjne, Kraków, 29–30 XI 1999, Muzeum Przyrodnicze ISiEZ PAN, Kraków, 77–85. Wołoszyn J., 1974. Największe powodzie w Polsce. W: Regulacja rzek i potoków. PWN, Warszawa, Łódź, 369–370. Wójcik M.L., 2008. Chwile strachu i trwogi. Klęski żywiołowe, konflikty zbrojne i tumulty w średnio- wiecznym Wrocławiu. Racibórz. Wrona B., 2008. Meteorologiczne i morfologiczne uwarunkowania ekstremalnych opadów atmosferycznych w dorzeczu górnej i środkowej Odry. Materiały Badawcze, Seria: Meteorologia 41, IMGW Warszawa. Vogt M., 1876. Illustrierte Chronik der Stadt Hirschberg in Schlesien enthaltend eine historisch- topographische Beschreibung derselben seit ihrem muthmaßlichen Ursprung bis auf die gegen- wärtige Zeit. Bearbeitet und herausgegeben. Hirschberg in Schlesien. Zahradník M., 2003. Povodnì na Jizeře. Jak docílit včasné informovaností o nich. Železný Brod, Poštovní 447. Zajbert A., Wrzosek K., 2004. Zagospodarowanie odpadów poflotacyjnych w składowisku "Żelazny Most" (prezentacja). Międzynarodowa konferencja "Zrównoważone zarządzanie obszarami poprzemy- słowymi", 4–6 XI 2004, Kraków, URL: http://www.min- pan.krakow.pl/pbs/spilm/prez/Wrzosek.pdf (data dostępu: 2008-09-01). Zaleski J. (red.), 2006. Program prewencyjnego zapobiegania powodzi w dorzeczu Odry ze szczególnym uwzględnieniem dorzecza Warty i Zalewu Szczecioskiego – Odra Region. Wrocławska Agencja Rozwoju Regionalnego. Zaleski J. (red.), Zięba S., Szczegielniak Cz., Krochmal W., 1997. Raport Wojewódzkiego Komitetu Prze- ciwpowodziowego we Wrocławiu z akcji przeciwpowodziowej lipiec 1997. Zwolioski Z., 2008. Wybrane zjawiska ekstremalne pojezierzy polskich. Landform Analysis 8, 98–106. Żerelik R., 2008. Historyczne powodzie w dziejach ziemi średzkiej. Gospodarka wodna na ziemi średzkiej – stan obecny i perspektywy. Urząd Miejski w Środzie Śląskiej, konferencja 21 III 2008 r., 3–13. Żurawek R., 1998. Powódź w lipcu 1997 r. we Wrocławiu – przypadek Kozanowa. Rocznik Wrocławski 5, Towarzystwo Przyjaciół Ossolineum, Wrocław, 53–65.

[140]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

5. Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrań

Marek Kasprzak

5.1. Problemy pojęć i definicji 5.1.1. Zjawiska hydrologiczne a zjawiska z zakresu geomorfologii geomorfologiczne

fluwialnej Za współczesne modelowanie po-

wierzchni Ziemi w strefie klimatu umiarko- Geomorfologia fluwialna zajmuje się wanego odpowiadają takie procesy przewod- procesami rzeźbotwórczymi związanymi nie jak ruchy masowe, spłukiwanie i deflacja z działalnością wody. Obejmuje ona zagad- na stokach, a w dnach dolin rozcinanie ero- nienia z pogranicza geomorfologii, sedymen- zyjne lub agradacja (Starkel 1977, 2008). Ich tologii i hydrologii, a także mechaniki pły- aktywność może być i z reguły jest silnie nów, inżynierii wodnej, ekologii czy też kli- determinowana przez człowieka. Wśród matologii. Słownik pojęć stosowanych czynników morfotwórczych szczególną rolę w geomorfologii fluwialnej jest więc bogaty odgrywa płynąca woda. i często niejednoznaczny dla specjalistów Geomorfolodzy przychylają się do z węższych dziedzin. Przykładowo, część stwierdzenia, iż najistotniejsze przemiany zwyczajowych sformułowań stosowanych rzeźby związane są z fluwialnymi zdarze- przez geografów nie ma odzwierciedlania niami epizodycznymi o ekstremalnie dużym w nowoczesnym nazewnictwie sedymento- natężeniu (np. Ziętara 1968 i in., Kaszowski, logicznym, czerpiącym głównie z literatury Kotarba 1970, Izmaiłow i in. 2004, Hrádek anglojęzycznej. 2005, Langhammer 2006, Starkel 2008). Zdarza się także, że w różnych regio- W ujęciu polemicznym, to przepływy seku- nach kraju stosowane są równolegle inne larne, działające stale przez długi czas, decy- oboczności tego samego wyrazu. Powszech- dują o wykształceniu charakteru rzeźby do- nie znany jest problem z wyrazami „terasa” linnej. Okazuje się jednak, że krótkotrwałe i „taras”. O ile druga forma jest usankcjono- wysokie przepływy cieków mają bardzo duże wana w publikacjach sygnowanych ministe- znaczenie w odprowadzaniu wody. Według rialnie, choćby w Instrukcji Opracowania przykładowej analizy przeprowadzonej dla i Wydania Szczegółowej Mapy Geologicznej warunków sudeckich (Bieroński 2006a) Polski w skali 1:50 000, o tyle pierwsza wy- przepływy Bobru wyższe od przepływów daje się bardziej poprawna językowo (Malic- wieloletnich średniodobowych na profilu ki 1948). Z tego względu wstępna część roz- w Bukówce mają udział w czasie trwania działu poświęcona zostanie na możliwie 35,2%, a w odprowadzaniu wody niemal krótkie omówienie problemów geomorfolo- dwukrotnie więcej, bo aż 68,5%. Próbą roz- gii fluwialnej, a stworzony zarys tematu po- strzygnięcia kwestii natężenia i częstotliwo- winien dać obraz stosowanych terminów. ści wysokich przepływów w odniesieniu do

ilości transportowanego rumowiska są wyni-

ki badań Wolmana i Millera (1960, za: Leo- pold i in. 1964, Crozier 2004). Autorzy ci

[141]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

stwierdzili na podstawie analizy przykładów  strefa transferu w korycie rzecznym, północnoamerykańskich rzek w różnych gdzie dochodzi do przemieszczania ener- strefach klimatycznych, że co najmniej 50% gii i materii, i gdzie występuje redepozy- rumowiska rzecznego ulega transportowi cja materiału rzecznego; podczas wezbrania zdarzającego się nie rza-  strefa depozycji przy ujściu cieków, miej- dziej niż raz w roku. sce akumulacji materii. Wzmożona dostawa wody do cieków, Podział ten ma się odnosić do syste- której pierwotnym źródłem może być atmos- mów rozpatrywanych w różnych skalach, fera bądź tająca pokrywa śnieżna, powoduje zarówno całego dorzecza, jak i poszczegól- wezbrania cieków. Jak wynika z pomiarów nych cieków. W rzeczywistości określa jedyna górskich potokach w Austrii, prędkość nie podstawowe tendencje, gdyż odcinki powstałej fali wezbraniowej wynosi erozyjne i akumulacyjne występują prze- −1 v = 3,5 m·s dla spadku I > 10‰, ok. miennie niemal na całej długości cieku −1 −1 v = 3 m·s dla I = 5−10‰ i v = 2,12 m·s i w dłuższym czasie mogą zmieniać swoje dla I<5 ‰. Badania metodą pływakową położenie i funkcje. powierzchniowej prędkości wody na wezbranych ciekach w beskidzkich zlewniach eksperymentalnych dowodzą, że może ona wynosić nawet i 6,5–7 m·s−1 (Froehlich 1999). W takich warunkach prędkość przemieszczania rumowiska rzecznego o frakcji 20–25 cm wynosiła ok. 1,6 m·s−1, a frakcji 60–70 cm ok. 0,9 m·s−1.Wezbranie może mieć kilka kulminacji w zależności od faz opadowych, kształtu zlewni, układu dopły- wów i innych czynników. Zasilanie cieków odbywa się w sposób bezpośredni (opad trafiający bezpośrednio do koryt rzecznych), wskutek spływu podpo- wierzchniowego lub spływu powierzchnio- Ryc. 5.1. Schemat różnic w formowaniu się fali wego, zarówno w warunkach nasycenia wezbraniowej w zależności od rzeźby (1), układu sieci rzecznej (2) i kształtów i nienasycenia gruntu wilgocią a także po zlewni (3). Objaśnienia: a – górny odci- nieprzepuszczalnych powierzchniach antro- nek cieku, b – dolny odcinek cieku, Q – pogenicznych. O ile o rozmiarach przepły- przepływ, t – czas. Według: Gregory, wów wezbraniowych decyduje ilość opadu Walling (1973) efektywnego, o tyle za kształt i przebieg fali kulminacyjnej odpowiadają już uwarunko- Nie istnieją dwie identyczne zlewnie, wania rzeźby, a więc i geometria zlewni, co choć na podstawie określonych parametrów podaje się w podręcznikowych przykładach fizycznogeograficznych można wyróżniać (ryc. 5.1) za Gregorym i Wallingiem (1973). wśród nich zlewnie podobne. Stosowane W modelowym, wyidealizowanym w klasyfikacjach parametry zlewni dotyczą ujęciu według Schumma (1977) w każdym głównie położenia (np. współrzędne geogra- dorzeczu funkcjonują trzy strefy o odmien- ficzne), geometrii (powierzchnia, kształt nych funkcjach: zlewni, wskaźniki zwartości, kolistości, wy-  strefa produkcji obejmująca powierzchnie dłużenia, lemniskaty itd.), morfometrii (wy- stokowe dostarczające do cieków energii sokość maksymalna i minimalna, spadek i materii; itd.), sieci hydrograficznej (długość wszystkich cieków, gęstość, jeziorność itd.), pokry-

[142]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

cia i użytkowania (lesistość, zurbanizowanie Proces kształtowania dolin rzecznych itd.), litologii (szorstkość, sorpcja, siła ssąca zależy od wietrzenia stoków oraz procesów gleby itd.) i struktury hydrogeologicznej erozyjnych i akumulacyjnych (Howard (odsączalność, przewodność hydrauliczna 1998), natomiast kształtowanie samego kory- skał itd.). Do szczegółowych badań wybiera ta od wzajemnych relacji między reżimem się najczęściej zlewnie reprezentatywne, przepływu wody i transportem rumowiska, mające zbliżone do przeciętnych w danym które Lane (1955) opisał jako związek przy- regionie własności fizycznogeograficzne. czynowo-skutkowy (nie jest to równanie matematyczne):

5.1.2. Praca rzeki w warunkach , wezbrania

gdzie Qb – natężenie przepływu przy stanie Rzeka ma zdolność kształtowania swo- wody brzegowej, J – spadek hydrauliczny jego koryta, a podczas wezbrań także strefy (spadek zwierciadła wody), Qr – natężenie pozakorytowej. Podczas zwiększonego prze- transportu rumowiska, d50 – średnica prze- pływu znacząco wzrastają prędkości wody, ciętna ziaren materiału korytowego. Zwoliń- obliczane z reguły w praktyce inżynierskiej ski (1986, 1989) takie współdziałanie prze- według zależności Gaucklera–Manninga– 18 pływu wody i osadów nazwał „kooperacją Stricklera (Kubrak 2005) oraz jednostkowa przepływową”, sprowadzając ją do reżimu moc strumienia, zgodnie z równaniem: rzecznego. Na kształt koryta rzecznego wpływa ( ) −2 [W·m ], wielkość przepływu, zwana przepływem brzegowym, brzegotwórczym, lub jeszcze −3 gdzie ρ – gęstość właściwa wody [kg·m ], inaczej korytotwórczym Q . Powoduje on −2 dd g – przyspieszenie ziemskie [m·s ], Qb – w dłuższym czasie maksymalny transport 3 −1 natężenie przepływu brzegowego [m ·s ], rumowiska i jest niekiedy kojarzony z odpo- J – spadek koryta [ – ], Bd – szerokość dna wiednikiem rocznej wody. Do jego wyzna- koryta [m]. Na podstawie tej wartości wy- czenia potrzebna jest krzywa transportu ru- różnia się rzeki o małej mocy strumienia mowiska rzecznego lub krzywa konsumcyjna −2 p s ≤ 35 W·m i o dużej mocy strumienia oraz krzywa częstości przepływów (Lambor −2 p s > 35 W·m (Ward i in. 1994). 1971). W wyznaczaniu przepływu brzegowego stosuje się także szereg szczegółowych metod obliczeniowych, np. Wołoszana, 18 Oparta na założeniach wzoru Chézy’ego for- Wolmana i jej modyfikację według Rileya, muła Gaucklera–Manninga pozwala na estymację metody Schumma, Browna i Warenra czy prędkości przepływu cieku w kanale otwartym. Williamsa oparte na wzorze Gauckle-

Zapisywana jest w postaci: , ra−Manninga, a także metody Pickupa gdzie V − średnia prędkość przepływu w przekro- i Warnera lub Woodyera (Radecki-Pawlik ju poprzecznym koryta [m·s−1], n – współczynnik szorstkości Manninga wyznaczony eksperymen- 2006). talnie i dobierany względem materiału budujące- W ogólnym ujęciu, zaprezentowanym go koryto [–], Rh – promień hydrauliczny [m] przez Leopolda i Maddocka (1953), zależno- (stosunek powierzchni przekroju poprzecznego ści między parametrami koryt rzecznych kanału do jego obwodu zwilżonego), J – spadek podłużny dna [–]. W praktyce inżynierskiej stosu- a przepływem są wyrażone następującymi je się także wprowadzony przez Stricklera współ- wzorami geometrii hydraulicznej: czynnik szorstkości , gdzie k –

chropowatość bezwzględna koryta [m] (Chanson , , , , 2004, Kubrak 2005, Vanoni 2006).

[143]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

gdzie Q – przepływ (brzegowy), w – szero- go), analizy równowagi hydrodynamicznej. kość przekroju poprzecznego, d – głębokość Sposobem poznania struktury i dynamiki wody w przekroju, v – prędkość przepływu koryt rzecznych jest także szczegółowe kar- wody, L – wielkość transportu rumowiska; towanie geomorfologiczne (Krzemień 2006), b, f, m, i – wykładniki; a, c, k, p – współ- jakie można przeprowadzać cyklicznie czynniki obliczane na podstawie pomiarów wzdłuż całego cieku lub na jego odcinkach terenowych lub eksperymentów w laborato- testowych. rium (Shahjahan 1970, Williams 1986). Po- nieważ , więc oraz . 5.1.2.1. Erozja

W badaniach nad stabilnością dyna- Płynąca woda oddziałuje erozyjnie na miczną koryt rzecznych dokonuje się zazwy- materiał skalny podłoża. Efekty jej pracy czaj bilansu transportu rumowiska. Stabil- uzależnione są od energii kinetycznej cieku, ność tę można także mierzyć wskaźnikami wyrażanej przez wzór: Łochtina19 lub Makkaveeva20 (Chalov 2004).

W pracach hydrotechnicznych stosuje się ponadto szereg empirycznie wyznaczonych [J], zależności, jak np. prawo długości łuków (zakola rzeki są stabilne, jeśli ich długość jest gdzie: m – masa wody [kg], v – prędkość optymalna dla danej wielkości przepływu) płynącej wody [m·s-1]. Z powyższego rów- lub parametry ustalonego odskoku hydrau- nania wynika, że zdolność cieku do wyru- licznego (przy przejściu z ruchu podkrytycz- szania materiału skalnego zależy od masy nego w nadkrytyczny tworzy się strefa sil- wody i jej prędkości. W przypadku ruchu nych zaburzeń, w której głebokość wody burzliwego wody przy obliczaniu prędkości gwałtownie wzrasta, a na powierzchni po- stosuje się z reguły empiryczną formułę wstaje poziomy walec zwany odskokiem Chèzy’ego (Chèzy, Perronet 1775, za: Schei- Bidona, w obszarze ruchu podkrytycznego degger 1974a) i jej późniejsze modyfikacje. dominuje energia kinetyczna, a więc i znacz- Formułę Chèzy’ego przedstawia wzór: na prędkość wody, powodująca rozmywanie dna; Weinerowska i in 2004). √ , Aby kompleksowo ocenić stabilność koryt, Bartnik (2006) zaleca badanie współ- gdzie C – współczynnik prędkości czynnika klinowania się ziaren, początku (Chèzy’ego), J – spadek hydrauliczny [−], R ruchu rumowiska dennego, kształtu ziaren, – promień hydrauliczny [m] (stosunek po- transportu rumowiska, prognozowania proce- wierzchni przekroju poprzecznego kanału do sów obrukowania, naprężeń granicznych jego obwodu zwilżonego). (spadku granicznego, napełnienia graniczne- Zwyczajowo wyróżnia się cztery od- miany erozji rzecznej: erozję wgłębną (prze- 19 Wskaźnik Łochtina określony jest wzorem: głębianie dna), głównie w skutek eworsji,

, gdzie d – przeciętna średnica ziaren 21 abrazji lub kawitacji ; erozję denną (rozmy- tworzących dno koryta [mm], J – spadek dna koryta [‰]. Koryta niestabilne mają , 21 Kawitacja, polegająca na gwałtownej przemia- koryta absolutnie stabilne mają . 20 Wskaźnik Makkaveeva określony jest wzorem: nie fazowej z fazy ciekłej w fazę gazową pod wpływem zmiany ciśnienia, zachodzi przy turbu- , gdzie d − przeciętna średnica lentnym przepływie wody o prędkości w korycie ziaren tworzących dno koryta, J – spadek dna > 8 m·s−1 (Mycielska-Dowgiałło i in. 2001). Lo- koryta [%], B – szerokość koryta [m]. Koryta kalne nagłe zmiany ciśnienia mogą przekraczać niestabilne mają , koryta absolutnie sta- ciśnienie cieczy nawet kilkusetkrotnie, a powsta- bilne mają . jące uderzenia podczas implozji cząsteczek wody [144]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

wanie pokrywy aluwialnej); erozję boczną nad poznaniem mechanizmów i określeniem (podcinanie i rozmywanie brzegów) i erozję tempa erozji w zależności od zróżnicowa- wsteczną (cofanie progów skalnych, nisz nych czynników zewnętrznych (np. Horton źródliskowych). W innym ujęciu płynąca 1945, Naden 1987, Neller 1988, Merritt i in. woda stwarza warunki do korozji (niszczenie 2003, Morel i in. 2003, Carroll i in. 2004, ziaren lub podłoża skalnego pod wpływem Starkel 2005, Turowski i in. 2008). W Polsce związków chemicznych rozpuszczonych badania takie mają bogatą tradycję w be- w wodzie), solucji (rozpuszczanie materiału skidzkich zlewniach eksperymentalnych dennego), atrycji (pogłębianie i erozja bocz- (Froehlich 1982, 1995, 1998, 1999, 2006, na w wyniku działania wirów), reptacji (od- Izmaiłow i in. 2004), na Wyżynie Krakow- rywanie z dna pojedynczych otoczaków), skiej (Kaszowski, Kotarba 1979) czy nad eforacji (niszczenie struktury i rozkruszanie Parsętą (Kostrzewski i in. 1995, Zwoliński rumowiska przez mechaniczne działanie 1988). Niektóre ze stosowanych na świecie rzeki). metod badawczych i modeli erozji są jednak Tempo erozji rzecznej zależy od pa- poddawane krytyce (Stroosnijder 2005). Kry- rametrów hydraulicznych cieku, ale warun- tyka ta dotyczy problemu, czy badanie ma- kowane jest także odpornością dna na roz- łych pól testowych lub pojedynczych cieków mywanie oraz stopniem kohezyjności brze- uprawnia do ekstrapolacji wyników na więk- gów. Z założenia do poderwania i wprowa- sze powierzchnie. dzenia w inicjalny ruch cząstki potrzebna jest siła większa niż do jej dalszego transportu.

Płynąca woda najłatwiej porywa ziarna 5.1.2.2. Transport o średnicy 0,1–1 mm (Mycielska-Dowgiałło W czasie wezbrań rzecznych zwiększa i in. 2001). Siła kohezji sprawia, że im się zdolność transportowa rzeki, zwana także mniejsze ziarna (poniżej 0,1 mm) tym pręd- nośnością. Termin zdolności transportowej kość wody niezbędna do jego poruszenia jest został sformułowany przez Zamarina (1948) większa. i oznacza całkowitą ilość rumowiska, jaka Zwiększeniu odporności na erozję na- może być transportowane przez ciek. Więk- turalnie kształtowanych brzegów sprzyja ich sza prędkość wód wezbraniowych i zwięk- zalesienie, co udowodnili Murgatroyd i Ter- szenie mocy strumienia powodują wzrost nan (1983). Brzegi porośnięte drzewami obciążenia rzeki ładunkiem zawiesinowym opierają się erozji dwukrotnie skuteczniej niż i dennym. Istnieją wtedy odpowiednie wa- brzegi porośnięte trawą. Zestawienie wyni- runki do uruchomienia transportu wleczone- ków badań odporności brzegów rzecznych na go rumowiska grubofrakcyjnego. Dzieje się świecie przeprowadzone przez Huanga tak, gdy siła poruszająca, wywołana ciśnie- i Nansona (1998) dowodzi, że parametr ten niem dynamicznym strugi wody działającym wpływa przede wszystkim na szerokość ko- na ziarno leżące na dnie, będzie większa od ryta cieku, a nie na jego głębokość czy też sił ciężkości zmniejszonej o siłę wyporu oraz kształt przekroju poprzecznego. siły tarcia spoczynkowego elementu skalne- Erozja wodna jest jednym z głównych go. problemów inżynierskich, jakie pojawiają się W celu określenia wartości progowej przy zagospodarowaniu den dolin rzecznych. siły poruszającej prowadzi się poszukiwania Bywa bezpośrednim zagrożeniem dla two- granicznego bezwymiarowego naprężenia rzonej infrastruktury. Z tego względu prowa- stycznego θ podczas badań w laboratorium dzone są badania laboratoryjne i terenowe gr hydraulicznym lub na podstawie badań terenowych, prezentowanych choćby w pionier- są na tyle silne, że mogą zniszczyć dowolny ma- skiej pracy Hjulstrøma (1935) czy pracy teriał (Brennen 2005).

[145]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Ginza i in. (1996). Bezwymiarowe napręże- ciadła, odmienne są równania wyprowadzone nie krytyczne θkr niezbędne do zapoczątko- na drodze statystycznego ujęcia struktury wania ruchu materiału klastycznego lub gra- ruchu wody i jej wpływu na stateczność ru- nularnego dla warunków hydraulicznych w mowiska oraz zakładające zróżnicowanie strefie dna wyrażonych przez liczbę Rey- intensywności transportu dla zmian prędko- noldsa22 empirycznie opisuje krzywa Shield- ści przepływu wody. W praktyce wartości sa. Naprężenie krytyczne, zwane parametrem transportu rumowiska oblicza się najczęściej Shieldsa przedstawić można równaniem: za pomocą formuł Mayer-Petera i Müllera (1948, za: Chanson 2004), Kalinskego-

Frijlinka, Einsteina-Browna, Schoklitscha, ( ) ( ) , a także Bagnolda, Ackersa i White’a czy

Parkera (Ozga-Zielińska, Brzeziński 1994, gdzie: d – wielkość średnicy ziarna rumowi- Liu 2001, Barry 2004). W podręczniku Va- ska [m] (z reguły średnica miarodajna lub noniego (2006) można znaleźć opis 13 takich d ), J – spadek zwierciadła wody [−], h – 50 formuł. Na potrzeby inżynierskie stosuje się nachylenie koryta cieku [m], g – przyspie- założenia prędkości nierozmywających szenie ziemskie [m·s−2], τ – naprężenie kr (Lambor 1971), których przykład przedsta- styczne krytyczne [N·m−2], τ – naprężenie s wiono w tab. 5.1. styczne [N·m−2], ρ – ciężar objętościowy Badania nad przebiegiem procesów wody [kg·s−3], ρ – ciężar rumowiska [kg·s−3] s transportu rumowiska rzecznego w czasie (Chanson 2004). W praktyce wyznacza się wezbrań pokazują, że kulminacja sedymen- go, znając wartości zmieniającego się spadku togramu nie musi się pokrywać, ale może zwierciadła wody lub zmiany prędkości dy- także wyprzedzać kulminację hydrogramu. namicznej v , mierzonej bezpośrednio z pro- d Dowodów na to dostarcza analiza Barszcza filu prędkości przydennej (Radecki-Pawlik i Banasika (2002) oparta na pomiarach 2006). Równanie przyjmuje wówczas postać: w małej zlewni podgórskiej na obszarze He-

sji w Niemczech. Dzieje się tak, gdy czoło

, fali wezbraniowej usuwa mobilny materiał ( ) denny jeszcze przed maksymalnym stanem −1 wody w korycie. W rzeczywistości jednak gdzie: vd – prędkość dynamiczna [m·s ], reszta oznaczeń jak w poprzednim wzorze. reakcje miedzy kulminacjami przepływu Wśród równań stosowanych do obli- wody i transportem osadów są bardziej zło- czania intensywności transportowanego ru- żone. Za lokalne zmiany w obciążeniu rzeki mowiska wyróżnia się cztery podstawowe i miejscowe zwiększenie średnicy rumowiska typy. Typ pierwszy uwzględnia wpływ na- dennego odpowiada także bezpośrednia do- prężeń statycznych na powierzchnię dna, typ stawa gruboziarnistego materiału stokowego drugi natężenie przepływu i spadku zwier- do koryt, np. z osunięć i obrywów na podcię- ciach erozyjnych brzegów w zlewniach gór- skich (Owczarek 2004, 2007, 2008). 22 Liczba Reynoldsa (ang. Reynolds number) - bezwymiarowa liczba podobieństwa służąca do szacowania występującego podczas ruchu płynu 5.1.2.3. Depozycja, akumulacja, sedymentacja stosunku sił czynnych (sił bezwładności) do sił biernych związanych z tarciem wewnętrznym płynu (lepkością). Liczba Reynoldsa dla ziaren Mobilność osadów rzecznych podczas rumowiska opisywana jest równaniem: przepływów wezbraniowych ulega ograni-

, gdzie U – prędkość dynamiczna czeniu w miejscach, gdzie zmniejszają się [m·s−1], d – średnica ziarna [m], v – lepkość ki- moc strumienia i siła transportowa rzeki. nematyczna płynu [m2·s−1] (Rott 1990, Chanson 2004).

[146]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Tab. 5.1. Nierozmywające średnie prędkości wody dla gruntów niespoistych *m·s−1+. Według: Lambor (1971), Dz.U.00.63.735

Średnia głębokości wody *m+ Wymiary frakcji Frakcja [mm] 0,4 1,0 2,0 3,0 5,0

pył i ił do 0,05 0,20 0,30 0,40 0,45 0,55 piasek 0,05–2,0 0,20–0,35 0,30–0,45 0,40–0,55 0,45–0,60 0,55–0,70 drobny (50% ziaren <0,25) 0,05–2,0 piasek (50% ziaren) >0,25 0,35–0,50 0,45–0,60 0,55–0,70 0,60–0,75 0,70–0,85 średni i <0,50) piasek 0,05–2,0 0,50–0,60 0,60–0,70 0,70–0,75 0,75–0,85 0,85–0,95 gruby (50% ziaren >0,50) żwir 2,0–5,0 0,60–0,80 0,70–0,85 0,75–1,00 0,85–1,10 0,95–1,20 drobny żwir średni 5,0–15,0 0,80–1,10 0,85–1,20 1,00–1,35 1,10–1,50 1,20–1,65 żwir gruby /otoczaki 15,0–25,0 1,10–1,25 1,20–1,45 1,35–1,65 1,50–1,85 1,65–2,00 drobne otoczaki 25,0–40,0 – 1,40–1,80 – – – średnie otoczaki 40,0–75,0 – 1,80–2,40 – – – grube

Z reguły wiąże się to ze zmniejszeniem interstycjalnych − międzyziarnowych), akre- spadku hydraulicznego, kojarzonego ze cję (zwalnianie procesu wleczenia aż do sta- zmianą profilu podłużnego rzeki, rozprosze- bilizacji – imbrykacja), dekantację (wytrąca- niem przepływu (zwiększeniem szerokości nie zawiesiny). koryta rzeki), wzrostem tarcia w korycie czy podparciem wód rzecznych sztuczną bądź naturalną przeszkodą. W efekcie dochodzi do 5.1.3. Formy rzeźby fluwialnej unieruchomienia aluwium rzecznego, które według Klimaszewskiego (1978) i Teissey- Procesy erozji, transportu i akumulacji re’a (1991b) najogólniej można nazwać rzecznej, determinowane takimi czynnikami akumulacją, dotyczącą każdego przyrostu jak budowa geologiczna, sytuacja hydrolo- osadów na powierzchni litosfery. Teisseyre giczna, pokrycie terenu etc., decydują o mor- (1991b) wyraźnie zdefiniował także pojęcie fologii koryta i doliny rzecznej (ryc. 5.2). depozycji, jako przejściowe złożenie osadów, Najczęściej w rzeźbie terenu dolin rzecznych które podlegają łatwej redepozycji, np. pod- wyróżnia się osobno formy erozyjne i aku- czas wezbrań powodziowych cieku i nie mulacyjne. Inny podział odnosi się do form prowadzą do powstania osadów o dużej korytowych i pozakorytowych. W niektórych miąższości oraz pojęcie sedymentacji, jako publikacjach spotyka się też sformułowanie trwałego gromadzenia się osadów, głównie w „formy przykorytowe”, wskazujące ich miej- zbiornikach wodnych lub basenach sedymen- sce w strefie brzegowej. O ile wykształcenie tacji lądowej. form fluwialnych w obrębie dna doliny i jej Wśród procesów depozycyjnych wy- zboczy niesie za sobą długoterminowy zapis różnia się inkursję (wypełnianie przestrzeni zmian tendencji erozyjno-akumulacyjnych

[147]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

cieku i co za tym idzie zmian środowisko- skich podobną pracę wykonał Radecki- wych w zlewni, o tyle formy korytowe od- Pawlik (2001). Zbiór metod służących typo- zwierciedlają aktualną równowagę dyna- logii koryt przedstawili także Kaszowski miczną między wielkością przepływu i Krzemień (1986). Autorzy najczęściej wy- i transportem rumowiska cieku. W warun- różniają rzeki żwirodenne i o dnie piaszczy- kach przepływów brzegowych i mniejszych, stym, rzeki jednokorytowe (także jednokory- formy pozakorytowe nie tworzą się. towe wielonurtowe) i wielokorytowe. Pod względem kształtu koryta w planie wydziela się koryta proste, kręte, meandrujące, ana- stomozujące, roztokowe i błądzące (ang. wandering). Szerszą dyskusję nad kształtami koryt rzecznych wraz regionalnymi przykła- dami znaleźć można u Teisseyre’a (1991b, 1992). Cechy koryt rzecznych, w tym ich rozmiary i geometria, służyć mogą estymacji przepływów brzegowego lub powodziowego (Scheidegger 1974b, Wharton 1992, Heritage i in. 2003).

Ryc. 5.2. Schematyczna charakterystyka hydrolo- 5.1.3.1. Formy korytowe giczna zlewni i właściwości koryta rzecznego. Objaśnienia: 1 – częśd górna Do charakterystycznych cech każdego zlewni, 2 – częśd środkowa zlewni, 3 – częśd dolna zlewni, a – spadek zlewni, cieku naturalnego należy naprzemienne wy- b – objętośd akumulowanego rumowi- stępowanie odcinków o mniejszej i większej ska rzecznego, c – przepływ wody, d – prędkości przepływu wody. Badania trójwy- szerokośd koryta cieku, e – głębokośd miarowego modelu zmian geometrii koryt koryta, f – średnia prędkośd przepływu, meandrowych prowadzone przez Frothin- g – wielkośd ziaren materiału dennego. Według: Church (1996) ghama i Rhoadsa (2003) potwierdzają, że największe zmiany prędkości przepływu Typowe kształty i charakterystyczne występują powyżej wierzchołków i poniżej cechy koryt rzecznych służą klasyfikacji wierzchołków zakoli. Swoistą równowagę rzek, zawartych w każdym podręczniku do dynamiczną cieku odzwierciedla rozmiesz- geomorfologii fluwialnej. Rozwinięte klasy- czenie form korytowych. Zgodnie ze zmia- fikacje znaleźć można w popularnych książ- nami prędkości przepływu w korytach wy- kach Schumma (1969), Morisavy (1985) lub stępuje układ naprzemiennych przegłębień Churcha (1996). Bardziej specjalistyczna i przemiałów (plos i szypotów), których od- publikacja Montgomery’ego i Buffingtona ległości między sobą wynoszą z reguły tyle, (1997) dotyczy samych koryt górskich, pu- co pięciokrotna szerokość koryta (ryc. 5.3). blikacja Richardsona i Carlinga (2005) koryt Układ powstających form dennych skalnych, o dnie żłobionym w litym podłożu, zmienia się w zależności od cech struktural- a podręcznik Bakera i in. (1988) zajmuje się nych rumowiska i prędkości przepływu wo- w ogólności odcinkami rzek noszącymi ślady dy. Ich najbogatszy inwentarz cechuje duże modelowania powodziowego. W literaturze rzeki o dnie aluwialnym, piaszczystym – są polskiej przegląd klasycznych podziałów to podwodne zmarszczki, wydmy (diuny) ze rzek opublikowali Rachocki (1977) i w syn- zmarszczkami, wydmy (diuny) i antywydmy tetycznym opracowaniu sedymentologicz- (antydiuny) (Gradziński i in. 1986). Fizyczny nym Zieliński (1998). W ujęciu rzek gór- opis mechanizmu ich powstawania znajduje

[148]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

się w polskojęzycznych tłumaczeniach pod- we (meandrowe), naprzemianległe, środko- ręczników J.R.L. Allena (1977), P.A. Allena we, powstałe przed przeszkodą lub za prze- (2000) i innych pracach, np. klasycznych szkodą. Wyróżnia się także odsypy roztoko- publikacjach Gradzińskiego (1973) czy Ka- we i nieregularne. Odsypy mogą mieć prze- rauńeva (1977). kroje płaskie, soczewkowe, z ostro ściętym krańcem od strony dystalnej lub ścięte na obu krańcach, mogą być także świeżo po rozmyciu (Radecki-Pawlik 2006). W obudo- wanych, sztucznie prostowanych korytach pospolite są z reguły odsypy środkowe, ce- chujące się lepszym wysortowaniem materia- łu od swoich odpowiedników w środowisku koryt naturalnych (Petts 1984). Skala fluwialnych form akumulacyjnych jest zróżnicowana. Do najmniejszych należeć mogą nagromadzenia pojedynczych otoczaków (ang. pebble cluster) (Teisseyre 1975, 1977a, Billi 1988, Giriat i in. 2008). Największe z rozpoznanych we współcze- snym środowisku form powstawały podczas tzw. megapowodzi (Martini i in. 2002). Do takich epizodów zalicza się nagłe opróżnie- nie północnoamerykańskiego glacjalnego Ryc. 5.3. Objaśnienia: 1 – charakterystyczne ele- jeziora Missoula w schyłkowej fazie plejsto- menty koryta rzecznego w planie, na cenu, kiedy przepływ fali powodziowej wy- przekrojach zaznaczono strzałkami po- 7 3 −1 przeczny ruch wody, 2 – przekrój po- nosił 2·10 m ·s (5,5 tys. razy więcej niż dłużny przez koryto rzeczne z uwypu- przepływ Odry w lipcu 1997 r. we Wrocła- kleniem efektu odskoku hydraulicznego wiu) i sięgał poziomu 150 m ponad dno dolina odcinku plosa i zmian poziomu lu- ny. Pojedyncze transportowane otoczaki stra wody, 3 – parametry morfome- miały średnicę przekraczającą 20 m, a sedy- tryczne koryta meandrowego, OD – oś mentację transportowanych żwirów stwier- doliny, L – długośd fali meandru, A – amplituda (rozpiętośd) meandru, b – dzono w warstwie o miąższości 100–160 m, szerokośd szyi meandru, λ – szerokośd zalegającej w rowie ryftowym na dnie Pacy- zakola, h – wysokośd zakola, R – pro- fiku, oddalonym o 1000 km od ujścia rzeki mieo zakola meandru (wielkośd krzywi- Columbia (Baker 2002). Podobne zdarzenie zny zakola), B – szerokośd koryta, S – dotyczyło jeziora Chuya w górach Ałtaj na długośd zakola południu Syberii, gdzie fala miała zbliżoną Nagromadzenie aluwium, które wynu- wartość przepływu, lecz sięgała na wysokość rza się ponad lustro wody nazywane jest 400 m. Zachowane gigantyczne antywydmy łachą lub odsypem. Formy te są stale kształ- mają tam do 20 m wysokości i 300 m długo- towane przez rzekę i mogą przemieszczać się ści, a żwirowe odsypy wysokość nawet wzdłuż jej koryta. Wyjątek stanowią formy, 120 m i długość do 5 km (Carling i in. 2002). jakie tworzą się i są aktywne wyłącznie pod- Wielkie paleopowodzie znane są także czas wysokich stanów wody. W sytuacji z obszaru Islandii, gdzie powstawały wsku- niskich przepływów może dojść do stabiliza- tek topnienia śniegu i lodowców pod wpły- cji odsypów przez roślinność. Pod względem wem procesów wulkanicznych. W północnej lokalizacji wydzielić można odsypy zakolo- części lodowca Vatnajökull, między 2500 i 2000 lat temu, miał miejsce odpływ rzędu

[149]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

0,7·106 m3·s−1 lub większy, tworzący wydmy najniższą terasą doliny. Szeroko stosowany wysokości 1–3 m i odsypy żwirowe 5 m podział na terasy zalewowe i nadzalewowe wysokości (Waitt 2002). W czasach histo- nie wydaje się przy tym właściwy. O pozio- rycznych podobne zdarzenia miały w pół- mie wody decydują zmienne warunki hydro- nocnej Islandii miejsce 12 października logiczne, a nie kryterium morfologiczne 1918 r. (przepływ szacowany na 1,5·106 i teoretycznie każda z teras lub jej fragmen- m3·s−1) i 4–5 listopada 1996 (52 000 m3·s−1). tów może być objęta zalewem. W innych regionach świata megapowodzie Laboratoryjny eksperyment Bathursta dotknęły np. obszary północnej Syberii, czy (2002) potwierdza obserwacje, że w przy- depresję rzek Kuma i Manych, gdzie w póź- padku koryta prostego osady pozakorytowe nym glacjale doszło do połączenia mórz Ka- powstają po jego obydwu stronach w stosun- spijskiego i Czarnego. kowo regularnej formie (ang. berm) i wraz ze zwiększaniem prędkości przepływu rośnie szerokość pasa depozycji. W korytach mean-

5.1.3.2. Formy pozakorytowe drowych depozycja zachodzi na całej po-

wierzchni wewnętrznej zakoli (przy brzegach Inwentarz form fluwialnych, jakie wypukłych). Największa depozycja dotyczy tworzą się w warunkach wezbraniowych dolnej części zakola, tuż za zagięciem jego poza korytem rzecznym, jest bogaty i mocno wierzchołka. Wyniki badań osadów pozako- zróżnicowany pod względem skali w zależ- rytowych aluwialnej rzeki Severn w Walii ności od typu rzek, budowy geologicznej dowodzą także segregacji frakcjonalnej alu- i antropogenicznego przekształcenia zlewni. wium wraz ze wzrostem odległości od brze- Do szczególnych warunków przepływu poza gu (Marriott 1992). głównym korytem należą mniejsza głębokość Wśród powstających form pozakory- strumienia i wolniejszy z reguły przepływ, towych wyróżnia się wały przykorytowe, większa szorstkość podłoża i występowanie wtórnie rozcinane krewasowo i powstające przeszkód terenowych. W wyniku erozji za nimi glify (stożki) krewasowe. Wały tworzyć się mogą nowe koryta poza głów- przykorytowe wznoszą się ponad normalny nym kanałem cieku: koryta przelewowe, poziom rzeki, a ich dystalny do koryta czyli skróty wód powodziowych na cięci- grzbiet opada łagodnie w kierunku depresji, wach zakoli, boczne, równoległe do koryta których poziom może znajdować się poniżej głównego koryta powodziowe23, czy nowe rzędnej rzeki i które pełnią funkcję basenów koryto przejmujące funkcję starego podczas powodziowych. Schematyczny, uniwersalny awulsji rzeki. w swojej wymowie przegląd form pozakory- Akumulacja aluwium rzecznego poza towych rzek meandrujących, opracowany korytem rzeki dokonuje się na powierzchni m.in. na podstawie interpretacji zdjęć lotni- równi zalewowej, będącej niemal zawsze czych dorzecza Warty i Parsęty, znajduje się w publikacjach Gonery i in. (1985) 23 Modelowym przykładem koryt bocznych są i Zwolińskiego (1992). koryta typu Yazoo, biegnące na obszarze rozległej równi zalewowej na długim dystansie, równolegle do koryta głównego cieku, oddzielone od niego wyniesieniem wału przykorytowego (Ward 5.1.3.3. Przekształcenia morfologiczne wałów 2004). Nazwa pochodzi od rzeki Yazoo w USA. przeciwpowodziowych Meandrowy system koryt rzeki Yazoo i jej licznych dopływów przebiega wzdłuż rzeki Mississi- Oddziaływanie wód wezbraniowych pi na dystansie 400 km z Memphis do Vicksburga – koryta cechują się niewielkim spadkiem po- wpływa na przekształcenie form terenu stwo- dłużnym (11,4 cm·km−1) i wykorzystują wspólną rzonych przez człowieka. Na dynamiczne z Mississipi aluwialną powierzchnię równi zale- zmiany narażone są m.in. wały przeciwpo- wowej o szerokości 34–150 km (Kolb i in. 1968).

[150]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

wodziowe, utrudniające rzece przystosowa- kartowania geologicznego Berga (1915, nie hydrauliczne koryta do warunków prze- 1927, 1940), autora znakomitych map geolo- pływu wielkiej wody. Większość ich uszko- gicznych Geologische Karte w skali dzeń powstaje w wyniku bezpośredniego 1:25 000, a także Büdela (1937). Niemiecka rozmycia erozyjnego korpusu przez wodę literatura obfitowała przy tym w kompetent- przelewającą się przez koronę wałów. Roz- ne opracowania ogólnogeograficzne, w któ- mycie takie w przypadku zwyczajnych grobli rych sporo miejsca poświęcano problematyce ziemnych następuje w bardzo krótkim czasie, wodnej, np. Die Oder (...) (1925). zazwyczaj kilku-, kilkunastu minut. Pozosta- Formy fluwialne analizowano głównie łe przypadki uszkodzeń powodowane są pod kątem rozwoju rzeźby i odtwarzania nadmiernym odkształceniem korpusu wału warunków paleogeograficznych. Po wojnie lub podłoża wywołanymi zjawiskami infil- temat ten podjęli dla niżowej części woje- tracyjnymi. wództwa Szczepankiewicz (1959), dla Do głównych rodzajów uszkodzeń wa- Przedgórza Sudeckiego Walczak (1954), łów należą: zsuwy na skarpach, miejscowe Baraniecki (1962), Wroński (1974a, 1974b), deformacje, upłynnienie gruntu wraz z zsu- a dla Sudetów Baraniecki (1951), Dumanow- wem na skarpie, przebicie przez wkładki ski (1951), Szczepankiewicz (1952), Gro- i podziemne kanały, zsuwy powodowane cholski i Milewicz (1958), Milewicz (1961), pęknięciami, zsuwy powodowane filtracją na Kostrzewski (1970). W następnym okresie styku starego i nowego wału lub na styku z powstało szereg prac dotyczących systemów podłożem oraz przebicia hydrauliczne w terasowych rzek przecinających sudecki podłożu (Ochrona od powodzi...1997). Przy- uskok brzeżny (Krzyszkowski, Migoń 1991, czyną niepożądanych zjawisk infiltracyjnych Krzyszkowski, Pijet 1993, Krzyszkowski, w korpusie wałów mogą być gryzonie bytu- Stachura 1993, Przybylski 1998a, 1998b, jące z reguły od strony nawodnej skarpy. Przybylski i in. 1998, Krzyszkowski, Biernat Wśród podziemnych nor wyróżnia się od 1998, Krzyszkowski i in. 1995, 1998, 2000), góry strefę kserofitu (nory drążone przez rekonstrukcji plejstoceńskiego i przedplej- susła lub dzikiego królika), strefę mezofitu stoceńskiego systemu rzecznego Sudetów (nornik, chomik), strefę higrofitu (nornik, (Michniewicz i in. 1996, Michniewicz 1998), kret) oraz strefę hydrofitu (karczownik, piż- osadów rzecznych górnej Nysy (Sroka, Ko- mak, szczur wodny, wydra, bóbr). walska 1998), petrografii osadów rzecznych na Przedgórzu Sudeckim (Badura, Przybylski 2000), sedymentologicznych cech osadów 5.2. Geomorfologia fluwialna plioceńskich i wczesnoplejstoceńskich stoż- w literaturze dotyczącej ków napływowych (Mastalerz, Wojewoda Dolnego Śląska 1990, 1993) czy czwartorzędowego rozwoju stożków napływowych w dnie Kotliny Jele- Za początek badań geomorfologicz- niogórskiej (Chmal, Kasprzak 2008). nych nad rzeźbą fluwialną, które nie wyni- Prekursorem dolnośląskich badań kałby z potrzeb regulacji rzek i prowadzenia z zakresu dynamiki procesów fluwialnych żeglugi śródlądowej, uznać można koniec był Teisseyre (1975, 1977a, 1977b, 1977 c, XIX w. To wtedy powstało fundamentalne 1979a, 1979b, 1984, 1985, 1988a, 1988b, dzieło Partscha (1894) o zlodowaceniu Kar- 1989, 1990, 1991a, 1991b, 1991d, 1992a, konoszy, w którym znalazły się informacje 1992b), zajmujący się głównie górnym Bo- odnośnie genezy utworów żwirowych brem i jego dopływami. Szeroko zakrojone w Kotlinie Jeleniogórskiej. Aluwia rzeczne badania z zakresu hydrologii i geomorfologii w dnie kotliny stały się następnie obiektem cieków górskich prowadzono także w obliczu zmian środowiska podczas tzw. klęski

[151]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

ekologicznej i wymierania sudeckich lasów stwa Kolago i in. (1972). Choć publikacje te w latach 80. XX w. Dotyczyły one denudacji mimo swojego wieku nie tracą na wartości, i transportu rumowiska w eksperymentalnych daje się odczuć niedosyt wiadomości z tej zlewniach Masywu Śnieżnika (Bieroński, dziedziny wiedzy. Pisali o tym Traczyk Pulina 1975) i Karkonoszy (Bieroński 1990, i Kasprzak (2006), wskazując na przykładzie 1993, 1994, Bieroński i in. 1991, Bieroński, Karkonoszy na niekompletne wydzielenia Panek 1993, Bieroński, Tomaszewski 1979, osadów rzecznych na mapach geologicznych, 1994, Katrycz 1998). Nowszą pracą jest pu- brak ich rozpoznania w większej skali, blikacja Kurowskiego i Jędrzejczak (2007) a także na nierozwiązane dotąd problemy poświęcona formom dna i cechom osadów badawcze. Strzegomki na wysokości Kątów Wrocław- skich. Impulsem do publikowania na temat 5.3. Geomorfologiczne form i procesów fluwialnych zawsze bywały skutki wezbrań na wydarzenia powodziowe, choćby w 1977 r. rzekach nizinnych na Bobrze i Kaczawie (Lisowski 1979, Or- Dolnego Śląska łowska 1979) w dorzeczu Nysy Kłodzkiej w latach 1997, 1998 (Czerwiński, Żurawek 1999a,b, Łach 2000, 2001, Zieliński 2000) 5.3.1. Główne cechy systemu fluwialnego czy nad Kwisą i Kamienną w sierpniu 2006 r. (Kasprzak 2006). Szczegółowo kartowano Geomorfologiczne skutki powodzi na ich skutki geomorfologiczne w dolinach nizinnych rzekach Dolnego Śląska wynikają Wilczki i Bystrzycy Dusznickiej (Żurawek w dużej mierze z antropogenicznego prze- 1999). Wezbrania dawały także możliwość kształcenia zlewni, co jest typowe dla tej przeprowadzenia sedymentologicznych kla- części Europy. Za początek intensywnej pre- syfikacji form powodziowych (Zieliński sji człowieka w dorzeczu Odry uważa się 2001, 2003, 2005). W pracach z okresu okres deforestacji i rozwoju rolnictwa ostatnich 20 lat podkreśla się wpływ czło- w epoce brązu przez ludy kultury łużyckiej. wieka na kształtowanie rzeźby fluwialnej Działania te spowodowały wzrost spłukiwa- (Bieroński 1990, Klimek i in. 2003, Traczyk, nia na stokach, czego efektem jest akumula- Kasprzak 2005) uszczegółowia obserwacje cja utworów madowych w dnach dolin (Jahn, (Dąbrowska, Kasprzak 2007) i stosuje nowe Szczepankiewicz 1967). Wykorzystując da- techniki pomiarowe (Kasprzak 2008). Ele- towania 14C, wiek najstarszych poziomów menty geomorfologii pojawiają się także tzw. mady rolniczej tworzącej współczesne w pracach z zakresu projektów inżynierii aluwia Odry, oceniono na 2700 ± 115 lat wodnej, np. u Bińkowskiego i in. (2007). B.P. (Dumanowski, Jahn, Szczepankiewicz Jak dotąd, na temat geomorfologii 1962, Szczepankiewicz 1989). Data ta jest fluwialnej Dolnego Śląska powstało niewiele młodsza od wyników uzyskanych w dolinie publikacji syntetycznych. Tematyka ta bywa Oławy między Strzelinem a Ziębicami (Teis- z reguły częścią rozważań nad współcze- seyre 1994), gdzie spąg górnego poziomu snymi przemianami rzeźby (Ciszewski, Du- madowego (tzw. mada ciemna) na stanowi- bicki 2008, Twardy, Klimek 2008, Migoń sku w Gębicach na południe od Białego Ko- 2008). Przegląd sudeckich form fluwialnych ścioła został określony na 5480 ± 100 B.P. znaleźć można w tekście Jahna (1960) za- Starszą datę uzyskaną metodą 14C można wartym w jednym z tomów Regionalnej tłumaczyć wcześniejszym rozwojem rolnic- Geologii Polski, natomiast szeroką charakte- twa w bardziej sprzyjających warunkach rystykę geologiczną i geomorfologiczną do- środowiskowych Wzgórz Niemczańsko- liny Odry w monograficznej książce autor- Strzelińskich. Górna warstwa odrzańskich

[152]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

pokryw aluwialnych zawiera zanieczyszcze- Do charakterystycznych cech rzek ni- nia i fragmenty materiałów związane z bliską zinnych zaliczyć można przewyższenie ak- współczesności działalnością przemysłową tywnego koryta ponad grzbiet aluwialny. i zrzutami kopalnianymi zagłębi węglowych, Wał przykorytowy ma szerokość od połowy stąd poziom ten nazywany był przez Szcze- do 4 szerokości koryta, wysokość kilka de- pankiewicza (1970) „madą przemysłową”. cymetrów do kilku metrów, a jego nachyle- Ostatnie stulecia to czas prostowania nie ku korytu przekracza kilkukrotnie spadek biegu rzek, tworzenia zabudowy hydrotech- w kierunku obramowania łożyska rzeki (Al- nicznej, zagospodarowywania obszarów len 1977). Wały przykorytowe i osady, które zalewowych, zwężania światła łożyska rzeki wypełniają rozcinające je kanały, noszą ślady koronami wałów przeciwpowodziowych. zalewów. W osadach dominują naprzemian- W efekcie zwiększono prędkości przepły- ległe warstwy o grubości kilku lub kilkunastu wów powodziowych, a przy długotrwałych decymetrów drobno- i średnioziarnistych przepływach niskich spowodowano małe piasków i mułków. Na odcinku wrocławskim napełnienia koryt, prowadząc do niewłaści- osady rzeczne Odry i Oławy mają miąższość wej termiki i napowietrzenia strugi, a lokal- 10–20 m, zazwyczaj 15 m. W ich spągu wy- nie do degradacji życia biologicznego stępują żwiry z otoczakami i piaski ze żwi- w rzekach (Ratomski 2004). Niekorzystne rem, wyżej zalegają piaski grube i średnie, na skutki regulacji rzek zaprezentowano w tab. powierzchni muły i miejscami torfy (Kowal- 5.2. ski 2003).

Tab. 5.2. Wpływ robót regulacyjnych na zmiany morfologicznego i ekologicznego funkcjonowania koryta oraz doliny rzecznej. Według: Żelazo, Popek (2002)

Rodzaj robót Efekt hydrauliczny Efekt morfologiczny Efekt ekologiczny

– degradacja biotopów korytowych dennych – obniżenie pozio- i brzegowych, mu wody, pogłębienie i/lub – zmiany uwilgotnienia – obniżenie często- – erozja na odcinku robót poszerzenie koryta skarp i terenu zalewo- ści wylewów wód regulacyjnych, wego, zmiany roślinno- wielkich – erozja wsteczna na od- ści, cinku powyżej miejsca – zanikanie mokradeł robót regulacyjnych, – utrata naturalnego – akumulacja rumowiska układu poziomego, – wzrost spadku na odcinku poniżej robót skracanie koryta – degradacja biotopów hydraulicznego i regulacyjnych, (prostowanie biegu korytowych dennych prędkości przepły- – na odcinkach erodowa- rzeki) i brzegowych, wu wody nych na skutek obniżania – zanikanie wilgotnych się dna możliwa jest utra- biotopów dolinowych ta kontaktu ze starorze- – zmniejszenie czami i odnogami rzeki, retencji w dolinie, – możliwa degradacja – na odcinkach obwało- – podniesienie biotopów korytowych wanych brak kontaktu poziomu wód wiel- i dolinowych w między- budowa wałów z wodami pozostającymi kich w korycie walu, przeciwpowodziowych poza międzywalem głównym, – zanikanie wilgotnych – wzrost prędkości biotpoów dolinowych przepływu w kory- lezących poza wałami cie głównym

[153]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

opancerzenie dna wynosiła 8,4–9,8 cm, pod- 5.3.2. Charakterystyczny przebieg czas gdy w warstwie osadu na głębokości procesów hydrologicznych 20–40 cm uziarnienie wynosiło przeciętnie i geomorfologicznych 2,3–2,9 cm. W nowopowstałych korytach spadki Powodzie na nizinnych obszarach zwierciadła wody i prędkości przepływu Dolnego Śląska powodują w naturalnym przewyższały parametry odcinków pierwot- środowisku podtopienie fragmentów równi nych. Przejęły one niemal całkowicie prze- zalewowej, co na największą skalę ma miej- pływ rzeki, zamieniając poprzednie koryta sce w dnie doliny Odry. Po ustąpieniu wód w starorzecza (Kasperek, Parzonka 2005). powodziowych odsłaniają się tu piaszczyste Przy wlocie do pierwotnego meandra po- odsypy o wysokości z reguły od 10–20 do wstały wyspy, a w jego obrębie łachy i odsy- 50 cm i szerokości 5–15 m, ripplemarki piska. Utworzone wyspy zbudowane zostały w strefie brzeżnej basenów powodziowych z namułów o dużej zawartości części orga- oraz wały i cienie piaszczyste za przeszko- nicznych i drobnego piasku, miąższości do dami lub w częściach dystalnych równi za- 70 cm. Już po 3–4 latach pokryły się one lewowej (Ruszczycka-Mizera 1978, Horska- całkowicie zaroślami krzaczastymi, co Schwarz 2006). Towarzyszą im formy ero- w odciętych meandrach wpłynęło na znaczne zyjne – nieregularne, płytkie obniżenia zmniejszenie prędkości przepływu wody. o szerokości 30–50 m i długości 200–500 m. Analiza porównawcza uziarnienia dna Odry Nie jest znana nawet przybliżona objętość sprzed powodzi 1997 r. wykazała, że w wy- form akumulacji rzecznej powstałej w wyni- niku wezbrania zmniejszyła się zawartość ku jakiejkolwiek powodzi Odry. Wyniki piasków (z 16 do 12%) i żwirów (z 39 do standardowych pomiarów transportu rumo- 18%), wzrósł natomiast udział otoczaków wiska na rzece oraz dolnych odcinkach jej (z 45 do 48%), udział głazów wyniósł 22% dopływów podano w tab. 5.3. (Kasperek, Parzonka 2008). Intensywność Na odcinkach meandrowych wody transportu rumowiska na tym odcinku Odry, wezbraniowe spowodować mogą znaczące obliczaną na podstawie 9 różnych formuł, zmiany korytowe, polegające głównie na ustalono dla przepływów wysokich na tworzeniu koryt przelewowych i odcinaniu 284 kg·s−1, przy intensywności dla przepły- szyi meandrów (Spinewine, Zech 2008). wów średnich 10 kg·s−1 i przepływach ni- Zdarzenia takie były współcześnie obserwo- skich (rzędu Q=10 m3·s−1) 0,2 kg·s−1. wane na górnej Odrze między Chałupkami Epizody powodziowe uwypukliły tak- a ujściem Olzy – poza terenem Dolnego Ślą- że tendencję do erozji dennej Odry poniżej ska (Kasperek, Parzonka 2005). Podczas mostów. Dno rzeki obniżyło się o ponad 2 m 24 powodzi w 1967 r. i w 1997 r. doszło tam na dystansie 283 m od mostu kolejowego do przerwania dwóch zakoli. Jak stwierdzono w Chałupkach oraz o ponad 3 m na dystansie po wydarzeniach z lipca 1997 r., w górnej 599 m od mostu drogowego w tej miejsco- części odciętych zakoli deponowane było wości (Kasperek, Parzonka 2005). Dodatko- głównie rumowisko wleczone, natomiast wo w 1997 r. linia nurtu rzeki zmieniła swoje w jego częściach środkowej i dolnej rumowi- położenie nawet o 9 m (w lewą stronę na km sko unoszone (Kasperek i in. 2007). W dnie 20,117). Przepływ wody powodował także koryt obserwowano skutki sortowania mate- powstanie wyrw w brzegu o powierzchni do riału ziarnowego i wytworzenie się obruko- 3962 m2 (rejon miejscowości Zabełków) wania. Wielkość ziaren składających się na i odsypów o długości 220 m, szerokości do 24 m i miąższości 2,8 m. Przesunięcie brzegu 24 W 1997 r. fala wezbraniowa Odry w przekroju Chałupki miała wysokość 8 m, przepływ sięgało do 27 m (most kolejowy w Chałup- 3 –1 Qmax= 2160 m ·s (Kasperek, Parzonka 2008). kach). [154]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Tab. 5.3. Pomiary rumowiska unoszonego na dolnośląskich rzekach w roku 1983. Uwaga: niektóre stanowiska pomiarowe zlokalizowane poza obszarem województwa dolnośląskiego. Według: Rocznik hydrologiczny wód powierzchniowych... (1983)

Rumowisko unoszone

zima rok lato ] 2 zeka [km R zmącenie transport zmącenie transport zmącenie transport osterunek

owierzchnia −3 −3 −3 P

P *g·m ] [t] *g·m ] [t] *g·m ] [t] wodowskazowy

Odra Ścinawa 29 584 20 52 400 25 115 000 33 62 400 Nysa Nysa 2 134 42 9 770 42 23 100 42 13 300 Kłodzka Jarnoł- Bystrzyca 1 710 25 2 060 21 3 400 17 1 340 tów Barycz Osetno 4 579 17 2 300 16 3 710 13 1 410 Bóbr Żagao 4 254 31 14 100 39 33 000 49 18 900 Kwisa Łozy 903 22 3 030 20 4 910 18 1 880 Nysa Zgorzelec 1 609 121 28 300 112 40 800 94 12 500 Łużycka

Na dolnośląskim odcinku Odry, gdzie nego przechwytywana jest przez ostrogi. znacznie zmodyfikowano bieg rzeki, zabiegi W basenach międzyostrogowych wykształci- regulacyjne nie dopuszczają do zmian kory- ły się warstwowane sekwencje osadów towych Odry, za wyjątkiem sytuacji krytycz- o miąższości nawet 4 m. Podczas pojedyn- nych, gdy niezbędne staje się dokonanie czego epizodu powodziowego (np. w 1997 sztucznych uszkodzeń wałów dla zmniejsze- r.) wielkość depozycji może sięgać nawet 2 nia przepływu w kierunku obszarów zabu- m, jednak osad ten jest rozmywany przy dowanych, z reguły kosztem obszarów rolni- kolejnym wezbraniu. W porównaniu do czych. Próby takie spotykają się jednak średnich wartości 1,7–6 cm·rok−1 przyrostu z protestami lokalnej ludności, jak w przy- osadów wyznaczonych przez Czajkę (2007) padku interwencji mieszkańców Jeszkowic dla testowego odcinka górnej Odry, wartość i Łanów w lipcu 1997 r., którzy udaremnili jednorazowej depozycji jest wysoka. Na zdetonowanie ładunków wybuchowych na badanym przez Czajkę (2004) odcinku mię- wałach sąsiadujących z ich wsiami. Natural- dzy Chałupkami a Miedonią na 1 km biegu ne zmiany korytowe możliwe są natomiast rzeki deponowane jest rocznie średnio wzdłuż dzikich odcinków Bystrzycy czy 5,5 tys. ton osadu pozakorytowego pocho- Oławy. dzącego z transportu zawiesinowego. Wzdłuż Odry nie występuje naturalny W lipcu 1997 r. pionowy przyrost osadów przyrost osadów powodziowych na fragmen- pozakorytowych w dominujących frakcjach tach dna doliny odciętych od koryta wałami piaszczystej i piaszczysto-mułowej sięgał przeciwpowodziowymi. Dostępna dla rzeki lokalnie 30 cm (średnio 10 cm). Poza epizo- równia zalewowa nadbudowywana jest dziś dami powodziowymi największą dostawę wyłącznie pionowo przez przyrastające osa- materiału do koryta górnej Odry autorka dy pozakorytowe (Ciszewski, Dubicki 2008) stwierdziła w marcu i sierpniu. i to jedynie w trakcie epizodów powodzio- Duża skala przyrostu pionowego osa- wych, gdyż większa część rumowiska rzecz- dów jest możliwa w wyniku erozji dennej

[155]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Odry spowodowanej pracami regulacyjnymi. kał m.in. ze sztucznej dostawy do koryta Przykładowo, wybudowany w 1957 r. sto- dużych ilości kruszywa. Według szacunków pień wodny w Brzegu Dolnym (Lenczewski, Urzędu Miejskiego we Wrocławiu, podczas Leszczyński 1969) spowodował obniżenie wymienionej powodzi do obrony miasta się dna rzeki na całym odcinku do Ścinawy. przed wodą wykorzystano od 300 do 480 tys. Pogłębienie poniżej zapory sięgnęło 2,5 m, worków z piaskiem. Przy założeniu, że każdy wpływając na obniżenie zwierciadła wód z nich był wypełniony do objętości 0,25 m3, gruntowych w pasie 1 km od rzeki (Kosicki daje to 75 000–120 000 m3 piasku (ok. 5000– 2004, Stopień wodny Malczyce... 2008 – data 8000 trzyosiowych ciężarówek wywrotek). dostępu), co dokumentują prowadzone Jego znaczna, choć nieokreślona część zosta- z przerwami od początku lat 70. XX w. przez ła porwana przez nurt a następnie zdepono- Akademię Rolniczą we Wrocławiu (obecnie wana na dnie i brzegach rzeki. Uniwersytet Przyrodniczy) badania wód Rozmywaniu podłoża w narażonym na gruntowych (Olszewska i in. 2004). Tempo te procesy sąsiedztwie podpór miejskich pogłębiania się dna Odry w rejonie Brzegu mostów skutecznie zapobiegło zastosowanie Dolnego oszacowano na 5 cm·rok−1 (Pływa- ścianek szczelnych, sięgających nośnych czyk 1997, za: Olszewska i in. 2004). Jedno- warstw gruntu (Onysnyk, Biliszczuk 1998). cześnie powyżej wymienionego stopnia Mimo to w lipcu 1997 r. doszło we Wrocła- wodnego obserwuje się powstanie strefy wiu do rozmycia dna pod mostami Chrobre- akumulacyjnej. Akumulacja osadu zawieszo- go, Pomorskim Południowym i Osobowic- nego skutkuje podniesieniem dna cieku kim. i utworzeniem wzdłuż jego lewego brzegu wyspy oddziałującej niekorzystnie na dopływ wód powodziowych do jazu. Depozycja 5.3.3. Skala i częstość zjawisk drobnofrakcyjnego materiału w korycie i międzywalu powoduje także uszczelnienie Rozległe wylewy powodziowe rzek powierzchni i zmniejszenie ilości wody fil- nizinnych należą do najbardziej spektakular- trującej na przyległe tereny doliny. nych zjawisk katastrofalnych na obszarze Formy powodziowe tworzą się nad Dolnego Śląska. Teoretycznie na wybranych Odrą także w obszarze zabudowanym. We- odcinkach pod wodą znaleźć się może całe dług inwentaryzacji Szponara (2000, 2008) dno doliny Odry o szerokości dochodzącej prowadzonej w lipcu 1997 r. we Wrocławiu, do 9–10 km. Wezbrania powodujące lokalne należą do nich wały przykorytowe o wysoko- podtopienia zdarzają się przy każdych inten- ści 0,4–0,5 m, naspy25 w miejscach wystę- sywnych roztopach wiosennych i powodują powania drzew i innych przeszkód spiętrza- straty głównie na terenach rolniczych. Realne jących wodę, glify, osady nadbudowujące zagrożenie stwarza przejście wody o praw- równię zalewową, podcięcia brzegowe oraz dopodobieństwie wystąpienia 1% (tzw. woda słabo wykształcone kanały krewasowe rozci- stuletnia). Największe powodzie nizinne nające wały przykorytowe (ryc. 5.4). Przy- powstają wskutek niekorzystnej sytuacji rost powodziowych form aluwialnych wyni- opadowej w górnych częściach zlewni.

25 Termin „naspa” stosowany jest z reguły do 5.3.4. Zmiany środowiska i zagrożenia określenia gleb tworzących się wzdłuż klifowych dla człowieka wybrzeży morskich w wyniku nawiewania mate- riału piaszczystego w głąb lądu przez wiatr wie- Mimo wystąpienia w ostatnich stule- jący od morza. W takim ujęciu naspy mają więc genezę eoliczną, a nie fluwialną. W tekście za- ciach kilku katastrofalnych wezbrań Odry chowano jednak oryginalne wydzielenie użyte i jej nizinnych dopływów, uważa się, że zda- przez Szponara (2008).

[156]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 5.4. Zasięg zalewu i formy akumulacji rzecznej powstałe podczas powodzi w lipcu 1997 r. nad Odrą we Wrocławiu. Objaśnienia: 1 – stożki glifowe, 2 – naspy (wydzielenie za źródłem opracowania), 3 – akumulacja po stronie dystalnej wałów, 4 – wały przykorytowe, 5 – zasięg powodzi. Według: Czerwioski i in. (1999), Szponar (2008) rzenia te nie miały znaczącego wpływu na środowisko przyrodnicze Dolnego Śląska 5.4.1. Główne cechy systemu fluwialnego (Brose 2004). Z uwagi na stosunkowo wolno postępującą falę powodziową, zabudowę Współczesne doliny rzeczne na Przed- koryt i działanie zbiorników retencyjnych, górzu Sudeckim wykształciły się na po- rzeki nizinne nie niosą za sobą większych wierzchniach rozległych stożków napływo- zagrożeń geomorfologicznych, charaktery- wych, które plejstoceńskie rzeki sypały na stycznych dla rzek górskich. Głównym pro- przedpolu Sudetów, wcinają się w osady blemem obszarów nizinnych staje się za to glacjalne zlodowaceń kontynentalnych możliwość przerwania wałów przeciwpowo- i utwory lessowe, opływają wzniesienia gór dziowych w wyniku przesiąkania i rozmięk- wyspowych zbudowanych ze skał krystalicz- czania ich konstrukcji lub erozyjne oddzia- nych. Dynamice procesów korytowych rzek ływanie nurtu. Wzmożona w warunkach wypływających z obszaru Sudetów sprzyja wezbraniowych erozja denna Odry wpływa predyspozycja do akumulacji rumowiska także na zagrożenie stabilności dużych kon- rzecznego poniżej progu tektonicznego su- strukcji hydrotechnicznych, w tym jazów deckiego uskoku brzeżnego. Podczas wez- Rędzińskiego i w Brzegu Dolnym. Istotne brań w ciekach ujawniają się cechy odziedzi- zagrożenie ze strony wezbranych rzek nizin- czone po plejstoceńskim systemie roztoko- nych może wystąpić w wypadku uszkodzenia wym (Klimek 2000). Na ich przebieg mają lub zniszczenia takich konstrukcji. wpływ procesy stokowe, których dynamika zmienia w czasie za sprawą oscylacji klimatycznych oraz intensywnej presji człowieka. 5.4. Geomorfologiczne skutki Na północ od sudeckiego uskoku wezbrań na rzekach brzeżnego w rzeźbie fluwialnej i osadach rzecznych zapisały się zmiany tendencji Przedgórza Sudeckiego rozwojowych sudeckich rzek. W oparciu

głównie o prace Teisseyre’a zostały one syn-

[157]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

tetycznie ujęte przez Migonia (2008). Autor tworzyły się pokrywy madowe o miąższości tendencje te dzieli na kilka faz. Przed poja- przekraczającej lokalnie 2 m (Wroński 1974, wieniem się w regionie kultury rolnej w sys- Chmal 2002). Zwiększenie kultury upraw, temie rzecznym dominowały wielonurtowe w tym budowa teras rolnych i ograniczenie koryta roztokowe. Wskutek działalności rol- erozji gleb, zapoczątkowało następny etap, niczej, której początki datowane są na przed- inicjalnego rozcinania drobnoziarnistych polu Sudetów na ok. 2000 lat B.C. tj. od aluwiów. Od połowy XX w. regres w rolni- epoki brązu (Klimek 2000), nastąpił wzrost czym wykorzystaniu sudeckich stoków (Ciok dostawy materiału zwietrzelinowego do cie- 1994, Potocki 2000) spowodował zahamo- ków i transformacja koryt rzecznych w kręte wanie dostaw drobnofrakcyjnego materiału i meandrowe. Data wyznaczająca początek skalnego do cieków. W tej fazie, po rozcięciu rozwoju upraw uzyskana na podstawie anali- drobnoziarnistego aluwium do stropu utwo- zy pyłkowej z profilów sudeckich torfowisk rów żwirowych, funkcjonują jednokorytowe jest jednak dyskusyjna. Pyłki babki lanceto- rzeki żwirodenne. Podczas fluwialnych zda- watej (datowane nawet na 6400 lat B.C.) czy rzeń ekstremalnych mogą one odnawiać swe zbóż, uznawane powszechnie za wskaźniki pierwotne tendencje do roztokowania. potwierdzające obecność człowieka, mogły Wzdłuż odcinków cieków oddalonych pochodzić z naturalnych zbiorowisk tych od krawędzi Sudetów i o drobnofrakcyjnym, roślin (Madeyska 1999). Pod uwagę należy aluwialnym dnie obserwować można perma- brać też późnoplejstoceńskie i holoceńskie nentny wpływ historycznej zabudowy koryt zmiany klimatu zaznaczające się w profilach na zmianę układu rzecznego, a w ostatnich torfowych (Chmal, Traczyk 1998). Celową dziesięcioleciach, przy zaniechaniu wykorzy- działalność człowieka potwierdzają jedynie stania części obiektów (młynówek, rowów najmłodsze odcinki profilów: pierwsze ziarna melioracyjnych etc.) także procesy renatury- pyłku chabra datuje się na ok. 2100 lat B.P., zacyjne. Z obserwacji Parzócha i Solarskiej a pierwsze ziarna żyta na ok. 1700 lat B.P. (2008) prowadzonych we wschodniej części Na ten okres przypada także zauważalna Przedgórza Sudeckiego, w rejonie Wzgórz depresja jodły i buka (skutek wylesienia) Strzelińskich wynika, że przepływające tutaj oraz wzrost udziału pyłków roślin nitrofil- Oława i jej prawobrzeżny dopływ Krynka nych i kwasolubnych. Równocześnie dane w sprzyjających warunkach odnawiają swoje archeologiczne wskazują, że do połowy naturalne tendencje do meandrowania. Do- XIII w. środowisko naturalne Sudetów ulega- minują wtedy procesy erozji bocznej powo- ło tylko niewielkim przekształceniom antro- dowane zmianami nurtu w miejscach deter- pogenicznym. Najwcześniejsze jednostki minowanych przez lokalne przeszkody – osadnicze z X w. odkryte w Kotlinie Kłodz- wystające poza linię brzegową elementy kiej miały charakter jedynie wsi leśno- drzew. łanowych. W XIII w. pojawiło się osadnictwo grodowe. Trwałe wylesienie sprzyjało stabiliza- 5.4.2. Charakterystyczny przebieg cji układów jednokorytowych. Przy zwięk- procesów hydrologicznych szonej dostawie rumowiska w trakcie eks- i geomorfologicznych pansji rolnictwa w wysokie partie Sudetów (Wytyczak 1981) oraz procesu zamiany Wezbrania na Przedgórzu Sudeckim drzewostanu w przewadze bukowego na dotyczą nie tylko rzek głównych, na których świerkowy, powodowanego działalnością fale powodziowe formują się w wyższych, hutniczą w XVI–XVII w. (Rybníčková 1966, górskich częściach zlewni, ale także ich lo- za: Madeyska 1999, Wiater 1999), na rów- kalnych dopływów w czasie epizodów opa- niach zalewowych dolin na przedpolu gór dów nawalnych. Miejscowe, intensywne

[158]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

deszcze, głównie na rolniczych obszarach zalewowej i tworzyła rynny erozyjne. Poni- lessowych, skutkują gwałtownymi procesami żej lokalnego przełomu, tzw. Rygla Ząbko- erozyjnymi i depozycją osadu w pozycji wickiego, podcięcie brzegów spowodowało podstokowej i w dnach mniejszych dolin. zerwanie wiaduktu kolejowego. Na wysoko- Procesy te były monitorowane na poletkach ści wsi Byczeń, gdzie przy każdym przybo- badawczych w okolicach Henrykowa przez rze wody Nysa występuje z brzegów, koryto Teisseyre’a (1992a, 1994). Dobrze opisane rzeczne zostało trwale przekształcone. Poje- zostały skutki dwóch takich zdarzeń. 17 lipca dyncze koryto Nysy Kłodzkiej zmieniło się 1965 r., podczas trwającego 102 minuty opa- w system zbliżony do roztokowego z równo- du o sumie 152 mm, zalane zostały Ziębice ległymi kanałami opływającymi żwirowe (Dziarski 1968). W szczytowych partiach i piaszczysto-żwirowe odsypy. Sedymento- okolicznych wzgórz wymyciu uległy osady logiczną klasyfikację powstałych odsypów lessowe, na stokach powstały kilkudziesię- przeprowadził Zieliński (2005). Wyróżnił on ciocentymetrowe rozcięcia erozyjne, tutaj duże centralne odsypy podłużne, zbu- a w dnie doliny Oławy doszło do depozycji dowane z gruboziarnistych żwirów, jakie 60 cm osadu piaszczysto-ilastego. Podobny tworzyły się w warunkach obustronnego incydent obserwowano 6 kwietnia 1984 r. opływania wodą i mniejsze odsypy proste (Górecki, Klementowski 1989). Podczas o długości 50–70 m sypane ze żwiru drobne- 40 minutowej ulewy o wydajności 60 mm na go w strefie plosa poniżej łagodnych zakoli. stokach Wzgórz Niemczańskich doszło do Mają one jednolitą, płaską powierzchnię spłukiwania obliczonego na 234 t·ha−1. Prze- i piaszczystą część dystalną formowaną ciętne obniżenie powierzchni stokowej wy- w końcowym etapie opadania fali powo- nosiło 13 mm, a w utworzonym podczas dziowej. Kolejną grupę tworzą duże odsypy opadów zbiorniku wodnym o powierzchni o wysokości 1 m, złożone z 2 lub 3 platform, 0,2 km2 osadziło się 51 t zmytej gleby. z których niższe zawierają materiał drobniej- Powodzie na rzekach wypływających szych frakcji. Ich rozwój wiąże się z rozro- z Sudetów mogą pociągać za sobą istotne stem formy na boki i wzdłuż w trakcie opa- zmiany korytowe, głównie na powierzch- dania fali powodziowej. W dół biegu rzeki, niach stożków napływowych narażonych na gdzie koryto miało większą krętość, powstały zjawiska awulsji26 (Teisseyre 1989). Najlep- złożone odsypy boczne o długości 150 m szym przykładem jest odcinek Nysy Kłodz- i szerokości 40 m, składające się z kilku plat- kiej między Bardem Śląskim a zbiornikami form o zróżnicowanej granulometrii. Tam, retencyjnymi Topola i Kozielno. Podczas gdzie oś zakola zakręcała o ponad 70° utwo- powodzi w lipcu 1997 r. w łożysku Nysy rzyły się dwu- lub trzyplatformowe odsypy funkcjonowało koryto wielonurtowe. Nieda- meandrowe o powierzchniach nadbudowa- leko wsi Janowiec w przesyconej wilgocią nych formami drugorzędnymi. terasie 30 m nad poziomem Nysy utworzyła Zieliński (2005) opisał powstałe formy się nisza osuwiska o długości 130 m (Czer- jako wynik agradacyjnych tendencji odcinka wiński, Żurawek 1999a). Zwietrzelina prze- Nysy poniżej Rygla Ząbkowickiego, drugie- sunięta w pionie o 3 m nie dotarła do koryta. go z kolei o tym charakterze na Przedgórzu Na wysokości wsi Pilce na południe od Ka- po odcinku wylotowym u podnóża gór. mieńca Ząbkowickiego rzeka podcinała W rzeczywistości na obu z nich dominują- brzegi, akumulowała żwirowy osad na równi cym współcześnie procesem jest erozja. Jak podają Czerwiński i Żurawek (1999a) 26 Procesy fluwialne na stożkach napływowych, w okolicy wsi Pilce koryta powodziowe w tym zjawisko awulsji, opisane zostały szczegó- wcięły się na głębokość 2,5 m w powierzch- łowo na przykładach pochodzących ze stref ari- dalnej i semiaridalnej w pracach: Blair i McPher- nię stożka napływowego wypełniającego son (1994), Bull (1977), Field (2001). Kotlinę Kamieniecką. Spod utworów mado-

[159]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

wych odsłoniły się historyczne, drewniane okresowego bądź stałego usuwania tych osa- konstrukcje umacniające brzegi datowane dów. Rolę tę może spełniać eksploatacja metodą dendrochronologiczną na III w n.e. żwiru w czaszy zbiornika. Na kaskadzie Ny- (Chmal 2002). Tuż za Ryglem Ząbkowickim sy Kłodzkiej powoduje ona ciągłe powięk- w żwirodennym korycie odsłoniły się nato- szanie pojemności zbiornika Nysa (Kosierb miast partie litej skały, tworząc „podłogę 2010). skalną”. Bezpośrednią przyczyną przekształ- ceń korytowych i akumulacji żwirów, które badał Zieliński było porzucenie sztucznie uformowanego kanału i zalanie wyrobiska żwirowni czynnej w drugiej połowie XX w. (ryc. 5.5). Na mniejszą skalę podobne procesy zachodziły na historycznych terenach eksploatacji glinki ceramicznej zakładów porcelany i kamionki do użytku gospodar- czego w Błotnicy i w dnie nieistniejących już stawów hodowlanych na północ od Złotego Stoku. Obszar ten, drenowany przez potok Trująca, był przed podjęciem działalności gospodarczej silnie zabagniony. Można także dywagować, czy odcinki Kwisy w Lubaniu i Bobru w Bolesławcu, które Teisseyre (1992b) podał jako przykłady istniejących niegdyś anastomoz, także nie powstały wskutek eksploatacji surowców skalnych (żwirów rzecznych, glinki ceramicznej), jak ma to miejsce w Radogoszczy i Nawojowie Łużyc- kim. Przypuszczalnie intensywne zmiany dna doliny czekają także wyrobiska żwirowni zlokalizowane na dystansie 3,8 km wzdłuż

Bobru między Rakowicami Wielkimi a Ra- kowicami Małymi (na północ od Lwówka Ryc. 5.5. Zmiany układu koryta Nysy Kłodzkiej na Śląskiego). stanowisku Byczeo poniżej przełomu, Transport osadów podczas wezbrań na tzw. Rygla Ząbkowickiego. Trwałe Przedgórzu Sudeckim wygaszają zbiorniki przemodelowanie dna doliny i przejście retencyjne. Dla Nysy lokalną bazę erozyjną od systemu jednokorytowego w układ wielokorytowy (jednokorytowy wielo- tworzy aktualnie zbiornik Topola, jednak nurtowy?) w miejscu eksploatacji żwiru przed jego powstaniem były to kolejno nastąpiło podczas powodzi w lipcu w czasie jeziora Otmuchowskie i zbiornik 1997 r. Objaśnienia: 1 – wody, 2 – od- Kozielno. Podobną sytuację na Bystrzycy sypy żwirowe / kamieniec dawnego ko- powoduje zbiornik Mietków, a na Nysie Sza- ryta, 3 – zarośla nadbrzeżne, 4 – obszar zabudowany, 5 – linia kolejowa, 6 – wa- lonej – zbiornik Słup. Na dnie każdego ły przeciwpowodziowe, 7 – podcięcia z nich wody powodziowe deponowały piasz- erozyjne, 8 – punkt wodowskazowy. czysto-żwirowe osady deltowe, rozcinane Opracowanie na podstawie: Meßti- wtórnie przez rzekę. Podczas niższych na- schblatt 1:25 000 ark. Kamenz, Woj- pełnień nierozmyte fragmenty aluwium mogą skowa Mapa Topograficzna 1:25 000 ark. Kamieniec Ząbkowicki, ortofoto- tworzyć płycizny lub pojedyncze wyspy (ryc. mapa 5.6). Gospodarka na zbiornikach wymaga

[160]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

zdarzały się średnio co 40 lat. Częstość wy- stępowania powodzi była oczywiście zmien- na i okresowo większa.

5.5. Geomorfologiczne skutki wezbrań na rzekach Sudetów

5.5.1. Główne cechy systemu fluwialnego

Sudety to obszar o największych kon- Ryc. 5.6. Poglądowy obraz akumulacji osadu trastach morfologicznych i o największej w obrębie zbiornika Mietków na By- strzycy w stanie jego niskiego napeł- energii rzeźby na Dolnym Śląsku. Działające nienia. Aluwia są eksploatowane (fot. tutaj procesy fluwialne mają nieco inny prze- B. Schutty, za zgodą autorki) bieg i odmienną skalę w zależności od sytuacji morfologicznej i rodzaju koryta rzecznego. Obserwuje się, że ze wzrostem wysoko-

5.4.3. Skala i częstość zjawisk, stopień ści maleje wielkość wezbrań korytowych, zagrożenia dla człowieka lecz wzrasta odpływ rozproszony (Toma-

szewski 1997). Skutki wezbrań są inne Rzeźba dolin rzecznych na Przedgórzu w korytach cieków stokowych najwyższych Sudeckim podlega zmianom jedynie podczas partii gór, we wciosowych lub płaskoden- największych zdarzeń powodziowych. Skala nych dolinach rzecznych, w dnach kotlin przeobrażeń może być jednak znaczna ze i w przełomach rzecznych. względu na szybki przepływ wody i siłę Cieki stokowe są najbardziej typowym strumienia, zwłaszcza w pobliżu krawędzi elementem odwodnienia terenów górskich Sudetów. Procesy erozyjne realnie zagrażają (Tomaszewski 1979, 1997). Nie mają one wtedy infrastrukturze. Wezbrania wiosenne, wyraźnie zarysowanej zlewni. Cechują się jakie niemal każdego roku zdarzają się na korytami nachylonymi identycznie ze spad- obszarze przedgórskim, zwykle nie powodu- kiem stoku i wciętymi jedynie w utwory ją większych strat. Zagrożeniem są powodzie pokrywowe, potencjalną zdolnością do ła- letnie z falami formującymi się na obszarze twych zmian korytowych, niską retencją Sudetów lub lokalne przybory wód mniej- korytową rumowiska i brakiem bruku kory- szych potoków po deszczach nawalnych. towego oraz zasilaniem głównie ze spływu Z uwagi na funkcje gospodarcze regionu, powierzchniowego. Powodując przyspiesze- straty dotyczą przeważnie produkcji rolni- nie odpływu wód stokowych, cieki te należą czej. do podstawowych czynników denudacyj- Niewiele jest prac, w których rozpatru- nych. Denudacja ta ma charakter głównie je się częstość zjawisk hydrologicznych re- mechaniczny i jak wykazały badania w naj- gionu przedsudeckiego, mających realny wyższych partiach Sudetów, Karkonoszach wpływ na morfologię dolin rzecznych. i Masywie Śnieżnika, jest w porównaniu Chmal (2002) na podstawie ilości lamin z Karpatami niewielka, a jej przeciętne tem- w profilu mady nad Nysą Kłodzką w okoli- −1 po wynosi odpowiednio ok. 0,12 mm·rok cach Kamieńca Ząbkowickiego oraz datowa- i 0,04–0,5 mm·rok−1 (Bieroński i in. 1991, nia znajdujących się w spągu odsłonięcia Klementowski 1997, 2002). Spływ po- drewnianych konstrukcji stwierdził, że wierzchniowy jest ograniczany dzięki dużym w ciągu ostatnich 1700 lat duże powodzie zdolnościom infiltracyjnym pokryw stoko-

[161]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

wych. Badania eksperymentalne na podłożu mowa w poprzednich podrozdziałach. Od granitowym w Karkonoszach wykazały, że ponad 100 lat skutki wezbrań zależą także od spłukiwanie zwietrzeliny osiąga wartości funkcjonowania zabudowy hydrotechnicznej. rzędu 0,00026 mm·rok−1 na stokach leśnych W Sudetach stosowano wiele metod ograni- i 0,00175 mm·rok−1 na powierzchniach bez czających negatywne skutki erozji stoków okrywy roślinnej (Bieroński i in. 1991). Inne i regulujących przepływ rzeczny, jakie wy- badania na polach eksperymentalnych pracowano dla obszarów górskich w XX w. w Starym i Nowym Waliszowie (gmina By- Ich techniczny opis zawiera praca Mamaka strzyca Kłodzka) wykazały, że największe (1958). straty glebowe przypadają na powegetacyjny W charakterystyce geomorfologicz- sezon jesienny (Andrzejczak 2005), kiedy nych skutków sudeckich wezbrań podkreślić prawdopodobieństwo wystąpienia powodzi należy ich współwystępowanie z efektami jest najmniejsze. Spłukiwany materiał gle- innych procesów katastrofalnych, jakie dzie- bowy cechuje się lepszym wysortowaniem ją się na stokach jednocześnie z wezbraniem i drobniejszą frakcją ziaren od materiału rzek (Migoń i in. 1999, 2002). Do procesów tworzącego pokrywę glebową (Chodak i in. tych należą erozja pokryw zwietrzelinowych 2005). oraz ruchy masowe – spływy gruzowo-błotne Część spłukiwanego materiału stoko- i osuwiska, a także upłynnienie zwałowisk, wego trafia do koryt cieków dolinnych. Cieki znane choćby z Kowar (Chmal 1979). te cechuje trwałość istnienia w dłuższym W historii powodzi szczególnie zapisało się czasie, drenaż głębszych stref podziemnych, osuwisko powstałe w sierpniu 1598 r. na tworzenie struktur rozgałęzionych i retencja stokach Bardzkiej Góry (Kalwarii) nieopodal rumowiska (Bieroński, Tomaszewski 1979, Barda Śląskiego. Jęzor osuwiska dotarł do Bieroński 2006b). Zalegające w ich korytach koryta Nysy Kłodzkiej, tamując odpływ rezydualne bruki korytowe powstrzymują wezbraniowy rzeki, co zagroziło bezpieczeń- postęp erozji dennej, zastępowanej w sytua- stwu miasta. cjach wezbraniowych erozją boczną. Dna kotlin śródgórskich drenują rzeki aluwialne o tendencjach do rozwijania me- 5.5.2. Charakterystyczny przebieg androwego wzoru koryta (Teisseyre 1990). procesów hydrologicznych Ich rozwój warunkowany jest w dużej mierze i geomorfologicznych termoerozją, która powoduje w warunkach sudeckich jednorazowe podcięcia brzegowe Karkonoskie badania Tomaszewskiego o głębokości do 1 m i odpowiada za nawet (1994) wskazują, że przeważającym składni- 60–98% całkowitego ubytku brzegów (Teis- kiem wezbrań górskich cieków są wody ze seyre 1979b). Odwodnienie kotlin dokonuje spływu śródpokrywowego (za wyjątkiem się z reguły odcinkami dolin o charakterze cieków stokowych). W Karkonoszach spływ przełomowym. ten odbywa się w warstwie wodonośnej Przebieg sudeckich procesów fluwial- zwietrzelin skał krystalicznych, głównie gra- nych, w tym natężenie erozji, transportu ru- nitów, badanej szczegółowo m.in. przez Kry- mowiska oraz akumulacji, zmieniał się zę i Kryzę (1983). Ograniczenie spływu po- w czasie, wpływając na układ sieci rzecznej wierzchniowego przy znacznym pokryciu (Jahn 1995). W ostatnim tysiącleciu zmiany roślinnym stoków oraz cechy budowy geolo- natężenia procesów fluwialnych wynikały gicznej regionu sprawiają, że zasadę tę moż- także z zagospodarowania stoków (Dubicki na ekstrapolować na inne pasma Sudetów. 1994, Latocha 2006, Latocha, Migoń 2006), Badania na mniejszych ciekach dolin- które miało podobną historię w różnych czę- nych reprezentowanych przez Wilczy Potok ściach świata (Wohl 2006) i o czym była już w Karkonoszach wykazały, że ich koryta są

[162]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

stabilne, a charakterystyki hydrauliczne wy- ekstremalnych wezbrań aluwia żwirowe. kazują przystosowanie do wysokich wezbrań Z reguły w miejscach tych dochodzi do ero- (Katrycz 1998). Wezbrania te mają dominu- zji wgłębnej, która sięgać może do 2,5 m jący wpływ na transport rumowiska, o któ- poniżej pierwotnego poziomu. Większym rym współdecydują nachylenie koryta oraz przeobrażeniom nie ulegają natomiast nisze pułapki rumowiskowe. Transport rumowiska źródliskowe, co przemawia za ich reliktową cieku głównego wielokrotnie przekracza przy formą (Czerwiński, Żurawek 1999a). W do- tym transport rumowiska przez jego dopły- linach wciosowych geomorfologiczne efekty wy. Podstawową frakcją granulometryczną wezbrań są stosunkowo niewielkie (Migoń transportowaną podczas normalnych stanów 2008), mimo iż miejscowo dochodzić tam wody w korycie są piaski drobno- i średnio- może do likwidacji zatorów i uruchomienia ziarniste (Bieroński 1994). Podczas mniej- rezydualnego bruku korytowego. Pogłębianie szych wezbrań w transporcie rumowiska dna cieków rekompensowane jest dostawą dominują piaski i drobne żwiry, a podczas materiału ze stoków i podcinanych brzegów. wezbrań dużych rumosz skalny (bez obto- Nawet w górnych odcinkach cieków może czenia). Materiał we frakcji głazowej trans- zachodzić tworzenie odsypów głazowych portowany jest jedynie w sytuacji wezbrań (Klimek i in. 2003). Klasyfikację form depo- ekstremalnych, możliwa jest jednak krótko- zycji rzecznej i form erozyjnych w dolinach dystansowa mobilność największych elemen- sudeckich przeprowadził Zieliński (2001, tów skalnych, jakie zalegają w korycie (tab. 2003) na podstawie obserwacji skutków po- 5.4.). W składzie mechanicznym istnieje luka wodzi w dorzeczu Nysy Kłodzkiej w 1997 w postaci frakcji żwirowych. Podczas wez- i 1998 r. (tab. 5.5 i 5.6). Skupienie tych form brań wiosennych zaobserwowano, że cieki występuje naprzemiennie wzdłuż cieków w wyższego rzędu, np. Wrzosówka i Kamien- strefach akumulacyjnych lub erozyjnych. O na, uruchamiają materiał o średnicach do tym, jak są one rozmieszczone informują 10 cm i większość głazów do 25 cm (Kuźma głównie wyniki szczegółowego kartowania 1972). geomorfologicznego, przeprowadzonego np. Według obserwacji Hrádka (2005) dla potoku Skałka w Karkonoszach (Dą- górne odcinki sudeckich cieków o korytach browska, Kasprzak 2007). Naprzemienne nachylonych więcej niż 50‰ tracą podczas występowanie

Tab. 5.4. Przykłady rekordowych wielkości elementów skalnych transportowanych w sudeckich korytach rzecznych. Podano oryginalny zapis jednostek bez próby standaryzacji. Wartości przepływów pochodzą z punktów wodowskazowych położonych w dalszym biegu cieków i należy je trakto- wad jako maksymalne możliwe w danej sytuacji

Ciek Data Wielkośd Przepływ Źródło

Jedlica (Kowary) 23/24 V 1810 3 500 kg b.d. Bugaj (1998) Podgórna 2/3 VII 1926 3 m3 b.d. Czerwioski (1999) (górny Podgórzyn) Łomniczka IX 1994 1,5 m b.d. Bierooski (1994) Czerwioski, Żurawek Wilczka (Międzygórze) 10/11 VII 1997 4,8 m 150 m3·s−1 (1999) Elizówka 22/23 VII 1998 1,4 m b.d. Łach (2000) (dopływ Bystrzycy Dusznickiej) Kwisa 8 VIII 2006 1,5 m 225 m3·s−1 Kasprzak (2006) (powyżej Świeradowa Zdroju)

[163]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Tab. 5.5. Charakterystyczne formy depozycyjne w dolinach sudeckich rzek. Objaśnienia: l – długośd, w – szerokośd, h – wysokośd, *++ – forma powstająca podczas powodzi katastrofalnych, *−] – forma, której powstanie nie jest uzależnione od występowania powodzi katastrofalnych. Według: Zie- lioski (2003), uproszczone

Identyfikator Kształt Rozmiar katastrofalnych Strefa Forma i skala Lokalizacja ziaren powodzi

dolina [m] * + / − +

rozszerzenia doliny 51 między kanałami powo- matrix części dolin; pospolity dziowymi wydłużony − koryto odsyp wydłużo- 10

odsyp głazy i żwiry l = 100 rozszerzenie koryta pro- wydłużony nad żwirami i + 1

[164]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Tab. 5.6. Charakterystyczne formy erozyjne w dolinach sudeckich rzek. Objaśnienia: d – długośd, w – szerokośd, h – wysokośd, *++-forma powstająca podczas powodzi katastrofalnych, *−] – forma, której powstanie nie jest uzależnione od występowania powodzi katastrofalnych. Według: Zielioski (2001), uproszczone

Identyfika- tor kata- Środowisko Forma Rozmiar Lokalizacja Czynnik genetyczny strofalnych powodzi

d<2,5 m na erozja denna pogłębione długości koryto potoku przepływu ? koryto kilkuset m korytowego erozja boczna zwie- osuwisko strome zbocze l<20 m trzelin przez prze- + dolinne doliny pływ korytowy

potok górski d<5 m wzdłuż koryta na erozja denna Kanał w<5 m wewnętrznym w strefach nurtu + pozakorytowy l<20 m brzegu zakola pozakorytowego w<5 m, erozja boczna prze- wcięcie brzegu l zależne od zewnętrzny brzeg pływu − koryta długości koryta w zakolu korytowego zakola

przed dużym korytowa wiry wtórne d<2 m drzewem nisza generowane przez − w,l<4 m rosnącym na brzegowa przeszkodę brzegu koryta erozja denna owalne roz- przed i obok zato- d<2,5 w,l<6 wirów wtórnych mycie dna ru drzewnego − m nurtu opływającego koryta w korycie przeszkodę erozja denna

ekspandującego na d<2 m terasa przy terasę nurtu w<50 m zewnętrznym + w warunkach zbyt l<200 m brzegu zakola dużej krętości koryta d<5 m erozja denna koryta 1 lub 2 niemal 10

rzeka główna erozja wsteczna d<4 m oddalone od rzeki i denna skoncen- w<20 m koryta o wzorze trowanego + l<200 m dendrytycznym przepływu pozakorytowego

stref erozji i akumulacji w obszarach gór- Istotne przeobrażenia rzeźby dolinnej skich jest powszechne. W charakterystycz- mogą w czasie powodzi zachodzić wzdłuż nych dla Sudetów warunkach średniogórza koryt meandrowych. Odcinki meandrowe europejskiego, zostało m.in. wykazane występują w Sudetach w strefach przełomo- w czasie serii wezbrań Otavy na Szumawie wych (Przełom Bardzki, przełom Marciszów (Kříņek, Engel 2006). – Janowice Wielkie), ale także na wierzcho-

[165]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

winie Gór Izerskich na Izerze i jej dopływach były opisywane po czeskiej stronie gór. We- – Jagnięcym Potoku i Kobyle (ryc. 5.7). Po- dług obserwacji Hrádka (2005) koryto Mo- toki te rozcinają pokrywy torfowisk wyso- rawy rozszerza się podczas ekstremalnych kich do poziomu peryglacjalnych zwietrzelin wezbrań z 5 m do 80–90 m, a miejscami do wytworzonych na granitach i gnejsach. Ich 200 m. nieumocnione brzegi migrują swobodnie Ekspansji koryta towarzyszą podcięcia podczas większych wezbrań, co udokumen- brzegowe uruchamiające osunięcia gruntu. towane jest w źródłach kartograficznych W konsekwencji, przy strefie bezpośredniej (ryc. 5.8). Koryta zwiększają swoją krętość, dostawy materiału stokowego do koryt ob- a po przerwaniu szyi zakola ulegają wypro- serwuje się z reguły zwężenie koryta cieku, stowaniu i proces zwiększania krzywizny a poniżej tej strefy rozszerzenie koryta i jego może rozpocząć się od nowa. Działo się tak wypłycenie (Owczarek 2004). Erozja boczna m.in. podczas powodzi w sierpniu 2002 jest domeną przełomowych odcinków rzek, i w sierpniu 2006. W powstałych podcięciach np. Nysy k. Długopola i w Przełomie Bardz- erozyjnych odsłaniały się warstwy żwirów kim) oraz stref ujściowych dopływów (np. deponowane podczas minionych zdarzeń połączenie Pławnej i Nysy Kłodzkiej) (Zie- powodziowych na osadach organicznych liński 2001). Wymienione odcinki przeło- (ryc. 5.9). Przy wklęsłych brzegach zakoli, mowe nie są jednak, jak to się powszechnie w ich dolnej części, deponowane były żwiry sądzi, miejscami, gdzie wody wezbraniowe i głazy podlegające współczesnemu transpor- oddziałują jedynie erozyjnie. Występują tam towi rzecznemu (ryc. 5.10). Jak pokazuje naprzemienne strefy erozji i depozycji, której przykład Jagnięcego Potoku (ryc. 5.11), po- siłą sprawczą jest zawsze utrata energii stru- wierzchnia powstałych odsypów była zależna mienia na ogonie fali powodziowej. Przykła- od krętości i promienia zakola (ryc. 5.12). dem może być przełom Bobru między Mar- Modelowanie GIS oparte o numeryczny mo- ciszowem a Janowicami (ryc. 5.13). W stre- del terenu potwierdziło także bezpośredni fach akumulacyjnych powstają tu wały przy- wpływ lokalnej zmiany nachylenia koryta korytowe, pokrywy drobnoziarniste na po- (Kasprzak, Niedzielski 2007). Podobne wierzchniach zalewowych i grubofrakcyjne zmiany w strefach meandrowych potoków odsypy centralne i śródkorytowe.

Ryc. 5.7. Meandrowe koryto Jagniecego Potoku – lewego dopływu Izery

[166]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Największe zmiany rzeźby fluwialnej nia dróg leśnych na głębokość do 4–5 m, grożą potencjalnie odcinkom cieków u pod- pogłębiania koryt cieków czy zniszczenia nóży progów morfologicznych w dnach ko- nadbudowy progu wodospadu Wilczki. Poni- tlin i u wylotu odcinków przełomowych. żej krawędzi progu morfologicznego, gdzie W warunkach naturalnych znajdowały się potok rozcina czwartorzędowe osady alu- one w obrębie stożków napływowych, na wialne, Wilczka przemodelowała swoją pła- których wezbrane cieki formowały koryta skodenną dolinę na dystansie 2 km (Żurawek roztokowe, z równoległymi kanałami oddzie- 1999). Strefa zmian korytowych miała 300 m lonymi strefami depozycji (ryc. 5.14). Pier- szerokości. Dochodziło tam do erozji bocz- wotna rzeźba jest jednak zatarta przez dzia- nej, przerywania zakoli korytami przelewo- łalność rolniczą, a układ korytowy celowo wymi i akumulacji pozakorytowej. Bezpo- zmieniony. średnio poniżej krawędzi uskokowej koryto przesunęło się o 100–300 m na długości 1 km. Niżej jeszcze kilkukrotnie doszło do awulsji, jednak przerzucenie koryta odbywa-

Ryc. 5.9. Podcięcie erozyjne Jagnięcego Potoku na Hali Izerskiej odsłania sekwencję osadów organicznych i mineralnych zawierających żwiry z transportu fluwialnego (fot. M. Kasprzak)

Ryc. 5.8. Zmiany korytowe Jagnięcego Potoku na Hali Izerskiej

Drastyczne odnowienie tendencji do roztokowania na powierzchni stożka napły- wowego zdarzyło się w dolinie Wilczki od- wadniającej fragment Masywu Śnieżnika. Zlewnia tego cieku przedzielona jest uskokiem Wilkanowa, tworzącym w morfologii terenu wyraźny próg o wysokości względnej Ryc. 5.10. Stan koryta środkowego odcinka Ja- 200–300 m. Podczas powodzi z lipca 1997 r. gnięcego Potoku po wezbraniu w górnej części zlewni zachodziły intensyw- w sierpniu 2006r. (fot. M. Kasprzak) ne procesy erozyjne, dochodziło do rozcina-

[167]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Ryc. 5.11. Parametry koryta dolnego biegu Jagnięcego Potoku. Objaśnienia: kolor żółty – odsypy żwiro- we. L – długośd zakola. R – promieo zakola. Podano powierzchnię każdego odsypu oraz śred- nią długośd i średni promieo zakola

Ryc. 5.12. Powierzchnie odsypów przykorytowych Jagnięcego Potoku na tle geometrii jego koryta. Objaśnienia: 1 – Ryc. 5.13. Na powierzchni stożka napływowego promieo krzywizny zakola, 2 – dłu- Małej Kamiennej w Piechowicach wo- gośd zakola (L – wzdłuż lewego brze- dy powodziowe kierują się równole- gu, P – wzdłuż prawego brzegu), 3 – głymi, oddzielonymi od siebie kory- powierzchnia odsypu tami. Piechowice, 7 sierpnia 2006 r. (fot. M. Kasprzak)

Ryc. 5.14. Fragment doliny Bobru na przełomowym odcinku między Marciszowem a Wojanowem. Obja- śnienia: 1 – osady rzeczne w ogólności (holocen), 2 – piaski i żwiry terasy 1–6 m n.p.rz. (zlo- dowacenie bałtyckie), 3 – odsypy, 4 – nasypy antropogeniczne na formach akumulacji rzecznej, 5 – wały przykorytowe, 6 – koryta powodziowe, 7 – stożki napływowe (podcięte korytem powodziowym), 8 – podcięcia erozyjne, 9 – suche doliny denudacyjne, 10 – koryta rzeczne,

[168]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

11 – sztuczne zbiorniki wodne (także aktualnie suche), 12 – obszary zalewowe, 13 – tereny stagnacji wód powodziowych, 14 – koryta powodziowe, 15 – bystrza, 16 – jaz, 17 – groble przeciwpowodziowe, 18 – główne drogi, 19 – linia kolejowa (Wałbrzych – Jelenia Góra). Czerwonymi ramkami zaznaczono strefy, gdzie dochodzi do depozycji rumowiska rzecznego w czasie epizodów wezbraniowych. Wydzielenia wiekowe osadów na podstawie: Szczegóło- wa Mapa Geologiczna Sudetów ark. Janowice Wielkie

[169]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

ło się na mniejszą skalę. W każdym przypad- Muzeum Papiernictwa w Dusznikach, biblio- ku węzły awulsyjne znajdowały się na mo- teki w Polanicy i rejon huty szkła Barbara stach lub kładkach, sprzyjających tworzeniu w tym samym mieście. się zatorów z rumoszu drzewnego i porywa- W obrębie śródgórskich kotlin powo- nych konstrukcji budynków. Grubość zdepo- dzie zagrażają stabilności zakoli rzecznych. nowanej na terasie warstwy żwirów przekra- W Żelaźnie lub w Radochowie podczas wez- czała 1,5 m, przy wielkości głazów do brań dochodziło do przecinania zakoli o dłu- 50 cm. Erozja boczna, dominująca wśród gości do 450 m i zmiany układu jednokory- procesów zmieniających kształt koryta, dzia- towego na rzecz większej ilości koryt równo- łała przy spadku 30–60‰. W dolnym biegu ległych (Łach 2001, Migoń i in. 2002). Jed- Wilczki, przy spadku poniżej 30‰, proces nocześnie postępuje nadbudowa piaszczysto- ten zachodził incydentalnie (Czerwiński, ilastej równi zalewowej osadem żwirowym, Żurawek 1999a). Znaczące przeobrażenia którego miąższość nie przekracza z reguły rzeźby dolinnej dokonywały się także na 1 m. Podobne skutki geomorfologiczne wez- równoległych do Wilczki potokach Gowo- brań miały miejsce w dnie Kotliny Jelenio- rówka i Pławna. górskiej przed hydrotechniczną zabudową Podobne skutki geomorfologiczne ob- karkonoskich potoków. serwowano wzdłuż Bystrzycy Dusznickiej Miejscami wrażliwymi w górskim sys- w lipcu 1998 r. (Łach 2000). Doliny górnych temie fluwialnym są odcinki powyżej i poni- dopływów Bystrzycy zostały pogłębione żej zatorów z rumoszu drzewnego. Zatory te o ok. 2 m, niekiedy do poziomu litej skały. są jedną z głównych przyczyn zmian kory- Spływ wód stokowych przyczynił się do towych (Mosley 1981, Wyżga i in. 2003, sypania stożków torencjalnych u wylotu do- Wyżga, Zawiejska 2005). Tworzą się z regu- lin denudacyjnych i rynien zrywkowych, ły na inicjalnych przeszkodach w korycie. zbudowanych z niesortowanego, gliniastego W warunkach sudeckich zatory z rumoszu materiału z pojedynczymi głazami. Koryto drzewnego przybierają duże rozmiary, zaty- Bystrzycy Dusznickiej pogłębiło się, np. kając światło mostów. o 0,5 m w Polanicy. Tempo erozji wgłębnej cieku głównego przewyższało erozję dopły- wów, prowadząc do zawieszenia części 5.5.3. Antropogeniczne pułapki bocznych dolin. Na całej długości koryto sedymentacyjne Bystrzycy poszerzyło się od 2 do 30 m. Pro- cesowi temu towarzyszyły liczne zerwy po- Przebieg procesów fluwialnych w Su- nad podcinanymi fragmentami brzegów. detach jest w znacznym stopniu modyfiko- Erozję boczną inicjowały niejednokrotnie wany funkcjami hydrozabudowy. Geomorfo- przyrastające stożki aluwialne bocznych logiczne skutki powodzi z okresu poprzedza- dopływów, zmieniające bieg głównego nurtu jącego budowę systemu hydrotechnicznego rzeki. Rzeka niszczyła sztuczne przeszkody znane są z opracowań historycznych wymie- zmniejszające światło przepływu, zrywając nionych w poprzednim rozdziale. Od prze- m.in. niemal wszystkie mosty. Na niskich łomu XIX i XX w. drastycznie ograniczono terasach tworzyły się rynny powodziowe lub erozję boczną cieków, za co odpowiadają piaszczysto-żwirowe pokrywy, w korycie powszechne wzdłuż koryt umocnienia brze- grubookruchowe odsypy centralne, w strefie gowe, a miejsca naturalnie predysponowane brzegowej wały przykorytowe. W sytuacji topograficznie jako strefy transferu rumowi- zmniejszenia spadku koryta w dolnym biegu ska zamienione zostały w strefy akumulacji Bystrzycy Dusznickiej doszło do nadbudowy materiału skalnego. W zwężeniach dolin lub doliny osadem piaszczystym i mułem. Po- skalnych przełomach rzecznych posadowio- dobnie osadem pokryte zostało sąsiedztwo no bowiem zapory przeciwrumowiskowe lub

[170]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

zapory zbiorników retencyjnych, wymienio- zbiornika wystąpiło kilka kolejnych katastro- nych w rozdziale 4. falnych w skutkach wezbrań Bobru i jego Zapory przeciwrumowiskowe funk- górskich dopływów: dwukrotnie w roku cjonujące w wyższych częściach dorzeczy 1926, później w latach 1930, 1938, 1958, były szczególnie szybko wypełniane po tzw. 1965, 1977, 1981, 1997 i 2002. Przepływ klęsce ekologicznej lat 80. XX w., kiedy Bobru mierzony dla profilu wodowskazowe- dochodziło do intensywnej dostawy materia- go w Jeleniej Górze przekraczał wtedy zaw- łu stokowego do koryt. Powodem takiego sze 300 m3 s−1 (maksymalnie 574 m3 s−1 stanu rzeczy nie było bezpośrednio zamiera- w 1997 r.), przy SSQ 14,3 m3 s−1 (Machajski, nie drzewostanu i odsłanianie powierzchni Rędowicz 2006). W okresie od 1933 r., kiedy stokowych (przyczyny wypadania drzew prowadzono prace konserwacyjne zbiornika, szeroko opisane w pracy Jadczyka z 1999 r.), do 2006 r. tych istotnych dla dynamiki aku- ale aktywne procesy erozyjne na szlakach mulacji zbiornikowej zdarzeń było więc co zwózki drewna (Parzóch 2001, 2002). Zbior- najmniej siedem. W przeciwieństwie do flu- niki przeciwrumowiskowe podczas każdego wialnych zjawisk sekularnych, umożliwiały wezbrania zatrzymywały słabo wysortowany one transport rumowiska grubofrakcyjnego – osad z przeważającą frakcją piaszczysto- grubych żwirów i głazów. żwirową (Traczyk 1991). Szybko postępują- ca depozycja osadów stała się wtedy podsta- wą do wysuwania wniosków o przyszłej agradacji koryt rzecznych na krawędzi gór (Bieroński 1990). Z obecnego punktu widzenia rozważania te okazały się jednak nieuza- sadnione. Dna sudeckich zbiorników retencyjnych skrywają zapis sedymentologiczny denudacji zlewni. W masie sedymentu swój udział mają osady dostarczane podczas wez- brań i powodzi, odsłaniające się jedynie w trakcie prac konserwacyjnych (Parzóch Ryc. 5.15. Osady zbiornika zaporowego Perła 2005a). Były one obiektem badań Jahna Zachodu powyżej zapory elektrowni (1968) po opróżnieniu zbiornika Pilchowic- wodnej Bobrowice I na Bobrze na kiego, a w mniejszej skali Parzócha i Sob- północ od Jeleniej Góry. Widok na czyka (2004), zajmujących się zlewnią kar- dolną częśd zbiornika z osadami roz- konoskiego strumienia stokowego. Wyniki ciętymi podczas opróżniania jeziora. Wrzesieo 2006 (fot. M. Kasprzak) przedwojennego monitoringu wypełniania rumowiskiem zbiorników zawiera także cy- W partii dna zbiornika położonego towana przez Cyberskiego (1970) praca Or- powyżej kładki przy schronisku „Perła Za- tha (1934). chodu”, wzdłuż prawego brzegu odłożyły się Okazją do rozpoznania cech depozycji miąższe pokłady różnofrakcyjnych piasków osadów powodziowych na dnie jednego ze i żwirów, tworząc wyraźną półkę terasową zbiorników był remont zapory Jeziora Mod- (ryc. 5.16). Na brzegu wypukłym, po prze- rego w przełomie Bobru między Jelenią Górą ciwnej stronie Jeziora Modrego osadzone a Siedlęcinem, prowadzony latem 2006 r. zostały osady drobniejszych frakcji – (Kasprzak, Traczyk 2008) (ryc. 5.15). Zbior- w przewadze piaski z licznymi pokładami nik ten powstał po wybudowaniu typowej dla i wkładkami ciemnych namułów organiczno- lat 20-tych XX w. elektrowni przyjazowej mineralnych, często z grubym detrytusem Bobrowice I. W czasie funkcjonowania

[171]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

jeziora odsłonięte zostały 0,5–1 m wysokości odsypy żwirowo-piaszczyste. W ich składzie występowały liczne obtoczone fragmenty cegieł, ceramiki i szkła. Być może odsypy te powstały już w trakcie opróżniania jeziora, gdy silny nurt spowodował erozję dna zbiornika i selekcję materiału namuliskowego. Na podstawie pomiarów kartome- trycznych stwierdzono, że w obrębie dna Jeziora Modrego deponowane były w więk- szości namuły organiczne (41% powierzchni akumulacyjnej) i piaski (37%). Znaczna część osadu piaszczystego akumulowana była w sposób nietypowy wzdłuż wklęsłego, a więc teoretycznie erozyjnego brzegu pierwotnego koryta rzeki. Taki układ można wiązać z obecnością wielkiej ostrogi skalnej, która łagodzi nurt Bobru. Ryc. 5.16. Strefy akumulacji dennej w zbiorniku Z pracy Ortha (1934) nie wynika ja- Jeziora Modrego (A) i struktura osa- sno, czy w 1933 r. prowadzono w zbiorniku dów (B). Objaśnienia: A; 1 – strefa depozycji żwirów, 2 – strefa depozycji prace oczyszczające. Trzeba założyć, że se- piasków, 3 – strefa depozycji namu- dymenty odsłonięte w 2006 r. reprezentują łów organiczno-mineralnych, 4 – stre- akumulację, która zachodziła co najmniej fa depozycji piasków i namułów orga- przez 70 lat. Po pierwszych 8 latach funkcjo- niczno-mineralnych, 5 – dno doliny, nowania zapory pojemność Jeziora Modrego 6 – koryto erozyjne powstałe po 3 spuszczeniu wody ze zbiornika. zmniejszyła się z 0,5 mln do 0,385 mln m . B; udział w powierzchni osadów den- Na podstawie objętości sedymentu 0,115 mln nych wypełniających zbiornik Jeziora m3 wyliczono wtedy średnie roczne zamule- Modrego: ż – żwiry, p – piaski, p/n – nie na poziomie 0,0144 mln m3 (2,9% obję- piaski przewarstwiane namułami, n – tości zbiornika) i zamulenie jednostkowe namuły organiczno-mineralne. We- 0,0137 mm rok−1 przy powierzchni zlewni dług: Kasprzak, Traczyk (2008) 2 1047 km . Na podstawie wyznaczonego wy- drzewnym. Kolejna strefa akumulacji piasz- żej tempa zamulania po upływie 70 lat moż- czystej wytworzyła się również wzdłuż na byłoby się spodziewać dostarczenia osadu wklęsłego brzegu jeziora tuż przy zaporze. o objętości dwukrotnie przekraczającej obję- 3 W trakcie spuszczania wody z jeziora mate- tość zbiornika (1,008 mln m ). Przeprowa- riał piaszczysty tego odsypu – delty został dzone w 2006 r. obserwacje wskazały, że jednak prawie całkowicie usunięty ze zbior- zbiornik został niemal całkowicie wypełnio- nika. Jedynie po prawej (północnej) stronie ny, a w wielu jego partiach doszło do znacz- koryta Bobru zachowały się niewielkie nego spłycenia (głębokość wody <1 m). ostańce piaszczyste przylegające do skłonu W niektórych miejscach, np. przy zaporze, półki zbudowanej z namułów organicznych. doszło do wytworzenia rozległych mulastych Po drugiej stronie koryta, które uformowało płycizn lub wręcz przybrzeżnego zalądowie- się po opróżnieniu zbiornika, zalegała rozle- nia. Jedynie wzdłuż linii nurtu mogły two- gła powierzchnia zbudowana z namułów rzyć się obniżenia w powierzchni akumula- organicznych. W strefie przewężenia doliny cyjnej, których zarys wyznaczają przebar- Bobru łączącego jego dwa zakola, na dnie wienia na ścianie zapory poniżej przelewu (ryc. 5.15). Szacowany nadmiar rumowiska

[172]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

rzecznego, który wynosił prznajmniej 0,5 mln m3, podlegał zapewne dalszemu ruchowi w dół doliny i akumulacji w Jezio- rze Wrzeszczyńskim lub Pilchowickim Zbiorniku Wodnym. Przeciwnym do akumulacji procesem powodowanym przez zapory jest wzmożona erozja po stronie zaprądowej konstrukcji. Ocenia się, że poniżej zapór przeciwrumowiskowych erozja wgłębna koryt rzecznych jest kilkaset razy szybsza niż w warunkach normalnych i dla cieków karkonoskich wynosi 6–40 mm·rok−1 (Parzóch 2005b). Badania dendrochronologiczne Malika i Owczarka (2007) wskazują, że procesy erozyjne nie muszą być przy tym skorelowane czasowo z epizodami wypełniania zbiorników powy- żej zapór.

5.5.4. Skala i częstość zjawisk, zagrożenia dla człowieka

W poznanej historii sudeckich wez- brań nie zdarzyło się jeszcze, aby swoje maksima przepływów przekraczały jedno- cześnie cieki we wszystkich głównych dorzeczach (patrz rozdział Powodzie na Dol- nym Śląsku). Stan zbliżony do maksymalnego notowanego oznacza z reguły istotne przekształcenia korytowe cieku i poważne zniszczenia infrastruktury w dnie doliny. Narażone są głównie mosty i drogi oraz zabudowa posadowiona tradycyjnie wzdłuż koryt rzecznych w wąskich dnach dolin wciosowych, na stożkach napływowych i na cięciwach zakoli. Charakter procesów erozyjnych sprawia, że mogą one ulec całkowi- tej destrukcji (ryc. 5.17). Istotne zmiany w geomorfologii gór- skich dolin rzecznych dokonują się zarówno w trakcie intensywnych opadów o charakterze regionalnym, jak i epizodów burzowych, Ryc. 5.17. Zniszczenia Kowar spowodowane po- jakie obejmują pojedynczą zlewnię. Mimo wodzią na Jedlicy. Lipiec/sierpieo znacznego natężenia nierzadko wymykają się 1897 r. Źródło: Die Hochwasser- Katastrophe... (1897) (autor fotografii one wtedy monitoringowi meteorologiczne- nieznany) mu i hydrologicznemu.

[173]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Analiza geomorfologicznych skutków walności faktycznego natężenia zjawiska, powodzi prowadzi do wniosku, że mimo krótkiego czasu między ostrzeżeniem hydro- pewnych tendencji, każde duże wezbranie logicznym a wystąpieniem wezbrania, szyb- tego samego cieku ma nieco inną charaktery- kiego postępu fali powodziowej i jej siły stykę. Procesy przyrodnicze zachodzą więc erozyjnej, przemieszczania się grubofrakcyj- wbrew zasadzie mechaniki, że zjawiska nego rumowiska oraz skumulowanego od- o podobnej wielkości powinny posiadać ana- działywania geomorfologicznych procesów logiczne wartości progowe procesów erozji rzecznych i stokowych. i transportu ładunku dennego, a zatem i po- dobną wydajność w przekształcaniu systemu fluwialnego. Powtarzające się wezbrania 5.5.5. Geomorfologiczne skutki wez- mogą bowiem uniemożliwiać relaksację sys- brania małych cieków górskich temu fluwialnego, dlatego wartości progowe na przykładzie potoku Skałka procesów hydrogeomorfologicznych bywają w Karkonoszach zmienne w stosunkowo szerokim zakresie (Froehlich 1982, 1995, 1998, 2006). Bezpo- Przykład geomorfologicznych skut- średnich przyczyn zmian korytowych szukać ków wezbrania małych cieków górskich za- należy także w działaniach człowieka (Lan- prezentowany został w publikacji Dąbrow- ghammer 2005, Latocha 2006, Latocha, Mi- skiej i Kasprzaka (2007). Autorzy określili goń 2006, Ńaňková, Hrádek 2008): więk- cechy koryta potoku Skałka Karkonoszach szość zmian erozyjnych podczas powodzi po lokalnym epizodzie wezbraniowym, jaki w dorzeczu Nysy Kłodzkiej latach 1997 miał miejsce latem 2002 r. Podstawą badań i 1998 dotyczyła odcinków, na których prze- było szczegółowe kartowanie geomorfolo- kształcono naturalny układ koryta (Zieliński giczne prowadzone na górnym odcinku po- 2001), kłody porywane z tartaków i gospo- toku, będącym ciekiem V rzędu i uchodzą- darstw tarasowały przepływ pod mostami w cym do Łomniczki. Uwagę skupiono na jego Piechowicach podczas powodzi 1897 r. lub górnym i środkowym odcinku (ryc. 5.18), w Sobieszowie w 1926 r., czy też intensywne gdzie brzegi nie zostały sztucznie umocnione użytkowanie rolne sudeckich stoków stało i nie ma zabudowań. W efekcie trwających się przyczyną erozji gleb i akumulacji rok prac terenowych stworzono mapę zawie- w dolinie Nysy Kłodzkiej w trakcie powodzi rającą informacje o rozmieszczeniu oraz 1938 r. drobnofrakcyjnych osadów na skalę rozmiarach form korytowych i pozakoryto- niespotykaną podczas innych zdarzeń kata- wych wraz z parametrami uziarnienia osa- strofalnych tego typu. Podobne przykłady dów korytowych, wymiarach podcięć ero- można mnożyć. Co ciekawe, już po najwięk- zyjnych (wysokości, szerokości, głębokości), szej z zachodniosudeckich powodzi zapór z rumoszu drzewnego i kotłów ewor- w 1897 r. stwierdzono, że powodem wielkich syjnych. Pełne odwzorowanie szczegółów strat gospodarczych nie była zbyt mała po- oraz użyteczną kartometryczność zebranych jemność koryt, ale ich zdziczenie (zmienne danych przestrzennych uzyskano dzięki profile, duże odsypy i wiele równoległych opracowaniu obrazu w programie AutoCAD. ramion rzek), zarośnięcie brzegów, wałów Fragment sporządzonego planu wraz i równi zalewowej, a także zabudowa zwęża- z wszystkimi wydzieleniami zastosowanymi jąca światło przepływu, w tym domy przy na całym arkuszu przedstawiono na ryc. nadbrzeżach czy przęsła mostów etc. (O re- 5.19. gulacyi... 1909). Zlewnia Skałki obejmuje fragment Powodzie sudeckie uznać należy na północnych stoków Kowarskiego Grzbietu najbardziej niebezpieczne dla człowieka. w polskiej części Karkonoszy Wschodnich. Stan zagrożenia wynika z małej przewidy- Podstawowe parametry badanej zlewni

[174]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

cząstkowej przedstawiono w tab. 5.7. W jej z topniejącego śniegu zdarzyć się mogą za- podłożu występuje seria kowarska skał me- równo wiosną, jak i w zimie. tamorficznych osłony granitu karkonoskiego: w przewadze łupki, gnejsy i granitognejsy oraz amfibolity. Wychodnie litych skał po- jawiają się na powierzchni sporadycznie, a stoki osłania pokrywa zwietrzelinowa o miąższości zazwyczaj od 0,5 do 1,5 m. Ponad 90% obszaru zlewni porasta bór gór- ski mieszany, należący do górnej części regla dolnego (świerk, jodła, buk, modrzew, jawor) oraz bór wysokogórski regla górnego (świerk z domieszką jarzębiny). Las, scho- dzący do podnóża masywu, poprzecinany jest siecią dróg i ścieżek o gęstości ok. 6–8 km na km2 oraz zanikającą siecią rynien zrywkowych, powstałych po tzw. klęsce ekologicznej lat 80. Źródła Skałki znajdują się na wysokości 1002 m n.p.m. Długość całego cieku wynosi 5,9 km, a badanego odcinka od źródła do wyznaczonego punktu 2,05 km. Jego niemal proste w górnym odcinku koryto stopniowo zwiększa swoją krętość wraz z biegiem doliny. Poniżej Ryc. 5.18. Lokalizacja obszaru badao potoku badanego odcinka, gdzie pojawiają się Skałka: strzałkami oznaczono skar- zabudowania Karpacza Wilczej Poręby, towany odcinek koryta, czerwony koryto ujęte jest kamienną obudową prostokąt zakreśla obszar przedsta- brzegów. Wyżej umocnienia takie pojawiają wiony na ryc. 5.19. Według: Dą- browska, Kasprzak (2007) się jedynie pod dwoma drewnianymi mostkami na trasie dróg leśnych. Poza W korycie Skałki zalegał materiał nielicznymi odcinkami wyciętymi w litej różnych frakcji, wśród których dominował skale, koryto wyścielone jest rumowiskiem powierzchniowo gruby żwir i głazy o dominujących frakcjach żwirowej z blokami. Znajdowały się tam elementy i głazowej. o dłużej osi większej niż 4 m. Mogły one Przepływ Skałki znacznie zmienia się zalegać in situ jako residuum przemytej w ciągu roku, osiągając maksima związane pokrywy stokowej. Większe z elementów z topnieniem śniegu lub intensywnymi opa- bruku korytowego budowały progi dami deszczu. Oprócz intensywnych opadów rumowiskowe, których naliczono na regionalnych obserwuje się tu także burze badanym odcinku 45 (ryc. 5.20). Były one wywołujące ekstremalne wezbrania na ob- rozmieszczone wzdłuż całej długości koryta, szarze o ograniczonej skali, np. dwu sąsied- tworząc zespoły na jego węższych nich zlewni, jak to miało miejsce podczas odcinkach lub w miejscach zwiększonego wspomnianego wcześniej wezbrania Skałki spadku koryta. Progi przegradzały koryto, i płynącej równolegle po jej wschodniej stro- z wyjątkami, pod kątem prostym. Ich nie Maliny. Brakuje niestety wiarygodnych wysokość dochodziła do 2,2 m. Poniżej nich danych odnośnie przepływów w trakcie tego rozwijały się kotły eworsyjne o średnicy zdarzenia. Odmienne genetycznie wezbrania

[175]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Tab. 5.7. Podstawowe informacje na temat zlewni potoku Skałka. Według: Kwiatkowski, Hołdys (1985), Czerwioski (1991), pomiary DEM

Badana zlewnia cząstkowa Skałki

system hydrograficzny Skałka / Łomniczka / Łomnica /Bóbr / Odra powierzchnia 2 km2 punkt najniższy 652,5 m n.p.m. punkt najwyższy 1285 m n.p.m. wskaźnik kolistości 0,75 wskaźnik wydłużenia 0,57 długośd cieku 2,79 km średni spadek cieku 44,8‰ badany odcinek Potoku Skałka dopływ rzeki Łomniczki położenie wys. obszaru źródłowego 1002 m n.p.m. długośd 2,05 km

Sytuacja klimatyczna

roczne opady rzeczywiste 1400–2000 mm liczba dni burzowych w czerwcu i lipcu 12 (stacja Karpacz, lata 1951–1975). 165 mm (stacja Karpacz Wilcza Poręba), 283 mm (stacja największe notowane sumy opadów Budniki) przy opadzie dobowym odpowiednio do 79 i 191 mm; 29 lipca – 1 sierpnia 1897 r. czas zalegania śniegu powyżej 196 dni

najczęściej od 1,5 do 3 m. Zespołom progów wezbraniowe, a ich podstawa znajdowała się towarzyszyły fragmenty koryta wycięte ponad poziomem niskich przepływów, gro- w litej skale. Odcinki takie miały maksymal- madził się tutaj materiał osypiskowy. Pod- ną długość ok. 20 m. Cztery z nich rozmie- cięciom towarzyszyły liczne ślady osunięć sczone były w najwyższej części cieku, gruntu o wysokości do 10 m. Osobną kateo- a jeden w dolnym odcinku analizowanego gorię form tworzyły rynny erozyjne ucho- fragmentu potoku. Materiał skalny o mniej- dzące bezpośrednio do koryta. Największa szej frakcji był transportowany w dół cieku z nich powstała po uszkodzeniu drogi leśnej lub akumulował się za większymi przeszko- i przedostaniu się prowadzonej nią wody dami w korycie. w dół stoku. Rynna ta miała długość 40 m Powszechnymi formami erozyjnymi i szerokość od 4 do ponad 10 m przy korycie. były podcięcia brzegów rozmieszczone nie- Rynny erozyjne wraz z wylotami dróg regularnie wzdłuż biegu potoku. Wysokość i odwadaniających je rowów dostaraczały podcięć brzegowych sięgać mogła 3,7 m. materiał stokowy bezpośrednio do koryta. Jeśli erodowane były one jedynie przez wody Zidentyfikowano 17 takich miejsc. U ich

[176]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 5.19. Fragment mapy powstałej w wyniku kartowania koryta potoku Skałka. Według: Dąbrowska, Kasprzak (2007)

Ryc. 5.20. Schematyczne przedstawienie wybranych elementów struktury koryta potoku Skałka na tle profilu podłużnego i przekrojów poprzecznych doliny: I – budowa geologiczna (a – łupki łysz- czykowe, b – gnejsy skaleniowe, c – granitognejsy), II – syntetyczne przedstawienie szeroko- ści koryta, III – obiekty, formy i procesy kształtujące koryto (d – mosty, e – murowane umocnienia brzegów przy mostach, f – boczna dostawa wody i materiału skalnego, g – odsypy śródkorytowe, h – progi rumowiskowe, i – wychodnie skał podłoża, k – zatory drzewne). We- dług: Dąbrowska, Kasprzak (2007)

[177]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

wylotu mogły się tworzyć podmywane stożki żwirem, kotły eworsyjne i głazy wsparte na napływowe o charakterze torencjalnym. większych blokach. Najdłuższy z tych odcin- Bocznej dostawie materiału skalnego towa- ków (ponad 100 m) znajdował się w okolicy rzyszyły rozszerzenia koryta przepełnianego 1 km biegu potoku. rumowiskiem. Jego szerokość wzrastała wte- Pod względem materiału dennego dy nawet do 22 m, kiedy na innych odcin- Skałka ma koryto żwirowo-głazowe, w któ- kach nie przekraczała 10 m. Zmniejszenie rym zalegają także większe bloki. Mimo, że zdolności transpotowej potoku przejawiało w sudeckich potokach obserwowano trans- się w takich miejscach tworzeniem odsypów port bloków o długości dłuższej osi 4,8 m śródkorytowych. Największe z nich, o długo- (Żurawek 1999), największe bloki w korycie ści 30 m i szerokości 12 m, są zalewane tylko Skałki zapewne przekraczają możliwości podczas najwyższych stanów wody i mają transportowe cieku. Tworzyły one lokalne charakter mniej lub bardziej trwałych wysp pułapki dla materiału skalnego, zwiększając porośniętych roślinnością. Na powierzchni retencję rumowiskową analizowanego poto- tych odsypów mogły występować mniejsze ku. Odmiennie sytuacja wygląda na odcin- formy erozyjne (np. kotły eworsyjne) lub kach, gdzie w korycie odsłania się lita skała akumulacyjne. podłoża. Erozja wgłębna i boczna działa tu Wzdłuż całego koryta ciągnęły się tak- intensywnie także między epizodami wez- że odsypy boczne o wielkościach i kształtach braniowymi. W miejscach tych koryto Skałki uzależnionych od lokalnej morfologii. przybiera postać koryta skalnego i w rozu- W górnej części, na niemal prostym odcinku mieniu definicji zaproponowanej przez cieku utworzył się system odsypów naprze- Whipple'a (2004) stale dominują w tym miej- mianległych. Budujące je żwiry układały się scu procesy erozyjne. Fragmenty te stanowią imbrykacyjnie, tworząc pod powierzchnią swoistą bazę erozyjną dla wyżej położonych wody ławice wygięte zgodnie z nurtem. odcinków potoku, wpływając na kształtowa- Akumulacja grubego materiału zachodziła nie jego profilu podłużnego. także przed większymi przeszkodami – blo- Wzdłuż badanego cieku nie obserwo- kami i zatorami z pni i rumoszu drzewnego. wano ścisłej zależności polegającej na wy- W analizowanym korycie występowało dajniejszym podcinaniu wklęsłych zakoli. 18 dużych zatorów o maksymalnej wysoko- Proces ten był ściśle uzależniony od roz- ści 1–3 m. Powstawały one także na odsy- mieszczenia lokalnych przeszkód w korycie pach śródkorytowych, poniżej wylotu rynien oraz budowy i kształtu podcinanego zbocza, erozyjnych oraz przez zaczopowanie światła warunkujących działanie erozji wirowej. mostku i były kolejną formą, której towarzy- Niektóre z podcięć brzegowych formowały szyły kotły eworsyjne. W górnym odcinku się jedynie podczas wysokich przepływów potoku Skałka naprzemienne występowanie Skałki – ich podstawa znajdowała się ponad stref akumulacji i wzmożonej erozji dopro- poziomem niskich przepływów potoku. wadziło do wykształcenia klasycznego ukła- Obok odcinków nasilonej erozji w ko- du typu próg-przegłębienie (ang. step-pool). rycie występowały odcinki akumulacyjne. W okresie prac terenowych w górnym Znajdowały się one w miejscach zmniejsze- biegu Skałki funkcjonowały 3 odcinki, gdzie nia spadku profilu podłużnego doliny – na spływająca woda wnikała pod powierzchnię lokalnych wypłaszczeniach lub przed prze- materiału dennego. W miejscach tych koryto szkodami w korycie. Przeszkodami tymi było szersze, wypełnione grubofrakcyjnym były, oprócz progów rumowiskowych zało- rumowiskiem (ryc. 5.21). Śladami prze- żonych na większych głazach i blokach, za- kształceń powodziowych były tutaj podcięcia tory z rumoszu drzewnego. Wysokość zato- brzegowe, drobne (2–3 m) odsypy boczne rów zwiększona o głębokość tworzących się zbudowane z małych głazów poprzetykanych poniżej nich kotłów eworsyjnych prowadziła

[178]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

do funkcjonowania w korycie przewyższeń wody. Największe z odsypów śródkoryto- sięgających nawet 3–4 m (ryc. 5.22). Zatory wych sąsiadowały z wylotami dużych rynien drzewne odpowiadały też bezpośrednio za erozyjnych. Może to świadczyć o roli, jaką zaczopowanie przepływu pod mostami, w kształtowaniu koryta odgrywa boczna uszkodzenie tych budowli i przerzucenie dostawa materiału stokowego powodująca nurtu poza dotychczasowe koryto. przekroczenie możliwości transportowych potoku. Systemy stokowy i dolinny nie jest przy tym powiązane ze sobą w jednakowym stopniu na całej długości koryta. Związki te zależą głównie od działalności człowieka – przebiegu i zagęszczenia sztucznych linii spływu wód stokowych – dróg. Rozwój od- cinków akumulacyjnych Skałki stwarza za- grożenie zwiększonego odprowadzania rumowiska podczas zdarzeń ekstremalnych i zasypywania dolnych, zamieszkanych od- cinków dna doliny. W potencjalnym scenariuszu może to spowodować awulsję wód Ryc. 5.21. Zmniejszenie nachylenia podłużnego wezbraniowych i zniszczenia infrastruktury i rozszerzenie koryta Skałki na odcinku w Karpaczu Wilczej Porębie. depozycyjnym. Woda wpływa pod rumowisko skalne. Październik 2002 r. (fot. A. Dąbrowska, za zgodą autorki) 5.5.6. Geomorfologiczne skutki wezbrania głównych cieków Sudetów na przykładzie Kwisy w Górach Izerskich i Kotlinie Mirskiej

W sierpniu 2006 r. miało miejsce jedno z największych notowanych wezbrań górnej Kwisy i jej sudeckich dopływów. W skład rozpatrywanej górnej części zlewni wchodzą zachodni kraniec Kamienickiego Grzbietu i północne stoki Wysokiego Grzbie- Ryc. 5.22. Zator drzewny i wykształcony poniżej tu należące do Gór Izerskich, z najwyższą kocioł eworsyjny tworzą w korycie kulminacją sięgającą 1126 m n.p.m. (Wysoka Skałki lokalne przewyższenie. Wyso- Kopa) oraz fragment Pogórza Izerskiego kośd widocznego przymiaru 1 m. Paź- dziernik 2002 r. (fot. A. Dąbrowska, za z wchodzącą w jego skład Kotliną Mirską zgodą autorki) o dnie znajdującym się na wysokościach ok. 320–420 m n.p.m. (ryc. 5.23). Kotlinę Mir- Zmniejszenie zdolności transportowej ską od wschodu zamykają Wzgórza Rębi- wody skutkowało tworzeniem się odsypów szowskie (Urwista 562 m n.p.m.), od północy śródkorytowych i poszerzeniem koryta. To- Wzniesienia Radoniowskie (Krzywdy warzyszyły temu zjawiska awulsji, tworzenia 492 m n.p.m.), a od zachodu wzniesienia się skrótów powodziowych czy roztokowania Przedgórza Izerskiego z Wojkową (502 m w rozszerzeniach dna doliny. Nagromadzenie n.p.m.). Tam też Kwisa przecina Pogórze materiału dennego pozwalało na przepływ głęboką (przekraczającą miejscami 100 m) śródrumowiskowy podczas niskich stanów

[179]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Ryc. 5.23. Poglądowy obraz na zlewnię górnej Kwisy i krętą doliną przełomową o wąskim dnie trza napływających z zachodu. Skutkiem (50–200 m), w której zlokalizowano dwa piętrzenia mas powietrza są najwyższe zbiorniki zaporowe: złotnicki i leśniański. w skali regionu roczne sumy opadów prze- Tworzą one pułapki sedymentacyjne i zamy- kraczające 1500 mm (700–900 mm na Pogó- kają teren badawczy. Powierzchnia obszaru rzu Izerskim) o stosunkowo równomiernym odwadnianego przez Kwisę i jej dopływy rozkładzie w ciągu roku (Sobik 1998). wynosi na zaporze w Leśnej 304,5 km2. W szczególnych przypadkach, podczas za- Omawiana część Gór Izerskich i Pogó- zwyczaj letnich nawałnic, opad dobowy rza Izerskiego niemal w całości należy do przekroczyć może tutaj 100 lub nawet 200 krystaliniku karkonosko-izerskiego, jednej mm. Swoisty rekord opadowy zanotowano z jednostek geologicznych bloku dolnoślą- dnia 29 sierpnia 1897 r. na Novej Louce po skiego (Stupnicka 2007). Krystalinik karko- czeskiej stronie granicy – 345 mm (Czerwiń- nosko-izerski tworzą granitognejsy izerskie ski 1991). (granity rumburskie, gnejsy izerskie) i łupki Dostawa wilgoci z atmosfery, a w cza- łyszczykowe z obecnością kwarcytów, prze- sie posuchy dodatkowe zasilanie z magazy- obrażonych wapieni i amfibolitów (Oberc nujących wodę torfowisk wierzchowino- 1958). Na obrzeżach Kotliny Mirskiej wy- wych, wpływają na funkcjonowanie gęstej stępują mioceńskie neki bazaltowe oraz da- sieci rzecznej >1 km∙km−2. Boczne, prosto- towane na ten okres piaski i iły. Dno Kotliny padłe dopływy Kwisy powyżej Świeradowa wypełniają osady glacjalne: piaski, żwiry Zdroju tworzą prosty układ pierzasty. Do- i gliny zwałowe. Urozmaicenie budowy geo- pływy Kwisy w obrębie Kotliny Mirskiej logicznej ma swoje odbicie w cechach mor- organizują się w sposób dendrytyczny. Pro- fologii terenu, co było analizowane w pracy cesy hydrologiczne są na obszarze zlewni Migonia i Potockiego (1996). Wymienieni monitorowane w trzech punktach pomiaro- autorzy podkreślili rolę neogeńskiego wy- wych. Posterunki wodowskazowe funkcjonu- dźwignięcia centralnej części Gór Izerskich ją w Mirsku (105 km od ujścia w górę rzeki) w kształtowaniu dolin rzecznych. i Leśnej (86,6 km), a także na Czarnym Po- Góry Izerskie są pierwszą sudecką ba- toku, lewobrzeżnym dopływie Kwisy. Cha- rierą orograficzną dla wilgotnych mas powie- rakterystyczne stany wody i przepływy Kwi-

[180]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

sy dla posterunku w Mirsku zaprezentowano (poza granicami zlewni Kwisy) zanotowano za Rocznikiem hydrologicznym (1983) nocą z 7 na 8 sierpnia 204 mm opadu. Od w tab. 5.8. nocy 3/4 sierpnia do 8 sierpnia spadło tu 360 mm deszczu, przy średniej miesięcznej nor- Tab. 5.8. Podstawowe charakterystyki przepływu mie 90 mm (MPP 2006). Tempo dostawy dla posterunku wodowskazowego na wody z atmosfery przekroczyło możliwości Kwisie w Mirsku z lat 1979–1980. We- infiltracyjne przesuszonych utworów pokry- dług: Rocznik hydrologiczny wód powierzchniowych... (1983) wowych. W górach uruchomiona została sieć potoków stokowych, wykorzystujących m.in. odległośd od ujścia 105,5 km drogi leśne. Obserwowano także niecodzien- ne zjawisko spływu powierzchniowego po powierzchnia zlewni 186 km2 darni. Wiele gospodarstw wiejskich nie było rzędna wodowskazu 325,3 m n.p.m. zalewanych od strony koryta rzeki, lecz wo- przepływy średnie w roku 4,55 m3·s−1 dami stokowymi.

przepływy średnie 3 −1 Opady spowodowały przekroczenie 4,44 m ·s w zimie stanów ostrzegawczych, a następnie alarmo- 3 −1 przepływy średnie w lecie 4,66 m ·s wych w nocy z 6 na 7 sierpnia (ryc. 5.24). 3 −1 najwyższa wartośd 196 m ·s Wieczorem 7 sierpnia zanotowano kulmina- obserwowana (1 sierpnia 1977) cję fali powodziowej. Na posterunku wodo- najniższa wartośd 0,34 m3·s−1 wskazowym w Mirsku najwyższy stan wody obserwowana zmierzono o godz. 18.00 UTC (20.00) – 637

cm, przy średnim stanie rocznym 349 cm. Do charakterystycznych cech zlewni Było to 167 cm ponad stan alarmowy. Prze- pływ szacowany na podstawie krzywej kon- należy także zróżnicowane pokrycie terenu. sumcyjnej wynosił wtedy 225 m3∙s−1, przy W górskiej części obszaru badań dominuje średnim przepływie dla sierpnia 3,34 m3∙s−1 las iglasty z dominacją monokultury świerka, (dane IMGW). Na wodowskazie w Karłowcu powierzchnia kotliny zajęta jest przez upra- lewy dopływ Kwisy, Czarny Potok osiągnął wy rolne. Na przebieg procesów fluwialnych poziom 390 cm, przekraczając stan alarmo- silny wpływ ma antropogeniczna ingerencja wy o 190 cm. Wysokie stany wody utrzy- w geometrię koryta – od Świeradowa Zdroju, mywały się do końca 8 sierpnia, a poniżej pierwszej miejscowości ulokowanej w biegu zbiorników retencyjnych zwiększających Kwisy, wybudowano umocnienia brzegowe, zrzut wody do 9 sierpnia. korekcje progowe i przyczółki mostów zwę- Z zebranych przez autora danych wy- żające światło przepływu. Towarzyszą one nika, że opisywane zdarzenie hydrologiczne zabudowie zbliżającej się do brzegów rzeki. było największym wezbraniem Kwisy po Powyżej Świeradowa brak jest umocnień 1945 r. Inne duże powodzie miały miejsce brzegowych, nie licząc najbliższego sąsiedz- w 1977, 1981, 1997 i 2002 r., kiedy przepły- twa nielicznych mostów i zapory przeciwru- wy dla wodowskazu w Mirsku wynosiły mowiskowej w pierwszym kilometrze biegu. odpowiednio 158, 186, 142 i 190 m3∙s−1 (Rę- Powódź obserwowana w lecie 2006 r. dowicz, Machajski 2007). Wcześniejsze ka- była nietypowa. Wystąpiła po miesiącu trwa- tastrofalne w skutkach wezbrania znane są łej posuchy. Wezbranie zostało spowodowa- głównie z jakościowych opisów historyczne niemal nieustającym, pieciodniowym nych zachowanych od XIV w. Do najwięk- opadem deszczu, którego intensywność mo- szych należały zapewne powodzie z lat gła lokalnie dochodzić do 98 mm w ciągu 3 godz. (Świeradów Zdrój, 7 sierpnia, 15.00– 1702–1703 (tzw. „Śląski Potop”) i 1897 r. (tzw. „Powódź Stulecia”) (Gründer 1928, 18.00 UTC; dane IMGW). W Jakuszycach Kasper 1998, Bena, Paczos 2000). Na pod-

[181]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

stawie danych o przepływie Kwisy w prze- stosunkowo wąskie dno. Jego szerokość, kroju Leśna można wnioskować, że w czasie mierzona między dolnymi załomami stoków, drugiej z nich rzeka prowadziła około trzy- zmienia się na dystansie ok. 12 km od 300 m krotnie więcej wody niż podczas epizodu poniżej zrównania morfologicznego na wo- w sierpniu 2006 r. dodziale zlewni Małej Kamiennej i maksymalnie 400 m w lokalnych rozszerzeniach do 50–100 m w przewężeniach. W osi doliny można wyróżnić co najmniej trzy strefy zmian jej biegu, widoczne na mapie głównych lineamentów rzeźby (ryc. 5.26B). Najistotniejsza zmiana kierunku doliny odbywa na obszarze Świeradowa Zdroju, gdzie Kwisa opływa kulminację Sę- piej Góry.

Ryc. 5.24. Przebieg fali powodziowej Kwisy we- dług odczytu wodowskazowego w Mirsku i krzywej konsumcyjnej. Ob- jaśnienia: Q – przepływ, H – stan wody, HO – stan ostrzegawczy, HA – stan alarmowy. Na podstawie: dane IMGW

W morfologii doliny Kwisy na dystansie od źródeł do zbornika Złotnickiego moż- na wyróżnić dwa odrębne odcinki – górny, gdzie dolina wycięta jest w między Grzbie- tami Kamienickim i Głównym należącymi do wyniesionego tektonicznie bloku Gór Izerskich (profile poprzeczne nr 2–7 na ryc. 5.25) oraz odcinek dolny, gdzie Kwisa płynie dnem Kotliny Mirskiej (profil poprzeczny nr Ryc. 5.25. Profil podłużny koryta Kwisy i przekro- 1 na ryc. 5.25). Oddają one ogólny charakter je poprzeczne przez jej dolinę. Liczby zróżnicowania rzeźby dolinnej Sudetów. nad przekrojami oznaczają nachylenie Odcinek źródliskowy Kwisy tworzy powierzchni stokowej w stopniach kilka równoległych cieków zwanych Widła- Profil podłużny górnego odcinka Kwi- mi, które w strefie spłaszczenia podstokowe- sy nie jest wyrównany. W dnie doliny można go zmieniają bieg o 90° ku północnemu- dostrzec naprzemienne występowanie stref zachodowi. Wraz z pozostałymi dopływami o mniejszym (0–2°) i większym nachyleniu. odwadaniającymi południowe stoki Grzbietu Takich wypłaszczeń mozna naliczyć kilkana- Kamienickiego i północne Grzbietu Główne- ście. Najszersze z nich wskazano na mapie go tworzą one strome (10–12°) doliny wcio- nachyleń strzałkami (ryc. 5.26C). Nachylenia sowe o długości 0,8–3 km. Jedynie dolina największe, przekraczające 20° są charakte- największego prawobrzeżnego dopływu w tej rystyczne dla fragmentów stoków przy wklę- strefie, potoku Płóczka o długości ok. słych brzegach zakoli cieku. Na mapie różnic 3,8 km, jest w swoim górnym odcinku rów- wysokości (ryc. 5.26D), dobrze odznaczają noległa do doliny głównej. się stefy przełomowe i rozszerzenia Głównymi cechami górnego odcinka w obrębie dna doliny. Najwyraźniejsze doliny Kwisy są strome zbocza oraz płaskie, z przełomów występują na ok. 6 km oraz

[182]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 5.26. Cechy charakterystyczne zlewni Kwisy na odcinku dotkniętym powodzią w sierpniu 2006 r. A – efekty geomorfologiczne wezbrania stwierdzone podczas inwentaryzacji form powodziowych przeprowadzonej przez autora. Objaśnienia: A – strefy akumulacji, E – strefy erozji, S – skalne odcinki koryta; I, II, III – sytuacje przedstawione na ryc. 5.30. B – główne lineamenty rzeźby, czarnymi prostokątami oznaczono strefy najwyraźniejszych zmian w przebiegu doliny cieku. C – mapa spadków z wydzielonymi obszarami o największej i najmniejszym nachyleniu terenu, widoczne są strefy kształtowane w wyniku erozji bocznej Kwisy, żółtymi strzałkami oznaczono wypłaszczenia w obrębie dna doliny predysponowane do depozycji rumowiska. D – różnice wysokości i wynikająca z niego energia rzeźby, czarnymi ramkami zaznaczono strefy przewężenia dna doliny. Obrazy B, C i D zostały wygenerowane na podstawie numerycznego modelu wysokościowego (DEM) o rozdzielczości 10 m w programie Microdem. Do wykreślenia lineamentów rzeźby wykorzystano funkcję topographic grain (Guth 2003), ustalając odległośd między punktami, dla których miały byd wykreślane linie na 500 m, wielkośd bloku do kalkulacji w otoczeniu każde- go punktu na 1000·1000 m, współczynnik długości pojedynczej linii na 7 oraz współczynnik za- łamania stoku, od jakiego będzie ono uwzględniane na 25. Do obliczeo spadków wykorzystano „hybrydowy algorytm Gutha” łączący zalety metod SAN (Steepest Adjacent Neighbor) oraz ENU (Eight Neighbors Unweighted), pozwalający na dobre odwzorowanie nachylenia stromych stoków z uwzględnieniem płaskich fragmentów powierzchni terenu (Guth 1995). Różni- ce wysokości obliczono dzięki funkcji relief (Drummond, Dennis 1968), zadając graniczny dystans od każdego rastra na 250 m na 11 km biegu rzeki, licząc od źródeł. Za- lokalne zerwy i płytkie osuwiska (ryc. 5.27). mykają one fragmenty dolin o najszerszym Największe podcięcia brzegowe układały się dnie i najłagodniejszych zboczach. głównie w strefach zmiany przebiegu doliny Morfologia doliny miała istotny (ryc. 5.26B i C) oraz w lokalnych jej przewę- wpływ na przebieg procesów erozyjnych żeniach (ryc. 5.25D) po obu stronach koryta. i depozycyjnych podczas badanego wezbra- W dłuższym czasie decydują one o zestro- nia Kwisy. W odcinku bliskiemu źródłom mieniu dolnych partii stoków. Największe doszło do wypełnienia zbiornika przeciwru- z nich sąsiadowało ze zdewastowaną wodami mowiskowego piaskiem i żwirem. Niżej, we powodziowymi szkółka leśną powyżej Świe- wciosowej części doliny rzeka intensywnie radowa, inne powstało po zniszczeniu ka- podcinała wklęsłe brzegi zakoli powodując

[183]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

miennego muru oporowego już na terenie i w morfologii nie manifestuje się wyraźny miasta (ryc. 5.28). stożek napływowy. Zmniejszenie spadku Między odcinkami kształtowanymi hydraulicznego rzeki zaznaczyło się depozy- erozyjnie znajdowały się miejsca depozycji cją żwirów w strefie o szerokości ponad pozakorytowej rumowiska. O ile w samym 50 m i długości 300 m we wsi Kamień (ryc. korycie transportowane były głazy 5.32). Depozycję poprzedzało w czasie roz- o dłuższych osiach dochodzących do 1,5 m, szerzenie strefy korytowej i erozja brzegów układane nierzadko w sekwencje imbryka- Kwisy. cyjne po 4, 5 sztuk, o tyle poza korytem Kolejny odcinek akumulacyjny zazna- akumulowany był głównie żwir i piasek. czył się w północnej części Mirska przy nie- Miąższość powstałych osadów dochodziła do czynnym zakładzie włókienniczym. Nastąpi- 1 m (ryc. 5.29). Depozycja zachodziła ło tu spiętrzenie przepływu na fabrycznej w miejscach lokalnego zmniejszenia spadku zastawce i przelanie się wody ponad wałem podłużnego cieku, gdzie dno doliny rozsze- przeciwpowodziowym po naturalnej linii rza się. Zazwyczaj miała ona miejsce na za- skrótu powodziowego wzdłuż cięciwy cia- kolach rzeki, między korytem a jego cięciwą, snego zakola (>90°). Na powierzchni ok. w czasie zmniejszania energii przepływu na 700 m2 został zdeponowany osad we frak- skrócie powodziowym. Gdy powierzchnię tę cjach piasku i drobnego żwiru, pokrywając porastał las, w osadzie zaznaczały się struk- podwórze zakładu włókienniczego, jezdnię tury związane z ruchem wirowym wody za i plac przy pobliskich zabudowaniach gospo- przeszkodami. W szerokich zakolach procesy darczych. Następna i zarazem ostatnia przed erozyjne i akumulacyjne działały jednocze- zbiornikiem złotnickim wyraźna strefa depo- śnie. Na pozostałej długości doliny wcioso- zycji aluwium znajdowała się przy równie wej dominowały efekty erozyjne (ryc. ciasnym zakolu Kwisy przed Gryfowem 5.26A). Występowała zależność, że najwięk- Śląskim. sze strefy depozycji rumowiska znajdowały W korycie Kwisy znajdują się liczne się kilkadziesiąt metrów poniżej najwięk- odcinki, gdzie w dnie odsłania się lita skała szych podcięć erozyjnych, jak miało to miej- (ryc. 5.25A). Są to miejsca, gdzie dominują- sce choćby w górnej części Świeradowa (ryc. cym procesem rzecznym jest erozja. Odcinki 5.30). koryta skalnego występują zarówno w górnej Na terenie miasta, gdzie dno doliny części doliny, jak i w Kotlinie Mirskiej (ryc. jest szersze, a koryto posiada kamienne 5.33). Podczas przepływu powodziowego umocnienia brzegowe, Kwisa starała się do- sekcje te pełniły funkcję korytarzy tranzyto- stosować jego krętość do warunków hydrau- wych dla rumowiska. W miejscach tych ko- licznych przepływu (ryc. 5.31). Tworzyła ryta ulegają zweżeniu i depozycja aluwium w umocnieniach lokalne wyrwy, rozwijające jest ograniczona. się w efekcie erozji wirowej. Spowodowały Wezbranie Kwisy w sierpniu 2006 r. one naruszenie konstrukcji kilku nadbrzeż- wyrządziło znaczne szkody materialne. Rze- nych zabudowań mieszkalnych i gospodarka korygowała swoją krętość, jednak nie czych. doszło do awulsji, których ślady można od- Na północ od Świeradowa, na wyso- naleźć w reliktowej morfologii wyższej czę- kości wsi Krobica, Kwisa opuszcza Góry ści zlewni lub jakie miało miejsce w lipcu Izerskie i szeroką, nieckowatą doliną przeci- 1702 r. między Krobicą a Mroczkowicami na dno Kotliny Mirskiej. Na przedpolu gór (Bena, Paczos 2000). W ogólnej ocenie nachylenie spowierzchni wynosi poniżej 2° zmiany geomorfologiczne dna doliny nie

[184]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 5.27. Podcięcie brzegowe Kwisy spowodowało osunięcie gruntu dostarczające materiał stokowy bezpośrednio do koryta cieku. Ruch zwietrzeliny odbywał się wzdłuż powierzchni spękania skały gnejsowej równoległej do nachylenia stoku. Sierpieo 2006 r. (fot. M. Kasprzak)

Ryc. 5.28. Erozyjne odziaływanie nurtu Kwisy na wklęsły brzeg w Świeradowie Zdroju spowodowało destrukcję kamiennego umocnienia i zniszczenie odcinka drogi dojazdowej do Szklarskiej Po- ręby. Sierpieo 2006 r. (fot. M. Kasprzak)

[185]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Ryc. 5.29. Strefa depozycji aluwium na odcinku lokalnego zmniejszenia spadku hydraulicznego Kwisy w części wciosowej doliny. Maksymalne miąższośd zdeponowanego osadu dochodziła do 1 m. Był on wtórnie rozcinany na linii cięciwy zakola koryta. Sierpieo 2006 r. (fot. M. Kasprzak)

Ryc. 5.30. Strefa depozycji aluwium poniżej podcięcia brzegowego Kwisy w Świeradowie Zdroju widocznego na ryc. 5.27. Sierpieo 2006 r. (fot. M. Kasprzak)

[186]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 5.31. Zmiany geomorfologiczne w dnie doliny Kwisy na obszarze zabudowanym. Objaśnienia: I – Świeradów Zdrój, II – wieś Kamieo; III – Mirsk, 1 – obszar leśny, 2 – odsypy piaszczysto- żwirowe, 3 – cieki, 4 – drogi, 5 – umocnienia brzegowe, 6 – wały przeciwpowodziowe, 7 – krawędzie morfologiczne, 8 – podcięcia erozyjne, 9 – poziomice, 10 – zabudowania, 11 – za- stawki

Ryc. 5.32. Strefa depozycji aluwium Kwisy w dnie Kotliny Mirskiej. Procesy akumulacyjne poprzedziło rozszerzenie się strefy koryta i erozja brzegów, w wyniku czego doszło do zniszczenia zabu- dowao gospodarczych. Wieś Kamieo. Sierpieo 2006 r. (fot. M. Kasprzak)

były duże, mimo znacznej wartości przepły- gruntu oraz wylotów dróg leśnych. Stosun- wu i gwałtowności przewyższającej ostatnie kowo niewielki, w porównaniu do zlewni wezbrania. Wpływ na to mogła mieć nie- innych głównych rzek Sudetów, areał upraw wielka dostawa drobnoziarnistego materiału w najwyższej części zlewni mógł być przy- stokowego do cieku, ograniczona do erodo- czyną braku miąższej pokrywy aluwialnej wanej strefy koryta, nielicznych osunięć w dnie Kotliny Mirskiej.

[187]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Ryc. 5.33. Koryto skalne Kwisy w Krobicy pełniące podczas powodzi funkcję korytarza transferowego dla rumowiska dennego. Sierpieo 2006 (fot. M. Kasprzak)

urządzeń ściekowych i zagraża podpiwnicze- 5.6. Ekologiczne skutki wezbrań niom domów. We Wrocławiu stan wód pod- na równi zalewowej ziemnych warunkują kanały Odry i jej do- pływy – w centrum miasta zależy on bezpo- średnio od piętrzeń i odwodnień, a nie od 5.6.1. Wody gruntowe opadów atmosferycznych (Worsa-Kozak 2004). Powyżej jazów elektrowni wodnych Wzrost poziomu wody w korycie Odra Miejska ma charakter infiltrujący, rzecznym pociąga za sobą wzniesienie a spadek zwierciadła wód gruntowych układa zwierciadła wód gruntowych w dnie doliny. się ku Starej Odrze i kanałom powodziowe- W skrajnych przypadkach może dojść do mu i żeglugowemu (Kowalski 2003). Poniżej całkowitego przesycenia gruntu wodą i lo- jazów do ujścia Ślęzy wody gruntowe migru- kalnych podtopień. Na stokach, gdzie zacho- ją swobodnie w kierunku Odry. Wzrost stanu dzi spływ śródpokrywowy, w sytuacji gwał- wody w Odrze o 1 m pociąga za sobą wnie- townej dostawy opadu (opad nawalny), natę- sienie stanu wód gruntowych o 70–80 cm. żenie przychodu wody z atmosfery może Przy wyższych stanach Odry zwierciadło przekroczyć zdolności infiltracyjne gruntu wód gruntowych wzdłuż ulic Grodzkiej, i w efekcie doprowadzić do formowania Szewskiej do Rynku, pl. Nankiera i na No- spływu powierzchniowego. Podobnie pod- wym Targu wznosi się nawet do 2 m ponad czas długotrwałej dostawy wilgoci (deszcze powierzchnię rodzimą terenu, pokrytego rozlewne) istnieje możliwość całkowitego nasypami antropogenicznymi. Oznacza to, iż nasycenia zwietrzelin wilgocią. pomieszczenia podziemne zabytkowych bu- Wzniesienie poziomu wód gruntowych dynków są okresowo zalewane. wskutek wezbrań rzek dokucza na obszarach zurbanizowanych, gdzie destabilizuje pracę

[188]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

5.6.2. Przyroda ożywiona ptaków i ssaków, jednak w dalszym okresie przyczyniła się do odnowienia i wzbogacenia W dnach dolin podlegającym okreso- gatunkowego doliny rzecznej (Bischoff, Wo- wym zalewom wód powodziowych istnieją ler 2001, za: Pusch i in. 2009). stale odnawiające się warunki pionierskie dla rozwoju roślin. Są to miejsca przyrodniczo cenne, stanowiące ważne ogniwo w zacho- 5.6.3. Kontaminacja gleb waniu naturalnych siedlisk roślinnych i zwie- rzęcych. W ostatnich latach ich fragmenty Skutkiem okresowych wezbrań rzek zostały objęte ochroną w ramach programu jest akumulacja na powierzchni równi zale- Natura 2000, np. w ujściowym odcinku doli- wowej zawiesiny i zanieczyszczeń niesiony Widawy. W dnach dolin wydzielono tak- nych przez rzekę. Pojawić się może lokalne że parki krajobrazowe: Dolina Bobru, Dolina lub rozproszone skażenie gleby, a także jej Bystrzycy, Dolina Jezierzycy. zasklepienie, zagęszczenie lub zasolenie. Do Symbolem naturalnych warunków pa- niepożądanych zjawisk należy także spadek nujących w dnach dolin rzecznych i jedno- udziału części organicznych gleby i zmniej- cześnie symbolem flory starorzeczy w doli- szenie jej różnorodności biologicznej. Nieko- nach średnich i wielkich rzek kontynentu rzystne oddziaływanie wód powodziowych europejskiego jest kotewka – orzech wodny na środowisko glebowe Dolnego Śląska, (Trapa natans) (Faliński 2002). Gatunek ten także dla obszaru miasta Wrocławia, było był na terenie Dolnego Śląska badany w sta- kompleksowo analizowane przez Chodaka rorzeczu Odry przy wsi Przychowa na północ i in. (1998, 1999) oraz Szerszenia i in. (1998, od Ścinawy, gdzie wynaczano tempo roz- 2000). przestrzeniania się kotewki w okresach po- Obecnie zaledwie ok. 2,5% długości wodziowych (Piórecki 1980, za: Faliński sieci wód powierzchniowych Dolnego Śląska 2002). Inne charakterystyczne gatunki roślin kwalifikuje się do I klasy czystości (Szul- i podstawowe siedliska roślinne den dolin kowska-Wojaczek 2005), choć stan ten rzecznych omówione zostaną w rozdziale 9. w ostatnim dziesięcioleciu i tak uległ znacz- Powtarzające się, naturalne cykle zanej poprawie. Podczas powodzi rzeki, oprócz lewowe przyczyniają się do rozwoju wod- normalnego ładunku zanieczyszczeń komu- nych organizmów zwierzęcych, powodując nalnych i przemysłowych, transportują płyny cykliczne dostarczanie składników pożywie- i osady porwane z niezabezpieczonych przed nia z terenów zalewowych do rzeki. Wylewy rozmywaniem składowisk, odstojników, rzeczne i stagnowanie wody na powierzchni zwałowisk czy zbiorników. Przykładowo teras i w zagłębieniach starorzeczy sprzyjają w trakcie powodzi w 1997 r. źródłem zanie- także żerowaniu ryb (Witkowska, Piwowar- czyszczeń stały się oczyszczalnie ścieków, czyk-Ogórek 1999). Jednocześnie w trakcie stacje paliw, składowiska odpadów (Maślice, wezbrań zwiększona prędkość strumienia Siechnice), zakłady przemysłowe (Polifarb, wody oraz zalanie miejsc lęgowych, nor Polmos, Wrocławskie Zakłady Przemysłu i miejsc żerowania utrudniają warunki byto- Nieorganicznego, Vicoplast, Baza Paliw PKP wania innych zwierząt nadrzecznych. Ob- Brochów i inne) (Adamkiewicz i in. 1998). serwacje prowadzone po katastrofalnym Wielowiekowa akumulacja zanie- wezbraniu Odry w lipcu 1997 r. na terenie czyszczonych osadów Odry była obiektem niemieckiego parku narodowego National- badań Ciszewskiego (2005, 2006) prowa- park Unteres Odertal (po polskiej stronie dzonych w Krzyżanowicach, Koźlu, Krap- Park Krajobrazowy Dolina Dolnej Odry) kowicach, Oławie, Trestnie, Nowej Soli, wykazały, że powódź spowodowała chwilo- Słubicach i Gozdowicach. W jednym z dol- we usunięcie wielu gatunków ryb, płazów, nośląskich stanowisk, na wysokości miasta

[189]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Oława, pobierał on próbki ze strefy oddalo- 70% gleb w dolinie Odry na odcinku Oława nej od współczesnego koryta, gdzie znajdo- – Wrocław uznano za zanieczyszczone, nie wała się warstwa 25–50 cm osadu zanie- nadające się pod uprawę rolniczą jako grunty czyszczonego metalami ciężkimi, następnie orne. Brak zanieczyszczeń metalami ciężki- z wypełnionych basenów międzyostrogo- mi lub ich śladowe ilości cechuje powierzch- wych utworzonych w XIX w. oraz z basenów nie terasy odseparowane od rzeki wałami międzyostrogowych przy współczesnym przeciwpowodziowymi. korycie. Baseny te były wypełnione osadem Jak doniosłe w skutkach dla środowi- o miąższości do 3 m i sięgały poziomu równi ska glebowego może być zanieczyszczenie zalewowej. Maksymalne koncentracje cynku w wyniku zalewu skażonymi wodami ilustru- i ołowiu przekraczały kilkadziesiąt razy tło je przykład doliny Bobrzycy (ciek będący geochemiczne. prawym dopływem Bobru w powiecie bole- Podobne analizy przeprowadziła Hor- sławieckim). W tej skrajnej sytuacji doszło ska-Schwarz (2006) dla obszarów zalewo- do pokrycia powierzchni gruntu osadem powych międzyrzecza Odry i Oławy. Autorka flotacyjnym, powstającym w procesie pozy- stwierdziła występowanie w powierzchnio- skiwania koncentratu miedziowego. Wydo- wych poziomach gleb mineralno- stał się on poza zbiornik poflotacyjny w wy- organicznych i hydrogenicznych metali cięż- niku katastrofy obwałowań i na dystansie kich Pb, Cd, Ni, Cu, Zn o stężeniach prze- 19 km pokrył dno doliny osadem o maksy- kraczających 10–40 razy tło geochemiczne. malnej miąższości 1,5 m w pasie 50–200 m. Największy stopień zanieczyszczenia wystę- 30 lat po tym zdarzeniu w wyizolowanym puje w obrębie strefy inundacji, gdzie osadzie stwierdzono stężenie miedzi rzędu w ostatnim etapie wezbrania dochodzi do 640–770 mg·kg−1 a ołowiu 180–240 depozycji osadów piaszczysto-mułkowych. mg·kg−1, w przypowierzchniowej warstwie Do najbardziej zanieczyszczonych fragmen- gruntu (<30 cm) odpowiednio 170–880 tów doliny zaliczają się tereny przykorytowe, mg·kg−1 i 64–220 mg·kg−1, natomiast w niż- zagłębienia z okresowym przepływem wody, szych warstwach gleby (>30 cm) 1–24 rozlewiska, aktywne rynny powodziowe mg·kg−1 i 1–47 mg·kg−1 tych pierwiastków i starorzecza (Horska-Schwarz 2007). Ponad (Karczewska 2008).

Literatura:

Adamkiewicz A., Chodak T., Dębowski M., Kabała C., Kaszubkiewicz J., Karczewska A., Kwiatkowska- Szygulska B., Lachowicz M., Lewcio M., Mainhardt B., Siwka A., Szerszeo L., Tomaszewska K., Wrona J., Żyniewicz Ś., 1998. Ocena stanu środowiska na obszarach objętych powodzią w 1997 roku. PIOŚ, Wojewódzki Inspektorat Ochrony Środowiska we Wrocławiu, Biblioteka Monitoringu Środowiska, Wrocław. Allen J.R.L., 1977. Rzeki i osady rzeczne. W: Fizyczne procesy sedymentacji. PWN, Warszawa, 136–171. Allen P.A., 2000. Transport rumowiska rzecznego. W: Procesy kształtujące powierzchnię Ziemi. Wyd. Nauk PWN, Warszawa, 214–249. Andrzejczak M., 2005. Ilośd oraz skład granulometryczny i chemiczny spłukiwanego materiału glebowego na wybranych obiektach badawczych w Sudetach. Woda – Środowisko – Obszary Wiejskie 5, 2 (15), 185–200. Badura J., Przybylski B., 2000. Specyfika petrograficzna osadów rzecznych i glacjalnych Przedgórza Su- deckiego. Przegląd Geologiczny 48 (4), 313–319. Baker V.R., 2002. High-energy megafloods: planetary settings and sedimentary dynamics. W: P. Martini, V.R. Baker, G. Garzón (red.), Flood and Megaflood Processes and Deposits: Recent and Ancient Examples. Special Publication of the International Association of Sedimentologists 32, Blackwell Science, 3–15.

[190]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Baker V.R., Kochel R.C., Patton P.C, 1988. Flood Geomorphology. Wiley. Baraniecki L., 1951. Plejstoceoskie zmiany hydrograficzne w dorzeczu Bystrzycy Dusznickiej. Czasopismo Geograficzne 21/22, 412–425. Baraniecki L., 1962. Plejstoceoskie pokrywy żwirowe na przedpolu Sudetów Wschodnich (w rejonie Wi- dawy i Prudnika). Přirodovědecký Časopis Slezský 20(4), 471–482. Barszcz M., Banasik K., 2002. Czasy opóźnienia odpływu wody i rumowiska unoszonego z małej zlewni podgórskiej. Zeszyty Problemowe Postępów Nauk Rolniczych PAN 487, 35–44. Bartnik W., 2006. Charakterystyka hydromorfologiczna rzek i potoków górskich. Infrastruktura i Ekologia Terenów Wiejskich 4 (1), 143–174. Bathurst J.C., Ashiq M., 1998. Dambreak flood impact on mountain bedload transport after 13 years. Earth Surface Process and Landforms 23, 643–649. Bena W., Paczos A., 2000. Dolina rzeki Kwisy. Album – Monografia. Wyd. AD REM, Lubao, 26–28. Berg G., 1915. Die Vergletscherung an den Teichen des Riesengebirges. Zeitschrift der deutschen geolo- gischen Gesellschaft 67, 63−82. Berg G., 1927. Zur Morphologie des Riesengebirges. Zeitschrift für Geomorphologie 2, 1–20. Berg G., 1940. Geologische Karte des Deutschen Reiches 1:25 000. Lieferung 241. Erläuterung zu Blatt Krummhübel. Berlin. Barry J.J., 2004. A general power equation for predicting bed load transport rates in gravel bed rivers. Water Resources Research 40, W10401. Bierooski J., 1990. Antropogeniczne uwarunkowania procesów denudacyjnych w zlewni Łomniczki (Kar- konosze, Sudety). Współczesne procesy morfogenetyczne w Polsce. Wybrane zagadnienia. Do- kumentacja Geograficzna PAN 1, 70–77. Bierooski J., 1993. Próba oceny intensywności procesów denudacyjnych w zlewni Wilczego Potoku. W: Geoekologiczne problemy Karkonoszy. Materiały z sesji naukowej w Karpaczu 11–13 X 1991, Wyd. UWr., Wrocław, 93–97. Bierooski J., 1994. Warunki formowania i transportu rumowiska wleczonego w zlewniach karkonoskich. W: Problemy hydrologii regionalnej. Materiały Ogólnopolskiej Konferencji Hydrograficznej, Kar- pacz, 26–28 IX, UWr., PTG, Wrocław, 163–167. Bierooski J., 2006a. Wezbrania na Bobrze. Mps, Archiwum Zakładu Geomorfologii, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego UWr. Bierooski J., 2006b. Odpływ wezbraniowy cieków górskich. Mps, Archiwum Zakładu Geomorfologii, In- stytut Geografii i Rozwoju Regionalnego UWr. Bierooski J., Chmal H., Czerwioski J., Klementowski J., Traczyk A., 1991. Współczesna denudacja w gór- skich zlewniach Karkonoszy. Prace Geograficzne IGiPZ PAN 155, 151–167. Bierooski J., Panek D., 1993. Dynamika transportu rumowiska wleczonego w zlewni Wilczego Potoku. W: Geoekologiczne problemy Karkonoszy. Materiały z sesji naukowej w Karpaczu 11–13 X 1991, Wyd. UWr., Wrocław, 67–75. Bierooski J., Pulina M., 1975. Badania eksperymentalne w zlewni Górnej Kamiennej w Karkonoszach i Kleśnicy w Masywie Śnieżnika Kłodzkiego i ich znaczenie dla geomorfologii dynamicznej. W: Przewodnik sesji naukowej "Rzeźba i czwartorzęd Polski południowo-zachodniej" 1, Wyd. UWr., Wrocław, 11–14. Bierooski J., Tomaszewski J., 1979. Procesy korytowe w dolinie Białego Strumienia (Grzbiet Lasocki – Sudety Zachodnie). Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich 20, 163–184. Bierooski J., Tomaszewski J., 1994. Badania w eksperymentalnej zlewni Wilczego Potoku. W: Problemy hydrologii regionalnej. Materiały ogólnopolskiej konferencji hydrograficznej, Wrocław, 98–103. Billi P., 1988. A note on cluster bedform behaviour in a gravel bed rivers. Catena 15 (5), 473–481. Biokowski K., Ewertowski R., Kudła T., Miakoto P., Relisko-Rybak J., 2007. Opracowanie batymetrii rzeki Ścinawki i projektowanie zbiorników retencyjnych na potrzeby modelowania matematycznego. Gospodarka Wodna 6, 242–246. Bischoff A., Wolter C., 2001. The flood of the century on the River Oder: effects on the 0+ fish community and implications for flood plain restoration. Regulated Rivers: Research and Management 17, 171–190. Blair T.C., McPherson J.G., 1994. Alluvial fans and their natural distinction from rivers based on morphology, hydraulic processes, sedimentary process, and facies assemblages. Journal of Sedimen- tary Research A64 (3), 450–489.

[191]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Brennen Ch.E., 2005. Cavitation. W: Fundamentals of Multiphase Flow. Publ. by Cambridge University Press, 128–149, URL: http://caltechbook.library.caltech.edu/51/1/chap5.pdf (data dostępu: 2008-09-01). Brose F., 2004. Zmiany poziomu wody Odry w holocenie i ich znaczenie dla ochrony przeciwpowodziowej. Przegląd Geologiczny 52 (11), s. 1087. Bull W.B., 1977. The alluvial-fan environment. Progress in Physical Geography 1 (1), 222–270. Büdel J., 1937. Eiszeithiche und rezente Verwitterung und Abtragung im ehemals nicht vereisten Teil Mitteleuropas. Petermanns Geographische Mitteilungen, Ergänzungsheft Heft 50 (229), 5–71. Carling P.A., Kirkbride A.D., Parnachov S., Borodavko P.S., Berger G.W., 2002. Late Quaternary catastrophic flooding in the Altai Mountains of south-central Siberia: a synoptic overview and an introduction to flood deposit sedimentology. W: P. Martini, V.R. Baker, G. Garzón (red.), Flood and Megaflood Processes and Deposits: Recent and Ancient Examples. Special Publication of the In- ternational Association of Sedimentologists 32, Blackwell Science, 17–35. Carroll R. W. F., Warwick J. J., James A. J., Miller J. R., 2004. Modeling erosion and overbank deposition during extreme flood conditions on the Carson River, Nevada. Journal of Hydrology 297, 1–21. Chalov R.S., 2004. Morphological expressions of river sediment transport and their role in channel processes. W: V. Golosov, V. Belyaev, D.E. Walling (red.), Sediment transfer through the fluvial system. International Association of Hydrological Sciences Publication 288, 205–211. Chanson H., 2004. The Hydraulics of Open Channel Flow: an Introduction. Elsevier. Chèzy A.De, Perronet M., 1775. Yvette Canal (nie publikowane). Chmal H., 1979. Przypadek gwałtownego upłynnienia się zwału kopalnianego w rejonie Kowar. W: A. Jahn, S. Kowalioski (red.), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Sesja Naukowa 3 III 1978 r., PAN, Wrocław, 129–132. Chmal H., 2002. Stanowisko mady w Kamieocu Ząbkowickim. W: VI Zjazd Geomorfologów Polskich. Śro- dowiska górskie – ewolucja rzeźby, Jelenia Góra, 11–14 IX 2002, Streszczenia referatów i poste- rów, Wrocław, 25–26. Chmal H., Kasprzak M., 2008. Nieznany stożek Piszczaka – dyskusja o wieku i genezie przedgórskich stoż- ków napływowych w Kotlinie Jeleniogórskiej. W: V Seminarium "Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych", Poznao, 20–21 XI 2008, Streszczenia, 15–16. Chmal H., Traczyk A., 1998. Postglacjalny rozwój rzeźby Karkonoszy i Gór Izerskich w świetle analizy osadów rzecznych, jeziornych i stokowych. W: J. Sarosiek, J. Štursa, (red.), Geoekologiczne Pro- blemy Karkonoszy 1. Materiały z sesji naukowej w Przesiece, 15–18 X 1997, Wyd. Acarus, Poznao, 81–87. Chodak T., Kaszubkiewicz J., Tasz W., 2005. Skład granulometryczny i zawartośd makroskładników w materiale glebowym zmywanym w wyniku erozji powierzchniowej. Acta Agrophysica 5 (3), 577–587. Chodak T., Szerszeo L., Bogacz A., Kabała C., Kaszubkiewicz J., Karczewska A., 1998. Wpływ powodzi na gleby różnych kategorii użytkowania. W: Miasto – ogród, sto lat rozwoju idei. Materiały Konfe- rencji Naukowej, Wrocław, 18–20 IV 1998, 17–24. Chodak T., Szerszeo L., Kabała C, 1999. Oddziaływanie powodzi z 1997 roku na środowisko glebowe miasta Wrocławia. Zeszyty Problemowe Postęp Nauk Rolniczych PAN 467 (1), 51–58. Chomiak T., Mikulski Z., 1963. Akumulacja rumowiska rzecznego w Zbiorniku Pilchowickim. Biuletyn Paostwowego Instytutu Hydrologiczno-Meteorologicznego. Church M., 1996. Channel morphology and typology. W: G. Petts, P. Carlow (red.), River Flows and Channel Forms. Blackwell Science, Oxford, 126–143. Ciok S., 1994. Rozwój osadnictwa na Dolnym Śląsku po II wojnie światowej. Tendencje i kierunki zmian. Acta Universitatis Wratislaviensis 1591, Studia Geograficzne 61, 9–49. Ciszewski D., 2005. Osady pozakorytowe Odry jako archiwum historii zanieczyszczenia rzeki metalami ciężkimi. W: A. Kotarba, K. Krzemieo, J. Święchowicz (red.), Współczesna ewolucja rzeźby Polski. VII Zjazd Geomorfologów Polskich, Kraków, 19–22 IX 2005, 61–67. Ciszewski D., 2006. Akumulacja osadów zanieczyszczonych metalami ciężkimi w skanalizowanym odcinku środkowej Odry. W: A. Latocha, A. Traczyk (red.), Zapis działalności człowieka w środowisku przyrodnicznym. Metody badao i studia przypadków. Wyd. Gajt, Wrocław, 107–115. Ciszewski D., Dubicki A., 2008. Reżim hydrologiczny i współczesne przemiany koryta i równiny zalewowej Odry. W: L. Starkel, A. Kostrzewski, A. Kotarba, K. Krzemieo (red.), Współczesne przemiany rzeźby Polski. IGiGP UJ, Kraków, 371–383.

[192]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Crozier M.J., 2004. Magnitude-frequency concept. W: A.S. Goudie (red.), Encyclopedia of Geomorpholo- gy 2. Routledge, London and New York, 635–638. Cyberski J., 1970. Badania akumulacji rumowiska w zbiornikach retencyjnych w Polsce. Gospodarka Wodna 2, 43–46. Czajka A., 2004. Transport i sedymentacja materiału unoszonego w korycie Odry w Kotlinie Raciborskiej. W: H. Szymaoska, Cwojdzioski S., Poprawski L. (red.), Geoekologiczne i środowiskowe problemy gospodarowania i ochrony doliny górnej i środkowej Odry. 18–19 XI 2004 r., Wrocław, PIG, 71– 82. Czajka A., 2007. Środowisko sedymentacji osadów przykorytowych rzek uregulowanych na przykładzie górnej Odry i górnej Wisły. Wyd. UŚ, Katowice. Czerwioski J., 1991. Powodzie w rejonie Karkonoszy od XV w. do czasów współczesnych. Acta Universi- tatis Wratislaviensis 1237, Prace Instytutu Geograficznego A6, 85–104. Czerwioski J., Miszewska B., Pawlak W., 1999. Dzieje Wrocławia i Odry. W: G. Roman, J. Waszkiewicz, M. Miłkowski (red.), Wrocław a Odra. Urząd Miejski Wrocławia, 13–32. Czerwioski J., Żurawek R., 1999a. Geomorfologiczne skutki powodzi w obszarze górskim. W: A. Dubicki, H. Słota, J. Zielioski (red.), Dorzecze Odry. Monografia powodzi lipiec 1997. Seria: Atlasy i Mono- grafie, IMGW Warszawa, 191–200. Czerwioski J., Żurawek R., 1999b. The geomorphological effects of heavy rainfalls and flooding in the Polish Sudetes in July 1997, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 33, 27–43. Dąbrowska A., Kasprzak M., 2007. Struktura koryta w małej zlewni górskiej na przykładzie potoku Skałka w Karkonoszach Wschodnich. W: Systemy dolinne i ich funkcjonowanie. Prace Instytutu Geografii AŚ w Kielcach 16, 173–186. Die Hochwasser-Katastrophe im Riesengebirge am 29. bis 30 Juli 1897. Vierte Auflage. 1897. Hirschberg. Die Oder. Ihre Natur, Ihr Weg und Ihre Bedeutung. 1925. Sonderabdruck einer Sonderausgabe der Oder Beitung, Frankfurt / Oder. Drummond R.R., Dennis H.W., 1968. Qualifying relief terms, Professional Geographer 20 (5), 326–332. Dubicki A., 1994. Sezonowe zmiany odpływu w Sudetach jako następstwo procesu wylesienia. W: J. Tomaszewski (red.), Geoekologiczne Problemy Karkonoszy. Materiały z sesji naukowej w Karpaczu 11–13 X 1991, 29–41. Dumanowski B., 1951. Morfologia doliny Bobru w okolicy Jeleniej Góry. Czasopismo Geograficzne 21/22, 403–411. Dumanowski B., Jahn A., Szczepankiewicz S., 1962. The Holocene of Lower Silesia in the light of results of the first radiocarbon dating. Bulletin de l'Académie Polonaise des sciences, Série des sciences géologique et géographique 10 (1), 47–52. Dziarski T., 1968. Erozja gleb – na przykładzie skutków jednej ulewy w Ziębicach na Śląsku. Czasopismo Geograficzne 3, 283–290. Dziennik Ustaw z 2000 r. Nr 63 Poz. 735 – tekst pierwotny. Rozporządzenie Ministra Transportu i Gospo- darki Morskiej z dnia 30 V 2000 r. w sprawie warunków technicznych, jakim powinny odpowiadad drogowe obiekty inżynierskie i ich usytuowanie. Falioski J.B., 2002. Świadkowie nie zakooczonej historii rzeki – współczesna i dawna roślinnośd starorzeczy. W: J. Kołtuniak (red.), Rzeki. Kultura – cywilizacja – historia 10, Wyd. Nauk. Śląsk, Katowice, 147–181. Field J., 2001, Channel avulsion on alluvial fans in southern Arizona. Geomorphology 37, 93–104. Froehlich W., 1982. Mechanizm transportu fluwialnego i dostawy zwietrzelin do koryta w górskiej zlewni fliszowej. Prace Geograficzne IGiPZ PAN 143, 1–144. Froehlich W., 1995. Sediment dynamics in the Polish Flysch Carpathians. W: I. Foster, A. Gurnel, B. Webb (red.), Sediment and Water Quality in River Catchments. John Wiley & Sons, 453–461. Froehlich W., 1998. Transport rumowiska i erozja koryt potoków beskidzkich podczas powodzi w lipcu 1997 roku. W: L. Starkel, J. Grela (red.), Powódź w dorzeczu górnej Wisły w lipcu 1997 r. Wyd. Oddz. PAN, Kraków, 133–144. Froehlich W., 1999. Zmiany erozyjne i sedymentacyjne. Transport rumowiska i erozja koryt potoków beskidzkich. W: J. Grela, H. Słota, J. Zielioski (red.), Dorzecze Wisły. Monografia powodzi lipiec 1997. Seria: Atlasy i Monografie, IMGW Warszawa, 154–155. Froehlich W., 2006. Efektywnośd geomorfologiczna i wartości progowe procesów hydrogeomorfologicznych w beskidzkim systemie fluwialnym. W: K. Kostrzewski, J. Szpikowski (red.), Funkcjonowanie Geoekosystemów Zlewni Rzecznych 4. Procesy Ekstremalne w Środowisku Geograficznym, Po- znao – Storkowo 2006, 29–33.

[193]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Frothingham K.M., Rhoads B.L., 2003. Three-dimensional flow structure and channel change in an asymmetrical compound meander loop, Embarras River, Illinois. Earth Surface Processes and Landforms 28, 625–644. Ginz D., Hassan M. A., Schmidt K., 1996. Frequency and magnitude of bedload transport in a mountain river, Earth Surface Processes and Landforms 21, 433–445. Giriat D., Kosieradzka K., Roszczęda U., 2008. Mikroformy korytowe typu "cluster bedforms" – występo- wanie i znaczenie. Landform Analysis 9, 83–87. Gonera P., Kijewski A., Zwolioski Z., 1985. Powezbraniowe formy akumulacyjne na terasie zalewowej Warty i Parsęty w świetle analizy zdjęd lotniczych. Fotointerpretacja w Geografii 8 (18), Prace Na- ukowe UŚ 735, 24–42. Górecki A., Klementowski J., 1989. Skutki geomorfologiczne nawalnego deszczu w Księgienicach Wiel- kich. Czasopismo Geograficzne 60 (3), 299–313. Gradzioski R., 1973. Wyróżnianie i klasyfikacja kopalnych osadów rzecznych. Postępy Nauk Geologicz- nych 5, 57–112. Gradzioski R., Kostecka A., Radomski A., Unrug R., 1986. Formy dna przy transporcie materiału przez wodę. W: Zarys sedymentologii. Wyd. Geol., Warszawa, 55–63. Gregory K.J., Walling D.E., 1973. Drainage Basin Form and Process. A Geomorphological Approach. Ed- ward Arnold, London. Grocholski A., Milewicz J., 1958. Morfologia i rozwój doliny Bobru między Lwówkiem a Bolesławcem. Biuletyn Instytutu Geologicznego 129, 111–135. Gründer K., 1928. Die Talsperren im Queistal. Das Heimatbuch des Kreisses Lauban. 184–195. Guth P.L., 1995. Slope and aspect calculations on gridded digital elevation models: Examples from a geomorphometric toolbox for personal computers. Zeitschrift für Geomorphologie N.F. Sup- plementband 101, 31–52. Guth P.L., 2003. Terrain organization calculated from digital elevation models, W: I.S. Evans, R. Dikau, E. Tokunaga, H. Ohmori, M. Hirano (red.), Concepts and Modelling in Geomorphology: International Perspectives. Terrapub Publishers, Tokyo, 199–220. URL: http://www.terrapub.co.jp/e- library/ohmori/pdf/199.pdf (data dostępu: 2007-09-09). Heritage G.L., Large A.R.G., Moon B.P., Birkhead A.L., 2003. Estimating extreme flood magnitude in bedrock-influenced channels using representative reach-based channel resistance data. Geografiska Annaler 85A (1), 1–11. Hjulstrøm F., 1935. Studies of the morphological activity of rivers as illustrated by the River Fyris. Uppsa- la University Geological Institute Bulletin 25, 221–572. Horton R.E., 1945. Erosional development of streams and their drainage basins: hydrophysical approach to quantitative morphology. Bulletin of the Geological Society of America, 275–370. Horska-Schwarz S., 2006. Geoakumulacja chemiczna metali ciężkich na tle współczesnej geomorfologii doliny Odry (Oława – Wrocław). W: A. Latocha, A. Traczyk (red.), Zapis działalności człowieka w środowisku przyrodniczym. Metody badao i studia przypadków. Wyd. Gajt, Wrocław, 116–127. Horska-Schwarz S., 2007. Struktura i funkcjonowanie geokompleksów w dolinie Odry między Oławą a Wrocławiem. Rozprawy Naukowe Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego UWr. 2. Howard A.D., 1998. Long profile development of bedrock channels: interaction of weathering, mass wasting, bed erosion and sediment transport. Rivers over Rock: Fluvial Processes in Bedrock Channels. Geophysical Monograph 107, AGU, 297–319. Hrádek M., 2005. Changes in the channels and floodplains of sudetic rivers in the Morava river basin after flood in July 1997. Geografický Časopis 57 (2), 131–144. Huang H.Q., Nanson G.C., 1998. The influence of bank strength on channel geometry: an integrated analysis of some observations. Earth Surface Processes and Landforms 23, 865–876. Instrukcja Opracowania i Wydania Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski w skali 1:50 000. 1996. Mini- sterstwo Ochrony Środowiska, Zasobów Naturalnych i Leśnictwa, Paostwowy Instytut Geologicz- ny, Warszawa. Izmaiłow B., Kamykowska M., Krzemieo K., 2004. Geomorfologiczna rola katastrofalnych wezbrao w transformacji górskiego systemu korytowego na przykładzie Wilszni (Beskid Niski). W: B. Izmai- łow (red.), Przyroda – Człowiek – Bóg. IGiPZ, Kraków, 69–81. Jadczyk P., 1999. Przyczyny zniszczenia zachodniosudeckich lasów. Pielgrzymy. Informator Krajoznawczy, SKPS, Wrocław, 75–89.

[194]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Jahn A., 1960. Czwartorzęd Sudetów. W: H. Teisseyre (red.), Utwory trzeciorzędowe i czwartorzędowe oraz pogląd na rozwój budowy geologicznej Sudetów. Regionalna Geologia Polski 3 (2), Polskie Towarzystwo Geologiczne, Kraków, 358–418. Jahn A., 1968. Geomorfologiczne wnioski z obserwacji dna jeziora zaporowego. Czasopismo Geo- graficzne 39 (2), 117–123. Jahn 1995. Some remarks on hydrographical changes in the Sudety Mountains. Quaestiones Geographi- cae, Special Issue 4, 121–124. Jahn A., Szczepankiewicz S., 1967. Osady i formy czwartorzędowe Sudetów i ich przedpola. W: R. Galon, J. Dylik (red.), Czwartorzęd Polski. PWN, Warszawa, 397–430. Karaušev A.V., 1977. Teorija i metody rasčeta rečnych nanosov. Gidrometeorolog. Izd., Leningrad. Karczewska A., 2008. Metody rekultywacji gleb zdegradowanych i zdewastowanych. Materiały Konfe- rencyjne, Polanica Zdrój, 28–29 II 2008, URL: http://www.wgik.umwd.pl/konf/Karczewska.pdf (data dostępu: 2008-09-08). Kasper K.Ch., 1998. "Den Wogen zum Trutz" – Die schlesischen Talsperren im Flussgebiet des Bober und Queis von anno dazumal bis 1945 – Mit einem Rückblick auf die Hochwasserflut vom 30 Juli 1897 und die Wolkenbruchkatastrophe im Riesengebirge 1926 – Bilder, Berichte und Dokumente von 1888 bis 1945. Herausgegeben von Klaus Christian Kasper, Bonn – Oberkassel. Kasperek R., Parzonka W., 2005. Zmiany w dolinach rzek meandrujących wskutek powodzi na przykła- dzie odcinka Górnej Odry. W: L. Tomiałojd, A. Drabioski (red.), Środowiskowe Aspekty Gospodarki Wodnej. Komitet Ochrony Przyrody PAN, Wydział Inżynierii Kształtowania Środowiska i Geodezji AR we Wrocławiu, 149–162. Kasperek R., Parzonka W., 2008. Transport rumowiska i pomiary obrukowania dna koryta górnej Odry w rejonie granicznych meandrów. Przegląd Naukowy Inżynieria i Kształtowanie Środowiska 3 (41), 12–19. Kasperek R., Parzonka W., Bartnik W., Strużyoski A., 2007. Charakterystyka procesów korytowych Odry granicznej w obrębie przerwanego meandra nr I. Infrastruktura i ekologia terenów wiejskich 4/2, PAN, Oddział w Krakowie, Komisja Technicznej Infrastruktury Wsi, 263–271. Kasprzak M., 2006. Floods after droughts: geomorphic changes in the valley floors of the Western Sude- tes Mountains caused by a catastrophic flood event in August 2006. W: Extreme hydrometeoro- logical events in Poland and their impacts – European context. International Conference, War- saw, 7–9 XII 2006, Book of Abstracts, 118–119. Kasprzak M., 2008. Geomorfologiczne procesy fluwialne w Sudetach, stare problemy i nowe metody badawcze. W: Traczyk A. (red.), Geomorfologia Sudetów. Stan badao i perspektywy. I Polsko- Czeskie Sudeckie Seminarium Geomorfologiczne, Sokołowsko, 16–17 X 2008, Wrocław, 19–22. Kasprzak M., Niedzielski T., 2007. GIS-based analysis of channel and overbank deposition areas formed by flash floods: a case study from the Jagnięcy Potok (Sudetes, SW Poland). Geophysical Research Abstracts 9, 08071, 2007, SRef-ID: 1607-7962/gra/EGU2007-A-08071. Kasprzak M., Traczyk A., 2008. Obserwacje morfologiczne dna zbiornika zaporowego Jeziora Modrego na Bobrze w Sudetach. Gospodarka Wodna 3, 110–114. Kaszowski L., Kotarba A., 1970. Wpływ katastrofalnych wezbrao na przebieg procesów fluwialnych (na przykładzie potoku Kobylanka na Wyżynie Krakowskiej). Prace Geograficzne PAN 80, 5–87. Kaszowski L., Krzemieo K., 1986. Metody typologii koryt rzecznych. Prace Geograficzne 67, Zeszyty Nau- kowe UJ 89, PWN, Warszawa – Kraków, 7–23. Katrycz M., 1998. Transport rumowiska wleczonego w zlewni Wilczego Potoku – Karkonosze Wschodnie. Acta Universitatis Wratislaviensis 2061, Prace Instytutu Geograficznego A9, 37–58. Klementowski J., 1997. Degradacja pokryw stokowych w warunkach antropopresji. Procesy kriogeniczne, spłukiwanie i erozja żłobinowa. W: A. Jahn, S. Kozłowski, M. Pulina (red.), Masyw Śnieżnika. Zmiany w środowisku przyrodniczym. PAE, Warszawa, 121–142. Klementowski J., 2002. Współczesny system denudacyjny Sudetów. W: VI Zjazd Geomorfologów Pol- skich. Środowiska górskie – ewolucja rzeźby. Jelenia Góra, 11–14 IX 2002, Streszczenia referatów i posterów, Wrocław, 68–71. Klimaszewski M., 1978. Geomorfologia. PWN, Warszawa. Klimek K., 2000. The Sudetic tributaries of Upper Odra transformation during the Holocene period. Stu- dia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 34, 27–45. Klimek K., 2002. Transformacja stokowo-dolinnego systemu pokryw czwartorzędowych w górnośląskiej części dorzecza Odry pod wpływem prehistorycznej i historycznej presji człowieka. W: VI Zjazd

[195]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Geomorfologów Polskich. Środowiska górskie – ewolucja rzeźby. Jelenia Góra, 11–14 IX 2002, Streszczenia referatów i posterów, Wrocław, 72–73. Klimek K., Malik I., Owczarek P., Zygmunt E., 2003. Climatic and human impact on episodic alluviation in small mountain valleys, the Sudetes. Geographica Polonica 76 (2), 55–64. Kolago C., Mojski J.E., Řezač B., Różycki M., 1972. Odrą od źródeł do Bałtyku. Przewodnik geologiczno- krajoznawczy. Wyd. Geologiczne, Warszawa. Kolb C.R., Steinriede W.B.Jr., Krinitzsky E.L., Saucier R.T., Mabrey P.R., Smith F.L., Fleetwood A.R., 1968. Geological investigation of the Yazoo basin, lower Miss. Valley. Technical Report 3–480, U.S. Ar- my Engineer waterways Experiment station, Vickburg, Mississppi. Kosicki M, 2004. Erozja denna poniżej ostatniego stopnia piętrzącego. Prosto z pokładu. Biuletyn 15, 7– 8. Kosierb R., 2010. Zmiany pojemności zbiorników retencyjnych kaskady Nysy Kłodzkiej. Gospodarka Wodna 2, 68–72. Kostrzewski A., 1970. Uziarnienie i obróbka współczesnych aluwiów Bobru jako wyraz dynamiki rzecznego środowiska sedymentacyjnego. PTPN, Poznao. Kostrzewski, A., Mazurek, M., Zwolioski, Z., 1995. Dynamika transportu fluwialnego górnej Parsęty jako odbicie funkcjonowania systemu zlewni. Instytut Badao Czwartorzędu i Geoekologii UAM, Po- znao. Kowalski J., 2003. Warunki geologiczno-inżynierskie a ochrona Wrocławia przed powodzią. W: Między- narodowa konferencja „Problemy ochrony przed powodzią Pragi i Wrocławia”, Wrocław, 29–30 V 2003 r., Streszczenia referatów. Kryza H., Kryza J., 1983. Hydrogeologiczna rola zwietrzelin granitu na przykładzie zlewni górnej Kamien- nej (Karkonosze). W: II Ogólnopolskie Sympozjum „Współczesne Problemy Hydrogeologii Regio- nalnej”, Lądek Zdrój, 13–16 IX 1982, 78–89. Krzemieo K., 2006. Badania struktury i dynamiki koryt rzek karpackich. Infrastruktura i Ekologia Terenów Wiejskich 4 (1), 131–142. Krzyszkowski D., Biernat. J., 1998. Terraces of the Bystrzyca river valley, Middle Sudetes, and their de- formation along the Sudetic Marginal Fault. Geologia Sudetica 31, 241–258. Krzyszkowski D., Migoo P., 1991. Stożek aluwialny pre-Kaczawy – przykład sedymentacji w czynnej strefie przesuwczej, plio-plejstocen, Sudety: dyskusja. Przegląd Geologiczny 39 (9), 404–407. Krzyszkowski D., Migoo P., Sroka W., 1995. Neotectonic Quaternary history of the Sudetic Marginal Fault, SW Poland. Folia Quaternaria 66, Kraków, 73–98. Krzyszkowski D., Pijet E., 1993. Morfologiczne i geologiczne efekty ruchów neotektonicznych na sudeckim uskoku brzeżnym w północno-wschodniej części Gór Sowich w Sudetach Środkowych. Folia Quaternaria 64, Kraków, 83–99. Krzyszkowski D., Przybylski B., Badura J., 1998. Late Cainozoic evolution of the Nysa Kłodzka river system between Kłodzko and Kamieniec Ząbkowicki, Sudetes Mts., southwestern Poland. Geologia Su- detica 31, 133–155. Krzyszkowski D., Przybylski B., Badura J., 2000. The role of neotectonics and glaciation on terrace formation along the Nysa Kłodzka River in the Sudeten Mountains (southwestern Poland). Geo- morphology 33, 149–166. Krzyszkowski D., Stachura R., 1993. Morfologiczne efekty ruchów neotektonicznych na Pogórzu Wałbrzy- skim w Sudetach Środkowych. Folia Quaternaria 64, Kraków, 71–82. Křížek M., Engel Z., 2006. Geomorphological consequences of the 2002 flood in the Otava River drainage basin. Acta Universitatis Carolinae – Geographica 38 (2), 125–138. Kubrak E., 2005. O obliczaniu przepustowości koryt rzecznych. Przegląd Naukowy, Inżynieria i Kształto- wanie Środowiska 1 (31), 29–38. Kurowski L., Jędrzejczak E., 2007. Warunki przepływu, formy dna i cechy osadów koryta rzecznego na przykładzie Strzegomki w Kątach Wrocławskich. W: J. Wojewoda (red.), Review of Permian sedimentary successions of Boskovice Trough, Náchod Basin and Trutnov Basin. Sedimentologica 1 (1), 31–39. Kuźma J., 1972. Rumowisko rzeczne górskich potoków Karkonoszy. Czasopismo Geographica 43 (4), 447– 451. Kwiatkowski J., Hołdys T., 1985. Klimat. W: A. Jahn (red.), Karkonosze polskie. Ossolineum, 87–116. Lambor J., 1971. Hydrologia inżynierska. Arkady. Lane E.W., 1955. The importance of fluvial morphology in hydraulic engineering. American Society of Civil Engineering, Proceedings 81 (745), 1–17.

[196]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Langhammer J. (red.), 2005. Vliv změn přírodnícho prostředí povodí a údolní nivy na povodpové riziko. Dlouhodobé zmĕny poříčních ekosystémů v nivách toků postižených extrémními záplavami. Pro- jekt VaV SM/2/57/05, Univerzita Karlova v Praze. Langhammer J. (red.), 2006. Změny krajiny jako ovlivpijící faktor průběhu a projevů extrémních povodní. Dlouhodobé zmĕny poříčních ekosystémů v nivách toků postižených extrémními záplavami. Pro- jekt VaV SM/2/57/05, Univerzita Karlova v Praze. Latocha A., 2006. Zmiany użytkowania ziemi w czasach historycznych i ich wpływ na procesy rzeźbo- twórcze na stokach i w korytach rzecznych w Sudetach Kłodzkich. Przegląd Geograficzny 78 (3), 339–363. Latocha A., Migoo P., 2006. Geomorphology of medium-high mountains under changing human impact, from managed slopes to nature restoration: a study from the Sudetes, SW Poland. Earth Surface Processes and Landforms 31, 1657–1673. Lenczewski W., Leszczyoski Z., 1969. Odwodnienie terenów przyległych do zbiornika stopnia wodnego na Odrze w Brzegu Dolnym. Instytut Gospodarki Wodnej, Wyd. Komunikacji i Łączności, Warsza- wa. Leopold L.B., Maddock T.Jr., 1953. The hydraulic geometry of stream channels and some physiographic implications. Geological Survey Professional Paper 252, US Gov. Print. Office, Washington. Leopold L.B., Wolman M.G., Miller J.P., 1964. The frequency concept and geomorphic processes. W: Fluvial processes in geomorphology. Dover Pub., New York, 67–80 Liu Z., 2001. Sediment transport. Laboratoriet for Hydraulik og Havnebygning, Instituttet for Vand, Jord og Miljøteknik, Aalborg Universitet. Lisowski K., 1979. Niektóre erozyjne i akumulacyjne skutki powodzi w Sudetach Zachodnich. W: A. Jahn, S. Kowalioski (red.), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Sesja Naukowa 3 marca 1978 r., PAN, Wrocław, 85–91. Łach J., 2000. Geomorfologiczne skutki gwałtownej ulewy i powodzi w dolinie Bystrzycy Dusznickiej w lipcu 1998 r. W: Środowisko przyrodnicze i gospodarka Dolnego Śląska u progu trzeciego tysiącle- cia. Referaty, Komunikaty i Postery, 49 zjazd PTG, Szklarska Poręba, 20–24 IX 2000, 33–35. Łach J., 2001. Geomorphic results of flood in July 1997 in Biała Lądecka Valley (Eastern Sudeten, Poland). Moravian Geographical Reports 9 (2), 24–28. Machajski J., Rędowicz W., 2006. Ocena zdolności przepustowej stopnia wodnego Pilchowice I na rzece Bóbr. Gospodarka Wodna 5, 194–200. Madeyska E., 1999. Przegląd stanu badao palinologicznych w Sudetach, W: P. Valde-Nowak (red.), Po- czątki osadnictwa w Sudetach, Instytut Archeologii i Etnologii PAN, Kraków, 19–33. Malicki A., 1939–1946. “Terasa” czy “taras”. Czasopismo Geograficzne 17 (3/4), 231–233. Malik I., Owczarek P., 2007. Dendrochronologiczny zapis erozji koryt potoków górskich w sąsiedztwie zapór przeciwrumowiskowych na przykładzie Černego Potoku (Jeseniki – Sudety Wschodnie). Przegląd Geograficzny 79 (2), 313–334. Mamak W., 1958. Obudowa potoków górskich. W: Regulacja rzek i potoków. Wyd. Arkady, Warszawa. Meyer-Peter E, Müller R., 1948. Formulas for bed-load transport. W: Proceedings of the 2nd Meeting of the International Association for Hydraulic Structures Research, 39–64. Marriott S., 1992. Textural analysis and modelling of a flood deposit: River Severn, U.K. Earth Surface Processes and Landforms 17, 687–697. Martini P., Baker V.R., Garzón G. (red.), 2002. Flood and Megaflood Processes and Deposits: Recent and Ancient Examples. Special Publication of the International Association of Sedimentologists 32, Blackwell Science. Mastalerz K., Wojewoda J., 1990. Stożek aluwialny Pre-Kaczawy – przykład sedymentacji w czynnej strefie przesuwczej, plio-plejstocen, Sudety. Przegląd Geologiczny 449, 363–370. Mastalerz K., Wojewoda J., 1993. Alluvial-fan sedimentation along active strike-slip fault: Plio- Pleistocene Pre-Kaczawa fan, SW Poland. Special Publication of the International Association of Sedimentologists 17, 293–304. Merritt W.S., Letcher R.A., Jakeman A.J., 2003. A review of erosion and sediment transport models. Environmental Modelling & Software 18, 761–799. Milewicz J., 1961. Quaternary fluvial and glacial deposits in the region of Lwówek Śląski. Zeszyty Nau- kowe UWr. B8, 81–92. Michniewicz M., 1998. The pre-Elsterian valley system in the Western Sudetes, southwestern Poland, and its later transformation. Geologica Sudetica 31, 317–328.

[197]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Michniewicz M., Czerski M., Kiełczawa J., Wojtkowiak A., 1996. Staroplejstoceoska sied dolin kopalnych Sudetów Zachodnich i ich przedpola. Przegląd Geologiczny 44 (12), 1232–1238. Migoo P., 2008. Współczesna ewolucja rzeźby Sudetów i ich Przedgórza. W: L. Starkel, A. Kostrzewski, A. Kotarba, K. Krzemieo (red.), Współczesne przemiany rzeźby Polski. IGiGP UJ, Kraków, 135–163. Migoo P., Hrádek M., Parzóch K., 2002. Extreme events in the Sudetes Mountains. Their long-term geomorphic impact and possible controlling factors. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 36, 29–48. Migoo P., Potocki J., 1996. Rozwój morfotektoniczny centralnej części Gór Izerskich. Acta Universitatis Wratislaviensis 1808, Prace Instytutu Geograficznego A8, 69–80. Migoo P., Parzóch K., Żurawek R., 1999. Natural hazards in the Sudetes, Central Europe: the human context. W: M.F. Price, T.H. Mather, E.C. Robertson (red.), Global Change in the Mountains. Par- thenon, New York – London, 105–107. Mosley M.P., 1981. The influence of organic debris on channel morphology and bedload transport in a New Zeland forest stream. Earth Surface Processes and Landforms 6, 571–579. Montgomery D.R., Buffington J.M., 1997. Channel-reach morphology in mountain drainage basins. Geo- logical Society of America Bulletin 109 (5), 596–611. Morel P., Blanckenburg F. Von, Schaller M., Kubik P.W., 2003. Lithology, landscape dissection and glaciation controls on catchment erosion as determined by cosmogenic nuclides in river sediment (the Wutach Gorge, Black Forest). W: P. Morel i in. (red.), Catchment erosion in the Wutach Gorge, Black Forrest. Terra Nova 15 (6), 398–404. Morisava M., 1985, Rivers. Form and Process. Longman, London & New York. MPP, 2006. Najgorsze za nami. Nowiny Jeleniogórskie 33 (15 VIII 2006), s. 2. Murgatroyd A. L., Ternan J. L., 1983. The impact of afforestation on stream bank erosion channel form. Earth Surface Processes and Landforms 8, 357–369. Mycielska-Dowgiałło E., Korotaj-Kokoszczyoska M., Smolska E., Rutkowska J., 2001. Procesy i formy fluwialne. W: Geomorfologia dynamiczna i stosowana. WGiSR UW, Warszawa, 63–86. Naden P., 1987. An erosion criterion for gravel-bed rivers. Earth Surface Processes and Landforms 12, 83–93. Neller R. J., 1988. A comparison of channel erosion in small urban and rural catchments, Armidale, New South Wales. Earth Surface Processes and Landforms 13, 1–7. O regulacyi górskich dopływów Odry. 1909. Czasopismo Techniczne 27 (16, 17), Organ Towarzystwa Politechnicznego we Lwowie. Oberc J., 1958. Izerska seria suprakrustalna. Przegląd Geologiczny 8/9, s. 389. Ochrona od powodzi. Materiały szkoleniowe. 1997. Zakład Hydrologii i Gospodarki Wodnej, Zakład Geo- techniki i Wód Podziemnych, Instytut Inżynierii Środowiska AR we Wrocławiu, Regionalne Samo- rządowe Centrum Edukacji Ekologicznej przy Sejmiku Samorządowym we Wrocławiu, Wrocław. Olszewska B., Pływaczyk L., Łyczko W., 2004. Warunki wodne w dolinie Odry w rejonie Brzeg Dolny – Malczyce. W: H. Szymaoska, Cwojdzioski S., Poprawski L. (red.), Geoekologiczne i środowiskowe problemy gospodarowania i ochrony doliny górnej i środkowej Odry. 18–19 XI 2004 r., Wrocław, PIG, 33–44. Onysyk J., Biliszczuk J., 1998. Mosty Wrocławia pod naporem fali powodziowej w lipcu 1997 r. Rocznik Wrocławski 5, Towarzystwo Przyjaciół Ossolineum, Wrocław, 75–81. Orłowska E., 1979. Porównanie przebiegu i skutków gwałtownego wezbrania wód w Karkonoszach latem 1897 i 1977 r. W: A. Jahn, S. Kowalioski (red.), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Sesja Naukowa 3 marca 1978 r., PAN, Wrocław, 79–91. Orth F., 1934. Die Verlandung von Staubecken. Bautechnik 12. Owczarek P., 2004. Układ i morfologia średniogórskich koryt w warunkach lokalnej dostawy zwietrzelin (Sudety Wschodnie). W: H. Szymaoska, Cwojdzioski S., Poprawski L. (red.), Geoekologiczne i śro- dowiskowe problemy gospodarowania i ochrony doliny górnej i środkowej Odry. 18–19 XI 2004 r., Wrocław, PIG, 83–96. Owczarek P., 2007. Transformacja koryt rzecznych w warunkach dostawy grubofrakcyjnego materiału stokowego (na przykładzie średniogórskich dopływów Odry i Wisły). Prace Naukowe UŚ w Kato- wicach 2510. Owczarek P., 2008. Hillslope deposits in gravel-bed rivers and their effects on the evolution of alluvial channel forms: A case study from the Sudetes and Carpathian Mountains. Geomorphology 98, 111–125.

[198]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ozga-Zielioska M., Brzezioski J., 1994. Charakterystyka transportu rumowiska rzecznego. W: Hydrologia stosowana. PWN, Warszawa, 261–273. Partsch J., 1894. Die Vergletscherung des Riesengebirges zur Eiszeit. Forschungen zur deutschen Landes- und Volkskunde 8 (2), 103–194. Parzóch K., 2001. Erozja rynnowa na stokach wylesionych w Karkonoszach. Przyroda Sudetów Zachod- nich 4, 171–180. Parzóch K., 2002. Procesy erozyjne na stokach wylesionych w Karkonoszach. Zeszyty Problemowe Postę- pów Nauk Rolniczych 487, 239–247. Parzóch K., 2005a. Sztuczne zbiorniki wodne w Sudetach jako źródło informacji o denudacji mechanicznej. W: A.T. Jankowski, M. Rzętała (red.), Jeziora i sztuczne zbiorniki wodne – procesy przyrodnicze oraz znaczenie społeczno-gospodarcze. UŚ – WNoZ, Polskie Towarzystwo Limnologiczne, PTG Oddział Katowicki, Sosnowiec, 183–188. Parzóch K., 2005b. Wpływ zapór przeciwrumowiskowych na przebieg procesów fluwialnych w potoku górskim na przykładzie Karkonoszy. W: A. Łajczak (red.), Antropopresja w górach średnich strefy umiarkowanej i skutki geomorfologiczne na przykładzie wybranych obszarów Europy Środkowej. HIMME 2, UŚ, Sosnowiec, 105–108. Parzóch K., Sobczyk A., 2004. Denudacja w małej zlewni górskiej strumienia stokowego w Karkonoszach, Sztuczne zbiorniki wodne w Sudetach jako źródło informacji o denudacji mechanicznej. W: A.T. Jankowski, M. Rzętała (red.), Jeziora i sztuczne zbiorniki wodne – procesy przyrodnicze oraz znaczenie społeczno-gospodarcze. UŚ – WNoZ, Polskie Towarzystwo Limnologiczne, PTG Oddział Katowicki, Sosnowiec, 181–184. Parzóch K., Solarska A., 2008. Antropogeniczna przebudowa den dolinnych Przedgórza Sudeckiego na przykładzie Oławy i Krynki. Landform Analysis 9, 314–318. Petts G.E. 1984. Sedimentation within a regulated river. Earth Surface Processes and Landforms 9, 125– 134. Piórecki J., 1980. Kotewka – orzech wodny (Trapa L) w Polsce. Biblioteka Przemyska 13, Towarzystwo Przyjaciół Nauk w Przemyślu, Przemyśl. Pływaczyk L., 1997. Oddziaływanie spiętrzenia rzeki na dolinę na przykładzie Brzegu Dolnego. Wyd. AR we Wrocławiu, Wrocław. Potocki J., 2000. Przemiany użytkowania terenu w Karkonoszach w ciągu ostatnich 100 lat (podłoże społeczno-ekonomiczne, środowiskowe konsekwencje). Opera Corcontica 36, 642–649. Przybylski B., Badura J., Czerwonka J. A., Krzyszkowski D., Krajewska K., Kuszell T., 1998. The preglacial Nysa Kłodzka fluvial system in the Sudetic Foreland, southwestern Poland, Geologia Sudetica 31 (2), 171–196. Przybylski B., 1998a. Glacial and neotectonic constrains on the Quaternary evolution of the Fore-Sudetic reach of the Nysa Kłodzka River, Geological Quarterly 42 (3), 221–238. Przybylski B., 1998b. Late Quaternary evolution of the Nysa Kłodzka river valley in the Sudetic Foreland, southwestern Poland. Geologia Sudetica 31, 197–211. Pusch M., Behrendt H., Gancarczyk A., Kronvang B., Sandin L., Stendera S., Wolter Ch., Andersen H.E., Fischer H., Hoffman C.C., Nowacki F., Schöll F., Svendsen L.M., Bäthe J., Friberg N., Hachoł J., Pedersen M.L., Scholten M., Wnuk-Gławdel E., 2009. Rivers of the Central European Highlands and Plains. W: K. Tockner, U. Uehlinger, Ch.T. Robinson (red.), Rivers of Europe. First ed., Elsevier, 525–576. Rachocki A., 1977. Klasyfikacja i terminologia osadów den dolinnych. Zeszyty Naukowe Wydziału Biologii i Nauk o Ziemi Uniwersytetu Gdaoskiego, Geografia 8, 141–150. Radecki-Pawlik A., 2001. Formy korytowe rzeki górskiej. Gospodarka Wodna 5, 210–212. Radecki-Pawlik A., 2006. Podstawy hydrogeomorfologii cieków górskich. Bel Studio, Kraków – Warszawa. Ratomski J., 2004. Zabudowa potoków górskich w terenie silnie zagospodarowanym. Gospodarka Wod- na 8, 333–337. Rędowicz W., Machajski J., 2007. Minęło 100 lat eksploatacji zbiornika Leśna. Gospodarka Wodna 1, 33– 42. Richardson K., Carling P.A., 2005. A Typology of Sculpted Forms in Open Bedrock Channels. Geological Society of America Special Papers 392, 112 s. Rocznik hydrologiczny wód powierzchniowych Odry i rzek Przymorza między Odrą i Wisłą. 1983. IMGW, Wyd. Komunikacji i Łączności. Rott N., 1990. Note on the history of the Reynolds number. Annual Review of Fluid Mechanics 22, 1–11.

[199]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Ruszczycka-Mizera M., 1978. Fotointerpretacja jako metoda analizy rozwoju rzeźby dna doliny dużej rzeki na przykładzie doliny Odry. Acta Universitas Wratislaviensis 340, Prace Instytutu Geo- graficznego A2, 115–151. Rybníčková E., 1966. Pollen-analitical reconstruction of vegetation in the upper regions of the Orlicke hory Mountains, Czechosklovakia. Folia Geobotanica & Phytotaxonomica Bohemoslovaka 1 (3), 193–228. Scheidegger A.E., 1974a. Teoria działalności rzek. W: Geomorfologia teoretyczna. PWN, Warszawa, 201– 304. Scheidegger A.E., 1974b. Erozja rzeczna. W: Geomorfologia teoretyczna. PWN, Warszawa, 28–35. Schumm S.A., 1977. The Fluvial System. John Wiley & Sons, New York. Shahjahan M., 1970. Factors controlling the geometry of fluvial meanders. Bulletin of the International Association of Scientific Hydrology 15 (3), 13–24. Sobik M., 1998. Specyficzne cechy klimatu Gór Izerskich. W: Problemy klimatyczno-botaniczne Gór Izer- skich. 21–23 IX 1998, Świeradów Zdrój, Streszczenia referatów, s. 29. Spinewine B., Zech Y., 2008. An ex-post analysis of the German Upper Rhine: data gathering and numer- ical modelling of morphological changes in the 19th century. Flood Risk Management 1, 57–68. Sroka W., Kowalska A., 1998. The preglacial fluvial deposits in the southern part of the Upper Nysa De- pression, central Sudetes Mts, southwestern Poland. Geologica Sudetica 31 (2), 157–170. Starkel L., 1977. Paleogeografia holocenu. PWN, Warszawa. Starkel L., 2005. Role of climatic and antropogenic factors accelerating erosion and fluvial activity in Central Europe. Folia Quaternaria 22, 27–33. Starkel L., 2008. Typy i kierunki współczesnych przekształceo rzeźby Polski. W: L. Starkel, A. Kostrzewski, A. Kotarba, K. Krzemieo (red.), Współczesne przemiany rzeźby Polski. IGiGP UJ, Kraków, 385–395. Stopieo Wodny Malczyce. Rzeka Odra km 300. Materiały RZGW. Stroosnijder L., 2005. Measurement of erosion: Is it possible? Catena 64, 162–173. Stupnicka E., 2007. Geologia regionalna Polski. Wyd. UW, Warszawa. Szczepankiewicz S., 1952. Kaptaż rybnicki – przykład młodych zmian hydrograficznych w Sudetach. Cza- sopismo Geograficzne 21-22, 426–433. Szczepankiewicz S., 1959. Dolina Odry między Wrocławiem i Brzegiem Dolnym. Czasopismo Geograficz- ne 30, 263–285. Szczepankiewicz S., 1970. Cechy niektórych pokryw późnoczwartorzędowych, Acta Universitatis Wra- tislaviensis 124, Studia Geograficzne 13, Wrocław. Szczepankiewicz S., 1989. Ziemie południowo-zachodniej Polski – morfogeneza i dzieje czwartorzędowe. Acta Universitatis Wratislaviensis 1029, Studia Geograficzne 47, Wrocław. Szerszeo L., Chodak T., Gawęcki J., Jasioska Z., Kabała C., Karczewska A., Kaszubkiewicz J., Kotecki A., 2000. Stan środowiska glebowego oraz warunki produkcji rolniczej na Dolnym Śląsku po powodzi 1997 roku. Zeszyty Naukowe AR we Wrocławiu 370, Monografie 20. Szerszeo L., Chodak T., Karczewska A., Kaszubkiewicz J., Bogacz A., Kabała C., 1998. Stan środowiska glebowego Dolnego Śląska po powodzi w 1997 r. W: Ochrona i rekultywacja terenów dorzecza Odry. Materiały Konferencyjne, Zielona Góra, 15–16 IX 1998, 249–262. Szponar A., 2000. Osady pozakorytowe Odry powstałe w czasie powodzi w 1997 r. Przegląd Geologiczny 48, 176–181. Szponar A., 2008. Geologia i paleogeografia Wrocławia, Wyd. KGHM Cuprum Centrum Badawczo- Rozwojowe we Wrocławiu, Wrocław. Szulkowska-Wojaczek E., 2005. Zanieczyszczenia wód powierzchniowych. W: J. Fabiszewski (red.), Przy- roda Dolnego Śląska. PAN, Wrocław, 471–489. Šapková B., Hrádek M, 2008. The impact of changes in farming in the Eastern Sudetes on dynamic of fluvial processes – on the example of extinct village Jelení (Hirschberg). W: A. Łajczak, K. Klimek, J. Demek, P. Mackovčín, P. Stránská, M. Hrádek, (red.), Antropopresja w górach i na przedpolu. Zapis zmian w formach terenu i osadach. Głuchołazy, 24–27 VII 2008, 22–23. Teisseyre A.K. 1975. Pebble fabric in braided stream deposits with examples from Recent and „frozen” Carboniferous channels (Intrasudetic Basin, Central Sudets). Geologia Sudetica 10 (1), 7–56. Teisseyre A.K. 1977a. Pebble cluster as a directional structure in fluvial gravels: modern and ancient examples. Geologia Sudetica 12 (2), 79–97. Teisseyre A.K., 1977b. Meander degradation in bed-load proximal streams: repeated chute cut-off due to bar-head gravel accretion – a hypothesis. Geologia Sudetica 12 (1), 103–120.

[200]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Teisseyre A.K., 1977c. Współczesne procesy rzeczne w dorzeczu górnego Bobru i Strzegomki (Sudety Środkowe). Geologia Sudetica 12 (2), 93–109. Teisseyre A.K., 1979a. Przebieg zjawisk erozji i sedymentacji na przykładzie małych rzek górskich. W: A. Jahn (red.), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Sesja Naukowa 3 marca 1978 r., PAN Oddz. Wrocław, Komisja Nauk o Ziemi, Wrocław, 59–67. Teisseyre A.K., 1979b. Przebieg zjawisk fluwialnych w zimie na przykładzie małych rzek sudeckich. Geo- logia Sudetica 20 (1), 113–195. Teisseyre A.K., 1984. Procesy fluwialne i rozwój koryta górnego Bobru na odcinku badawczym w Błażko- wej. Geologia Sudetica 19 (1), 7–72. Teisseyre A.K., 1985. Mady dolin sudeckich. Cz. I: Ogólna charakterystyka środowiska (na przykładzie zlewni górnego Bobru). Geologia Sudetica 20 (1), 113–195. Teisseyre A.K., 1988a. Mady dolin sudeckich. Cz. II: Wybrane zagadnienia metodologiczne. Geologia Sudetica 23 (1), 65–101. Teisseyre A.K., 1988b, Mady dolin sudeckich. Cz. III: Subarealne i subakwalnie deponowane osady pozakorytowe w świetle eksperymentu terenowego (1977–79). Geologia Sudetica 23 (2), 5–70. Teisseyre A.K., 1989. Deposition of present-day wet alluvial fans (with examples from the Sudetes). Zeitschrift für Geologische Wissenschaften 17 (3), 291–299. Teisseyre A.K., 1990. Dynamika sudeckich rzek żwirodennych w zimnej połowie roku. Acta Universitatis Wratislaviensis 1056, Prace Instytutu Geograficznego A4, 119–142. Teisseyre A.K., 1991a. Klasyfikacja rzek w świetle analizy systemu fluwialnego i geometrii hydraulicznej. Prace Geologiczno-Mineralogiczne 22, Wrocław. Teisseyre A.K., 1991b. Krewasowanie brzegów i anastomozowanie koryt w dolinie górnego Bobru (Sude- ty Środkowe). Prace Geologiczno-Mineralogiczne 21. Teisseyre A.K., 1991d. Terminologia form i osadów rzecznych w świetle badao środowiska. W: A. Ko- strzewski (red.), Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych. Geografia 50, UAM Poznao, 211–215. Teisseyre A.K., 1992a. Epizodyczne koryta a rozwój suchych dolin w krajobrazie rolniczym. Acta Universi- tatis Wratislaviensis 1399, Prace Geologiczno-Mineralogiczne 31. Teisseyre A.K., 1992b. Rzeki anastomozujące – procesy i modele sedymentacji. Przegląd Geologiczny 4, 241–248. Teisseyre A.K., 1994. Spływ stokowy i współczesne osady deluwialne w lessowym rejonie Henrykowa na Dolnym Śląsku. Acta Universitatis Wratislaviensis 1586, Prace Geologiczno-Mineralogiczne 43. Tomaszewski J.T., 1979. Ogólny zarys problematyki wodnej Karkonoszy. Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich 20, 73–101. Tomaszewski J.T., 1994. Spływ powierzchniowy i śródpokrywowy w obszarach górskich Karkonoszy. W: J.T. Tomaszewski (red.), Problemy Hydrologii Regionalnej. Materiały Ogólnopolskiej Konferen- cji Hydrograficznej, Karpacz, 26–28 IX 1994, 79–89. Tomaszewski J.T., 1997. Ekstremalne wezbrania w górskich zlewniach wschodnich Karkonoszy w lipcu 1997. W: K. Szamałek i in., Powódź 1997. Forum Naukowo-Techniczne, Ustroo k. Wisły, 10–12 IX 1997, 217–220. Traczyk A., 1991. Osady zbiornika przeciwrumowiskowego w Karpaczu i ich znaczenie dla oceny degradacji stoków w zlewni Łomnicy. Czasopismo Geograficzne 62 (1/2), 77–84. Traczyk A., Kasprzak M., 2005. Antropogeniczne zmiany rzeźby fluwialnej w strefie Karkonoskiego Pado- łu Śródgórskiego na przykładzie wybranych dolin w rejonie Szklarskiej Poręby. W: Materiały Warsztatów Geomorfologicznych „Antropopresja w środowisku górskim – zapis zmian w formach terenu i osadach”, Korbielów – Pilsko, 27–30 V 2005, 127–140. Traczyk A., Kasprzak M., 2006. Perspektywy badao dolin rzecznych w rejonie Karkonoskim. W: I. Smolová (red.), Geomorfologické výzkumy v roce 2006. Vydavatelství Univerzity Palackého v Olomouci, Olomouc, 288–293. Turowski J. M., Hovius N., Meng-Long H., Lague D., Men-Chiang Ch., 2008. Distribution of erosion across bedrock channels. Earth Surface Processes and Landforms 33, 353–363. Twardy J., Klimek K., 2008. Współczesna ewolucja strefy staroglacjalnej Niżu Polskiego. W: L. Starkel, A. Kostrzewski, A. Kotarba, K. Krzemieo (red.), Współczesne przemiany rzeźby Polski. IGiGP UJ, Kraków, 229–269. Vanoni V.A. (red.), 2006. Sedimentation Engineering. American Society Civil Engineers Manuals and Reports on Engineering Practice 54.

[201]

Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrao – M. Kasprzak

Walczak W., 1954. Pradolina Nysy i jej plejstoceoskie zmiany hydrograficzne na przedpolu Sudetów Wschodnich. Prace Geograficzne IG PAN 2. Waitt R.B., 2002. Great Holocene floods along Jökulsá á Fjöllum, north Iceland. W: P. Martini, V.R. Baker, G. Garzón (red.), Flood and Megaflood Processes and Deposits: Recent and Ancient Examples. Special Publication of the International Association of Sedimentologists 32, Blackwell Science, 37– 51. Ward S., 2004. Yazoo. W: A.S. Goudie (red.), Encyclopedia of Geomorphology, Routledge, London and New York, s. 1121. Ward D., Holmes N., José P., 1994. The New Rivers and Wildlife Handbook. The Royal Society for the Protection of Birds, UK. Weinerowska K. (red.), 2004. Laboratorium z mechaniki płynów i hydrauliki. Politechnika Gdaoska, URL: http://www.pg.gda.pl/~kursot/materialy/skrypt_z_plynow.pdf (data dostępu: 2010-06-12). Wharton G., 1992. Flood estimation from channel size; guidelines for using the channel-geometry method. Applied Geography 12 (4), 339–359. Whipple K.X., 2004. Bedrock channel. W: A.S. Goudie (red.), Encyclopedia of Geomorphology, Routledge, London and New York, 81–83. Wiater P., 1999. Początki hutnictwa szkła w dolinie rzeki Kamiennej w świetle literatury. Rocznik Jeleni- ogórski 31, 105–114. Williams G.P., 1986. River meanders and channel size. Journal of Hydrology 88 (1/2), 147–164. Witkowska H., Piwowarczyk-Ogórek J., 1999. Wpływ powodzi na ekosystem koryta naturalnego. W: Przyczyny i skutki wielkich powodzi (aspekty hydrologiczne, gospodarcze i ekologiczne). Mate- riały pokonferencyjne, Kraków, 29–30 XI 1999, Muzeum Przyrodnicze ISiEZ PAN, Kraków, 77–85. Wohl E., 2006. Human impacts to mountain streams. Geomorphology 79, 217–248. Wolman M.G., Miller W.P., 1960. Magnitude and frequency of forces in geomorphic processes. Journal of Geology 68, 54–74. Worsa-Kozak M., 2004. Odra a pierwszy poziom wodonośny na terenie Starego Miasta we Wrocławiu. W: H. Szymaoska, Cwojdzioski S., Poprawski L. (red.), Geoekologiczne i środowiskowe problemy gospodarowania i ochrony doliny górnej i środkowej Odry. 18–19 XI 2004 r., Wrocław, PIG, 247– 256. Wrooski J., 1974a. Rozwój przedsudeckiego odcinka doliny Nysy Kłodzkiej w świetle interpretacji zdjęcia lotniczego. Kwartalnik Geologiczny 18 (1), 209–221. Wrooski J., 1974b. Wiek bezwzględny aluwiów niektórych rzek Dolnego Śląska. Przegląd Geologiczny 12, 602–606. Wytyczak R., 1981. Rola osadnictwa w wylesianiu Sudetów XIII i XIV w. na przykładzie międzyrzecza Bo- bru i Bystrzycy. Czasopismo Geograficzne 52 (4), 31–43. Wyżga B., Kaczka R. J., Zawiejska J., 2003. Gruby rumosz drzewny w ciekach górskich – formy wystepo- wania, warunki depozycji i znaczenie środowiskowe. Folia Geographica, Series Geographica- Physica 33/34, 117–138. Wyżga B., Zawiejska J., 2005. Wood storage in a wide mountain river: Case study of the Czarny Dunajec, Polish Carpathians. Earth Surface Processes and Landforms 30 (12), 1475–1494. Zamarin E.A., 1948. Transportirujuszczaja sposobnost’ otkrytych potokow, Moskwa. Zielioski T., 1998. Litofacjalna identyfikacja osadów rzecznych. W: E. Mycielska-Dowgiałło (red.), Struktu- ry sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzędowych i ich wartośd interpreta- cyjna. Wydział Geografii i Studiów Regionalnych UW, Warszawa, 195–257. Zielioski, T., 2000. Sedymentologiczne skutki powodzi 1997 i 1998 roku w dorzeczu górnej Nysy Kłodz- kiej. W: Dynamiczna ocena i prognoza geologicznych zagrożeo wywołanych powodzią. Wyd. IGS- MiG, PAN Kraków, 105–136. Zielioski T., 2001. Erozyjne efekty katastrofalnych wezbrao w dorzeczu górnej Nysy Kłodzkiej podczas powodzi 1997 i 1998 r. Przegląd Geologiczny 49 (11), 1096–1100. Zielioski T., 2003. Catastrphic flood effects in alpine/foothill fluvial system (a case study from the Sude- tes Mts, SW Poland). Geomorphology 54, 293–306. Zielioski T., 2005. Odsypy jako wskaźnik depozycji rzecznej (Nysa Kłodzka koło Byczenia). W: Terenowe warsztaty sedymentologiczne Sudety 2005 „Specyfika plejstoceoskiej sedymentacji gór i przedgó- rza”, 5–9 IX 2005, Przewodnik do wycieczek terenowych, 105–111. Ziętara T., 1968. Rola gwałtownych ulew i powodzi w modelowaniu rzeźby Beskidów. Prace Geograficz- ne IG PAN 60.

[202]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Zwolioski Z., 1986. Kooperacja przepływowa jako miernik zmian reżimu rzecznego. W: A. Kaniecki (red.), "Hydrologia regionalna i procesy hydrologiczne w zlewniach". Ogólnopolska Konferencja Hydro- graficzna, Poznao, 221–225. Zwolioski Z., 1988. Metody badao erozji bocznej w korytach rzecznych: przegląd i zastosowane techniki na Parsęcie. Badania Fizjograficzne nad Polską Zachodnią 38, 179–212. Zwolioski Z., 1989. Geomorficzne dostosowywanie się koryta Parsęty do aktualnego reżimu rzecznego. Dokumentacja Geograficzna 3/4, 1–144. Zwolioski Z., 1992. Sedimentology and geomorphology of overbank flows on meandering river floodplains. Geomorphology 4, 367–379. Żelazo J., Popek Z., 2002. Podstawy renaturyzacji rzek. Wyd. SGGW. Żurawek R., 1999. Zmiany erozyjne w dolinach rzek Sudetów Kłodzkich wywołane powodziami w lipcu 1997 r. oraz w lipcu 1998 r. Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich PAN 45, 43–61.

[203]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

6. Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – grawitacyjne ruchy masowe i erozja gleb

Krzysztof Parzóch, Piotr Migoo

6.1. Wprowadzenie miennej budowie geologicznej Sudetów i braku w ich obrębie młodych serii fliszo- Ruchy masowe i procesy erozyjne wych, szczególnie podatnych na okresowe o dużym zasięgu przestrzennym i znaczącej zmiany wytrzymałości, deformacje struktu- sile negatywnego oddziaływania na gospo- ralne i w konsekwencji grawitacyjne ruchy darkę odgrywają w dorzeczu górnej Odry masowe (Migoń 2008a). Uwzględnienie stosunkowo niewielką rolę. Egzemplifikacją w rozważaniach czeskiej części dorzecza tej tezy jest odnotowanie w polskich Sude- górnej Odry nie zmienia jakościowo takiego tach podczas ostatnich kilkudziesięciu lat obrazu rzeczywistości, gdyż spływy gruzowe jedynie kilkunastu spływów gruzowo- i osuwiska są w niej również odnotowywane błotnych, podobnej liczby większych osu- sporadycznie (Czudek 1997). wisk i praktyczny brak ruchów masowych Epizodyczna silna erozja wodna to ob- o bardzo gwałtownym charakterze – obry- ok grawitacyjnych ruchów masowych druga wów i lawin kamiennych. Dodatkowo, po- grupa procesów stokowych inicjowanych wyższe procesy wykazują wyraźną tendencję podczas ekstremalnych zdarzeń meteorolo- do koncentracji w czasie i przestrzeni. Przy- gicznych, ściśle powiązana ze zdarzeniami kładowo, spływy gruzowe, należące do naj- ekstremalnymi w stokowym systemie hydro- groźniejszych i najbardziej niszczycielskich logicznym. Procesy te zachodzą na stokach ruchów masowych, znane są głównie z Kar- użytkowanych rolniczo, gdzie przybierają konoszy, zaś poza nimi udokumentowano charakter liniowej i powierzchniowej erozji tylko nieliczne przypadki. Z kolei osuwiska, gleb (Teisseyre 1994), ale także niekiedy na w większości płytkie i nie przekraczające stokach zalesionych, poddanych wzmożonej 1 ha powierzchni, uaktywniały się przede antropopresji. Erozja gleb – wszystkim podczas okresów i epizodów opa- w przeciwieństwie do grawitacyjnych ru- dowych o szczególnie dużej wydajności (jak chów masowych – była dokumentowana w lipcu 1998 r. w zlewni Bystrzycy Dusznic- głównie w przedgórskiej części dorzecza, kiej). Taki stan rzeczy wyraźnie kontrastuje w pasie przedgórzy i płaskowyżów przedgór- z Karpatami i Pogórzem Karpackim, gdzie skich. osuwiska nie tylko zajmują znaczne po- W niniejszym rozdziale ekstremalne wierzchnie stoków, ale powstają lub są reak- zdarzenia geomorfologiczne w systemie sto- tywowane z dużą częstotliwością – niemal kowym zostaną zaprezentowane w sposób każdego roku, wiele z nich wyrządza znaczne zgeneralizowany i przeglądowy, ale kilka szkody w infrastrukturze, a sporadycznie z nich stanie się przedmiotem bardziej szcze- nawet powoduje nawet ofiary w ludziach gółowego opisu. Wybrane studia przypad- (Poprawa, Rączkowski 2003, Gorczyca ków są reprezentatywne dla uwarunkowań 2004, Margielewski i in. 2008). Zasadniczej i przebiegu ruchów masowych i zdarzeń przyczyny tych różnic upatruje się w od- erozyjnych w dorzeczu górnej Odry. W koń-

[205]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

cowej części rozdziału zostanie podjęta pró- Łomniczki w 1994 r., świeże rumowiska ba oceny zagrożeń i ryzyka związanego głazów i bloków granitowych wskazują także z ruchami masowymi w południowo- na niedawny epizod tego rodzaju w Wielkim zachodniej Polsce. Kotle Śnieżnym (ryc. 6.1). Osuwiska rozwi- jają się głównie na krawędziach teras plejsto- ceńskich, gdzie generowane są przez erozję 6.2. Spływy gruzowe i zjawiska boczną potoków i nie osiągają większych pokrewne w Karkonoszach rozmiarów. Rozleglejsze osuwiska odnotowywane są jedynie w czeskiej części Karko- Ze względu na kryterium hipsome- noszy (Myslil, Pońmourny 1997). tryczne Karkonosze są zaliczane do gór śred- nich. Ich najwyższy szczyt – Śnieżka – nieznacznie przekracza 1600 m n.p.m., a wierz- chowina głównego grzbietu jest zrównana na wysokości 1300–1400 m n.p.m. W górach średnich strefy umiarkowanej, w szczególno- ści zbudowanych ze skał krystalicznych, zazwyczaj nie obserwuje się większej ak- tywności wysokoenergetycznych procesów rzeźbotwórczych. Jednak w przypadku rzeź- by Karkonoszy plejstoceńskie zlodowacenia górskie umożliwiły powstanie stromych Ryc. 6.1. Ślad po obrywie i ześlizgu bloków skal- i skalistych stoków w obrębie kotłów polo- nych na zachodniej ścianie Wielkiego dowcowych, następnie rozciętych rynnami Śnieżnego Kotła w zachodnich Karko- korazyjnymi (żlebami) wskutek działania noszach (fot. P. Migoo) procesów wietrzeniowych i denudacyjnych. Wśród ruchów masowych Karkonoszy W ten sposób Karkonosze nabrały pewnych szczególną rolę odgrywają spływy gruzowe cech gór wysokich (Jeník 1973), w tym atry- (w starszej literaturze określane jako mury), butów wysokogórskiego systemu denudacyj- zarówno dzięki największej częstotliwości nego (Bieroński i in. 1992, Migoń 2008b). ich występowania, jak i skutkom geomorfo- Z kolei wskutek erozji fluwialnej zostały logicznym i ekologicznym. W wyniku tych rozcięte starsze plejstoceńskie zasypania den procesów są przemieszczane znaczne objęto- dolinnych, czego konsekwencją jest obec- ści zwietrzeliny zalegającej na stokach, po- ność stromych zboczy w luźnych utworach wstają nowe formy terenu oraz przebudowie pokrywowych, które miejscami osiągają ulega szata roślinna. Potraktowanie spływów grubość do 3–4 m. Te okoliczności, w po- gruzowych jako zdarzeń natury ekstremalnej wiązaniu z wysokimi sumami opadów i sto- (wyjątkowych) w środowisku przyrodniczym sunkowo dużą częstotliwością ekstremalnych jest uzasadnione dwiema głównymi okolicz- zdarzeń opadowych, stworzyły w najwyż- nościami: ich inicjowaniem podczas szcze- szych partiach Karkonoszach dobre warunki gólnie wydajnych epizodów opadowych oraz dla rozwoju ruchów masowych. znacznym, jednorazowym przekształcaniem Wysokoenergetyczne ruchy masowe różnych elementów środowiska. w Karkonoszach obejmują odpadanie i ob- Ogółem w Karkonoszach rozpoznano rywy, zsuwy zwietrzelinowe oraz spływy ponad 250 różnowiekowych spływów gru- gruzowe. Występowanie obrywów jest ogra- zowych (ryc. 6.2), z czego ponad 70 w pol- niczone do ścian skalnych kotłów polodow- skiej części gór (Czerwiński 1967, Pilous cowych. Wśród ostatnio zanotowanych, dwa 1973, 1975, 1977, Migoń i in. 2002, Parzóch, większe obrywy miały miejsce w Kotle

[206]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Katrycz 2002, Szymanowski 2004, Migoń w przedziale 30–500 m, a szerokości rynien i in. 2006, Parzóch i in. 2007, Migoń, Pa- osiągają kilkanaście metrów. Blisko połowa rzóch 2008a, Migoń i in. 2008c). Spływy są szlaków spływowych w Karkonoszach pol- rejestrowane w kotłach polodowcowych, na skich jest dłuższa niż 200 m. Najdłuższe zboczach silnie wciętych dolin, w niszach spływy zanotowano w Czarnym Kotle Ja- źródliskowych i na stromych stokach w śro- gniątkowskim (ok. 500 m). Najmniejsze dowisku leśnym. Najwięcej spływów (blisko zróżnicowanie długości spływów występuje 90% znanych przypadków) miało miejsce w Kotle Wielkiego Stawu, gdzie wszystkie w obrębie kotłów polodowcowych (ryc. 6.3). szlaki spływów rozpoczynają się w strefie Największe zgrupowanie form pozostawio- górnej krawędzi kotłów, a kończą w zbiorni- nych przez spływy znajduje się w górnej ku jeziornym. Łącznie wszystkie spływy, części zlewni Łomniczki we wschodnich które można jednoznacznie zidentyfikować Karkonoszach: w Kotle Łomniczki i na są- w rzeźbie, zajmują po polskiej stronie gór siednich stokach Kopy, gdzie zidentyfikowa- powierzchnię 12 ha. no 27 szlaków spływowych. Ponadto na Zdecydowana większość spływów stromych zboczach doliny Łomniczki wystę- gruzowych jest inicjowana przez ruchy ma- pują ślady czterech spływów, w tym jednego sowe innego typu: zsuwy zwietrzelinowe pochodzącego z 1997 r. (Parzóch, Katrycz w obrębie piętra kosodrzewiny, obejmujące 2002). Formy terenu pozostawione przez pełny profil luźnych utworów stokowych różnowiekowe spływy występują powszech- zalegających na litej skale lub jego większą nie w Wielkim Śnieżnym Kotle (ryc. 6.4), część (ryc. 6.5). Strefy inicjacji są związane Kotle Małego Stawu i Kotle Wielkiego Sta- z miejscami kumulacji wód pochodzących ze wu. Pojedyncze spływy gruzowe stwierdzo- źródeł szczelinowych, spływu śródpokrywo- no na zboczach doliny Srebrnego Potoku, wego i bezpośrednio z atmosfery. Taka nie- w niszy źródliskowej Białego Jaru, na sto- mal lokalna dostawa wody powoduje pełną kach Kowarskiego Grzbietu i Grzbietu La- saturację pokryw stokowych i w efekcie ruch sockiego. mas zwietrzelinowych, który w przypadku Spływy gruzowe w polskich Karkono- istnienia liniowych obniżeń powierzchni szach osiągały bardzo różne rozmiary (Pa- stokowej przyjmuje postać skoncentrowane- rzóch i in. 2007). Ich długości mieszczą się go spływu. Nieco inaczej są inicjowane

Ryc. 6.2. Występowanie spływów gruzowych w Karkonoszach. Na podstawie: Migoo, Parzóch 2008; zmodyfikowane

[207]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

Ryc. 6.3. Rozmieszczenie szlaków spływów gruzowych w kotłach polodowcowych Karkonoszy. Na podstawie: Migoo, Parzóch 2008; dla Śnieżnych Kotłów zmodyfikowane w świetle wyników naj- nowszego kartowania terenowego wykonanego przez R. Knapik i P. Migonia – uwzględniono tylko najbardziej wyraźne tory spływów gruzowych

[208]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 6.4. Szlaki różnowiekowych spływów gruzowych na stożkach usypiskowych w Wielkim Śnieżnym Kotle (fot. P. Migoo)

Ryc. 6.5. Miejsce zsuwu zwietrzelinowego obejmującego pełen profil utworów pokrywowych (Kocioł Łomniczki, wrzesieo 1994 r.) i niżej przetransformowanego w spływ gruzowy (fot. K. Parzóch) spływy gruzowe w Wielkim Kotle Śnieżnym, Większość spływów powstaje poniżej gdzie mobilizacji podlega ostrokrawędzisty górnej krawędzi kotłów podcinających zrów- rumosz skalny gromadzący się w górnych nanie wierzchowinowe Karkonoszy, równo- odcinkach rynien korazyjnych. Szczegółowy cześnie powyżej górnej granicy lasu (Pa- przykład spływu gruzowego tego typu jest rzóch i in. 2007). Ta ostatnia przebiega zaprezentowany w części 6.2.2. w Karkonoszach na wysokości 1150–1250 m

[209]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

n.p.m., ulegając miejscami obniżeniu wsku- rzóch i in. 2007) i w Wielkim Śnieżnym Ko- tek oddziaływania w przeszłości czynnika tle. Powtarzalność procesu w tych samych antropogenicznego (wyrąb, wypas). Pomię- miejscach prowadzi do odnawiania starszych dzy położeniem górnej granicy lasu i wystę- form i decyduje o ich trwałości. powaniem spływów gruzowych istnieją Zmniejszenie nachylenia stoku do kil- sprzężenia zwrotne (Migoń, Parzóch 2008b, ku-kilkunastu stopni powoduje zmniejszenie Parzóch i in. 2007). Powtarzające się spływy, prędkości spływu, a nawet jego zatrzymanie, a także lawiny śnieżne, powodują trwałe wymuszając depozycję rumoszu skalnego. obniżenie górnej granicy lasu w kotłach po- Formy akumulacji końcowej spływów gru- lodowcowych, co jest widoczne w sposób zowych są wykształcone jako loby lub jęzo- najpełniejszy w Kotle Łomniczki. Równo- ry. W strefie akumulacyjnej spływów po- cześnie jednak odnotowano jęzorowe prze- wstają najczęściej płaskie, długie i wąskie sunięcie górnej granicy lasu w górę w obrę- jęzory, które są następnie rozcinane przez bie niektórych stref akumulacyjnych, gdzie wodę płynącą rynną. W przypadku spływów jest obecna znaczna ilość różnofrakcyjnego o dużej zawartości wody tworzą się regularne materiału z detrytusem roślinnym, ułatwiają- stożki torencjalne. ca sukcesję roślinności. Większość materiału skalnego uru- Szlaki spływowe są najczęściej zróżni- chamianego przez spływy gruzowe pozostaje cowane na trzy główne odcinki: oderwania, na stokach i nie jest włączana do transportu transportowy (tranzytowy) i akumulacyjny. fluwialnego. Nawet w przypadkach, gdy Strefa źródłowa jest zazwyczaj powierzchnią spływ dociera do koryta potoku i w nim jest zsuwu zwietrzelinowego, a nachylenie po- składany stożek torencjalny, znaczna część wierzchni terenu w jej obrębie najczęściej materiału niesionego przez spływ odkładana przekracza 30°. Po usunięciu przez zsuw jest wcześniej na stoku w postaci wałów utworów pokrywowych w strefie tej pozosta- brzeżnych, które szybko ulegają stabilizacji je cienka (do 0,2 m) pokrywa zwietrzeliny wskutek wkraczania roślinności (ryc. 6.7). lub zostaje odsłonięta silnie spękana skała W przypadku dwóch kotłów polodowcowych podłoża. Strefy oderwania osiągają szerokość zajętych przez jeziora górskie (Wielki Staw, kilkunastu metrów i długość dochodzącą do Mały Staw), materiał mineralny często trafia kilkudziesięciu metrów. do mis jeziornych, przyczyniając się do ich Poniżej strefy źródłowej powstaje cha- stopniowego zasypywania i spłycania (ryc. rakterystyczna morfologia strefy transporto- 6.8). wej. Uruchomiona przez zsuw zwietrzelina, Formy terenu powstające wskutek przemieszczając się przy udziale przepływu spływów gruzowych podlegają oddziaływa- tłokowego, rozcina powierzchnię stokową niu wtórnych procesów rzeźbotwórczych, tworząc rynnę korazyjną. Rynny korazyjne przy jednoczesnym udziale kolonizacji przez osiągają najczęściej głębokość 1–2 m. roślinność. W obrębie rynien korazyjnych W dolnej części strefy transportowej część aktywne są procesy erozji wodnej, co wynika materiału skalnego jest odkładana na boki, głównie z silnej koncentracji spływu stoko- gdzie tworzy wyraźne wały po obu (lub jed- wego w obniżeniach w trakcie intensywnych nej) stronach, ograniczające rynny. Wały opadów. W niektórych przypadkach (przy- brzeżne są zbudowane z niewysortowanego kładowo na stokach Kopy) rynny korazyjne materiału (ryc. 6.6) i sięgają od 0,5 m do przez kilka lat po zejściu spływu stanowią maksymalnie 7 m wysokości. Powstała koryta odprowadzające wody ze źródeł w wyniku spływu gruzowego rynna korazyj- szczelinowych (Parzóch, Dunajski 2002). Na na obrzeżona wałami jest nierzadko wyko- powierzchnię wałów brzeżnych, poza spłu- rzystywana przez późniejsze spływy, co ob- kiwaniem, oddziałują procesy kriogeniczne. serwowano w Kotle Wielkiego Stawu (Pa- Procesy te powodują stopniowe zasypywanie

[210]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 6.6. Wał brzeżny jednego ze spływów gru- Ryc. 6.7. Spływ gruzowy w dolinie Białej Łaby zowych w Kotle Łomniczki. Udokumen- z 1997 r. Większośd materiału zdepo- towano stan z 1994 r. (fot. K. Parzóch) nowana została na stoku w postaci wa- łów brzeżnych. Widoczny fragment zbocza doliny jest epizodycznie mode- lowany przez spływy gruzowe (Pilous 1975), stąd wyraźne obniżenie górnej granicy lasu (fot. K. Parzóch)

Ryc. 6.8. Depozycja podwodna materiału transportowanego przez spływ gruzowy na przedłużeniu stożka usypanego w strefie brzegowej Kotła Wielkiego Stawu (fot. P. Migoo) rynien korazyjnych materiałem skalnym szlaku spływu w części zbudowanej z różno- pochodzącym z ich wyżej położonych partii frakcyjnego materiału koluwialnego (Dunaj- i obniżanych wałów bocznych, powodując ski 1998). Na odsłoniętym podłożu skalnym stopniowe zacieranie zespołu form utworzo- w górnych partiach spływów rośliny poja- nego przez spływ. wiają się w tym czasie jedynie w spękaniach Wraz ze zmianami morfologii rynien wypełnionych zwietrzeliną (Parzóch, Dunaj- spływowych postępuje sukcesja roślinności ski 2002). W efekcie spływu gruzowego zielnej, która już po trzech latach doprowa- następuje zróżnicowanie siedlisk. Szlak dza do stabilizacji blisko 25% powierzchni spływu stanowi bowiem nową strefę ekoto-

[211]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

nową zbiorowisk, która najczęściej nie ulega Rozwój spływów gruzowych może całkowitemu zniszczeniu, z wczesnosukce- być również stymulowany antropogenicznie, syjnym, niezasiedlonym przez rośliny siedli- gdy działalność człowieka powoduje zwięk- skiem. szenie nachylenia powierzchni, nagromadze- Efektywność procesów wtórnych mo- nie większej ilości luźnego materiału skalne- delujących formy powstałe w wyniku spły- go i wzrost możliwości gromadzenia wody. wów gruzowych jest jednak ograniczona. Tak sprzyjające warunki powstają w doli- Niektóre stoki karkonoskie, na przykład nach rzecznych w rejonach robót górniczych, w południowej części Kotła Małego Stawu, gdzie gromadzone są hałdy skał płonnych posiadają specyficzną morfologię obniżeń oraz na wysokich nasypach drogowych. i wałów przebiegających zgodnie z nachyle- Przykładem spływu „antropogenicznego” niem stoku, niewątpliwie ukształtowaną jest upłynnienie hałdy uformowanej w osi przez spływy gruzowe. Na podstawie cech doliny Jedlicy podczas powodzi w 1977 r. porastających je zbiorowisk roślinnych (Chmal 1979). Zwiększone przepływy poto- i zapisów historycznych wiek tych zespołów ku spowodowały wówczas uruchomienie form można ocenić na przynajmniej 120– blisko 20 000 m3 materiału gruzowego skał 130 lat, a niewykluczone, że są one znacznie płonnych, który złożony został poniżej starsze. Stoki takie można uznać za odpo- w dnie doliny na odcinku ok. 200 m (ryc. wiedniki stoków aluwiacyjnych, znanych 6.9). Ponowne, częściowe uruchomienie tego z Tatr (Kotarba i in. 1987). materiału miało miejsce podczas ekstremal- Utrwalenie form rynnowych na sto- nych przepływów w lipcu 1997 r. Spływy kach powoduje lokalne zwiększenie dostawy gruzowe na wysokich i stromych nasypach wód stokowych do koryt potoków w trakcie drogowych były rejestrowane w Karkono- intensywnych opadów. Na znaczną dynami- szach podczas opadów w 1994 i 1997 r. (Pa- kę odpływu wód stokowych dawnymi ryn- rzóch 2001) oraz w Masywie Śnieżnika nami korazyjnymi wskazują grubofrakcyjne Kłodzkiego w 1997 r. (Żurawek 1998, Czer- osady deponowane powyżej zapór przeciw- wiński, Żurawek 1999). rumowiskowych, które instalowane były w obrębie obniżeń od 1995 r. przez Karkono- ski Park Narodowy. Dynamika transportu materiału skalnego w pierwszych etapach istnienia rynien korazyjnych wynosi ok. 0,5 m3·rok−1 i stopniowo maleje wraz z po- stępami agradacji biologicznej (Migoń i in. 2002, Parzóch, Dunajski 2002). Pomimo dobrze zachowujących się w rzeźbie form, trudno jest ustalić wiek spływów odpowiedzialnych za powstanie wielu z nich. Dla polskiej części Karkonoszy Ryc. 6.9. Efekty morfologiczne upłynnienia rumo- znany jest wiek spływów począwszy od szu budującego hałdę kopalnianą w do- 1964 r., kiedy po raz pierwszy zdarzenie tego linie Jedlicy koło Kowar (fot. P. Migoo) typu zostało opisane w literaturze (Czerwiń- ski 1967). Od tego czasu spływy wystąpiły Ze stosunkowo dobrym rozpoznaniem jeszcze w latach 1994, 1997, 2001 i 2006. geomorfologicznym spływów gruzowych Łącznie w okresie 1964–2006 w polskiej w Karkonoszach i ich roli w systemie denu- części Karkonoszy wystąpiło 17 udokumen- dacyjnym tego masywu kontrastuje skromna towanych spływów gruzowych, z czego wiedza o warunkach meteorologicznych, większość w Kotle Łomniczki. koniecznych do zainicjowania procesów tego

[212]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

typu. Brak jednoznacznych informacji wyni- Niemniej nie ulega wątpliwości, że ka zarówno z utrudnionego dostępu do od- większość intensywnych opadów, które wy- powiednich danych opadowych, zwykle po- wołują spływy, jest poprzedzana dłuższymi dawanych w odniesieniu do interwałów do- okresami opadów rozlewnych, trwającymi bowych (Pilous 1977), ale także z ogólnie kilka lub kilkanaście dni. W tym czasie po- niskiej częstotliwości zdarzeń tego typu. Na krywy zwietrzelinowe ulegają całkowitej podstawie analizy wcześniej opublikowa- saturacji. Dlatego też następujący po nich nych materiałów postawiono tezę (Migoń krótkotrwały, ale obfity opad może prowa- i in. 2002), że wartość progowa opadu go- dzić do uruchomienia zsuwu wzdłuż gra- dzinowego nieznacznie przekracza 10 nicznej powierzchni skała/zwietrzelina, mm·h−1 (tab. 6.1). Jest to wartość bardzo upłynnienia pokryw zalegających w żlebach niska, trzykrotnie niższa od przyjmowanej i rozwoju spływów. Dobrym przykładem dla Tatr Wysokich (Kotarba 1992, 1994), wskazanych wyżej warunków pogodowych stąd jest uzasadnione traktowanie jej z dużą jest „oberwanie chmury” w nocy z 29 na ostrożnością. W szczególności trzeba odno- 30 lipca 1897 r., które poprzedzone zostało tować, że w większości przypadków poda- kilkudniowymi opadami rozlewnymi (Mar- wane intensywności godzinowe są efektem gas, Szymczak 1969, Czerwiński 1991). prostych obliczeń i dzielenia całkowitej su- Deszcze o zmiennym natężeniu padały wów- my opadu przez pewien interwał czasowy. czas w rejonie Karkonoszy i Kotliny Jelenio- Wątpliwości wynikają także z uwzględniania górskiej od 23 lipca. Tylko w ciągu dwóch danych z miejsc nie zawsze położonych pierwszych dni spadło 20–40 mm deszczu w bezpośredniej bliskości stoku objętego (Czerwiński 1991). Po dwóch dobach bez- spływem gruzowym. Nieco nowego światła deszczowych ponownie doszło do opadów, na problem wartości progowych w Karkono- których intensywność stopniowo rosła. szach rzucił spływ gruzowy w Wielkim W nocy z 29 na 30 lipca doszło do „oberwa- Śnieżnym Kotle w sierpniu 2006 r., co zosta- nia chmury”, gdy suma opadów w niektórych nie przedstawione niżej, w ramach omówie- miejscach w wyższych partiach gór w godzi- nia studium przypadku (6.2.2.). nach 21–7 sięgnęła 120–150 mm (Czerwiń-

Tab. 6.1. Zależnośd występowania spływów gruzowych w Karkonoszach od wielkości i intensywności opadu atmosferycznego. Źródło: Migoo i in. 2002, uzupełnione

Występowanie (+) Opad Intensywnośd Dni wystą- lub brak (–) Rok całkowity opadu Źródło danych pienia opadu spływów [mm] *mm·h−1] gruzowych 1882 17 VII 146–226 1 11,9 + Czerwioski 1991 1897 29-30 VII 130–301 1 12-15 + Czerwioski 1991 1977 31 VII-2 VIII 120–340 1 13,1 – Głowicki 1979 1994 2 IX 62 2 13,8 + Pilous 1994 1997 5-9 VII 66,5–207 1 6,5-17,7 + Dubicki, Malinowska- 18-22 VII 185–229,5 1 12 – Małek 1999 2006 7 VIII 241 3 23 + Migoo i in. 2006

1 dane dla różnych posterunków opadowych zlokalizowanych w Karkonoszach 2 dane dla Śnieżki 3 dane dla posterunku Lábska bouda

[213]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

ski 1991). Największy opad dobowy zanoto- rozwoju procesów geomorfologicznych wano wówczas w Górach Izerskich (345 mm o charakterze wyjątkowym (Parzóch, Dunaj- w dniu 29 lipca). Intensywność opadów się- ski 2002). Spływ gruzowy, który miał miej- gała wówczas przynajmniej kilkunastu mm sce w Białym Jarze w lipcu 1997 r. jest do- w ciągu godziny (Pilous 1977, Migoń i in. brym przykładem spływu inicjowanego 2002). W efekcie intensywnych opadów w obrębie powierzchni stokowej i jego trans- doszło do jednej z największych w regionie formacji w potok błotno-gruzowy w obrębie- karkonoskim powodzi oraz uruchomienia osi doliny. blisko 40 spływów gruzowych (tylko po W lipcu 1997 r. opady o maksymalnej stronie południowej; nie jest znana liczba intensywności 17,7 mm·h−1 (dane dla Karpa- spływów w części północnej gór). cza – Dubicki, Malinowska-Małek 1999) spowodowały kumulację wody w obrębie niszy. Zwiększona wydajność wypływów 6.2.1. Spływ gruzowy w Białym Jarze źródliskowych i drenaż wód podziemnych (lipiec 1997 r.) z wierzchowiny gór spowodowały upłynnie- nie znacznych mas zwietrzelin zalegających Biały Jar jest niszą źródliskową Złote- w Białym Jarze. Szczególnie dużą intensyw- go Potoku, prawobrzeżnego dopływu Łom- nością cechował się wypływ wód poniżej nicy we wschodnich Karkonoszach (ryc. wypukłego załomu stoku, oddzielającego 6.2). Nisza ta, o głębokości 100 m, położona niszę źródliskową od wierzchowiny, wskazu- jest w całości ponad górną granicą lasu jący na szybki i wydajny drenaż pokryw i okresowo modelowana przez procesy ni- mineralnych i organicznych (torfów) obec- walne związane z zalegającymi tam, nierzad- nych na wierzchowinie karkonoskiej. Efek- ko do sierpnia, płatami śniegu. Stoki o na- tem wypływu było powstanie w tej części ° chyleniach 30–39 są podścielone zwietrzeli- Białego Jaru spływu gruzowego, który spo- nami gruzowo-piaszczystymi, których miąż- wodował silne korazyjne przemodelowanie szość osiąga średnio 1,5 m, a lokalnie nawet jednego z koryt we wschodniej części niszy 2–3 m. Grubość taka jest nietypowa dla sto- (ryc. 6.12). Przemieszczany korytem materiał ków karkonoskich o takim nachyleniu skalny musiał osiągać miąższość ponad 1 m, i wskazuje na pewną predyspozycję struktu- o czym świadczą odsypy głazowo-gruzowe, ralną, zapewne związaną z procesami hydro- położone na tej wysokości w stosunku do termalnymi (August i in. 2007). Niemal po- dna koryta. łowa powierzchni stoków pokryta jest skąpą Po przyjęciu wód z pozostałych partii roślinnością trawiastą bądź jest jej zupełnie stoków Białego Jaru na wysokości ok. pozbawiona, co warunkuje znaczne nasilenie 1260 m n.p.m. spływ przemieszczał się dalej procesów degradacyjnych na stokach (ryc. korytem Złotego Potoku, ulegając transfor- 6.10). Nisza rozcinana jest przez cztery nie- macji w potok gruzowo-błotny poruszający wielkie koryta cieków, które odprowadzają się ruchem turbulencyjnym. W obrębie kory- wody z kilku stałych i okresowych źródeł ta odnotowano znaczące zmiany morfolo- szczelinowych. Po połączeniu cieków wody giczne. Zostało ono poszerzone i pogłębione wyprowadzane są z niszy wąskim obniże- o średnio 0,5 m, a zalegający w nim wcze- niem z centralnie położonym korytem Złote- śniej rumosz skalny został w całości usunię- go Potoku (ryc. 6.11). Możliwość gromadze- ty. W efekcie powstało koryto skalne z pro- nia na małej powierzchni dużej ilości wody, gami o wysokości do 3 m. Część materiału pochodzącej ze spływu powierzchniowego niesionego przez spływ była deponowana na i wydajnych źródeł oraz jednocześnie wymu- spłaszczeniach przy korycie w postaci nie- szona rzeźbą ich silna koncentracja w łoży- wielkich wałów zbudowanych z głazów sku potoku stwarzają dogodne warunki dla i drobniejszego materiału.

[214]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 6.10. Biały Jar – miejsce silnej erozji i gene- Ryc. 6.12. Akumulacja głazowa w osi spływu rowania spływów gruzowych w niszy gruzowego w Białym Jarze (lipiec źródliskowej Złotego Potoku (fot. 1997, fot. K. Parzóch) P. Migoo) Na spłaszczeniu w dnie doliny, poniżej wylotu niszy źródliskowej, powstał głazowo- gruzowy stożek torencjalny, który osiągnął długość 40 m i szerokość 5–10 m. Drobniej- sze frakcje zostały niemal całkowicie wypłu- kane ze stożka i włączone do transportu fluwialnego lub częściowo złożone w niższych odcinkach dna doliny w postaci rozległych łach piaszczysto-żwirowych. Powstanie stożka torencjalnego w dolinie Złotego Potoku spowodowało lokalne zmiany hydrograficzne podczas kolejnego epizodu wzmożonego spływu powierzchniowego i wydajnego transportu rumowiska w sierpniu 2006 r. Obecność stożka wymusi- ła zmianę biegu potoku i skierowanie jego wód obciążonych rumowiskiem w kierunku wschodnim (ryc. 6.11). Spowodowało to zrzucenie części niesionego materiału w postaci wału gruzowego, opierającego się o wcześniejszy stożek i erozyjne rozcięcie dna doliny. W efekcie powstania rozcięcia i jednocześnie zatarasowania ujścia koryta Ryc. 6.11. Szkic morfologiczny Białego Jaru – z niszy Białego Jaru bieg potoku uległ zmia- niszy źródliskowej Złotego Potoku. nie na długości blisko 100 m. Objaśnienia: 1 – krawędź niszy źródliskowej, 2 – krawędzie rozcięcia drogowego, 3 – szlaki turystyczne, 4 – odsłonięte pokrywy zwietrzelinowe; 6.2.2. Spływ gruzowy w Wielkim Kotle intensywnie degradowane, 5 – powierzchnie Śnieżnym (sierpień 2006 r.) stokowe degradowane, częściowo zarośnięte, 6 – koryta epizodycznych cieków wykorzystywane przez spływy gruzowe, 7 – wychodnie skalne, 8 – Spływy gruzowe w Wielkim Kotle Śnieżnym stożek spływu gruzowego z 1997 r., 9 – zmiana wyróżniają się wśród spływów gruzowych biegu potoku w sierpniu 2006 r. wymuszona zachodzących w Karkonoszach, ponieważ przez depozycję stożka. Na podstawie: Migoo, powstają w innych uwarunkowaniach morfo- Parzóch 2008

[215]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

logicznych. Wielki Kocioł Śnieżny jest naj- wych opadu. Szczegółowy opis morfologii bardziej wyrazistym elementem rzeźby polo- spływu gruzowego z sierpnia 2006 r. zawiera dowcowej Karkonoszy i cechuje się obecno- praca Migonia i in. (2006), dlatego poniżej ścią rozciętych rynnami korazyjnymi ścian zostaną przedstawione tylko najważniejsze skalnych o wysokości sięgającej 180 m, sze- informacje o tym wydarzeniu. rokiej strefy stożków usypiskowych oraz płaskim, zamkniętym dnem (ryc. 6.4). Mimo obecności wysokiego wału moreny recesyj- nej na wylocie kotła, w jego dnie nie powsta- ło jezioro. Morfologia stożków w Wielkim Kotle Śnieżnym wskazuje, że pewien udział w ich kształtowaniu miały spływy gruzowe. Były one inicjowane w rynnach korazyjnych lub w górnych partiach stożków i przemieszczały się w stronę części dystalnej, pozostawiając po sobie płytkie rynny i równoległe do siebie wały boczne o wysokości zwykle nie prze- kraczającej 1 m. W trakcie badań prowadzonych w latach 2004–2005 udokumentowano formy pozostawione przez 11 spływów27, przy czym jednoznacznie można było okre- ślić wiek tylko jednego z nich, który miał miejsce w lipcu 1997 r. (Parzóch i in. 2007). Intensywne opady w pierwszej dekadzie sierpnia 2006 r. wywołały między in- Ryc. 6.13. Spływ gruzowy w Żlebie Mokrym nymi kolejny spływ gruzowy w Wielkim w Wielkim Śnieżnym Kotle z sierpnia Kotle Śnieżnym, który pod względem długo- 2006 r. (fot. P. Migoo) ści (340 m) zajmuje 7. miejsce wśród spły- wów gruzowych w polskiej części Karkono- Spływ został zainicjowany w najwyż- szy (ryc. 6.13). W historii badań spływów szej części Żlebu Mokrego we wschodniej gruzowych w Karkonoszach zajmuje on po- ścianie kotła, a przemieszczanie materiału zycję szczególną. Przeprowadzone wkrótce postępowało początkowo w dół żlebu, napo zdarzeniu badania terenowe pozwoliły na stępnie po powierzchni dużego stożka roz- szczegółowe udokumentowanie zmian ciągającego się poniżej skalnych ścian kotła, w rzeźbie wywołanych przez spływ, nato- wreszcie w części końcowej najdrobniejszy miast dostęp do danych opadowych z pobli- materiał był transportowany jeszcze po pła- skiego posterunku Lábska bouda umożliwił skim, trawiastym dnie kotła. Na stożku do- odniesienie się do problemu wartości progo- szło do rozdzielenia szlaku spływu na kilka ramion o różnej długości. Odcinek górny 27 Już po oddaniu tego rozdziału do druku prze- szlaku, w rynnie korazyjnej, miał około prowadzono ponowne kartowanie geomorfolo- 150 m długości, natomiast łączna długość giczne w Wielkim Śnieżnym Kotle (R. Knapik, P. Migoń), w którym wykorzystano najnowsze wszystkich ramion na stożku usypiskowym ortofotomapy z 2007 i 2008 roku oraz numerycz- wyniosła 330 m. Wały boczne powstałe pod- ny model terenu opracowany na podstawie ska- czas spływu nie były zbyt efektowne, sięga- ningu laserowego powierzchni (LIDAR). Łączna jąc 0,8 m wysokości. Warto natomiast odno- liczba zidentyfikowanych form pozostawionych przez różnowiekowe spływy gruzowe wynio- tować, że na znacznej długości były one wło- sła 22. żone pomiędzy starsze, zarośnięte formy

[216]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

wałów, z blokami do 2 m długości. Obecność ści ponad 15 mm na godzinę i 1 godzinę tych form o nieokreślonym wieku wskazuje (19:00–20:00 w dniu 7 sierpnia), w której na występowanie w przeszłości epizodów spadło ponad 20 mm deszczu. Dane te, po- spływowych o znacznie większej sile morfo- chodzące z posterunku bardzo blisko położo- twórczej. nego względem miejsca zejścia spływu, po- Szczegółowy zapis pluwiometryczny twierdzają wcześniejsze przypuszczenia, że z oddalonego o 1 km posterunku Lábska wartości progowe opadu dla uruchomienia bouda (ryc. 6.14) wskazuje, że okres silnych spływów gruzowych w Karkonoszach są opadów rozpoczął się w dniu 3 sierpnia, kie- niższe niż dla Tatr, rzędu 20 mm·h−1. Duża dy opad dobowy wyniósł prawie 17 mm wydajność opadu jest jednak warunkiem i trwał przez następne cztery dni, podczas niewystarczającym. Niezbędna jest także których dobowe sumy opadu ogólnie rosły. obecność materiału zwietrzelinowego, który Maksymalny dobowy opad zarejestrowano może zostać upłynniony. Opróżnienie rynny w dniu 7 sierpnia – ponad 193 mm, podczas korazyjnej z rumoszu podczas spływu zapo- gdy w kolejnych dniach intensywność opadu czątkowuje długi okres ponownego przyra- była już wyraźnie mniejsza i na ogół nie stania materiału i dopiero jego nagromadze- przekraczała 10 mm. Dobowa wartość z dnia nie w większej objętości stwarza ponownie 7 sierpnia była najwyższa ze wszystkich warunki dla uruchomienia grawitacyjnych dotąd odnotowanych na posterunku Lábska ruchów masowych. Jest symptomatyczne, że bouda, działającym z krótką przerwą od 1962 mimo wysokich opadów w pierwszych r., a rejon Śnieżnych Kotłów w ciągu dwóch dniach sierpnia 2006 r. w żadnej z pozosta- tylko dni (6–7 sierpnia) otrzymał ponad 20% łych rynien korazyjnych w Wielkim Kotle średniorocznej sumy opadów. Najbardziej Śnieżnym spływy nie powstały. Z kolei sto- wydajne opady przypadły na czas pomiędzy pień degradacji i porośnięcia starych wałów godziną 8:00 w dniu 6 sierpnia a godzi- bocznych na stożku Żlebu Mokrego wskazu- ną 8:00 w dniu 8 sierpnia. Odnotowano je, że od poprzedniego epizodu spływowego wówczas 11 godzin o intensywności ponad upłynęło przynajmniej 100 lat. 10 mm na godzinę, 4 godziny o intensywno-

Ryc. 6.14. Opady na posterunku meteorologicznym Lábska bouda w dniach 6–8 sierpnia 2006 r. Źródło: Český hydrometeorologický ůstav

[217]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

kiego, jednak przemieszczenie okazało się 6.3. Ruchy masowe w pozostałych niewielkie, a tylna skarpa osiągnęła wyso- częściach polskich Sudetów kość nie przekraczającą 2 m (Żurawek 1999). Osuwisko to jest jednocześnie przykładem W pozostałej części polskich Sudetów formy czasowo ustabilizowanej, której reak- grawitacyjne ruchy masowe na dużą skalę są tywacja podczas kolejnego wydajnego epi- bardzo rzadkie, a wśród odnotowanych zodu opadowego nie może być wykluczona. w ostatnich kilku dekadach niemal wszystkie Nikła liczba osuwisk i zjawisk po- miały miejsce w latach 1997–1998, towarzy- krewnych odnotowana w ostatnich kilku sząc katastrofalnym wezbraniom w dnach dekadach nie upoważnia jednak do katego- dolin (Czerwiński, Żurawek 1999, Żurawek rycznego wniosku o znikomej roli zdarzeń 1999). Miały one różny charakter geomorfologicznych tego rodzaju w kształ- i reprezentowały różnego typu przemiesz- towaniu środowiska przyrodniczego Sude- czenia mas skalno-zwietrzelinowych tów. Lokalnie mają one bowiem duże zna- Większość przejawów ruchów maso- czenie. Historycznym przykładem procesów wych to płytkie i niewielkie powierzchniowo osuwiskowych na dużą skalę jest osuwisko (<1 ha) osuwiska zwietrzelinowe, które po- w Bardzie, które zostanie bliżej scharaktery- wstawały przy silnej predyspozycji struktu- zowane w dalszej części rozdziału (6.3.1). ralnej i w miejscach, gdzie stabilność stoku W różnych częściach Sudetów zidentyfiko- została naruszona przez człowieka. Kilka wano formy pozostawione przez ruchy ma- osuwisk pierwszego typu zeszło ze zboczy sowe różnego rodzaju, niekiedy znacznych górnego odcinka doliny Bystrzycy Dusznic- rozmiarów, jednak o bliżej nieokreślonym kiej między Zieleńcem a Dusznikami Zdrój, wieku. Wśród nich najlepiej rozpoznane pod w konsekwencji krótkotrwałych, ale bardzo względem geomorfologicznym są osuwiska wydajnych opadów w nocy z 22 na 23 lipca w Górach Kamiennych, gdzie ich powstawa- 1998 r. Powierzchniami poślizgu były zapa- niu sprzyja budowa geologiczna i zaleganie dające zgodnie z nachyleniem stoku granicz- masywnego, sztywnego kompleksu skał ne powierzchnie ławic kompleksu marglisto- wulkanicznych wieku permskiego na mniej mułowcowego wieku kredowego, budujące- odpornych skałach osadowych (Jońca 1987, go północną część Gór Bystrzyckich, a depo- Synowiec 2003, Migoń i in. 2008a,b). zycja w dnie doliny spowodowała okresową W Górach Suchych, Paśmie Lesistej niedrożność szosy biegnącej doliną. Liczne i Górach Kruczych stwierdzono obecność niewielkie osuwiska odnotowano na skar- ponad 20 zespołów form osuwiskowych, pach drogowych, w tym wzdłuż głównej w tym zajmujących powierzchnię ponad drogi łączącej Kłodzko z Kudową Zdrój. Na 10 ha i obejmujących przedział wysokościo- kluczową rolę uwarunkowań geologicznych wy do 250 m (ryc. 6.15). Analiza geomorfo- wskazuje także fakt, że w poprzedzającym logiczna tych form terenu pozwoliła posta- roku 1997 w dotkniętym wyjątkowo wyso- wić tezę o genetycznym zróżnicowaniu ru- kimi opadami Masywie Śnieżnika, zbudowa- chów masowych. Część z nich to głęboko nym ze skał krystalicznych, większych osu- zakorzenione osuwiska rotacyjne, z po- wisk praktycznie nie zanotowano. Unikato- wierzchnią ścięcia w obrębie gęsto spęka- wym przejawem ruchu masowego był spływ nych skał wulkanicznych lub nawet w obrę- gruzowo-błotny ze stromego zbocza doliny bie podścielających je skałach osadowych. Wilczki w Międzygórzu, który miał 94 m Taki charakter mają między innymi rozległe długości i osiągnął znajdujące się u podnóża tereny osuwiskowe na północnych stokach stoku koryto Wilczki. W 1997 r. rozpoczął Suchawy, pod Włostową i Jeleńcem Małym się także rozwój dużego osuwiska rotacyjne- w Górach Suchych oraz na wschodnich sto- go w Janowcu na wylocie Przełomu Bardz- kach Lesistej Wielkiej. Z kolei wydłużone

[218]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 6.15. Rozmieszczenie reliktowych osuwisk w Górach Suchych i Masywie Lesistej Wielkiej. Objaśnie- nia: A – rozmieszczenie osuwisk na tle ukształtowania rzeźby terenu, B – morfologia osuwi- skowa wschodnich stoków Lesistej Wielkiej, C – rozmieszczenie i zasięg obszarów osuwiskowych wokół Rogowca i Jeleoca Małego jęzory w obrębie form dolinnych zostały wiskowych jest zapoczątkowanie procesów zinterpretowane jako efekt ruchów typu grawitacyjnych innego typu: odpadania spływowego, ewentualnie osuwisk spływo- i obrywania. O ich znacznej skali świadczą wych (Migoń i in. 2008a). Największe obsza- potężne jęzory blokowe pod Rogowcem ry osuwiskowe, jak stwierdzony na wschod- i aktywne stożki usypiskowe pod Suchawą, nich stokach Rogowca w Górach Suchych wkraczające na drzewostany świerkowe (Ma- (Pulinowa, Mazur 1971, Pulinowa 1972, lik i in. 2009) (ryc. 6.16). Synowiec 2003a), są prawdopodobnie skut- O wieku procesów osuwiskowych kiem nakładających się na siebie ruchów w Górach Kamiennych wiadomo niewiele. różnego rodzaju. Konsekwencją osuwisk Nieliczni opisujący je autorzy wskazywali na i odsłonięcia ścian skalnych w niszach osu- brak śladów aktywności form i wiązali po-

[219]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

wstanie osuwisk z odległą przeszłością: plej- predysponowanym do obrywów i przewraca- stocenem lub ewentualnie przełomem plej- nia bloków skalnych są piaskowcowe urwi- stocenu i holocenu (Pulinowa 1972, Grochol- ska, występujące zarówno na progach ze- ski 1972, Jońca 1987), niemniej jednoznacz- wnętrznych, jak i w głębi masywu, na przy- nych dowodów na tak odległy wiek nie było. kład na Szczelińcu Wielkim (Dumanowski Z kolei z czasów historycznych nie są znane 1961, Pulinowa 1989). Analiza form wskazu- wzmianki o aktywnych procesach osuwi- je jednoznacznie, że zdarzenia tego typu skowych w tym rejonie. Nieliczne oznacze- miały w przeszłości miejsce. Zapisem wiel- nia wieku radiowęglowego próbek pobra- koskalowych ruchów masowych w rzeźbie nych z osadów wypełniających jeziorka terenu są rumowiska bloków u podnóży osuwiskowe pod Jeleńcem Małym i Rogo- urwisk, „osuwiska blokowe” (Pulinowa wcem wskazują na środkowy holocen (Sy- 1989), przewrócone kolumny piaskowcowe nowiec 2005), ale niewiele mówią o wieku oraz otwierające się szczeliny w przykrawę- osuwisk jako całości, a w szczególności dziowych częściach płaskowyżów, których o czasie ich inicjacji. najdoskonalszym przykładem jest Piekiełko na Szczelińcu Wielkim. Należy jednak pod- kreślić, że w ostatnich 150 latach nie odnotowano w polskiej części Gór Stołowych żadnych spektakularnych przykładów obry- wów czy odpadania. Podobnie w ramach ciągłego monitoringu geodezyjnego prowa- dzonego na krawędziach stoliwa Szczelińca Wielkiego nie stwierdzono szybkiego rozsze- rzania się przykrawędziowych szczelin, które to zjawisko jest zwykle prekursorem odpa-

dania czy przewracania dużych pakietów Ryc. 6.16. Aktywne stożki usypiskowe pod Su- skalnych (Cacoń i in. 2008). chawą, wkraczające w drzewostan świerkowy (fot. P. Migoo) 6.3.1. Osuwisko w Bardzie Góry Kamienne nie są jedynym pa- smem górskim w Sudetach, w którym Osuwisko, które według przekazów stwierdzono obecność rozległych zespołów zeszło 24 sierpnia 1598 r. ze stoków Kalwarii form powstałych wskutek procesów osuwi- nad Bardem wprost do koryta Nysy Kłodz- skowych. Występują one na stromych, kiej jest niewątpliwie najbardziej spektaku- wschodnich stokach Jagodnej w Górach By- larnym, udokumentowanym przykładem strzyckich (Ranoszek 1998) i w południowej procesów osuwiskowych w Sudetach części Masywu Śnieżnika w okolicach Po- w okresie historycznym (Oberc 1957, Cięż- toczka (Ranoszek 1995). Cechy rzeźby osu- kowski, Koszela 1988, Migoń i in. 2002). wiskowej wydają się także posiadać niektóre Wydarzyło się ono na podcinanym przez fragmenty Gór Wałbrzyskich (masyw rzekę stromym, nie umocnionym zboczu Mniszka w Boguszowie-Gorcach, Rybnicki Kalwarii o średnim nachyleniu powyżej 30° Grzbiet), chociaż żadnych szczegółowych i wysokości względnej około 200 m (ryc. badań w tym obszarze nie prowadzono. 6.17). Pod względem geologicznym stoki Grawitacyjne ruchy masowe innego Kalwarii przynależą do struktury bardzkiej, typu cechują system geomorfologiczny Gór reprezentowanej w tym miejscu przez łupki Stołowych, choć ocena ich intensywności ilaste (dewon) i szarogłazy (dolny karbon). jest problematyczna. Miejscami szczególnie Silne zbrekcjowanie obu serii skalnych oraz

[220]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 6.17. Szkic sytuacyjny osuwiska w Bardzie i jego stosunek do morfologii dna doliny Nysy Kłodzkiej. Na podstawie: Migoo i in. 2002, zmodyfikowane obecność powierzchni upadu zgodnych gularną powierzchnię, z licznymi nabrzmie- z nachyleniem pierwotnego stoku stworzyły niami i zamkniętymi obniżeniami. Na jej odpowiednie predyspozycje strukturalne do powierzchni, a także w pozycji częściowo wystąpienia ruchu osuwiskowego (Oberc pogrzebanej występują duże bloki szarogła- 1957). zów, z których największe dochodzą do 10 m Analiza form powstałych wskutek długości. Podobne bloki skalne, choć nieco osunięcia zbocza doliny wskazuje, że było to mniejszych rozmiarów, są widoczne w pod- głęboko zakorzenione osuwisko translacyjne ciętym czole strefy akumulacyjnej (ryc. (ześlizgowe), wykazujące w dolnej części 6.18b). Zejście osuwiska do dna doliny Nysy wyraźne cechy spływu. Głęboka nisza osu- Kłodzkiej spowodowało krótkotrwałe spię- wiskowa jest ograniczona ścianą skalną trzenie wód rzecznych, a następnie wyżło- o wysokości do 20 m i łamanym przebiegu, bienie przez rzekę nowego koryta w dolnej dostosowanym do orientacji powierzchni części jęzora, dlatego nie jest on zachowany nieciągłości w masywie skalnym. O transla- w całości. Ślady starego koryta w formie cyjnym charakterze przesunięcia w pierwszej linijnego obniżenia u podnóża stoku są wi- fazie ruchu najlepiej świadczy odsunięty od doczne po prawej stronie jęzora osuwisko- ściany niszy ostańcowy blok, wykazujący wego (ryc. 6.17). pełną zgodność kierunków spękań z pomie- Przyczyna uaktywnienia osuwiska rzonymi na ścianie niszy osuwiskowej (Tuła w Bardzie pozostaje w sferze hipotez. Naj- 1998). Efektem procesów wtórnych – odpa- częściej podawaną przyczyną jest połączone dania i obrywania – jest duże osypisko (sto- oddziaływanie znacznych opadów, które żek usypiskowy) w dolnej części niszy, miały miejsce w sierpniu 1598 r. i wywoła- wchodzący na górną część strefy akumula- nych nimi zmian warunków wodnych w gó- cyjnej (ryc. 6.18a). Strefa akumulacji rozsze- rotworze oraz podcinania zewnętrznych zbo- rza się wachlarzowato ku dołowi, ma niere- czy zakola przez wezbrane wody Nysy

[221]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

Kłodzkiej (Oberc 1957). Ciężkowski i Ko- stoki górskie są chronione przed spłukiwa- szela (1988), powołując się na zapisy histo- niem. Wylesienie stoków sudeckich w ciągu ryczne i rozważając kontekst geologiczny ostatnich trzydziestu lat, będące w znacznej miejsca osuwiska dodatkowo podkreślają mierze konsekwencją osłabienia bądź zamie- możliwą rolę wstrząsów sejsmicznych rania świerkowych drzewostanów pod w niestabilności stoku. wpływem oddziaływania zanieczyszczeń atmosferycznych (Szymański, Zientarski A 1993, Raj 1995, Raj, Zientarski 2008) oraz różnorodne działania gospodarcze na terenach wylesionych spowodowały wzrost natę- żenia procesów erozyjnych. Szczególnie znaczące przeobrażenia w stokowym systemie denudacyjnym w środowisku leśnym są związane z epizodami nawalnych opadów letnich. Na współczesną deforestację Sudetów składają się głównie zamieranie drzewosta- B nów, wiatrowały i wiatrołomy. Skutki wymienionych typów wylesiania w kontekście hydro- i morfodynamiki stoku są podobne. Wyraźnemu zwiększeniu ulega spływ powierzchniowy, który na terenach pozbawionych pokrycia roślinnego: szlakach zrywki drewna, drogach gruntowych i ścieżkach, generuje intensywne procesy erozyjne (Pa- rzóch 1995, Kasprzak 2006). Wylesienie zlewni górskiej skutkuje też zmianami różno- Ryc. 6.18. Osuwisko w Bardzie: (a) współczesny rodnych parametrów hydrologicznych, stożek usypiskowy w niszy osuwisko- szczegółowo przedstawionymi na przykła- wej, (b) podcięte czoło jęzora osuwiskowego z wielkimi blokami szarogła- dzie zlewni karkonoskich (Dubicki 1990, zów (fot. P. Migoo) Dubicki, Woźniak 1997). Zagrożenie nasiloną degradacją po- Osuwisko w Bardzie, jakkolwiek jest wierzchni ziemi rośnie przede wszystkim na przykładem jednostkowym, stanowi ważne stokach objętych leśnymi pracami ratunko- ostrzeżenie przed zbyt pochopnym traktowa- wymi, gdzie prowadzi się zrywkę drewna niem stoków sudeckich jako w pełni stabil- i rozwijają się linijne obniżenia, określane nych i minimalizowaniem zagrożeń związa- w literaturze jako rynny zrywkowe lub ero- nych z ruchami masowymi, zwłaszcza że zyjne (Dudziak 1974, Ńilhavy 1991, Klemen- jego uwarunkowania zewnętrzne pozostają towski 1996, Parzóch 2002). Podobne formy nie w pełni rozpoznane. rozwijają się w obrębie szlaków turystycznych (Parzóch 2001, Kasprzak 2006). Ob- serwacje terenowe prowadzone w lipcu 1997 6.4. Epizody znacznej erozji na r. w Masywie Śnieżnika, bezpośrednio po stokach zalesionych okresie najsilniejszych opadów, pozwoliły natomiast na stwierdzenie, że na stokach W środowisku gór średnich nie pod- zadarnionych erozyjne skutki spływu po- dawanym intensywnej antropopresji, w wa- wierzchniowego były znikome (Czerwiński, runkach pełnego zalesienia nawet strome Żurawek 1999).

[222]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Jako rynny erozyjne określa się koryta kach turystycznych, trwale pozbawionych stokowe o głębokości większej od 0,6 m roślinności wskutek wydeptywania (Ka- i szerokości powyżej 0,3 m oraz profilu po- sprzak 2006). dłużnym składającym się z odcinków mniej Intensywne przemodelowanie rynien nachylonych, rozdzielonych progami (ryc. erozyjnych w trakcie nawalnych opadów 6.19). W większości przypadków formy te są dobrze ilustruje przypadek jednego z koryt wynikiem transformacji szlaków zrywki w Karkonoszach, zlokalizowanego na pół- drewna. Rozmiary rynien erozyjnych w Su- nocnych stokach Kopy. Do silnego przeobra- detach są znacznie zróżnicowane (Parzóch żenia doszło podczas nawalnych opadów we 1998a,b). Najbardziej pogłębione odcinki wrześniu 1994 r., gdy skoncentrowany osiągają ok. 2 m głębokości, maksymalnie w korycie spływ spowodował upłynnienie nawet do 4 m. W wielu przypadkach dna grubych pokryw stokowych, a następnie rynien sięgają podłoża skalnego. Przeciętna erozyjne przemodelowanie powstałego roz- szerokość tych form mieści się w granicach cięcia. W efekcie tych procesów na odcinku 1–1,5 m, ale może osiągać nawet 7 m. o długości 70 m koryto osiągnęło głębokość 2–3,8 m i szerokość w górnej części 4–8 m. Ogólnie z rozcięcia zostało usunięte blisko 270 m3 materiału, który złożony został poni- żej na stoku w formie stożka torencjalnego o objętości ok. 190 m3 (ryc. 6.20). Stożek zatamował przepływ rynną, czego konse- kwencją było powstanie szeregu drugorzęd- nych rozcięć wyerodowanych przez wody wylewające się z zatamowanej rynny i powstanie rozległego pola akumulacyjnego zbudowanego z drobniejszego materiału skalnego. Ryc. 6.19. Typowa rynna erozyjna rozwinięta na dawnym szlaku zrywki drewna z progiem akumulacyjnym i odsłoniętą podłogą skalną poniżej progu (fot. K. Parzóch)

Dominującym procesem modelującym rynny jest erozja wodna. Dynamika zmian morfologii rynien erozyjnych zależy od wła- ściwości epizodycznego spływu w korytach: czasu jego trwania, wielkości przepływu i prędkości spływu. Maksymalne znane wiel- kości pogłębiania koryt tego typu wynoszą 2–4 m w ciągu jednego epizodu spływu, Ryc. 6.20. Stożek torencjalny zbudowany z mate- riału głazowo-gruzowego wyniesione- który trwa kilka godzin. Tak duże postępy go z rozcięcia erozyjnego podczas in- erozji odnotowywane były np. w Karkono- tensywnych opadów we wrześniu szach i Masywie Śnieżnika w trakcie nawal- 1994 r. w Karkonoszach (fot. K. Pa- nych opadów we wrześniu 1994 r. i w lipcu rzóch) 1997 r. (Klementowski 1998, Żurawek 1998, 1999, Czerwiński, Żurawek 1999, Parzóch Wszystkie rynny erozyjne na stokach 2002). Podobną intensywnością cechują się leśnych, które są efektem zrywki, docierają procesy erozyjne na drogach leśnych i ścież- do dróg leśnych, którymi odbywa się dalszy

[223]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

transport drewna. Ma to swoje znaczące kon- kiem trwającej około 36 godzin erozji było sekwencje w późniejszym przebiegu proce- całkowite zniszczenie drogi na odcinku kil- sów hydro- i geomorfologicznych. Skutkiem kunastu metrów i usunięcie około 30 m3 ma- rozwoju spójnej sieci koryt stokowych: ry- teriału. nien erozyjnych na szlakach zrywkowych oraz dróg leśnych i ścieżek turystycznych, są zmiany w organizacji spływu stokowego, polegające na znacznej koncentracji odpływu i przyspieszeniu odwodnienia stoków. Koncentracja spływu stokowego gene- rować może znaczne szkody w infrastrukturze drogowej, polegające nie tylko na rozci- naniu powierzchni dróg. W lipcu 1997 r. we wschodnich Karkonoszach, w pobliżu daw- nej osady Budniki, skoncentrowana na ścież- kach leśnych i w rynnach erozyjnych woda rozcięła powierzchnię stoku na linii szlaku Ryc. 6.21. Rozcięcie erozyjne drogi leśnej w Gó- turystycznego, formując koryto erozyjne rach Bardzkich powstałe po ulewnych o głębokości sięgającej 1,5–2 m i szerokości deszczach w sierpniu 2006 r. Wysokośd dochodzącej do 0,6 m. W rozcięciu powstały kijka – 1,5 m (fot. P. Migoo) kotły eworsyjne, które osiągały głębokość 1– 1,2 m. Spływające nowo utworzoną rynną Ilość wód stokowych skoncentrowa- erozyjną i szlakami zrywkowymi wody sto- nych w rynnach erozyjnych jest dużo więk- kowe wydostawały się na drogę leśną, która sza niż wynikałoby to z rozmiarów ich zlew- kierowała spływ w kierunku potoku Skałka. ni cząstkowych. Rozwinięta sieć mniejszych Skoncentrowane w ten sposób wody stokowe form korytowych, obecność na stokach stru- – poprzez podmycie podpór – zniszczyły mieni stokowych oraz ścieżek leśnych, nawet most nad potokiem. nieznacznie przegłębionych, powoduje an- Podobne skutki wywołał spływ stoko- tropogeniczne rozszerzenie istniejących wy w małych zlewniach Gór Bardzkich zlewni naturalnych (Parzóch, Katrycz 2002), w pierwszej dekadzie sierpnia 2006, będący a obszar alimentujący koryta w wodę może konsekwencją niemal nieprzerwanie trwają- zwiększyć się blisko dwukrotnie (ryc. 6.24). cych wydajnych opadów w dniach 3–8 sierp- Powiększanie zlewni cząstkowych koryt nia. W dniu 8 sierpnia na drogach leśnych stokowych jest szczególnie znaczące podczas o dużym spadku (>10°), w ich osi, obserwo- opadów o charakterze nawalnym, wówczas wano rozcięcia erozyjne o głębokości do bowiem dochodzi do rozwoju spływu po- 1,2 m i szerokości 0,5–1 m, całkowicie wyłą- wierzchniowego w obszarach wylesionych – czające te drogi z możliwości użytkowania zjawiska niezmiernie rzadkiego w Sudetach (ryc. 6.21). Rozcięcia takie osiągały długość w warunkach pełnego pokrycia roślinnością do 100 m. Znacznym zniszczeniom uległy (Tomaszewski 1995). też drogi poprowadzone dnami głównych Koryta stokowe w trakcie ekstremalnie dolin – dopływów Nysy Kłodzkiej. W tych intensywnych opadów prowadzą wody położeniach najbardziej wydajnym procesem w ilościach porównywalnych do przecięt- niszczącym była erozja wsteczna wód prze- nych przepływów w dużych potokach gór- lewających się ponad przepustami, niedroż- skich. Przykładowo rynny erozyjne na sto- nymi wskutek ich zablokowania przez zatory kach karkonoskich podczas lipcowych opa- organiczne i mineralne (ryc. 6.22, 6.23). dów w 1997 r. cechowały się przepływami 3 −1 W dolinie Młynówki koło Opolnicy skut- rzędu 0,5–1,5 m ·s (Parzóch 2002). Zwięk-

[224]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 6.22. Morfologiczne efekty wezbrania w osi doliny Młynówki w Górach Bardzkich: (a) spływ drogą leśną w inicjalnej fazie wezbrania (7 sierpnia 2006), (b) to samo miejsce po 24 godzinach (8 sierpnia 2006) – przepływ pozakorytowy był konsekwencją zablokowania przepustu, (c) nisza erozji wstecznej i zniszczona droga leśna w trakcie opadania fali wezbraniowej (9 sierpnia 2006), (d) rozległa strefa depozycji mineralno-organicznej powyżej zablokowanego przepustu (na pierwszym planie), (e) powszechne zwały rumoszu drzewnego w osi doliny w trakcie opadania fali wezbraniowej (9 sierpnia 2006) (fot. P. Migoo) szony przychód wody w tego typu korytach zyjnych, u ich wylotu w postaci rozległych stokowych wynika ponadto z drenażu wód stożków napływowych lub na różnorodnych śródpokrywowych, o czym świadczy spływ przeszkodach terenowych. W wielu przypad- wód, który trwa nierzadko jeszcze kilka dni kach materiał ten trafia również bezpośred- po zakończeniu opadów. Drenaż ten znaczą- nio do potoków (ryc. 6.25). Konsekwencją co zmniejsza zasoby wód dostępnych dla rozwoju sieci koryt stokowych jest wzrost roślinności. ilości i grubości materiału rumowiskowego Ze zwiększeniem przepływów w ryn- transportowanego w korytach cieków stałych nach erozyjnych wiąże się wzrost intensyw- (Katrycz 1998). Znacznie większe ilości ności stokowego transportu osadów. W ryn- materiału są transportowane w potokach, do nach erozyjnych przenoszone są wszystkie których dostawa materiału zachodzi za po- frakcje, oprócz bloków oraz średnich i du- średnictwem rynien erozyjnych, szlaków żych głazów. Transport głazów może odby- zrywkowych, dróg i związanych z nimi ro- wać się na krótkich odcinkach jedynie wów i przepustów, które skracają drogę krą- w przypadku wyjątkowo nawalnych opadów. żenia wód i zwiększają prędkość płynącej Rumosz niesiony przez wody korytowe jest wody (Parzóch, Katrycz 2002). O znaczeniu deponowany bezpośrednio w korytach ero- ulewnych opadów w zwiększeniu transportu

[225]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

Ryc. 6.23. Szkic morfologiczny skutków erozji wodnej na drodze leśnej w dolinie Młynówki w Górach Bardzkich po okresie przepływu pozakorytowego w dniach 7–9 sierpnia 2006 w korytach stokowych obszarów leśnych ną (Józefaciuk, Józefaciuk 1999). Średnie świadczy przykład niewielkiego zbiornika zagrożenie odnotowywane jest przede przeciwpożarowego w Karpaczu – Wilczej wszystkim na obszarach z pokrywami lesso- Porębie. W zbiorniku tym 47% materiału wymi. Jako silnie zagrożone erozją wodną są skalnego (ok. 7 m3) pochodziła tylko z jed- traktowane niektóre partie Sudetów, co jest nego epizodu spływu w lipcu 1997 r. Źró- związane głównie z większymi nachyleniami dłem materiału były przede wszystkim rynny powierzchni, jednak – jak wskazano w po- erozyjne (Parzóch, Sobczyk 2004). przedniej części – w warunkach zalesienia i zadarnienia do wydajniejszej erozji powierzchniowej dochodzi bardzo rzadko. 6.5. Epizody znacznej erozji Efekty erozyjne w obszarach użytko- na stokach użytkowanych wanych rolniczo rosną na stokach o więk- rolniczo szych nachyleniach, a zatem głównie w ob- rębie izolowanych masywów gór wyspowych Południowo-zachodnia Polska zalicza- i w ich bezpośrednim otoczeniu na Przedgó- na jest do regionów o przeważnie średnim rzu Sudeckim oraz w Sudetach. Szczególnie i słabym zagrożeniu potencjalną erozją wod- znaczące skutki erozyjne są obserwowane

[226]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 6.25. Połączenie subsystemu stokowego i korytowego: depozycja części ma- teriału mineralnego wyniesionego ze ścieżki leśnej, dolina Bystrzyka w Karkonoszach, sierpieo 2006 r. (fot. K. Parzóch)

Odry jest obszarem o szczególnie dużej czę- stotliwości opadów nawalnych (Chomicz 1951, Stopa 1965). Opady o intensywności −1 0,5 mm·min zdarzają się tutaj często, a taka Ryc. 6.24. Wzrost powierzchni zlewni cząstko- wartość opadu przyjmowana jest za wystar- wych koryt erozyjnych na stokach czającą do uruchomienia procesów erozyj- wylesionych na przykładzie wschod- nych na polach ornych (Zachar 1970). Duże nich Karkonoszy. Objaśnienia: 1 – znaczenie dla przebiegu procesów erozyj- rynny erozyjne, 2 – zlewnia topogra- nych na polach użytkowanych rolniczo ma ficzna, 3 – zlewnia antropogeniczna, 4 – szlak turystyczny, 5 – kierunki wystąpienie gradobicia, które poprzedza spływu wód stokowych intensywny opad deszczu (Górecki, Klemen- towski 1989). Zniszczenie roślinności i roz- w rejonie Wzgórz Trzebnickich i Niemczań- bicie struktury gleby jako efekt „bombardo- sko-Strzelińskich, gdzie obok czynnika oro- wania” przez grad ułatwia w znacznym stop- graficznego istotną rolę w inicjowaniu zja- niu rozwój procesów erozyjnych. wisk erozyjnych pełni podłoże – podatne na Skutkiem nawalnych opadów jest degradację rozległe płaty osadów pylastych rozwój licznych form erozyjnych i akumula- lub żwirowo-piaszczystych (Licznar, Licznar cyjnych oraz transport znacznych mas mate- 2002). riału mineralnego (Dziarski 1968, Górecki, Wśród procesów degradacyjnych ak- Klementowski 1989, Teisseyre 1992a, tywnych na stokach użytkowanych rolniczo 1992b, 1994). Formy te: żłobiny i koryta na pierwszy plan wysuwa się spłukiwanie, epizodyczne osiągają relatywnie niewielkie które jest aktywne zarówno w trakcie rozto- rozmiary, jednak pełnią istotną rolę w kształ- pów wiosennych jak i podczas opadów desz- towaniu rzeźby obszarów lessowych użyt- czu w pozostałych porach roku. Na drugim kowanych rolniczo (Teisseyre 1994). miejscu wśród procesów prowadzących do Żłobiny erozyjne na polach ornych są, degradacji powierzchni pól uprawnych wy- podobnie jak koryta epizodyczne, formami mienić należy zjawiska niweo-eoliczne (Jahn efemerycznymi. Ulegają one zanikowi wsku- 1969, Jary, Kida 2002a). tek zabiegów agrotechnicznych lub nawet Spłukiwanie zachodzi głównie pod- tylko wskutek wzrostu roślinności uprawo- czas nawalnych deszczów. Dorzecze górnej wej. Formy te mają jednak tendencje do od-

[227]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

nawiania się podczas każdego ulewnego niętą sieć wąwozów w południowo- opadu, najczęściej w tym samym miejscu lub zachodniej Polsce posiadają lessowe obszary bezpośrednio obok (Raczkowski 1958, Teis- Wzgórz Trzebnickich, o gęstości średnio seyre 1994). W konsekwencji prowadzi to do 0,184 km·km−2, najsłabiej rozwiniętą – Pła- stopniowego rozczłonkowywania stoku skowyż Głubczycki (Jary, Kida 2002b). Po- w przypadku rozwoju żłobin erozyjnych lub mimo w ogólności niewielkiej gęstości wą- pogłębiania suchych dolinek denudacyjnych wozów w omawianych regionach, są to ob- przez spływ stokowy w korytach epizodycz- szary intensywnie modelowane erozyjnie, nych (Teisseyre 1992a). głównie podczas deszczów nawalnych. Roz- Koryta epizodyczne rozwijają się pod- wój spłukiwania skoncentrowanego, wymu- czas nawalnych opadów o kilkuletnim okre- szonego często przez obecność obiektów sie powtarzalności w osiach suchych dolinek linijnych (holwegów, wąwozów), powoduje denudacyjnych na obszarach lessowych powstawanie żłobin erozyjnych na stokach i stanowią istotny składnik współczesnego i koryt epizodycznych w suchych dolinkach systemu morfogenetycznego obszarów les- denudacyjnych (Jary 1991, Teisseyre 1992a, sowych użytkowanych rolniczo (Teisseyre 1992b, 1994, Jary, Kida 2002b). 1992a). Spływ stokowy w korytach epizo- Formy akumulacyjne powstające dycznych cechuje się wysokimi wartościami w trakcie epizodów erozji na stokach rolni- parametrów hydraulicznych (średnie naprę- czych to głównie stożki i odsypy piaszczy- żenia ścinające 36–193 N·m−2, moc strumie- sto-pyłowe, deponowane u podnóża stoków nia 27–318 W·m−2), co wynika w dużym (ryc. 6.26) lub na ławach teras rolnych, jeśli stopniu z oddziaływania retencji stokowej stok był terasowany. Pod względem ilościo- (Teisseyre 1992b). Powoduje to istotne ero- wym skutki pojedynczych zdarzeń są nie- zyjne przemodelowanie den suchych dolinek, wielkie, a wielkości erozji i akumulacji są gdzie pogłębienie sięgać może 0,12 m rzędu kilku milimetrów na epizod (Teisseyre w ciągu jednego epizodu spływu (Teisseyre 1994). Powstające formy są na ogół efeme- 1992a). Oznacza to, że sucha dolinka denu- ryczne i szybko ulegają zatarciu wskutek dacyjna (o głębokości wcięcia 5–20 m) rozwoju roślinności, jednak w dłuższej skali w obszarze lessowym użytkowanym rolniczo czasowej dokonuje się w ten sposób przyrost może powstać w wyniku kilkudziesięciu lub miąższości utworów deluwialnych i nadbu- kilkuset epizodów spływu o okresie powta- dowa dolnych odcinków stoku. W lessowych rzalności kilku lat, a koryta epizodyczne regionach Przedgórza Sudeckiego osady mogą być traktowane jako inicjalne formy deluwialne osiągają do 3 m grubości (Racz- wąwozów, których rozwój powstrzymują kowski 1958), na umiarkowanie nachylonych jedynie zabiegi agrotechniczne (Teisseyre (do 20–22°) stokach sudeckich dochodzą do 1992a). Powyższe wyliczenia są niesprzecz- 1,5 m grubości (Latocha 2007), a miąższości ne z przypuszczeniami, że erozyjne formy do 0,5–0,6 m odnotowano nawet na nieużyt- wąwozowe na Przedgórzu Sudeckim mogły kowanych rolniczo, ale okresowo wylesia- powstać dopiero w okresie intensywnej go- nych stokach Gór Kruczych (Traczyk 2006). spodarki rolnej, poprzedzonej znaczną defo- Intensywność procesów erozyjnych restacją w XIII–XIV w. (Maziarz i in. 2008, jest zależna w dużym stopniu od rodzaju Solarska, Parzóch 2008). pokrycia roślinnego. Dużą odporność na Erozja wąwozowa w południowo- erozję wykazują stoki użytkowane jako pa- zachodniej Polsce koncentruje się w rejonach stwiska bądź łąki kośne (Górecki, Klemen- występowania lessów i utworów lessopo- towski 1989, Teisseyre 1994). Podobną od- chodnych. Do nich należą Płaskowyż Głub- porność wykazują również gleby bronione czycki, Wzgórza Trzebnickie i Wzgórza przez wyłożone zboże (Teisseyre 1992a). Niemczańsko-Strzelińskie. Najlepiej rozwi- Obserwacje prowadzone po nawalnym opa-

[228]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

dzie w maju 1984 r. w rejonie Księgienic twu warunki morfologiczne wywołały inten- Wielkich na Wzgórzach Niemczańskich (Gó- sywną erozję gleb. Spływ powierzchniowy recki, Klementowski 1989) wykazały całko- podczas nawalnych opadów na wylesionych wity brak form erozyjnych na stokach o ta- i zajętych pod uprawy stokach powoduje kim właśnie pokryciu. Nieco innych danych intensywną erozję, która nierzadko prowadzi dostarczył Dziarski (1968), który analizował do usuwania całego profilu glebowego (Fa- skutki nawalnego opadu w lipcu 1965 r. tyga 1979, Latocha 2007). Jak podaje Bac w pobliżu Ziębic. Autor ten odnotował nie- (1948), cytując autorów niemieckich, w la- wielkie szkody erozyjne na stokach zajętych tach 20. XX wieku na stokach w regionie przez trawy, zboża i rośliny motylkowe, któ- kłodzkim wskutek gwałtownych opadów re „jedynie pochyliły się od ciężaru płynącej zmyta została warstwa gleby o miąższości 8– wody”, a powierzchnia stoku rozcięta została 12 cm. systemami niewielkich żłobin. Dziarski (1968) zwrócił także uwagę na znaczenie następstw uprawy wzdłuż stoku. Rozmieszczenie w górnej części stoków upraw podatnych na erozję, np. roślin oko- powych, wywoływało intensywny zmyw powierzchniowy i częściowe erozyjne niszczenie położonych niżej na stoku łąk a przede wszystkim ich zasypywanie spłuka- nym z górnej części stoku materiałem. Po- dobne obserwacje zawierają prace Mastale- rza (1986), Góreckiego i Klementowskiego

(1989) oraz Teisseyre’a (1992a). Znaczenie Ryc. 6.26. Stożek deluwialny złożony u podstawy rodzaju upraw dla przebiegu procesów ero- stoku w efekcie jednego epizodu spły- zyjnych w trakcie nawalnych opadów zmie- wu stokowego w marcu 2009 r. (fot. A. nia się wraz z fenologiczną porą roku, Solarska, za zgodą autorki) w której następuje opad. W szczególności opady wiosenne (Górecki, Klementowski Wielkość denudacji stoków wywoły- 1989, Mastalerz 1986, Teisseyre 1994) przy- wanej ulewnymi opadami jest bardzo zróżni- noszą ogromne szkody, z uwagi na słaby cowana. Średnie obniżanie stoków z polami jeszcze wzrost roślinności. ornymi po letnich ulewach w Sudetach obli- Wraz z postępującym zasiedleniem czone zostało na 0,1–2 mm (Fatyga 1979). górnej części dorzecza Odry również obszary Kilkakrotnie większe wartości stwierdzane górskie Sudetów stały się miejscem inten- były na obszarze Wzgórz Niemczańsko- sywnie prowadzonej działalności rolniczej. Strzelińskich, w części z pokrywami lesso- Już w XIV w. osadnictwo sięgnęło tam wy- wymi i piaszczysto-żwirowymi (Raczkowski sokości 650 m n.p.m. (Walczak 1968), 1958, Teisseyre 1994). Średnie obniżenie a w kolejnych wiekach granica rolno-leśna powierzchni pól ornych obliczane było tam przesunęła się do 970 m n.p.m., nierzadko na podstawie objętości bruzd i innych rozcięć w strefy wododziałowe (Fatyga 2002, Lato- erozyjnych na stokach. W trakcie jednego cha 2007). Obszary leśne zamienione zostały epizodu opadowego o nawalnym charakterze wskutek deforestacji na łąkowe. Część sto- średnie (teoretyczne) obniżenie powierzchni ków, głównie niżej położone ale o nawet sięga 6–9 mm (Teisseyre 1994). Pomiary znacznych nachyleniach, zajęte były pod prowadzone przez Raczkowskiego (1958) uprawy. Warunki naturalne obszarów gór- wykazały, że średnioroczne obniżenie po- skich, surowy klimat i niesprzyjające rolnic- wierzchni stoków z polami ornymi wynosi

[229]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

0,7–3,3 mm w ciągu roku na stokach pod- 6.5.1. Studium przypadku – skutki ulewy ścielonych utworami fluwioglacjalnymi z 12 maja 1990 r. w okolicach i 1,1–5,4 mm na stokach lessowych. Maksy- Henrykowa malna, zmierzona na podstawie objętości osadów zdeponowanych w zbiorniku prze- Do najlepiej udokumentowanych skut- ciwpowodziowym wartość denudacji po- ków intensywnych opadów na polach ornych wierzchniowej wynosiła 13 mm w trakcie należy ulewa z 12 maja 1990 r. w rejonie jednego epizodu opadu (Górecki, Klemen- Henrykowa na Przedgórzu Sudeckim (Teis- towski 1989). W tym miejscu należy podkre- seyre 1992a, 1992b, 1994). Badania nad ślić, że omówione wyżej wyniki ilościowe skutkami nawalnego opadu prowadzone były odnoszą się do niewielkich fragmentów sto- przez wskazanego wyżej autora na stokach ków i małych zlewni cząstkowych, dlatego wylesionych i użytkowanych rolniczo. Pola też nie należy wyników tych ekstrapolować eksperymentalne obejmowały cztery systemy na większe obszary. Wykazane denudacyjne deluwialne (epizodyczne zlewnie suchych obniżanie stoków w trakcie nawalnych opa- dolin lub dolinek). Podłoże omawianego dów ma charakter bardzo lokalny i odnosi się obszaru budują lessy i żwirowo-piaszczyste do powierzchni objętych opadami w central- pokrywy fluwioglacjalne. nej części komórki burzowej. Tym niemniej Nawalny opad wystąpił ok. godziny czytelne obniżanie górnych partii stoków 18.00 i objął swoim zasięgiem całą zlewnię w skali wielolecia jest faktem (ryc. 6.27). górnej Oławy. Okres bezpośrednio poprze- W Sudetach minimalna grubość usuniętej dzający ulewę był bezopadowy. Największą warstwy z uprawianych od połowy XVII intensywność opadu zanotowano w rejonie wieku stoków szacowana jest na 0,04–0,8 m Henrykowa, gdzie według szacunków średni (Migoń 2008a). opad wyniósł 20–45 mm (Teisseyre 1992a). Ulewa trwała blisko 20 minut, po czym padał deszcz o mniejszej intensywności. Warto zauważyć, że łączny przepływ maksymalny w trzech potokach odwadniających analizowany obszar wyniósł w trakcie opadu 11,5 m3·s−1, podczas gdy średni łączny prze- pływ nie przekracza w nich 0,1 m3·s−1 (Teis- seyre 1992b).

Spływy jednostkowe w obszarze obję-

tym ulewą były zróżnicowane, od 1,2 w po- Ryc. 6.27. Zmiany morfologii stoków w okolicach Henrykowa (Wzgórza Niemczaosko- łudniowej części obszaru ulewy do 3 −1 −2 Strzelioskie na Przedgórzu Sudeckim) 2,3 m ·s ·km w części północnej. Maksy- w latach 1883–1977 w wyniku spłuki- malny spływ jednostkowy (ponad wania na stokach lessowych. Według: 20 m3·s−1·km−2) został wyliczony dla epizo- Teisseyre 1992b dycznego koryta jednej z suchych dolinek

w południowej części obszaru. Tak duża Wskaźnik nasilenia erozji wodnej wartość spływu stokowego była wynikiem gruntów ornych Sudetów Zachodnich w la- czasowej retencji stokowej i utworzenia epi- tach 1966–1970 szacowany był na 1– zodycznego płytkiego zbiornika wodnego, 39 m2·ha−1, ale wzrósł ponad dwukrotnie w podpartego przez zator roślinny, który na- roku 1977 z uwagi na wystąpienie nawalnych stępnie został zdrenowany (Teisseyre opadów w lipcu (Fatyga 1979). Świadczy to 1992b). Parametry hydrauliczne niektórych dobitnie o znaczeniu nawalnych opadów koryt epizodycznych w rejonie Henrykowa w uruchamianiu erozji gleb. wskazują nawet na wyższe wartości spływu

[230]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

stokowego w trakcie omawianej ulewy (nie- ny wał brzegowy. W rezultacie, gromadząca mal dwukrotnie większe), jednak sam autor się na równinie aluwialnej woda, osiągając uznał te obliczenia za niepewne. Zjawiska maksymalną głębokość 0,5 m, odpływała retencji stokowej i przybojowego spływu szerokim strumieniem poza korytem. Efekty wód z niszczonych zbiorników stokowych morfologiczne tej powodzi nie były jednak nie są zjawiskami częstymi, niemniej odgry- duże, w kilku miejscach stwierdzono jedynie wają istotną rolę w modelowaniu den su- powstanie krewas w wale młynówki i depo- chych dolinek denudacyjnych w obszarach zycję pokryw pylasto-ilastych i pylasto- lessowych. piaszczystych na równinie aluwialnej, do- Interesującym zjawiskiem wywołanym chodzących do 15 cm miąższości. przez nasilony spływ stokowy była powódź Większość pól badanych zlewni poro- na blisko 700 m odcinku doliny rzeki głów- śnięta była kukurydzą i burakami cukrowy- nej. W trakcie omawianego zdarzenia opa- mi, które jeszcze nie wzeszły. Erozja gleb, dowego rzeka Oława nie wystąpiła z koryta, głównie wskutek spłukiwania skoncentrowa- a poziom wody wzrósł jedynie nieznacznie. nego, ze szczególnym nasileniem wystąpiła Zalanie lewej części równiny aluwialnej właśnie na polach o takim pokryciu (ryc. związane było natomiast z kumulacją wód 6.29). Na stokach rozwinęły się systemy spływu stokowego ze zboczy doliny i wez- żłobin erozyjnych, powstawały również for- branych wód dopływów bocznych, których my erozyjne mniejszej skali: wanny erozyjnie była w stanie przejąć zaniedbana mły- ne, kociołki eworsyjne i lineacja prądowa. nówka, biegnąca wzdłuż podnóża zbocza Dna suchych dolin denudacyjnych rozcięte (ryc. 6.28). Od strony koryta Oławy spiętrze- zostały natomiast korytami epizodycznymi. nie wody w dnie doliny spowodował sztucz-

Ryc. 6.28. Powódź w dolinie Oławy w dniu 12 maja 1990 r., związana z kumulacją wód spływu stokowego ze zboczy doliny i wezbranych dopływów bocznych (według: Teisseyre 1994, zmienione). Ob- jaśnienia: 1 – kierunki spływu wód stokowych, 2 – przekroje poprzeczne strug wodnych (linią przerywaną poziom sprzed ulewy)

[231]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

Ryc. 6.29. Skutki geomorfologiczne ulewy w dniu 12 maja 1990 r. na jednym z pól eksperymentalnych (według: Teisseyre 1994). Objaśnienia: 1 – pole kukurydzy (w granicach zlewni), 2 – inne uprawy i pastwiska, 3 – terasy rolnicze, 4 – epizodyczne koryta i stożki deluwialne, 5 – główne pola żłobin erozyjnych, 6 – osady deluwialne i aluwialne u podstawy stoku i w dnie doliny, częściowo mikroperypedymenty, 7 – osady deluwialne i aluwialne sztucznych spłaszczeo

Żłobiny erozyjne pojawiały się na kiem kształtu koryta, rozumianym jako sto- wszystkich stokach pozbawionych ochrony sunek szerokości do maksymalnej głębokości −1 roślinnej, nawet w najwyższych partiach (w·dmax ; Teisseyre 1992a). Formy te osią- stoków o niewielkim nachyleniu, rzędu 2–3o. gały długość do kilkuset metrów, a szerokość Wąskie strefy pozbawione form erozji żłobi- wahała się w granicach 1,4–12,6 metrów, nowej stwierdzano jedynie nad terasami rol- przy bardzo małych głębokościach, które nie nymi, których przebieg był zgodny z pozio- przekraczały 0,3 m (Teisseyre 1994). Ich micami. Żłobiny osiągały szerokość 0,05– przebieg był najczęściej równoległy do naj- 0,6 m i głębokość w granicach 0,02–0,3 m, większego spadku suchej dolinki, jednak a długość poszczególnych koryt zmieniała rejestrowane były również koryta o lokalnym się w zakresie kilku do kilkuset metrów. zasięgu, nawiązujące do przeszkód tereno- Parametry morfometryczne żłobin zmieniały wych (np. teras rolniczych) lub zmienności się w dół stoku, gdzie zwiększało się stop- upraw na stoku. niowo pole przekroju przepływowego, jak Materiał wyerodowany ze stoków był również ich liczba. Przebieg żłobin był pro- deponowany w płaskich dnach dolinnych lub sty, równoległy lub nieregularny z tendencją na stokach i u ich podstawy w postaci stoż- do anastomozowania. W górnych odcinkach ków deluwialnych. Stożki deluwialne należa- systemów deluwialnych (głównie w nieckach ły do największych form depozycyjnych denudacyjnych) żłobiny tworzyły zbieżne powstałych podczas omawianego epizodu. promieniste systemy, stanowiąc w ten sposób Ich promienie osiągały wartości 3–80 m, jedno ze źródeł zasilania koryt epizodycz- a miąższość zdeponowanych osadów wahała nych w osiach dolin denudacyjnych, gdzie się w granicach 0,01–0,28 m. Objętość zde- tworzyły się koryta epizodyczne. ponowanego w pojedynczym stożku materia- Koryta epizodyczne różnią się od żło- łu sięgała maksymalnie 310 m3, przy czym bin erozyjnych znacznie większym wskaźni- najczęściej formy te gromadziły 5–20 m3

[232]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

materiału, głównie w postaci piasków gle- szej efektywności oraz ich lokalny charakter. bowych28 (Teisseyre 1990) lub piasków mie- Spływy gruzowe – najbardziej energetyczny szanych. Stożki powstawały u wylotu z ruchów masowych dokumentowanych wszystkich form erozyjnych, żłobin jak w Sudetach – występują z powtarzalnością i koryt epizodycznych, zarówno w położe- kilku-kilkunastu lat, zwykle podczas gwał- niach podstokowych jak i śródstokowych. townych opadów (oberwań chmury), których W drugim przypadku stożki rozwijały się na godzinne natężenie przekracza 10 mm, po- spłaszczeniach ponad terasami rolnymi, przedzonych dłuższym okresem z opadami gdzie często łączyły się tworząc mniej regu- o mniejszym nasileniu. Niemniej ich zasięg larne pokrywy akumulacyjne. geograficzny jest bardzo ograniczony, obej- Znaczna część materiału mineralnego mując praktycznie tylko najwyższe partie wyniesiona została z badanych zlewni Karkonoszy i niektóre fragmenty Wysokiego w postaci zawiesiny, o czym świadczą prze- Jesionika w czeskich Sudetach Wschodnich. prowadzone porównania objętości form Szersze rozprzestrzenienie mają zdarzenia akumulacyjnych i erozyjnych w systemach osuwiskowe, notowane w różnych częściach deluwialnych (Teisseyre 1994). Sudetów, ale tu z kolei ich częstotliwość jest znacznie mniejsza. Ostatnie przypadki powstania nowych osuwisk o powierzchni 6.6. Ocena zagrożeń i ryzyka większej niż 1 ha w polskiej części Sudetów pochodzą z lat 1997–1998. Ruchy masowe Grawitacyjne ruchy masowe i erozja typu obrywów notowane były sporadycznie. wodna na stokach są procesami, które często W ostatnim stuleciu odnotowano tylko kilka pociągają za sobą wymierne straty materialne epizodów na niewielką skalę w niektórych i powodują negatywne skutki gospodarcze i kotłach polodowcowych Karkonoszy. społeczne. Skala takich strat, dotkliwość Na podstawie analizy miejsc wystę- i długotrwałość negatywnych konsekwencji powania ruchów masowych w okresie histo- dla ludzi są ściśle powiązane zarówno z sa- rycznym można wyznaczyć obszary najbar- mymi cechami zdarzeń wyjątkowych w sys- dziej sprzyjające tej kategorii powierzchnio- temie przyrodniczym (zasięg, częstotliwość, wych procesów morfogenetycznych, a zatem czas trwania), jak i stanem zagospodarowa- wskazać na strefy potencjalnego zagrożenia. nia obszaru, w obrębie którego takie wyjąt- W odniesieniu do spływów gruzowych są to kowe zdarzenia przyrodnicze wystąpiły. strome zbocza kotłów polodowcowych, Uwzględnienie obu tych grup czynników a w szczególności rynny korazyjne w ich stało się podstawą do rozróżniania zagrożeń obrębie, w mniejszym stopniu zbocza głębo- i ryzyka, a także rzutuje na przyjmowane ko wciętych dolin rzecznych, okryte miąż- strategie działania wobec wyjątkowych zda- szym (>2 m) płaszczem zwietrzelinowym. rzeń naturalnych w środowisku przyrodni- W polskich Sudetach rzeźba tego typu jest czych oraz kierunki zagospodarowania. obecna tylko w Karkonoszach, dlatego też Uogólniając w skali całego dorzecza większe spływy gruzowe (>100 m długości) górnej Odry, zagrożenia ze strony ruchów są rejestrowane jedynie w tym masywie. masowych należy ocenić jako niewielkie. Na Potencjalnymi miejscami generowania spły- taką ocenę wpływa bardzo mała częstotli- wów błotno-gruzowych mogą być też nieu- wość zdarzeń geomorfologicznych o więk- stabilizowane zwałowiska materiału płonne- go przy dawnych kopalniach i kamienioło- 28 Piaski glebowe – oryginalny termin podany mach. Osuwiska – zwłaszcza płytkie osuwi- przez Teisseyre’a (1990) określający agregaty ska zwietrzelinowe – mają potencjalnie zbudowane z drobniejszych frakcji. Pojęcie nie ma zastosowania w naukach gleboznawczych większy zasięg oddziaływania, a miejscami i jest rzadko używane przez innych autorów. predysponowanymi do ich występowania są

[233]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

podcięcia zakoli rzecznych, krawędzie teras wód opadowych do stałych koryt i utrwala oraz miejsca antropogenicznego zwiększenia skoncentrowane, niekorzystne odwadnianie nachylenia stoku (wcięcia drogowe, terasy stoków leśnych. osadnicze). Strefami naturalnego występo- Kompleksowa ocena ryzyka związa- wania obrywów i odpadania większych nego z ruchami masowymi i erozją wodną na odłamków skalnych są skalne ściany kotłów stokach nie była dotąd podejmowana w od- polodowcowych w Karkonoszach i urwiska niesieniu do południowo-zachodniej Polski. Gór Stołowych, a wśród form antropoge- W odniesieniu do najczęściej występujących nicznych – wyrobiska dawnych kamienioło- spływów gruzowych jest ono ogólnie bardzo mów i większe skarpy drogowe. Generalnie, małe, co wynika z ich zasięgu przestrzenne- zagrożenie ruchami masowymi dotyczy jego ograniczonego do kotłów polodowcowych dynie Sudetów i pojedynczych lokalizacji i najwyższych odcinków dolin rzecznych w obrębie Przedgórza Sudeckiego. Pozosta- w Karkonoszach. Stopień zainwestowania łe obszary południowo-zachodniej Polski i nasycenia infrastrukturą tych miejsc jest można określić jako praktycznie wolne od bardzo niski lub wręcz żaden (np. Wielki zagrożeń tego typu. Kocioł Śnieżny). Elementami infrastruktury Jako poważniejsze należy ocenić za- narażonymi na zniszczenie i czasowe za- grożenia wynikające z występowania erozji mknięcie są głównie szlaki turystyczne (np. wodnej na stokach, przy czym wynika to szlak prowadzący zboczami Kotła Łomniczki głównie z dużej antropopresji w środowisku we wrześniu 1994 r.), znacznie rzadziej drogi Sudetów i Przedgórza Sudeckiego. Zmiany jezdne. Niewielki spływ gruzowy na północ- użytkowania ziemi, wylesienie znacznych nym stoku Śnieżki w dniu 2 lipca 2009 r., połaci stoków i ich zamiana na obszary który spowodował kilkudniową blokadę uprawne, gospodarka leśna i wprowadzenie Drogi Jubileuszowej na szczyt, był zdarze- licznych nowych dróg odpływu powierzch- niem w skali Karkonoszy wyjątkowym (Pa- niowego (drogi, ścieżki, rynny zrywkowe) rzóch, Knapik 2009). Część spływów dociera sprzyjają zarówno powierzchniowej, jak do górnej granicy lasu i powoduje zniszcze- i liniowej erozji wodnej. O dużym znaczeniu nia w drzewostanie, ale odbywa się to tych procesów od przynajmniej kilkuset lat w strefie ścisłej ochrony Karkonoskiego Par- świadczą grube pokrywy utworów stoko- ku Narodowego, gdzie nie jest prowadzona wych z namycia (deluwialnych) oraz rozbu- regularna gospodarka leśna. Tak więc, za dowane sieci wąwozów, powstających naj- miejsca o najwyższym stopniu ryzyka należy częściej przez powiększanie i pogłębianie uznać górną cześć doliny Łomniczki (szlak dróg polnych i leśnych. Zmiany społeczno- czerwony), Biały Jar i górną część doliny gospodarcze w ostatnich kilku dekadach Złotego Potoku (szlak czarny) oraz Kocioł i malejące znaczenie rolnictwa sprawiły, że Małego Stawu (szlak niebieski). w wyżej położonych (>500 m n.p.m.) czę- Zdecydowanie wyższy stopień ryzyka ściach Sudetów problem stał się mniej do- jest związany z osuwiskami, o czym można tkliwy, ale w partiach niżej położonych i na było przekonać się w lipcu 1998 r. w dolinie Przedgórzu Sudeckim, a także na Wale Bystrzycy Dusznickiej. Osunięcia gruntu Trzebnickim, erozja wodna nabiera rangi spowodowały zakłócenia w ruchu na mię- głównego zagrożenia ze strony naturalnych, dzynarodowej drodze z Kłodzka do Kudowy nie inicjowanych antropogenicznie procesów Zdrój, natomiast droga wzdłuż Bystrzycy morfogenetycznych. W przeciwieństwie do Dusznickiej z Dusznik Zdrój do Zieleńca ruchów masowych epizody intensywnej ero- pozostawała zamknięta przez kilka miesięcy. zji na stokach występują corocznie, a obec- Najbardziej narażona na zniszczenie jest ność trwałych koryt erozyjnych, połączonych infrastruktura drogowa, zwłaszcza w obrębie z siecią dróg leśnych, skraca czas dobiegu głęboko wciętych dolin rzecznych, gdzie

[234]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

podczas budowy i poszerzania dróg dochodzi za obszary największego ryzyka w połu- do znacznych przeobrażeń rzeźby. Ryzyko dniowo-zachodniej Polsce należy uznać fali- związane z ruchami masowymi nakłada się sto-pagórkowate obszary Przedgórza Sudec- zresztą niejednokrotnie na ryzyko wynikają- kiego wraz z Płaskowyżem Głubczyckim. ce z ekstremalnych zdarzeń w systemie flu- W ostatnich kilkudziesięciu latach na tych wialnym, gdy dochodzi do wzmożonej erozji właśnie obszarach odnotowano najbardziej brzegów i niszczenia konstrukcji oporowych spektakularne w skutkach epizody wodnej (np. międzynarodowa droga wzdłuż rzeki erozji gleb, których tylko część została od- Kamiennej w Szklarskiej Porębie, zamknięta powiednio udokumentowana w literaturze na kilka miesięcy po zniszczeniach w sierp- (np. Górecki, Klementowski 1989, Teisseyre niu 2006 r.). 1994). Erozja wodna na stokach powoduje Przy ocenie zagrożeń i ryzyka związa- wymierne straty w gospodarce leśnej i rolnej. nego z procesami stokowymi w Sudetach nie Epizody wydajnego, skoncentrowanego można jednak pominąć odosobnionych przy- spływu powierzchniowego powodują głębo- padków wystąpienia zdarzeń o skali nie ma- kie rozcięcia dróg leśnych, nawet do 2–3 m jącej odpowiedników w historii ostatnich (w roku 1997 w Masywie Śnieżnika – Czer- kilkuset lat. Do nich należy wielkie jak na wiński, Żurawek 1999), całkowicie wyłącza- warunki sudeckie osuwisko w Bardzie jąc je z użytkowania. Równie dotkliwe mogą z 1598 r., które poważnie zagroziło egzy- być skutki depozycji na wylocie rozcięć ero- stencji miejscowości. Podobnych sytuacji zyjnych, gdy na drogach powstają szerokie morfologicznych – podcinania stromych stożki torencjalne, ograniczając przejezd- zboczy skalnych amfiteatrów przez koryta ność. Ryzyko wyraźnie rośnie w przypadku dużych rzek – jest w polskich Sudetach wie- dróg leśnych o dużym spadku i źle utrzyma- le, między innymi wzdłuż Bobru, Bystrzycy, nej, nieutwardzonej nawierzchni, a także Nysy Kłodzkiej i Bystrzycy Dusznickiej, w sąsiedztwie przepustów o niewystarczają- licznie występują one także w czeskiej części cym przekroju poprzecznym dla przyjęcia Sudetów. Prawdopodobieństwo aktywacji całej objętości przepływu w strumieniach głębokiego osuwiska skalnego na wypukłym stokowych. Ryzyko związane ze spłukiwa- brzegu zakola może być bardzo niskie, ale niem (spływem powierzchniowym) jest ge- skutki takiego wydarzenia mogą być drama- neralnie bardzo niskie na stokach zalesio- tyczne. Nierozstrzygnięty pozostaje wreszcie nych i zadarnionych, natomiast zdecydowa- status osuwisk uważanych za reliktowe, które nie rośnie na stokach uprawianych, czasowo w obfitości występują w Górach Kamien- pozbawionych ochronnej warstwy roślinno- nych, wskazując na szczególne predyspozy- ści. Jest ono potęgowane niewłaściwymi cje tego pasma do generowania ruchów ma- zabiegami agrotechnicznymi (orka wzdłuż sowych. Część z tych reliktowych osuwisk stoku) i niedostosowaniem rodzaju uprawy jest położona w pobliżu dróg jezdnych i ob- do nachylenia stoku (uprawa roślin okopo- szarów zabudowanych i ich ożywienie mowych na stokach o dużym nachyleniu). Ze głoby spowodować poważne perturbacje względu na intensywność gospodarki rolnej i straty materialne.

[235]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

Literatura:

August C., Mierzejewski M.P., Dwiąkalski J., 2007. Unusual occurrence of smectite within the Karkonosze granite in Biały Jar near Mt. Śnieżka. Opera Corcontica 44/1, 61–66. Bac S., 1948. Zdobycze pługa w Kotlinie Kłodzkiej. Rocznik Kłodzki. Kłodzko, 119–136. Bierooski J., Chmal H., Czerwioski J., Klementowski J., Traczyk A., 1992. Współczesna denudacja w gór- skich zlewniach Karkonoszy. Prace Geograficzne IGiPZ PAN 155, 151–169. Cacoo S., Košťák B., Mąkolski K., 2008. Współczesne ruchy masowe Szczelioca Wielkiego. W: A. Witkow- ski, B. M. Pokryszko, W. Ciężkowski (red.), Przyroda Parku Narodowego Gór Stołowych. Wyd. Par- ku Narodowego Gór Stołowych, Kudowa-Zdrój, 114–127. Chomicz K., 1951. Przebieg, rozmieszczenie i częstotliwośd deszczów nawalnych w Polsce. Gospodarka Wodna 7/8, 262–265. Ciężkowski W., Koszela S., 1988. Tremblements de terre locaux dans les Sudetes, SW Pologne, et cer- taines de leurs consequences. W: P.B. Marinos, G.C. Koukis (red.), The Engineering Geology of Ancient Works, Monuments and Historical Sites. Balkema, Rotterdam, 1285–1289. Chmal H., 1979. Przypadek gwałtownego upłynnienia zwału kopalnianego w rejonie Kowar, W: A. Jahn (red.), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Wrocław, 129–132. Czerwioski J., 1967. Osuwisko w dolinie Łomniczki w Karkonoszach. Opera Corcontica 4, 169–175. Czerwioski J., 1991. Powodzie w rejonie Karkonoszy od XV w. do czasów współczesnych. Acta Universita- tis Wratislaviensis 1237, Prace Instytutu Geograficznego A6, 85–104. Czerwioski J., Żurawek R, 1999. The geomorphological effects of heavy rainfalls and flooding in the polish Sudetes in july 1997. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 33, 27–43. Czudek T., 1997. Reliéf Moravy a Slezska v kvartéru. Sursum, Tišnov. Dubicki A., 1990. Stan obecny oraz prognoza antropogenicznych zmian reżimu hydrologicznego w Sude- tach. Ochrona Środowiska 40/41, 23–26. Dubicki A., Malinowska-Małek J., 1999. Wysokośd, natężenie i przestrzenny rozkład opadów atmosferycznych. W: A. Dubicki, H. Słota, J. Zielioski (red.), Dorzecze Odry. Monografia powodzi. Lipiec 1997. Wyd. IMGW, Seria: Atlasy i monografie, 23–43. Dubicki A., Woźniak Z., 1997. Najważniejsze ekohydrologiczne skutki niezamierzonego eksperymentu naukowego – masowych wylesieo w Sudetach Zachodnich. W: J. Sarosiek, J. Štursa (red.), Geoe- kologiczne problemy Karkonoszy. Materiały z sesji naukowej w Przesiece 15-18 X 1997, Wyd. Aca- rus, Poznao, 209–216. Dudziak J., 1974. Obserwacje nad rozwojem rynien stokowych na polanach tatrzaoskich. Czasopismo Geograficzne 45, 163–171. Dumanowski B. 1961. Zagadnienie rozwoju stoku na przykładzie Gór Stołowych. Czasopismo Geograficz- ne 32, 311–324. Dunajski A., 1998. Sukcesja roślinności na lawinisku potoku błotno-kamienistego w dolinie Łomniczki w Karkonoszach – stan zaawansowania procesu po trzech latach. Acta Universitatis Wratislaviensis 2090, Prace Botaniczne 77, 205–217. Dziarski T., 1968. Erozja gleb – na przykładzie skutków jednej ulewy w Ziębicach na Śląsku. Czasopismo Geograficzne 39, 283–290. Fatyga J., 1979. Szkody erozyjne na gruntach ornych po powodzi w 1977 r. na obszarze górnej części zlewni Bobru. W: A. Jahn, S. Kowalioski (red.), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Wrocław, 147-152. Fatyga J., 2002. Kształtowanie granic rolno-leśnej i darniowo-polowej w Sudetach w systemie ochrony gleby przed erozją wodną. Zeszyty Problemowe Postępów Nauk Rolniczych 487, 67–77. Gorczyca E., 2004. Przekształcanie stoków fliszowych przez ruchy masowe podczas katastrofalnych opa- dów (dorzecze Łososiny). Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellooskiego, Kraków. Górecki A., Klementowski J., 1989. Skutki geomorfologiczne nawalnego deszczu w Księgienicach Wiel- kich. Czasopismo Geograficzne 60, 299–313. Grocholski A., 1972. Ślady osuwisk na stokach Lesistej Wielkiej w Górach Kamiennych. Polskie Towarzy- stwo Miłośników Nauk o Ziemi, Koło Górnicze w Gorcach, Biuletyn Informacyjny 11, 9–14. Jahn A., 1969. Niveo-eoliczne procesy w Sudetach i ich działanie na glebę. Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich 5, 53–92. Jary Z., 1991. Erozja wąwozowa na Wysoczyźnie Głubczyckiej. Acta Universitatis Wratislaviensis 1237, Prace Instytutu Geograficznego A6, 131–151.

[236]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Jary Z., Kida J., 2002a. Procesy niveo-eoliczne na przedpolu Gór Bardzkich w grudniu 2001 roku. Zeszyty Problemowe Postępów Nauk Rolniczych 487, 87–95. Jary Z., Kida J., 2002b. Erozja wąwozowa na obszarach lessowych południowo-zachodniej Polski. Zeszyty Problemowe Postępów Nauk Rolniczych 487, 79–86. Józefaciuk A., Józefaciuk C., 1999. Ochrona gruntów przed erozją. Puławy. Jeník J. 1973. Zařazení Krkonoš v klasifikačních systémech pohoří. Opera Corcontica 10, 93–99. Jooca E., 1987. Projektowany rezerwat przyrody nieożywionej Jeleniec w Górach Suchych w Sudetach Środkowych. Chroomy Przyrodę Ojczystą 43 (2), 61–68. Kasprzak M., 2006. Erozja wodna na drogach i ścieżkach turystycznych w Karkonoszach. Przyroda Sude- tów 9, 179–190. Katrycz M. 1998. Transport rumowiska wleczonego w zlewni Wilczego Potoku – Karkonosze Wschodnie. Acta Universitatis Wratislaviensis 2061, Prace Instytutu Geograficznego A9, 37–58. Klementowski J. 1996. Degradacja pokryw stokowych w warunkach antropopresji. Procesy kriogeniczne, spłukiwanie i erozja żłobinowa. W: A. Jahn, S. Kozłowski, M. Pulina (red.), Masyw Śnieżnika. Zmiany w środowisku przyrodniczym. Wyd. PAE, 123–142. Klementowski J., 1998. Przekształcenie stoków Sudetów Wschodnich podczas powodzi w lecie 1997 roku, W: K. Pękala (red.), IV Zjazd Geomorfologów Polskich. Główne kierunki badao geomorfologicznych w Polsce. Stan aktualny i perspektywy. Wyd. UMCS Lublin, 123–128. Kotarba A., 1992. Denudacja mechaniczna Tatr Wysokich pod wpływem opadów ulewnych. Prace Geo- graficzne IGiPZ PAN 155, 191–208. Kotarba A., 1994. Geomorfologiczne skutki katastrofalnych letnich ulew w Tatrach Wysokich. Acta Universitatis Nicolai Copernici, Geografia 27, 21–34. Kotarba A., Kaszowski L., Krzemieo K., 1987. High-mountain denudational system of the Polish Tatra Mountains. Geographical Studies, Special Issue 3, 1–106. Latocha A., 2007. Przemiany środowiska przyrodniczego w Sudetach Wschodnich w warunkach antropopresji. Acta Universitatis Wratislaviensis 3007, Studia Geograficzne 80. Licznar M., Licznar P., 2002. Erozyjnośd lessów Wzgórz Trzebnickich. Zeszyty Problemowe Postępów Nauk Rolniczych 487, 129–136. Malik I., Owczarek P., Migoo P., 2009. Rock fall as a source of sediment in the forested mid-mountain zone in the Kamienne Mts (Sudetes – SW Poland). W: R.J. Kaczka, I. Malik, P. Owczarek, H. Gärtner, I. Heinrich, G. Helle, G. Schleser (red.), TRACE. Tree Rings in Archaeology, Climatology and Ecology 7, Proceedings of the Dendrosymposium 2008, April 27th-30th, 2008 in Zakopane, Poland, Scientfic Technical Report STR09/03, Helmholtz-Zentrum Potsdam, 176–180. Margas C., Szymczak H., 1969. Klęski żywiołowe w polskich Karkonoszach i regionie jeleniogórskim (1232-1968). Wierchy 38, 77–115. Margielewski W., Święchowicz J., Starkel L., Łajczak A., Pietrzak M., 2008. Współczesna ewolucja Karpat fliszowych. W: L. Starkel, A. Kotarba, A. Kostrzewski, K. Krzemieo (red.), Współczesne przemiany rzeźby Polski. Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Uniwersytet Jagiellooski, Kraków, 57– 133. Mastalerz K., 1986. Skutki ulewnego deszczu i powodzi 6 maja 1984 roku w Księgienicach Wielkich (woj. wrocławskie). Przegląd Geologiczny 3, 166–168. Maziarz M., Jary Z., Owczarek P., 2008. Rozwój erozji wąwozowej w Masywie Gromnika – Wzgórza Strze- lioskie (Przedgórze Sudeckie). W: Antropopresja w górach i na przedpolu. Zapis zmian w formach terenu i osadach (w druku). Migoo P., 2008a. High-mountain elements in the geomorphology of the Sudetes (Bohemian Massif) and their significance., Geographia Polonica 80 (1), 101–116. Migoo P., 2008b. Współczesna ewolucja rzeźby Sudetów i ich Przedgórza. W: L. Starkel, A. Kotarba, A. Kostrzewski, K. Krzemieo (red.), Współczesne przemiany rzeźby Polski. Instytut Geografii i Go- spodarki Przestrzennej, Uniwersytet Jagiellooski, Kraków, 135–163. Migoo P., Hradek M., Parzóch K., 2002. Extreme geomorphic events in the Sudetes Mountains and their long-term impact. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 36, 29–49. Migoo P., Kasprzak M., Knapik R., 2006. Spływ gruzowy w Wielkim Śnieżnym Kotle w sierpniu 2006 r. Przyroda Sudetów 9, 157–168. Migoo P., Parzóch K., 2008a. Spływy gruzowe w polskich Karkonoszach – przyczyny, skutki i zagrożenia. Przegląd Geograficzny 80, 385–401.

[237]

Zdarzenia ekstremalne w systemie stokowym – K. Parzóch, P. Migoo

Migoo P., Parzóch K., 2008b. Geomorfologiczne uwarunkowania przebiegu górnej granicy lasu w Karko- noszach polskich. W: A. Mazur, A. Raj, R. Knapik (red.), Monitoring ekosystemów leśnych w Kar- konoskim Parku Narodowym. Wydawnictwo KPN, Jelenia Góra, 29–38. Migoo P., Pánek T., Hradecký J., Kasprzak M., Šilhán K., Smolková V., 2008a. Geomorphic and geophysical evidence of deep-seated and flow-like landslides in the Kamienne Mountains (Middle Sudetes, Poland). W: Stav Geomorfologických výzkumů v roce 2008. Geomorfologický sborník 7. Sborník abstraktů, Šlapanice, červen 2008, 35–36. Migoo P., Pánek T., Hradecký J., Malik I., Owczarek P., Šilhán K., Smolková V., Remisz J., Kasprzak M., 2008b. Ruchy masowe i współczesna morfodynamika stoków w Górach Suchych (Sudety Środko- we). Przewodnik sesji terenowej. W: A. Traczyk (red.), Geomorfologia Sudetów. Stan badao i perspektywy. I. Polsko-Czeskie Seminarium Geomorfologiczne, Sokołowsko, 16–17 X 2008, Zakład Geomorfologii, Uniwersytet Wrocławski, Wrocław, 97–124. Migoo P., Parzóch K., Szymanowski R., 2008c. Współczesne procesy geomorfologiczne w ekotonie górnej granicy lasu w Karkonoszach polskich. W: A. Mazur, A. Raj, R. Knapik (red.), Monitoring ekosys- temów leśnych w Karkonoskim Parku Narodowym. Wydawnictwo KPN, Jelenia Góra, 39–55. Myslil V., Pošmourny K., 1997. Sesuvná územi v Malé Upě v Krkonošich. Opera Corcontica 34, 25–33. Oberc J., 1957. Rejon Gór Bardzkich. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Parzóch K., 1995. Wstępne uwagi nad rozwojem erozji pokryw stokowych w Karkonoszach. W: J. Saro- siek (red.), Geoekologiczne problemy Karkonoszy. Materiały z sesji naukowej w Borowicach 13−15 X 1994, Wyd. Acarus, Poznao, 21–23. Parzóch K., 1998a. Rynny erozyjne na stokach Karkonoszy. W: J. Sarosiek, J. Štursa (red.), Geoekologicz- ne problemy Karkonoszy. Materiały z sesji naukowej w Przesiece 15-18 X 1997, Wyd. Acarus, Po- znao, 89–91. Parzóch K., 1998b. Przyczyny i skutki współczesnej erozji rynnowej w Karkonoszach. W: K. Pękala (red.), IV Zjazd Geomorfologów Polskich. Główne kierunki badao geomorfologicznych w Polsce. Stan aktualny i perspektywy. Wyd. UMCS Lublin, 143-145. Parzóch K., 2001. Współczesne procesy geomorfologiczne w Karkonoszach w warunkach antropopresji. Praca doktorska, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski. Parzóch K., 2002. Procesy erozyjne na stokach wylesionych w Karkonoszach. Zeszyty Problemowe Postę- pów Nauk Rolniczych 487, 239–247. Parzóch K., Dunajski A., 2002. Katastrofalne ruchy masowe w Karkonoskim Parku Narodowym zawiązane z nadmiernymi opadami. W: Z. Denisiuk (red.), Strategia zachowania różnorodności biologicznej i krajobrazowej obszarów przyrodniczo cennych dotkniętych klęską powodzi. Instytut Ochrony Przyrody PAN, Kraków, 155–165. Parzóch K., Katrycz M,. 2002. Współczesne procesy geomorfologiczne i antropopresja w górskim środo- wisku Karkonoszy. Przyroda Sudetów Zachodnich 1 (Suplement), 23–36. Parzóch K., Sobczyk A., 2004. Denudacja w małej zlewni górskiej strumienia stokowego w Karkonoszach. W: A.T. Jankowski, M. Rzętała (red.), Jeziora i sztuczne zbiorniki wodne – funkcjonowanie, rewita- lizacja i ochrona. Uniwersytet Śląski, Polskie Towarzystwo Limnologiczne, Polskie Towarzystwo Geograficzne – Oddz. Katowicki, Sosnowiec, 181–184. Parzóch K., Migoo P., Szymanowski R., Gąsiorek M., 2007. Spływy gruzowe w północnej części Karkono- szy. Opera Corcontica. 44/1, 81–88. Parzóch K., Knapik R., 2009. Debris flow on the NW slope of Mt. Śnieżka, triggered by heavy rainfall on july 2009. W: R. Knapik, J. Andrle (red.), 7th International Conference Geoecological Problems of the Karkonosze Mts., Szklarska Poręba, 21–23 IX 2009, Book of Abstracts, s. 126. Pilous V., 1973. Strukturní mury v Krkonoších – I. část. Opera Corcontica 10, 15–69. Pilous V., 1975. Strukturní mury v Krkonoších – II. část. Opera Corcontica 12, 7–50. Pilous V., 1977. Strukturní mury v Krkonoších – III. část. Opera Corcontica 14, 7–94. Poprawa D., Rączkowski W., 2003. Osuwiska Karpat. Przegląd Geologiczny 51, 685–692. Pulinowa M.Z., 1972. Procesy osuwiskowe w środowisku sztucznym i naturalnym. Dokumentacja Geo- graficzna IG PAN 4, 1–112. Pulinowa M. Z., 1989. Rzeźba Gór Stołowych. Prace Uniwersytetu Śląskiego w Katowicach. Pulinowa M.Z., Mazur R., 1971. Stare osuwisko we wsi Grzmiąca w Sudetach. Wszechświat 7/8, 200– 202. Raczkowski W., 1958. Zagadnienie denudacji na obszarze pól uprawnych. Czasopismo Geograficzne 29, 355–371.

[238]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Raj A., 1995. Niektóre problemy ochrony ekosystemów leśnych Karkonoskiego Parku Narodowego na przestrzeni ostatnich kilkunastu lat. W: J. Sarosiek (red.), Geoekologiczne problemy Karkonoszy. Materiały z sesji naukowej w Borowicach 13-15 X 1994, Wyd. Acarus, Poznao, 95–100. Raj A., Zientarski J., 2008. Monitoring ekosystemów leśnych w Karkonoskim Parku Narodowym. W: A. Mazur, A. Raj, R. Knapik (red.), Monitoring ekosystemów leśnych w Karkonoskim Parku Na- rodowym. Wydawnictwo KPN, Jelenia Góra, 9–16. Ranoszek W., 1995. Osuwisko w Potoczku. Pielgrzymy. Informator krajoznawczy. Oficyna Wydawnicza SKPS, Wrocław, 68–71. Ranoszek W., 1998. Morfologia progów tektonicznych obramowujących Rów Górnej Nysy. Acta Universi- tatis Wratislaviensis 2061, Prace Instytutu Geograficznego A9, 23–35. Solarska A., Parzóch K., 2008. Antropogeniczne zmiany rzeźby Wzgórz Strzelioskich. W: Antropopresja w górach i na przedpolu. Zapis zmian w formach terenu i osadach (w druku). Synowiec G., 2003a. Formy osuwiskowe w Górach Kamiennych. Przegląd Geologiczny 51, 59–65. Synowiec G., 2005. Formy i procesy osuwiskowe w Górach Kamiennych. Praca doktorska, Instytut Geo- grafii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski. Stopa M., 1965. Podział Polski na regiony burzowe. Przegląd Geograficzny 37 (4), 659–668. Šilhavy I., 1991. Vyvoj eroze na uzemi Krkonošskeho narodniho Parku v letech 1986–1989 v souvislosti s těžbou dřeva. Opera Corcontica 28, 17-46. Szymanowski R., 2004. Spływy gruzowo-błotne w Kotle Łomniczki. Przyroda Sudetów Zachodnich 7, 223– 232. Szymaoski S., Zientarski J., 1993. Hodowla lasów górskich w warunkach stresu środowiskowego na przy- kładzie Karkonoskiego Parku Narodowego. W: J. Tomaszewski, J. Sarosiek, S. Szymaoski (red.), Geoekologiczne problemy Karkonoszy. Materiały z sesji naukowej w Karpaczu 11–13 X 1991, Wyd. Uniwersytetu Wrocławskiego, 307-313. Teisseyre A.K., 1990. Soil sand: Its origin, transportation and part played in the construction of mud- supported floodplains in a humid, temperate climate. Geologia Sudetica 24, 285–292. Teisseyre A.K., 1992a. Ekstremalny spływ jednostkowy jako przejaw retencji stokowej. Acta Universitatis Wratislaviensis 1374. Prace Geologiczno-Mineralogiczne 28, 81–93. Teisseyre A.K., 1992b. Epizodyczne koryta a rozwój suchych dolin w krajobrazie rolniczym. Acta Universi- tatis Wratislaviensis 1399. Prace Geologiczno-Mineralogiczne 31, 1–67. Teisseyre A.K., 1994. Spływ stokowy i współczesne osady deluwialne w lessowym rejonie Henrykowa na Dolnym Śląsku. Acta Universitatis Wratislaviensis 1399, Prace Geologiczno-Mineralogiczne 43, 1– 188. Tomaszewski J., 1995. Zróżnicowanie warunków kształtowania się odpływu z terenów górskich Karkono- szy. W: J. Sarosiek (red.), Geoekologiczne problemy Karkonoszy. Materiały z sesji naukowej w Bo- rowicach 13-15 X 1994, Wyd. Acarus, Poznao, 29–32. Traczyk A., 2006. Wpływ działalności człowieka na akumulację stokową w okolicach Lubawki w Górach Kruczych (Sudety). W: A. Latocha, A. Traczyk (red.), Zapis działalności człowieka w środowisku przyrodniczym. Metody badao i studia przypadków. Gajt s.c., Wrocław, 84–95. Tuła B., 1998. Ruchy masowe w Przełomie Bardzkim. Praca magisterska, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski. Walczak W., 1968. Sudety. Dolny Śląsk 1. PWN, Warszawa. Zachar D., 1970. Erózia pôdy. Vydatelstvo Slovenskej Akadémie Vied, Bratislava. Żurawek R., 1998. Geomorfologiczne skutki katastrofalnych opadów deszczu i powodzi w lipcu 1997 r. w dorzeczu Wilczki (Sudety Wschodnie). W: K. Pękala (red.), IV Zjazd Geomorfologów Polskich. Główne kierunki badao geomorfologicznych w Polsce. Stan aktualny i perspektywy. Wyd. UMCS Lublin, 229–233. Żurawek R., 1999, Zmiany erozyjne w dolinach rzek Sudetów Kłodzkich wywołane powodziami w lipcu 1997 r. oraz w lipcu 1998 r. Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich 45, 43–62.

[239]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

7. Wahania zwierciadła wód podziemnych jako odzwierciedlenie ekstremalnych sytuacji pogodowych

Robert Tarka, Stanisław Staśko

7.1. Ogólne tendencje obserwowa- Susza hydrologiczna jest definiowana ne w latach 1985–2005 jako okres, w którym przepływy utrzymują się poniżej określonego stanu granicznego, Zagrożenia zjawiskami ekstremalnymi za który przyjmuje się wartość SNQ, czyli (powodzią i suszą) w dolnośląskiej części przepływ średni niski z minimów rocznych dorzecza Odry mają odmienne uwarunkowa- dla wieloleci. Znacznie trudniejsze jest okre- nia przyrodnicze w części górskiej, podgór- ślenie pojęcia suszy hydrogeologicznej, co skiej i nizinnej. Obszar ten jest w skali kraju wiąże się między innymi z wielopoziomowo- specyficzny. Ze względu na wielkość przy- ścią zbiorników wód podziemnych. Często chodu wód atmosferycznych największa susze mogą obejmować płytkie poziomy część odpływu generowana jest na obszarach wodonośne powiązane z wodami powierzch- sudeckich, w lewobrzeżnej części dorzecza niowymi, a w tym samym czasie nie zazna- Odry. czać się w głębszych poziomach. Stąd też Stan środowiska występowania wód istotne jest wyznaczenie stanu granicznego powierzchniowych i podziemnych został i czynnika przyrodniczego, mając na wzglę- dobrze rozpoznany dzięki opracowaniom dzie aspekt pozyskiwania wody. Rozważając map geologicznych, hydrologicznych i hy- dwie studnie założone w tej samej warstwie drogeologicznych oraz pomiarom hydrolo- wodonośnej, ale o różnej głębokości, obser- gicznym i meteorologicznym, zarówno nie- wuje się często obniżenie zwierciadła wód mieckim prowadzonym od 1883, jak i pol- podziemnych aż do zaniku w jednej z nich. skim od 1954 r. (np. Malinowski 1976, Można uznać to za objaw suszy. W tym sa- Kleczkowski 1990, Paczyński 1995, Rast mym czasie w drugiej wody jest pod dostat- i in. 2000, Paczyński, Sadurski 2007). kiem. Należy pamiętać, iż na wydajność W pracy scharakteryzowano zmiany studni, oprócz stanu zwierciadła wody, zasobowe wód odzwierciedlające się w ano- wpływa szereg lokalnych uwarunkowań hy- malnych stanach zwierciadła wód podziem- drogeologicznych. Z tego też względu przy nych w okresach nawalnych opadów, powo- analizowaniu suszy hydrogeologicznej za- dziowych i okresach suszy. Szczegółową sadnym wydaje się określenie stanu granicz- analizę i dyskusję przeprowadzono dla zja- nego, od którego możemy mówić o suszy wisk suszy hydrogeologicznej w Sudetach. hydrogeologicznej. Kordalski i in. (2007) W mniejszym stopniu opisano zmiany składu określają wskaźnik zagrożenia suszą grunto- chemicznego. Zagadnienie to jest bardzo wą – utożsamiany z niżówką wód grunto- złożone i wymaga osobnych studiów. Opis wych (niżówką gruntową) – wyłącznie dla i wydzielenie anomalnych zmian stanów poziomu wodonośnego o zwierciadle swo- zwierciadła wód podziemnych potrzebuje bodnym (poziomu wód gruntowych), według poprzedzenia opisem naturalnych wahań wzoru: zwierciadła wód podziemnych.

[241]

Wahania zwierciadła wód podziemnych... – R. Tarka, S. Staśko

nych, głównie zasilania z infiltracji opadów

atmosferycznych i topnienia pokryw śniego- wych oraz antropogenicznych związane gdzie: G [m] – stan aktualny, określany jako z eksploatacją, melioracją i odwodnieniem głębokość położenia zwierciadła wody, obiektów górniczych. Uśredniony wykres

SNGW [m] – średni niski stan (zwierciadła) amplitud rocznych dla szerokości geogra- wody z okresu wielolecia, określany jako ficznych Polski wykazuje dwa minima i dwa średni z minimalnych rocznych stanów wód maksima roczne (Konoplancew, Siemionow podziemnych NGR w okresie wielolecia, 1990). Stany minimalne stwierdza się na obliczany przez zsumowanie minimalnych przełomie marca i kwietnia oraz w paździer- rocznych stanów wód podziemnych NGR niku, podczas gdy najwyższe położenie lustra i podzielenie ich sumy przez liczbę stanów wody obserwuje się w czerwcu i w grudniu. minimalnych wziętą do obliczeń (lub liczbę Na zmienność roczną nakładają się amplitu- lat wielolecia). Na podstawie tak zdefinio- dy wieloletnie. Amplitudy naturalnych wa- wanego wskaźnika wydziela się okresy: bra- hań zwierciadła wód podziemnych są zależne ku zagrożenia suszą (niżówką) gruntową, od pojemności skał zbiornikowych i wykazu- zagrożenia pojawienia się niżówki, wystą- ją niskie wahania dla zbiorników zasobnych pienia płytkiej niżówki i wystąpienia głębo- (np. systemy porowe, gdzie zmiany docho- kiej niżówki. dzą do 2 m) i wysokie (rzędu 5–15 m, np. dla Dla określenia wartości granicznej su- słabo zasobnych zbiorników szczelinowych szy hydrogeologicznej zdecydowano się i krasowych). Duże znaczenie ma również wykorzystać dane dotyczące stanów średnich położenie punktu pomiarowego w polu hy- niskich (SNG) dla wód podziemnych i śred- drodynamicznym. W obszarach zasilania nich wydajności (SNQ) dla źródeł. Drugim zmiany są znacznie wyższe (2–10 m) niż ważnym zagadnieniem jest czas trwania su- w obszarach przepływu i drenażu (1–2 m). szy. Utrzymujące się przez dłuższy czas zja- Szeroką analizę zmian położenia wisko suszy atmosferycznej może wywołać zwierciadła wód podziemnych w dorzeczu suszę hydrologiczną, której efektem jest ni- Odry przedstawiono m.in. pod kątem wpły- żówka hydrologiczna, w czasie której zwier- wu eksploatacji dużych ujęć w roku 2005 ciadło wód powierzchniowych spada poniżej (Staśko i in., 2005). Zespoły naukowe Uni- poziomu przyjmowanego za graniczny dla wersytetu Wrocławskiego, Państwowego utrzymania ekosystemów rzecznych, oraz Instytutu Geologicznego Odział Dolnośląski obniżenie poziomów wód podziemnych zasi- i Przedsiębiorstwa Geologicznego Proxima lających rzeki w tym okresie. Susze atmosfe- przeanalizowały bogaty materiał z obserwa- ryczna i glebowa mogą być zahamowane cji stacjonarnych PIG oraz dane z eksploata- i złagodzone niewielkimi opadami, natomiast cji ujęć wód podziemnych. susza hydrologiczna, a tym bardziej hydro- Jak wynika z danych pochodzących geologiczna, trwa na ogół długo, nawet kilka z sieci stacjonarnych obserwacji wód pod- sezonów, gdyż odbudowa zasobów wodnych ziemnych (SSOWP), prowadzonej przez wymaga obfitych i długotrwałych opadów Państwowy Instytutu Geologiczny na obsza- deszczu, a przede wszystkim śniegu (Sasim, rze Polski od 1974 r., w zasięgu Regionalne- Mierkiewicz 2005). Z tego też względu trud- go Zarządu Gospodarki Wodnej we Wrocła- no jest utożsamiać pojedyncze położenia wiu (według stanu na 2004 rok) znajduje się zwierciadła wody poniżej stanu granicznego łącznie 86 punktów. Wyniki obserwacji pu- z okresami suszy. blikowane są w Rocznikach hydrogeologicz- Typowe wahania zwierciadła wód nych i Kwartalniku Państwowej Służby Hy- podziemnych w warunkach przeciętnych drogeologicznej (Baza SOH..., Kazimierski odzwierciedlają wpływ czynników natural- 2007).

[242]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Poniżej przedstawiono typowe zmiany W okresie 1985–2005 obserwowano dla wybranych punktów z obszaru Niziny stany ekstremalnie niskie w latach 1991– Śląskiej (3 punkty) i z obszaru Sudetów – 1993, wcześniej stwierdzane w Długopolu punkt w Długopolu (ryc. 7.1–7.4). Typowe i Grodkowie (rok 1991), później na przedpo- zachowania się stanów wód podziemnych lu Sudetów w Bogdaszowicach (1993). Jest najlepiej ilustrują wahania w długich okre- to opóźniona reakcja systemów wodnych na sach (1985–2005). Na wykresach zaprezen- głębokie niżówki z lat 1986–1992. Na tle towano przykładowe zmiany dla poziomów wieloletnich zmian położenia zwierciadła wodonośnych czwartorzędu w Bogdaszowi- wód podziemnych wyraźnie zaznaczają się cach oraz dla głębszych poziomów na przy- wahania roczne. kładzie punktów obserwacyjnych Wrocław Amplitudy wahań dla analizowanego Iwiny i Grodków (piętro trzeciorzędowe) okresu wynoszą od 1,3 m w zasobnych wo- i Długopole Zdrój (wodonośne osady kredy). donośnych utworach czwartorzędu (Bogda- Na wykresach wrysowano również linie szowice) do 7,8 m w Długopolu i ponad trendu zmian wieloletnich. 20,4 m w Grodkowie. Ta ostatnia wartość

914/II - Bogdaszowice

6,5

7 R2 = 0,9187 7,5

gł. zw. wody [m] 8 03-1989 09-1989 04-1990 10-1990 05-1991 11-1991 06-1992 01-1993 07-1993 02-1994 08-1994 03-1995 09-1995 04-1996 11-1996 05-1997 12-1997 06-1998 01-1999 07-1999 02-2000 09-2000 03-2001 10-2001 04-2002 11-2002 05-2003 12-2003 07-2004 01-2005 okres obserwacji [miesiąc, rok]

Ryc. 7.1. Zmiany położenia zwierciadła wód podziemnych w punkcie obserwacyjnym Bogdaszowice (poziom wodonośny w osadach czwartorzędu) według danych PSH (Staśko i in. 2005)

627/II - Wrocław (Iwiny)

-1 0 1 2 R2 = 0,7337 3 gł. zw. wody [m] 4 08-1987 09-1988 10-1989 11-1990 12-1991 01-1993 02-1994 04-1995 05-1996 06-1997 07-1998 08-1999 09-2000 10-2001 11-2002 01-2004 02-2005 okres obserwcji (miesiąc, rok)

Ryc. 7.2. Zmiany położenia zwierciadła wód podziemnych w punkcie obserwacyjnym Wrocław Iwiny (poziom wodonośny w osadach trzeciorzędu) według danych PSH (Staśko i in. 2005)

[243]

Wahania zwierciadła wód podziemnych... – R. Tarka, S. Staśko

665/II - Grodków 0 10 R2 = 0,445 20 30 40 gł. zw. wody [m] 50 12-1988 01-1990 02-1991 03-1992 04-1993 05-1994 06-1995 08-1996 09-1997 10-1998 11-1999 12-2000 01-2002 02-2003 04-2004 okres obserwacji [miesiąc, rok]

Ryc. 7.3. Zmiany położenia zwierciadła wód podziemnych w punkcie obserwacyjnym Grodków (poziom wodonośny w osadach trzeciorzędu) według danych PSH (Staśko i in. 2005)

452/II - Długopole Zdrój

4 6 R2 = 0,6888 8 10 12 14 gł. zw. wody [m] 16 05-1985 06-1986 07-1987 09-1988 10-1989 11-1990 12-1991 01-1993 02-1994 03-1995 05-1996 06-1997 07-1998 08-1999 09-2000 10-2001 11-2002 01-2004 02-2005 okres obserwacji [miesiąc, rok]

Ryc. 7.4. Zmiany położenia zwierciadła wód podziemnych w punkcie obserwacyjnym Długopole Zdrój (poziom wodonośny w osadach kredy) według danych PSH (Staśko i in. 2005) jest charakterystyczna dla punktu położonego dują się w strefie stanów średnich dla tych w strefie zasilania osadów trzeciorzędowych. okresów i znajdują się na krzywej wzrosto- Pomimo różnych skal na osi głębokości do wej. Od roku 2001–2002 trwa tendencja zwierciadła wód podziemnych na wszystkich spadkowa zwierciadła wód podziemnych. wykresach widoczna jest tendencja wzrosto- wa stanów zwierciadła w latach 1993–2002 (2003). 7.2. Materiał badawczy dla Ekstremalnie wysokie opady atmosfe- określenia suszy hydro- ryczne z lipca 1997 zaznaczają się wyraźnie geologicznej w Sudetach szybkim i wyraźnym podniesieniem zwier- ciadła wód podziemnych w Bogdaszowicach Materiał podstawowy do analiz szcze- i w Iwinach, gdzie nastąpił nawet samowy- gółowych stanowiły dane dotyczące wód pływ z otworu obserwacyjnego. Natomiast podziemnych pochodzące z bazy danych w Grodkowie i Długopolu zmiany te są SOH (System Obserwacji Hydrogeologicz- mniej wyraźne. Po krótkim okresie podnie- nych, PIG). Do charakterystyki suszy hydro- sienia się zwierciadła i przejściu fali powo- geologicznej wybrano reprezentatywne dziowej, już w grudniu zwierciadła te znaj-

[244]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

punkty z obszaru Sudetów. Są to punkty 452, i wydajności źródeł zestawiono z warunkami 603, 607, 625, 646, 656, 679, 585, 687, 744 meteorologicznymi. Wykorzystano dane będące źródłami oraz studniami wierconymi, i materiały IMGW, dotyczące rocznych które miały najdłuższe ciągi danych zaczyna- i sezonowych opadów atmosferycznych z lat jące się od połowy lat 80-tych i kończące się 1951–2007 ze stacji Kłodzko i Jelenia Góra w 2007 r. (tab. 7.1, ryc. 7.5). Zmienność oraz rocznych temperatur powietrza ze stacji położenia zwierciadła wód podziemnych w Kłodzku z lat 1966–2006.

Ryc. 7.5. Mapa analizowanych punktów na tle jednostek hydrogeologicznych obszaru sudeckiego. We- dług: Malinowski 1991. Objaśnienia: Obszary występowania wód w: 1 – utworach krystalicznych prekambru i paleozoiku, 2 – osadowych utworach dewonu górnego, karbonu i permu oraz wulkanicznych karbonu i permu, 3 – osadowych utworach kredy i triasu, 4 – utworach trzeciorzędu, 5 – granica regionu sudeckiego, granice: 6 – subregionów, 7 – rejonów, 8 – stref, 9 – granica paostwa

[245]

Wahania zwierciadła wód podziemnych... – R. Tarka, S. Staśko

Tab. 7.1. Charakterystyka punktów badawczych wybranych do analizy zmian położenia zwierciadła wody i wydajności źródeł. Objaśnienia skrótów: Cr3 – kreda górna, Tr – trzeciorzęd, P1 – perm dolny, Pt – proterozoik, C1 – Karbon dolny, pc – piaskowce, me – margle, g – gnejsy, ż – żwiry, tt+tf – tufy, ł – łupki, ze – zlepieoce

Numer Poziom punktu Głębokośd Zw. Rok Straty- wodonośny L.p w Miejscowośd otworu Litologia ustalone rozpoczęcia grafia [m p.p.t.] bazie [m] [m p.p.t.] obserwacji SOH od do Długopole 1 452 277 Cr pc 168 >277 5,65 1985 Dolne 3

2 603 Wilkanów 23,2 Cr3 pc 7,5 >23,2 1,5 1986 Gierałtów – 3 646 55 Tr ż 22 41 14,2 1988 Wykroty Szczawno- 4 744 55,1 C ze 6 >50,1 6,0 1998 Zdrój 1

5 679 Łupki 500 Cr3+Tr pc 194 444 4,8 1989

6 607 Szczytna Śl. źródło Cr3 me − − 1987 Kowary – 7 625 źródło C g − − 1987 Wojków 3

8 656 Kowalowa źródło P1 tt+tf − − 1988

8 585 Karpacz źródło Cr3 g − − 1989 10 687 Czerniawa źródło Pt ł − − 1989

nów w ciągach obserwacyjnych zestawiono 7.3. Stany ekstremalne wysokie na ryc. 7.6. Poza punktem 687, generalny obraz pokazuje, że maksymalne stany lub W XX w. powodzie notowano w la- wydajności są związane z latami 1987, 1989, tach 1902/1903, 1940, 1958, 1965, 1970, 1997, 1999, 2001/2002 i 2006/2007, czyli 1977, 1981, 1985 i 1997 (Dubicki i in. 1999, towarzyszą latom o opadach powyżej warto- Kasprzak, w tym tomie). Szczególnie groźne, ści średniej. wielkoobszarowe powodzie wystąpiły Daty wystąpienia i wartości trzech w okresie powojennym w latach 1977 i 1997. najwyższych stanów i wydajności dla każde- W roku 1977 powódź wystąpiła w najwięk- go punktu zestawiono w tab. 7.2. Analizując szym natężeniu w zachodniej części Dolnego rok 1997 i związaną z nim wielkoobszarową Śląska, przede wszystkim w dorzeczu Bobru powódź, należy zwrócić uwagę, że w tym i Kaczawy. roku maksymalnie wysoki stan położenia Dostępność ciągłych danych hydrolo- zwierciadła wód podziemnych zaobserwo- gicznych a przede wszystkim hydrogeolo- wano tylko w jednym punkcie i to dopiero gicznych sprawia, że powódź z 1997 r. może 18 sierpnia, a więc prawie półtora miesiąca być obiektem szczegółowych analiz hydro- po ekstremalnie wysokich opadach geologicznych. Analizując stany ekstremal- z początku lipca. Natomiast w przypadku nie wysokie wzięto pod uwagę maksymalne źródeł maksymalne wydajności w lipcu 1997 stany położenia zwierciadła wody lub wy- zaobserwowano w trzech z pięciu analizo- dajności źródła występujące z prawdopodo- wanych punktów. Wpływ ekstremalnych bieństwem <1%. Daty wystąpienia tych sta- opadów atmosferycznych z roku 1997 na

[246]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 7.6. Dni z maksymalnie wysokimi położeniami zwierciadła wody lub wydajności źródła

Tab. 7.2. Maksymalne wysokie położenia zwierciadła wody i wydajności źródeł oraz prędkości wzrostu zwierciadła i wydajności

Głębokośd do zwierciadła Prędkośd wzrostu zwierciadła Punkt Data [m] Data *cm·d−1]

12-04-1999 4,42 04-08-1997 -0,25 452 26-04-1999 4,54 23-11-1998 -0,16 18-08-1997 4,56 05-03-2007 -0,15 18-08-1986 1,2 01-05-2006 -0,12 16-02-1987 1,2 14-09-1998 -0,10 603 10-07-1989 1,2 24-01-2000 -0,09 24-07-1989 1,2 11-04-2005 -0,09 05-09-1988 13,9 12-10-1992 -0,07 12-09-1988 13,99 02-08-1993 -0,06 646 19-09-1988 14 16-07-1990 -0,05 26-09-1988 14 04-05-1998 3,84 05-11-2007 -0,11 679 29-06-1998 3,88 20-06-1994 -0,06 22-06-1998 3,9 19-03-2007 -0,04 02-09-2002 2,14 07-08-2006 -0,36 744 14-08-2006 2,59 23-07-2001 -0,27 19-08-2002 2,66 19-08-2002 -0,23

[247]

Wahania zwierciadła wód podziemnych... – R. Tarka, S. Staśko

Wydajnośd źródła Prędkośd wzrostu wydajności Punkt Data *l·s−1] Data *l·s−1]

21-07-1997 3 21-07-1997 0,39 585 07-08-2006 0,69 07-08-2006 0,10 02-11-1998 0,6 02-11-1998 0,07 19-03-2007 16,36 02-04-2007 0,19 26-03-2007 16,36 09-04-2007 0,16 26-02-2007 15 11-03-2002 0,14 607 05-03-2007 15 12-03-2007 15 02-04-2007 15 21-07-1997 7,2 21-07-1997 0,88 625 28-07-1997 3,67 07-07-1997 0,34 07-07-1997 2,77 07-08-2006 0,11 06-08-2001 60 15-07-1996 4,03 14-07-1997 45 14-07-1997 3,08 656 15-07-1996 30 14-01-2002 3,07 28-07-1997 30 05-01-1998 30 21-08-1995 36 21-08-1995 3,92 687 30-03-1992 18 04-07-1994 1,90 26-07-1993 18 22-03-1993 1,77

stan wód podziemnych formacji krystalicz- ciadła wody są powiązane z okresami opa- nych Sudetów, na podstawie szczegółowych dów atmosferycznych w wysokości powyżej badań w masywie Śnieżnika, wykazał trzy- wartości średniej występujących przez co krotny wzrost wielkości odpływu podziem- najmniej dwa lata oraz z korzystnymi warun- nego (Staśko, Tarka 2002). Pokazuje to, że kami zasilania występującymi bezpośrednio źródła szybko reagują na znaczne zasilanie, przed wystąpieniem stanów maksymalnych. nawet obejmujące krótki okres. Znaczący Analiza stanów ekstremalnie wysokich wzrost wydajności jest obserwowany zarów- rozszerzona została o analizę prędkości no w źródłach płytkiego, jak i głębszego wzrostu zwierciadła wody i wydajności źró- krążenia. W tym drugim przypadku wzrostu deł. Na ryc. 7.7 zestawiono daty maksymal- wydajności nie należy bezpośrednio wiązać nego wzrostu stanu położenia zwierciadła z zasilaniem w tym czasie głębszych pozio- wody lub wydajności źródła występujące mów wodonośnych, ale z dopływem do źró- z prawdopodobieństwem <1%, a w drugiej dła wód z płytszego systemu krążenia. części tab. 7.2 zawarto daty najszybszych Świadczą o tym analizy krzywych regresji wzrostów. W przypadku położenia zwiercia- (Tarka 2006). dła wody najszybsze wzrosty wynoszą od 7– W przypadku otworów obserwacyj- 12 do nawet 36 cm na dobę. Przedstawione nych maksymalnie wysokie położenia zwier- wartości są wartościami średnimi z okresów

[248]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

tygodniowych czyli z okresów w jakich pro- związane są z otworami obserwacyjnymi, wadzono obserwacje. W przypadku źródeł a wzrosty maksymalne zwierciadła towarzy- maksymalne wzrosty wydajności wynoszą od szyły przeciętnym położeniom zwierciadła prawie 0,2 l·s−1 do ponad 4 l·s−1 na dobę. wody. Maksymalne prędkości wzrostu wy- Interesujące jest, że w aż trzech punk- dajności szczególnie dobrze korelują z mak- tach (646, 679 i 603) maksymalne wzrosty symalnymi wydajnościami źródeł szczegól- nie towarzyszą maksymalnym stanom wód nie tych płytkiego krążenia. podziemnych. Wszystkie te trzy punkty

Ryc. 7.7. Dni z maksymalnymi prędkościami wzrostu położenia zwierciadła wody lub wydajności źródła

W analizie zmian położenia zwiercia- 7.4. Niżówka hydrogeologiczna dła wody oraz wydajności źródeł i określaniu okresów znaczącego obniżenia zwierciadła Stany hydrologiczne niżówkowe ob- wód podziemnych i wydajności źródeł oparto serwowano w XX wieku kilkakrotnie. Naj- się na średniej ruchomej. Przyjmując, że bardziej rozległa niżówka letnio-jesienna susza hydrogeologiczna jest procesem długo- w roku 1992 (Fal i in. 2000) była widoczna trwałym, przy analizie zmienności położenia w dopływach górnej i środkowej Odry. Dłu- zwierciadła wody należy wyeliminować wa- gość trwania stanów niskich dochodziła do hania okresowe (sezonowe). Eliminacji tej 185 dni na Małej Panwi. Czas trwania niżó- można dokonać za pomocą średniej rucho- wek dla większości dopływów Odry zawiera mej, gdzie ilość wyrazów na podstawie któ- się w przedziale od 32 do 61 dni (Dubicki rych oblicza się średnią równa jest długości 2002). Niskie zasilanie opadowe i niskie cyklu zmian okresowych. Z tego też względu stany wód powierzchniowych odzwierciedla- obliczana średnia dla każdego punktu obej- ły się w obniżaniu zasobów wód gruntowych mowała pomiary z półrocza poprzedzające- i podziemnych. Niskie stany obserwowano go, jak i następującego po dniu, dla którego w zlewni Nysy Kłodzkiej, Oławy, Ślęzy, prowadzono analizę. Następnie obliczono Bystrzycy, Kaczawy, Bobru i Baryczy. odchylenia otrzymanych średnich ruchomych od wartości średniej dla całego okresu anali-

[249]

Wahania zwierciadła wód podziemnych... – R. Tarka, S. Staśko

zy. Ponieważ średnia ruchoma eliminuje giczną przyjęto okres, kiedy ujemne odchy- odchylenie przypadkowe, to porównanie lenia wartości średniej ruchomej od średniej takie umożliwia analizę nieprzypadkowych z całego okresu obserwacji są większe niż zmian w szeregu czasowym. Dodatkowo, 25% standardowego odchylenia. Przyjęcie aby porównać otrzymane odchylenia pomię- odchylenia na poziomie 25% koresponduje dzy różnymi punktami obserwacyjnymi, z okresami, gdy zwierciadło wód podziem- podzielono je przez wartość standardowego nych zalega poniżej wartości SNG, a wydaj- odchylenia. Otrzymane wielkości odchyleń ności źródeł są poniżej SNQ. Zmienność w stosunku do standardowego odchylenia położenia zwierciadła wody oraz wydajności wyrażono w procentach. źródeł przestawiono na ryc. 7.8–7.11. Zau- Opierając się na otrzymanych wyni- waża się odmienny przebieg zjawiska obni- kach, za niżówkę hydrogeologiczną przyjęto żania położenia zwierciadła wody i wydajno- okresy, gdy położenie zwierciadła jest poni- ści źródeł dla płytkich i głębokich poziomów żej wartości SNG, a wydajności źródła poni- wodonośnych. żej SNQ. Natomiast za suszę hydrogeolo-

4 Punkt 452 - Długopole Zdrój ] . t

. 6 p . p

m [

a ł 8 d a i c r e i w z

10 SNG=9,50 e i n e ż o ł o

P 12

14 20-05-1985 22-06-1987 24-07-1989 22-07-1991 21-06-1993 22-05-1995 21-04-1997 22-03-1999 19-02-2001 20-01-2003 20-12-2004 20-11-2006

200

100 % ] [

e i n e

l 0 y h c d O

-100

-200

20-05-1985 22-06-1987 24-07-1989 22-07-1991 21-06-1993 22-05-1995 21-04-1997 22-03-1999 19-02-2001 20-01-2003 20-12-2004 20-11-2006

Ryc. 7.8. Zmiany położenia zwierciadła wody i odchylenia od wartości średniej w punkcie obserwacyjnym Długopole Zdrój

[250]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

W płytkich poziomach wodonośnych dajności źródeł, stąd takie przypadki nie zaobserwowano od połowy lat 80-tych kwalifikują się jako okresy suszy hydrogeo- XX w. trzy okresy suszy na obszarze Sude- logicznej. Suszą w przypadku płytkich po- tów, w latach 1989–1994, 1999–2000, 2003– ziomów wodonośnych określa się okres, 2005, podczas gdy w głębszych poziomach w którym zwierciadło wielokrotnie i syste- wodonośnych wyraźnie odzwierciedla się matycznie obniża się poniżej wartości SNG, tylko susza obejmująca lata 1989–1994. a wydajności źródeł spadają poniżej SNQ. Różny jest też przebieg susz. W głębokich Susze z początku lat 90-tych XX w. poziomach wodonośnych przy długotrwałym i początku XXI w. są następstwem niskich niedoborze opadów atmosferycznych docho- opadów w tamtych okresach i zasilania hory- dzi do trwałego obniżenia zwierciadła wód zontów wodonośnych. Na przełomie lat 80- podziemnych (poniżej wartości SNG) lub tych i 90-tych opady poniżej średniej utrzy- wydajności źródeł (poniżej SNQ). Susze te mywały się przez 3 lata, co stwierdzono np. notowano przez długie okresy, np. przez na posterunku w Jeleniej Górze, a nawet 2,5 roku w Długopolu w latach 1989–1992 przez 4 lata na posterunku w Kłodzku. i w Szczytnej w latach 1992–1994 (ryc. 7.8 W efekcie wystąpiło znaczne obniżenie i 7.9). W płytkich poziomach wodonośnych zwierciadła wód podziemnych zarówno okresy niżówkowe nie są ciągłe i towarzyszą w płytkich jak i głębokich poziomach wodo- im okresy wzrostu zwierciadła wody i wy- nośnych. Nieznacznie wyższe od średniej

16 Punkt 607 - Szczytna Śląska

14 ] . s / l [

ć ś

o 12 n j a d y W

10 SNQ=9,8

8 1/6/03 6/15/87 6/19/89 5/20/91 4/19/93 3/20/95 3/17/97 2/15/99 1/15/01 12/6/04 11/6/06

200

100 e i n e l

y 0 h c d O

-100

-200 1/6/03 6/15/87 6/19/89 5/20/91 4/19/93 3/20/95 3/17/97 2/15/99 1/15/01 12/6/04 11/6/06

Ryc. 7.9. Zmiany wydajności źródła i odchylenia od wartości średniej – źródło w Szczytnej Śląskiej

[251]

Wahania zwierciadła wód podziemnych... – R. Tarka, S. Staśko

opady w 1992 r. poprawiły stosunki wodne opadach w latach 2005–2006. Obniżone opa- w płytkich poziomach wodonośnych nato- dy w tych latach odbiły się tylko nieznacznie miast w głębszych poziomach wodonośnych w głębszych poziomach wodonośnych – reakcja była nieznaczna i kolejny suchy rok stany niżówkowe pojawiły się tylko spora- 1993 pogłębił jeszcze tę suszę. W punkcie dycznie (pojedyncze dni). Sugeruje to, że do 607 (Szczytna, ryc. 7.9) zakończyła się ona wywołania suszy w głębszych poziomach dopiero w 1995 r. (opady w latach 1994 wodonośnych na obszarze Sudetów niezbęd- i 1995 powyżej średniej). Odmienny jest ne jest utrzymywanie się opadów poniżej przebieg stanów wód w punkcie 603 (Wilka- średniej rocznej z wielolecia przez co naj- nów), reprezentującym płytki poziom wodo- mniej 3 lata. Stąd też przyjęty przez autorów nośny. Susza hydrogeologiczna nie zazna- okres uśredniania przy analizie opadów. czyła się wyraźnie, a tylko pojedyncze po- Z kolei susza lat 1999–2000 była suszą miary osiągnęły stan niżówkowy (ryc. 7.10). stosunkowo płytką i zaowocowała nieznacz- Natomiast susza z lat 2003–2005 jest tutaj nym przekroczeniem 10% odchylenia warto- wyraźna i była następstwem bardzo niskich ści średniej ruchomej od średniej opadów w latach 2003–2004. Objęła ona z wielolecia. Wystąpiła ona w okresie, gdy swoim zasięgiem jednak tylko płytkie po- opady atmosferyczne były na poziomie śred- ziomy wodonośne i zakończyła po wysokich nim (rok 1999) lub nawet go przekraczały

0.8 Punkt 603 - Wilkanów

] 1.2 . t . p . p

m 1.6 [

a ł d a i c

r 2 e i w z SNG=2,16 e i

n 2.4 e ż o ł o P 2.8

3.2 7/21/86 6/20/88 5/21/90 4/20/92 3/28/94 2/26/96 1/26/98 9/26/05 8/27/07 12/27/99 11/26/01 10/27/03

100

50 ] m [

0 e i n e l y h c

d -50 O

-100

-150 7/21/86 6/20/88 5/21/90 4/20/92 3/28/94 2/26/96 1/26/98 9/26/05 8/27/07

12/27/99 11/26/01 10/27/03

Ryc. 7.10. Zmiany położenia zwierciadła wody i odchylenia od wartości średniej dla studni w Wilkanowie

[252]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

(rok 2000). Zaznaczyła się tylko w płytkich stanów poniżej średnich niskich. Czas trwa- poziomach wodonośnych i była następstwem nia suszy hydrogeologicznej notowanej niedoboru opadów w okresie letnim oraz w głębszych poziomach wodonośnych jest bardzo wysokimi temperaturami powietrza – znacznie dłuższy od niżówek hydrologicz- rok 2000 był najcieplejszym w wieloleciu nych i wynosi od 180 do ponad 840 dni, pod- 1966–2006, a średnia roczna temperatura czas gdy w płytkich poziomach nie przekra- powietrza przekroczyła o 1,5°C wartość cza 90–120 dni. średnią z wielolecia. Rozkład czasowy i przestrzenny sta- Zestawienie procentowego udziału nów niskich (niżówek) w zlewni Nysy stanów i przepływów poniżej wartości śred- Kłodzkiej analizują m.in. Jakubowski i To- niej z minimów rocznych wykazuje, że karczyk (2008), wykazując ich ścisły zwią- w przypadku studni lub źródeł drenujących zek z wodami podziemnymi i czas trwania płytki poziom wodonośny udział ten wynosi od 10–180 dni oraz dwuwymiarowy rozkład 7–13%. Dla głębszych poziomów wodono- log normalny. Najbardziej trafnie czas reak- śnych liczba stanów poniżej SNG lub wydaj- cji zwierciadła wód podziemnych na zmiany ności źródeł poniżej SNQ zwiększa się do zachodzące na powierzchni terenu oddaje ponad 20% (22,3–24,4). Wyjątkiem jest tu Jokiel (2008), pisząc o reakcji odpływu pod- studnia 646 (Gierałtów) ujmująca płytki po- ziemnego opóźnionego o kilka lat. ziom wodonośny, z ponad 30% udziałem

10 Punkt 625 - Kowary Wojków ] s / l [

ć ś o

n 1 j a d y W

SNQ=0,16 0.1 03-08-1987 03-07-1989 03-06-1991 03-05-1993 03-04-1995 03-03-1997 01-02-1999 01-01-2001 02-12-2002 01-11-2004 02-10-2006

150

100 % ] [

50 e i n e l y h c

d 0 O

-50

-100

03-08-1987 03-07-1989 03-06-1991 03-05-1993 03-04-1995 03-03-1997 01-02-1999 01-01-2001 02-12-2002 01-11-2004 02-10-2006

Ryc. 7.11. Zmiany wydajności źródła i odchylenia od wartości średniej – źródło w Kowarach Wojkowie

[253]

Wahania zwierciadła wód podziemnych... – R. Tarka, S. Staśko

Ekstremalnie niskie stany określane 7.5. Podsumowanie i wnioski jako niżówki hydrogeologiczne stwierdzono w latach 1992–1994 w głębszych zasobnych Na podstawie wieloletnich ciągów ob- poziomach wodonośnych. W poziomach serwacji (lata 1985–2007) stwierdza się na płytkich stwierdzono ponadto rozległą suszę tle rocznych wahań tendencje długookresowe w latach 2003–2005. Okresy suszy hydro- zmian stanów i zasobów wód podziemnych. geologicznej w płytkich poziomach wodono- Maksymalne stany zwierciadła wód pod- śnych objawiają się głównie latem lub zimą, ziemnych lub wydajności źródeł związane z częstotliwością 7–13%, podczas gdy były z latami 1987, 1989, 1997, 1999, w głębszych poziomach trwają od 1 roku do 2001/2002 i 2006, czyli towarzyszyły one 2,5 lat i występowały w ostatnim 20-leciu okresom o opadach powyżej wartości śred- z częstotliwością ponad 20%. niej. Krótkotrwałe ekstremalne warunki opa- W latach 2004–2005 obserwowano dowe odzwierciedlają się w ekstremalnie objawy suszy hydrogeologicznej w płytkich wysokich wydajnościach źródeł. Maksymal- poziomach wodonośnych. Zmiany te nie ne wysokie położenia zwierciadła wód pod- wpływają jednak znacząco na zasoby dyspo- ziemnych są związane z okresami opadów zycyjne wód podziemnych. W Sudetach, atmosferycznych powyżej wartości średniej, gdzie powszechnie występują wysokie war- występujących przez co najmniej dwa lata tości zasilania infiltracyjnego, stan ilościowy oraz z korzystnymi warunkami zasilania wód podziemnych w zlewniach bilansowych występującymi bezpośrednio przed wystą- jest zrównoważony. Susza atmosferyczna pieniem stanów maksymalnych. Maksymalne z roku 1989 zaznaczyła się suszą hydrogeo- prędkości wzrostu wydajności szczególnie logiczną w latach 1992–1994, trwającą nawet dobrze korelują się z maksymalnymi wydaj- do 840 dni. W wodach płytszych poziomów nościami źródeł, szczególnie dla płytkich dominują wahania sezonowe, skraca się rów- wód gruntowych. Natomiast maksymalne nież reakcja zwierciadła na opad atmosfe- wzrosty położenia zwierciadła wód pod- ryczny. Przeciętne susze trwają 60–120 dni i ziemnych najczęściej związane są z okresami występują głównie w okresach zimowych. przeciętnego ich położenia. Badania wykazują, że najbardziej za- Największe zmiany w stanach wód grożone zjawiskami ekstremalnymi są płyt- podziemnych miały miejsce w na początku kie wody gruntowe, które spełniają jednocze- lat 90-tych XX w. i obserwowano je jako śnie kryterium użytkowości. Prognozowane obniżenie stanów wód podziemnych, zarów- zmiany zalegania zwierciadła mają jednak no w płytkich jak i głębokich poziomach. ograniczony charakter i sięgają maksymalnie Zaznaczyło się ono w wodach wgłębnych, 1–2 m. Lokalnie w strefach szczytowych niekiedy z 2–3 letnim opóźnieniem. W dru- wysychają płytkie studnie lub źródła okre- giej połowie lat 90-tych negatywne zmiany sowe. Z tego powodu nie powinny być istot- w dynamice wód podziemnych zostały pra- nie zagrożone zasoby dyspozycyjne wód wie całkowicie zredukowane, a stany wód podziemnych w obrębie użytkowych pozio- odbudowały się. mów wodonośnych.

[254]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Literatura:

Baza danych SOH. Dane Paostwowego Instytutu Geologicznego (Paostwowej Służby Hydrogeologicznej) dotyczące obserwacji stacjonarnych SOH. PIG, Warszawa. Dubicki A. (red.), 2002. Zasoby wodne w dorzeczy górnej i środkowej Odry w warunkach suszy. Wyd. IMGW, Warszawa. Dubicki A., Słota H., Zielioski J., 1999. Dorzecze Odry. Monografia powodzi lipiec 1997. Seria Atlasy i Monografie, IMGW, Warszawa. Fal B., Bogdanowicz E., Czernuszenko W., Dobrzyoska I., Koczyoska A., 2000. Przepływy charakterystyczne głównych rzek Polski w latach 1951–1995. Wyd. IMGW, Warszawa. Jakubowski W., Tokarczyk T., 2008. Czasowa zmiennośd intensywności niżówek w zlewni Nysy Kłodzkiej. W: Meteorologia hydrologia ochrona środowiska kierunki badao i problemy. IMGW, Warszawa, s. 234–243. Jokiel P., 2008. Przepływy ekstremalne wybranych rzek środkowej Polski w latach 1951–2000. W: Jokiel P. (red.), Zjawiska ekstremalne i zdarzenia nadzwyczajne w środkowej Polsce. Wyd. Uniwersytetu Łódzkiego, Łódź, 99–128. Kazimierski B. (red.), 2007. Kwartalny Biuletyn Informacyjny Paostwowej Służby Hydrogeologicznej. PIG, Warszawa. Konoplancew A.A., Siemionow S.M., 1990. Prognozowanie i kartograficzne odwzorowanie reżimu wód gruntowych. Wyd. Geologiczne, Warszawa. Kordalski Z., Lidzbarski M., Pasierowska B., 2007. Wyznaczenie obszarów zagrożonych suszą na obszarze dorzecza Wisły. Region wodny dolnej Wisły. Materiały Archiwalne PIG, Oddział Geologii Morza, Gdaosk. Kleczkowski A.S. (red.), 1990. Mapa obszarów głównych zbiorników wód podziemnych (GZWP) wymaga- jących szczególnej ochrony. Instytut Hydrogeologii i Geologii Inżynierskiej. Akademii Górniczo Hutniczej. Kraków. Malinowski J. (red.), 1976. Atlas Zasobów Zwykłych Wód Podziemnych i ich Wykorzystania w Polsce. PIG, Warszawa. Malinowski J. ( red. ), 1991. Budowa geologiczna Polski 7. Hydrogeologia. PIG Warszawa. Paczyoski B. (red.), 1995. Atlas Hydrogeologiczny Polski. PIG , Warszawa. Paczyoski B., Sadurski A. (red.), 2007. Hydrogeologia regionalna Polski 1, Wody słodkie. PIG Warszawa. Rast G., Obrdlik P., Nieznaoski P., 2000. Atlas zalewowych obszarów Odry. WWF, Kraft-Druck, Ettlingen. Rocznik Hydrologiczny Paostwowej Służby Hydrogeologicznej. Rok hydrologiczny 2004. Paostwowy In- stytut Geologiczny. Warszawa 2005. Sasim M., Mierkiewicz M., 2005. Susza w 2003 roku. Gazeta Obserwatora IMGW 1, Warszawa. Staśko S., Tarka R., 2002. Zasilanie i drenaż wód podziemnych w obszarach górskich na podstawie badao w masywie Śnieżnika. Prace Geologiczno-Mineralogiczne, Wyd. Uniwersytetu Wrocławskiego, Wrocław, 1–86. Staśko S. Chudy K., Gurwin J., Olichwer T., Tarka R., Wąsik M., Michniewicz M., Wojtkowiak A., Sobol L., Kiełaczawa J. Nowacki F., Śliwka R., Firlit G., Tyralski M., Wyszowska I., 2005. Charakterystyka zmian położenia zwierciadła wód podziemnych w regionie wodnym środkowej Odry. RZGW Wro- cław. Tarka R., 2006. Hydrogeologiczna charakterystyka utworów kredy w polskiej części Sudetów. Acta Universitatis Wratislaviensis 2884, Hydrogeologia, Wyd. Uniwersytetu Wrocławskiego, Wrocław.

[255]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

8. Prognoza wezbrań na rzekach południowo-zachodniej Polski w świetle modelowania empirycznego

Tomasz Niedzielski

8.1. Wstęp trudności w zebraniu wiarygodnych parame- trów równań oraz ograniczenia w mocy obli- Prognozowanie wezbrań należy do czeniowej komputerów. Metody oparte na problemów hydrologicznych, które nie są podstawach fizycznych są zwykle stosowane jeszcze w pełni rozwiązane. Duża różnorod- dla relatywnie małych zlewni, co uwarunko- ność uwarunkowań hydrologicznych, meteo- wane jest nierzadko długim czasem potrzeb- rologicznych, czy geomorfologicznych odnym na wyznaczanie dokładnych prognoz powiadających różnym zlewniom sprawia, że tymi technikami. Dzięki swojej złożoności trudno jest konstruować modele uniwersalne, metody bazujące na podstawach fizycznych umożliwiające skuteczne prognozowanie pozwalają na skuteczne prognozowanie rela- wezbrań. Istnieje wiele modeli hydrologicz- cji między opadem a odpływem. W przypad- nych, których celem jest modelowanie relacji ku hydrologicznej sieci pomiarowej, której między opadem a odpływem oraz prognozo- przestrzenny rozkład nie zapewnia znacznej wanie przebiegu hydrogramu. Główny po- gęstości punktów obserwacyjnych, zastoso- dział modeli nawiązuje do dwóch sposobów wanie modeli opartych o prawa fizyczne jest ich konstrukcji, wśród których wyróżnia się utrudnione. Wynika to z niedostatecznej modele oparte na fizycznych podstawach ilości danych wejściowych, które są niezbęd- procesów hydrologicznych oraz modele em- ne do prawidłowej konstrukcji i testowania piryczne oparte tylko na przetwarzaniu da- modeli. nych (Beven 2001). Modele hydrologiczne Alternatywą dla wyżej wymienionych scharakteryzowane są przez Ozgę-Zielińską i technik prognozowania jest modelowanie Brzezińskiego (1997) oraz Soczyńską i in. empiryczne, które nie uwzględnia teoretycz- (1997). nych, fizycznych podstaw procesów odpo- Modele fizyczne pozwalają na obli- wiadających za przebieg zjawisk hydrolo- czenie prognozy zmiennej hydrologicznej, gicznych. Podejście empiryczne polega na takiej jak na przykład przepływ czy rzędna zastosowaniu technik analizy danych, które poziomu wody, na podstawie opisu procesów przetwarzają sygnał wejściowy za pomocą fizycznych odpowiedzialnych za fluktuacje algorytmów opartych na statystyce, teorii badanej zmiennej. Opis taki odbywa się za szeregów czasowych, sztucznej inteligencji pomocą metod uwzględniających prawa fi- czy eksploracji danych. Celem podejścia zyczne i często polega na stosowaniu skom- empirycznego jest optymalne wpasowanie plikowanych równań różniczkowych. Zasto- modelu do danych i wyznaczenie z jego za- sowanie takiego podejścia do prognozowania stosowaniem prognozy. Modelowanie empi- procesów hydrologicznych, a w szczególno- ryczne polega na zasadzie tzw. „czarnej ści wezbrań, wymaga jednak przetwarzania skrzynki”, za pomocą której określa się ze- bardzo dużej liczby informacji i danych. Jest staw algorytmów znajdujących się między to często zadaniem złożonym z uwagi na danymi wejściowymi a wyjściowymi. Ze-

[257]

Prognoza wezbrao na rzekach południowo-zachodniej Polski... – T. Niedzielski

staw ten działa na ogół jako automat i ma na oraz jedno- i wielowymiarowe procesy sto- celu wstępną obróbkę szeregów czasowych, chastyczne (Fan, Yao 2005). ich analizę, modelowanie i prognozowanie. W niniejszej pracy przedstawiono Zaletą tych technik jest znaczna prostota możliwości wykorzystania wybranych metod działania oraz duża szybkość wyznaczania statystycznych do prognozowania przepływu prognoz. Umożliwia to stosowanie metod na różnych posterunkach hydrologicznych. empirycznych dla dużych obszarów. Dla celów prognostycznych zastosowano Najszerszą klasę metod empirycznych metody szeregów czasowych (Bennett 1979, stanowią techniki statystyczne, których ce- Brockwell, Davis 1991, 1996, Fan, Yao lem jest rozpoznanie zarówno determini- 2005, Reinsel 1997). Reszty wyznaczone stycznych, jak i stochastycznych składowych przez różnicowanie były prognozowane sygnału. Sygnał deterministyczny w danych z zastosowaniem jedno- i wielowymiaro- hydrologicznych odpowiada składowym wych procesów autoregresji (MAR – Mul- sezonowym i trendom. Wyrazy sezonowe tivariate Autoregressive). Jednowymiarowe modeluje się zwykle funkcjami harmonicz- szeregi czasowe są często stosowanymi me- nymi, podając częstości kołowe, natomiast todami prognozowania zmiennych hydrolo- przebieg trendów ma charakter wielomiano- gicznych (Toth i in. 2000, Elek, Markus wy. Składowe sezonowe wiążą się z okreso- 2004). Charakteryzują się one dużymi moż- wością zjawisk hydrologicznych, która liwościami stochastycznego modelowania z kolei nawiązuje do klimatu. Oscylacja zmienności danych w czasie, jednak nie roczna natężenia przepływu wody w rzece uwzględniają związków badanej zmiennej jest często najbardziej energetyczna (Franks z innymi. W hydrologii istnieje duża liczba i in. 2005), jednak znane są też sezonowości zależności o charakterze przestrzenno- kilkuletnie nawiązujące do długookresowych czasowym oraz zależności między różnymi oscylacji klimatycznych (Labat 2006, Sen zmiennymi hydrometeorologicznymi. Ich 2009) lub nawet kilkusetletnie oraz tzw. qua- uwzględnienie w analizie hydrologicznych si-sezonowości o okresach około 200 lat szeregów czasowych wymaga zastosowania (Huggett 1997). Trendy wiekowe przepływu technik wielowymiarowych (Ledolter 1978, mogą mieć charakter liniowy bądź nielinio- Maier, Dandy 2000, Porporato, Ridolfi wy oraz statyczny bądź dynamiczny (McCu- 2001). en 2003). Składowe stochastyczne opisują Procesy MAR (Bennett 1979, Lardies losową zmienność w czasie zjawisk hydrolo- 1996, Reinsel 1997) pozwalają na modelo- gicznych. W tych składowych zapisane są wanie danych wektorowych zależnych przebiegi wezbrań i niżówek. Z uwagi na to, w czasie. Do rozwoju teoretycznych podstaw że są to zjawiska nieregularne, co wynika metod autoregersji wielowymiarowej przy- z losowości pola opadu, nie można ich opisać czynili się znacząco Neumaier i Schneider w sposób deterministyczny, co implikuje (2001), którzy zaproponowali krokową me- potrzebę zastosowania podejścia stocha- todą estymacji macierzy autoregersji. Oma- stycznego. Modele stochastyczne dopasowu- wiane techniki mają zastosowanie w różnych je się do tzw. reszt, czyli szeregów czaso- dziedzinach, m.in. w inżynierii, ekonomii, wych powstałych przez usunięcie sygnału naukach o Ziemi i fizyce (Reinsel 1997). deterministycznego z danych wejściowych. W hydrologii były stosowane przez Ledolte- Reszty zawierają informację o odchyleniach ra (1978), natomiast do prognozowania sta- od modelu deterministycznego, a zatem za- nów wody na posterunkach hydrologicznych wierają zapis wezbrań i niżówek. Modele dla na Odrze przez Niedzielskiego i Czystołow- reszt opierają się na teorii procesów stocha- skiego (2005). 32-wymiarowy model MAR stycznych, które mogą mieć bardzo różną uwzględniający zarówno przestrzenne zależ- strukturę. Stosuje się liniowe i nieliniowe ności między wartościami przepływu na róż-

[258]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

nych posterunkach, jak i korelacje przepływu 086/P04/2003. Omówione będą wyniki opu- z innymi zmiennymi hydrometeorologicz- blikowane w pracy Niedzielskiego (2007). nymi został użyty przez Niedzielskiego Modele stosowane w tej pracy będą podsta- (2007) do prognozowania wezbrań w dorze- wą wyznaczania prognoz wezbrań Odry czu górnej i środkowej Odry. z uwzględnieniem okresu 1971–2006, z któ- Badania i analizy hydrologiczne z za- rego dane hydrologiczne zawierają zapisy stosowaniem zaawansowanych technik staty- kilku powodzi, w tym z 1997 r. stycznych prowadzone były na Odrze przez wielu badaczy. Oprócz wspomnianych wyżej artykułów Niedzielskiego i Czystołowskiego 8.2. Obszar badań i dane (2005) oraz Niedzielskiego (2007) należy wymienić kilka ważnych prac, które dotyczą Analizowany obszar ma powierzchnię 2 analizowanego w niniejszej pracy obszaru. 29 605 km , a w jego skład wchodzą zlewnia Strupczewski i in. (2001) wykryli trendy górnej Odry i część zlewni środkowej Odry w średniej i wariancji w 39 szeregach czaso- (ryc. 8.1). Zamknięciem badanej zlewni jest wych rocznego maksymalnego przepływu posterunek hydrologiczny Ścinawa położony z różnych rzek Polski, co dowodzi niestacjo- na 331,9 km Odry. Większa część rozważa- narności. Van Gelder i in. (1999) studiowali nej zlewni położona jest w Polsce, a mniejsza roczne maksima przepływu Odry i wykazali, w Czechach, gdzie znajdują się źródła rzeki. że najlepsze dopasowanie do rozkładu empi- Oprócz Odry rozważane są jej lewo- i pra- rycznego gwarantują rozkłady: Rayleigh’a, wostronne dopływy: Nysa Kłodzka, Oława, wykładniczy, Gumbela i logarytmicznie Ślęza, Bystrzyca, Kaczawa, Olza, Kłodnica, normalny. Sen i Niedzielski (2010) przed- Mała Panew. Lewobrzeżne dopływy Odry stawili obszerną charakterystykę statystycz- odwadniają obszar Sudetów i Przedgórza nych własności hydrologicznych szeregów Sudeckiego, gdzie ekstremalne wezbrania czasowych ze zlewni górnej i środkowej mają szczególnie duże rozmiary. Odry. Prognozowanie powodzi w dorzeczu Wezbrania górskie, powodowane za- Odry przeprowadzili De Roo i in. (2003), równo opadami o znacznych sumach, jak którzy zastosowali w tym celu model fizycz- i topnieniem pokrywy śnieżnej, mają istotny ny LISFLOOD. Gouweleeuw i in. (2005) wpływ na kształtowanie przepływu na poste- połączyli model LISFLOOD z numeryczną runkach położonych wzdłuż Odry na Nizinie prognozą pogody wyznaczaną przez Euro- Śląskiej. Odra oraz większość jej dopływów pejskie Centrum Średnioterminowych Pro- rozważanych w tej pracy są rzekami uregu- gnoz Pogody (ECMWF – European Centre lowanymi, co wpływa na rejestrowane war- for Medium-Range Weather Forecasts) tości przepływów. Regulacja jest widoczna w celu prognozowania przepływów na Od- na największym odcinku na Odrze między rze. Butts i in. (2005) zastosowali model miejscowościami Koźle i Brzeg Dolny. Do opad-odpływ oparty na europejskim systemie najważniejszych zbiorników wodnych, które European Hydrological System (MIKE położone są na obszarze rozpatrywanej SHE). zlewni należą: zespół Otmuchów – Nysa na Niniejsza praca przedstawia wyniki Nysie Kłodzkiej, zbiornik w Lubachowie na badań dotyczących modelowania i progno- Bystrzycy oraz zbiornik Słup na Nysie Sza- zowania wezbrań w zlewni górnej i środko- lonej. Wpływ regulacji Odry na wiarygod- wej Odry wykonanych w ramach projektu ność analiz hydrologicznych omówiony jest badawczego „Zbadanie prawidłowości prze- w pracy Sena i Niedzielskiego (2010). biegu zdarzeń ekstremalnych w poszczegól- Zlewnia górnej i środkowej Odry jest nych regionach Polski (na przykładzie obsza- obszarem, gdzie powodzie występują rela- rów wzorcowych)” o symbolu PBZ-KBN- tywnie często (Kasprzak, niniejsza monogra-

[259]

Prognoza wezbrao na rzekach południowo-zachodniej Polski... – T. Niedzielski

Ryc. 8.1. Obszar badao oraz rozmieszczenie analizowanych posterunków hydrologicznych fia). Dwie największe powodzie, które miały powódź na rozpatrywanym obszarze miała miejsce na badanym obszarze w okresie miejsce w lipcu 1997 r., a jej główną przy- 1971–2006 wydarzyły się w latach 1977 czyną były poprzedzające ją wysokie opady i 1997. Uwarunkowania środowiskowe, na początku miesiąca (Dubicki i in. 1999). wielkość oraz skutki powodzi w 1977 r. zo- Oprócz dwóch największych powodzi stały scharakteryzowane w pracy Dubickiego w zlewni górnej i środkowej Odry, miały (1979). Miesiąc lipiec poprzedzający powódź miejsce mniejsze powodzie powodowane charakteryzował się opadami o znacznych zarówno przez obfite opady deszczu w lecie, sumach. Na obszarze zlewni górnej i środ- jak i roztopy na przełomie zimy i wiosny. kowej Odry w lipcu 1977 r. notowano od W niniejszym opracowaniu rozważa- 102% do 191% opadu normalnego. Bezpo- my dobowe wartości przepływu zmierzone średnio przed powodzią bardzo duże dobowe w latach 1971–2006 na następujących poste- sumy opadów notowano 1 i 2 sierpnia runkach: Chałupki (Odra), Krzyżanowice 1977 r. Największe dobowe maksima opa- (Odra), Miedonia (Odra), Malczyce (Odra), dów obserwowano w Sudetach, gdzie wystą- Ścinawa (Odra), Kłodzko (Nysa Kłodzko), pił opad 100 mm. Najbardziej katastrofalna Nysa (Nysa Kłodzka), Skorogoszcz (Nysa

[260]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Kłodzka), Oława (Oława), Białobrzezie (Ślę- 8.3. Metody za), Krasków (Bystrzyca), Świerzawa (Ka- czawa), Cieszyn (Olza), Lenartowice (Kłod- Zastosowanie metod szeregów czaso- nica), Staniszcze Wielki (Mała Panew). Sze- wych wymaga obliczenia reszt stochastycz- regi czasowe przepływu na posterunkach nych, czyli szeregu czasowego, który nie Chałupki, Ścinawa i Białobrzezie są przed- zawiera sygnału deterministycznego. Przygo- stawione na ryc. 8.2. Sygnał największych towanie reszt wykonuje się przez zastosowa- wezbrań i powodzi z rozważanego okresu nie jednej lub kilku transformacji danych. jest wyraźnie widoczny w analizowanych Wyróżnia się dwie grupy transformacji sze- danych. Dla celów testowania prognoz prze- regów czasowych: estymacja składowych pływu w warunkach ekstremalnych wybrano deterministycznych i ich odjęcie od danych następujące wezbrania z okresu 1971–2006: wejściowych oraz różnicowanie (Brockwell, sierpień 1972, marzec 1977, sierpień 1977, Davis 1996). Pierwsza grupa technik daje marzec 1979, lipiec 1980, sierpień 1985, luty szczególnie dobre wyniki, gdy sygnał deter- 1987, lipiec 1997, lipiec 2001, kwiecień ministyczny jest regularny i znane są często- 2006. ści kołowe składowych harmonicznych. Druga grupa metod transformacji danych ma zastosowanie, gdy dane są nieregularne i nie zawierają wyraźnych oscylacji harmonicznych. Dane hydrologiczne są zazwyczaj bardzo nieregularne, a ich roczna sezonowość charakteryzuje się zmiennymi amplitudami. Z uwagi na powyższe fakty, do wstępnej transformacji danych hydrometeorologicz- nych ze zlewni górnej i środkowej Odry zastosowano technikę jednokrotnego różnico- wania (Niedzielski 2007). To podejście zastosowano w analizach prezentowanych w niniejszej pracy w celu obliczenia reszt dla danych z okresu 1971–2006. Prognozy wezbrań wyznaczane były w trzech krokach: najpierw prognozowano szereg czasowy reszt na k dni do przodu, następnie dołączano k-dniowe prognozy do szeregu czasowego reszt, a w ostatnim etapie odwracano tak połączony szereg czasowy stosując operator odwrotny do różnicowania. Tak wyznaczony szereg czasowy złożony był zatem z danych wejściowych i ich k-dniowej prognozy. Podstawową metodą empiryczną zastosowaną do prognozowania przepływów Ryc. 8.2. Szeregi czasowe przepływu na poste- w zlewni górnej i środkowej Odry jest wie- runkach Chałupki (A), Ścinawa (B) i Bia- lowymiarowy proces MAR. Podstawy ma- łobrzezie (C). Na osiach pionowych oznaczono przepływ *m3·s−1] tematyczne procesów MAR przedstawione są w licznej literaturze (np. Bennett 1979, Rein- sel 1997). Modele MAR należą do wielowymiarowych procesów liniowych, co ozna-

[261]

Prognoza wezbrao na rzekach południowo-zachodniej Polski... – T. Niedzielski

cza, że wartość wybranej zmiennej wchodzą- Uwzględniono szeregi czasowe przepływów cej w skład wektora w chwili t jest liniową z 17 posterunków, dobowych sum opadów kombinacją tej i innych zmiennych z 7 posterunków, grubości pokrywy śnieżnej w chwilach t−1 i wcześniejszych do chwili z 7 posterunków oraz stanu wód podziem- t−p. Liczbę całkowitą p nazywa się rzędem nych z jednego posterunku. Wezbranie autoregresji. Następujące równanie wekto- w 1977 r. wystąpiło w sierpniu, a jego przy- rowe przedstawia strukturę procesu MAR czyną były opady o dużych sumach. Wez- o średniej 0: branie w 1979 r. miało miejsce w marcu i zostało spowodowane przez znaczy wzrost ( ) ( ) ( ) ( ) ( ) , temperatury atmosfery w lutym i na początki marca, czego skutkiem było topnienie po- gdzie:Y(t) – wektor reszt w chwili czasu t, krywy śnieżnej. W lipcu 1980 r. wystąpiło A(j) – macierze autoregresji dla j = 1,…,p, wezbranie, którego przyczyną były długo- E – wektor szumu. Wartość wektora „dziś” trwałe opady deszczu na obszarze całej zależy zatem od przeszłości procesu. Esty- zlewni. Niedzielski (2007) zaproponował macja macierzy autoregresji opiera się na dwa eksperymenty: analizę sprawdzalności krokowej procedurze najmniejszych kwadra- prognoz przepływu na przykładzie wyżej tów zaproponowanej przez Neumaiera i Sch- wymienionych trzech wezbrań oraz analizę neidera (2001). Dla ustalonego t elementami błędów RMSE prognoz. Zastosowano dwa wektora Y(t) są liczby rzeczywiste odpowia- podejścia do modelowania i prognozowania dające resztom wyznaczonym dla poszcze- metodami MAR i AR: model 17-wymiarowy gólnych zmiennych (mogą to być różne (uwzględnia tylko przepływy z 17 posterun- zmienne np. hydrologiczne czy meteorolo- ków hydrologicznych), model 32- giczne i/lub te same zmienne obserwowane wymiarowy (wszystkie zmienne hydrome- w różnych lokalizacjach). W celu porówna- teorologiczne opisane powyżej). Prognozy nia prognoz obliczanych z zastosowaniem wyznaczano dla dwóch posterunków na Od- modeli MAR wyznaczono również prognozy rze: Ścinawa (posterunek na Nizinie Śląskiej) używając jednowymiarowych procesów au- i Miedonia (posterunek podgórski). Maksy- toregresji (AR – Autoregressive), które opi- malną długość prognoz ustalono na 4 dni. sane są szczegółowo w pracy Brockwella Prognozy wezbrań w 1977, 1979 i 1980 r. i Davisa (1996). Do oceny prognoz zastoso- oparte na metodzie MAR dla posterunku wano zarówno porównanie predykcji z da- Ścinawa umożliwiają ich przewidywanie z 2- nymi rzeczywistymi dla wybranych wezbrań lub nawet 4-dniowym wyprzedzeniem. Ana- oraz ocenę błędów średniokwadratowych logiczne prognozy dla posterunku Miedonia (RMSE – Root Mean Square Error) prognoz. są mniej dokładne, co spowodowane jest mniejszą liczbą danych objaśniających do- stępnych z posterunków położonych powy- 8.4. Wyniki żej. Modele 32-wymiarowe pozwalają na obliczenie dokładniejszych prognoz niż Pierwsza część niniejszego podroz- umożliwiają to modele 17-wymiarowe działu ma na celu omówienie wyników krót- uwzględniające tylko dane hydrologiczne. koterminowego prognozowania trzech wez- Algorytmy zastosowane przez Nie- brań w latach 1977, 1979, 1980, które opu- dzielskiego (2007) zostały użyte w tej pracy blikowane są w pracy Niedzielskiego (2007). do prognozowania wezbrań z okresu 1971– Autor analizował dane hydrometeorologicz- 2006. Pozwoliło to testować modele MAR ne ze zlewni górnej i środkowej Odry (model 15-wymiarowy opary tylko o dobowe z okresu listopad 1971 r. – grudzień 1981 r. wartości przepływu mierzone na różnych o interwale próbkowania jednego dnia. posterunkach) dla większej ilości wezbrań,

[262]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

w tym dla powodzi w 1997 r. Prognozowanie wartości 200 m3·s−1 prognoza wskazywała na wykonano z 72-godzinnym wyprzedzeniem bardzo radykalny wzrost przepływu. Progno- dla posterunku Ścinawa, dla którego średni zy obliczane w następnych dniach (już po przepływ obliczony dla rozpatrywanego początku wezbrania) pozwalały przewidzieć okresu wynosi 182,3 m3·s−1. dalszy wzrost przepływu. Model MAR nie pozwala na dokładne prognozowanie wezbrania w sierpniu 1972 r. (ryc. 8.3). Wynika to z faktu, że do konstrukcji tego modelu zastosowano bardzo krótki szereg czasowy. Wezbranie roztopowe z marca 1977 r. może być skutecznie prognozowane modelem MAR (ryc. 8.4). 72- godzinne prognozy wpisują się w krzywą przepływu w początkowej fazie wezbrania w marcu 1977 r. Lokalne minimum przepły- wu przed wezbraniem wynosiło około 450 m3·s−1. Na dwa dni przed wzrostem przepływu z tego poziomu model MAR po- Ryc. 8.4. Prognoza wezbrania roztopowego zwala wyznaczyć 72-godzinne prognozy z marca 1977 r. według modelu MAR. Na osi pionowej oznaczono początkowej fazy wezbrania. Podczas wez- 3 −1 przepływ *m ·s ] brania prognozy na kolejne 3 dni pozwalają również przewidzieć dalszy jego przebieg, z tym że widoczna jest tendencja do niedo- szacowania prognoz w stosunku do danych obserwacyjnych.

Ryc. 8.5. Prognoza wezbrania w sierpniu 1977 r. według modelu MAR. Na osi pionowej oznaczono przepływ *m3·s−1]

Podczas wezbrania roztopowego Ryc. 8.3. Prognoza wezbrania w sierpniu 1972 r. w marcu 1979 r. nastąpił wzrost przepływu według modelu MAR. Na osi pionowej na posterunku Ścinawa z wartości poniżej oznaczono przepływ *m3·s−1] 200 m3·s−1 do ponad 800 m3·s−1. Wzrost

przepływu został zaprognozowany na dzień Model MAR jest podstawą wyznacze- przed początkiem wezbrania. Prognozy na nia dokładnych prognoz powodzi w sierpniu 72 godziny do przodu wyznaczane w kolej- 1977 r. (ryc. 8.5). W czasie kilku dni wartość nych dniach były bardzo dokładne (ryc. 8.6). przepływu na posterunku Ścinawa wzrosła 3 −1 3 −1 Poprawnie zaprognozowana została znaczna z około 200 m ·s do ponad 1400 m ·s . Na część przebiegu fali wezbraniowej. dzień przed zanotowaniem na posterunku Wezbranie w sierpniu 1980 r. charak- Ścinawa znacznego odchylenia w górę od teryzowało się wzrostem przepływu z około

[263]

Prognoza wezbrao na rzekach południowo-zachodniej Polski... – T. Niedzielski

200 m3·s−1 do około 1000 m3·s−1. Model 200 m3·s−1 do ponad 1200 m3·s−1. Na dwa dni MAR pozwala przewidzieć wzrost przepły- przed wzrostem wartości przepływu z po- wu z poziomu 200 m3·s−1 na dzień przed ziomu około 200 m3·s−1 prognoza wskazywa- początkiem wezbrania (ryc. 8.7). Prognozy ła na dalszy wzrost wartości analizowanej wyznaczane w następnych dniach wpasowują zmiennej (ryc. 8.8). Na dzień przed najszyb- się w krzywą przebiegu wezbrania, z tym że szym wzrostem wartości przepływu progno- dokładność wpasowania jest akceptowalna za na 72 godziny do przodu jednoznacznie w pierwszej fazie wezbrania (szybki wzrost wskazywała na ekstremalny wzrost przepły- przepływu). Ma to jednak duże znaczenie wu i miała tendencje do przeszacowania praktyczne, gdyż szczególnie istotne jest wartości. Przeszacowanie może mieć jednak prognozowanie szybkich, dynamicznych dużo mniejsze konsekwencje negatywne zmian wartości przepływu z poziomu zbliżo- w przypadku praktycznego stosowania meto- nego do przepływu średniego. dy. Podobnie jak w omówionych wcześniej przypadkach, metoda MAR działa lepiej dla przewidywania pierwszej fazy wezbrania niż dla przewidywania lokalnego maksimum przepływu. Spadek wartości przepływu, po- czynając od lokalnego maksimum, jest natomiast prognozowany z dużą dokładnością.

Ryc. 8.6. Prognoza wezbrania roztopowego w marcu 1979 r. według modelu MAR. Na osi pionowej oznaczono przepływ [m3·s−1]

Ryc. 8.8. Prognoza wezbrania z sierpnia 1985 r. według modelu MAR. Na osi pionowej oznaczono przepływ *m3·s−1]

W lutym 1987 miało miejsce wezbranie w trakcie którego wartości przepływu wzrosły z około 200 m3·s−1 do ponad 900 m3·s−1. Pierwsza faza wezbrania cecho- wała się mniejszą dynamiką wzrostu niż faza bezpośrednio poprzedzająca lokalne maksi- Ryc. 8.7. Prognoza wezbrania z sierpnia 1980 r. mum przepływu (ryc. 8.9). Prognozy fazy według modelu MAR. Na osi pionowej 3 −1 wolniejszych wzrostów wartości przepływu oznaczono przepływ *m ·s ] zgadzały się z ogólnym trendem rosnącym W sierpniu 1985 r. miała miejsce po- i oddawały tempo tych zmian. Na dwa dni wódź w dorzeczu Odry (Kasprzak, niniejsza przed zwiększeniem dynamiki zmian prze- monografia). Wartość przepływu na poste- pływu prognozowano znaczący szybki runku Ścinawa wzrosła wtedy z około wzrost wartości analizowanej zmiennej. Pro-

[264]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

gnoza lokalnego maksimum nie była jednak gnozować z 24-godzinnym wyprzedzeniem. dokładna, natomiast prognoza spadku warto- Począwszy od trzeciego dnia wezbrania na ści przepływu po przejściu kulminacji fali posterunku Ścinawa prognozy wartości prze- wezbraniowej charakteryzowała się bardzo pływu są niedokładne. dużą dokładnością.

Ryc. 8.10. Prognoza wezbrania z lipca 1997 r. Ryc. 8.9. Prognoza wezbrania z lutego 1987 r. według modelu MAR. Na osi piono- 3 −1 według modelu MAR. Na osi pionowej wej oznaczono przepływ *m ·s ] oznaczono przepływ *m3·s−1]

Największa powódź w analizowanym okresie miała miejsce w lipcu 1997 r. War- tość przepływu na posterunku w Ścinawie przed nadejściem fali wezbraniowej wynosiła około 150 m3·s−1, natomiast kulminacji fali towarzyszył przepływ o wartości dochodzą- cej 2900 m3·s−1. Model MAR pozwolił wy- znaczyć dokładną prognozę wzrostu wartości przepływu (początek fali powodziowej) na 48 godzin przed jej nadejściem (ryc. 8.10). Prognozy wyznaczane w trakcie wezbrania Ryc. 8.11. Prognoza wezbrania z lipca 2001 r. pozwalają przewidzieć wzrost wartości prze- według modelu MAR. Na osi pionowej oznaczono przepływ *m3·s−1] pływu, jednak ich dokładność jest mniejsza, niż prognoz pierwszej fazy wezbrania. Pro- Ostatnie wezbranie, które wybrano do gnozy lokalnego maksimum przepływu fali analizy w niniejszej pracy miało miejsce na powodziowej są niedokładne. Prognozy koń- przełomie marca i kwietnia 2006 r. Wystąpił cowej fazy wezbrania wskazują na tendencję wówczas wzrost przepływu na posterunku malejącą wartości przepływu, natomiast nie 3 −1 Ścinawa do prawie 1200 m ·s . Prognoza są one wystarczająco dokładne. szybkiego przyrostu wartości przepływu Prognozy wezbrania z lipca 2001 r. możliwa była na 24 godziny przed nadej- (zmiana wartości przepływu na posterunku ściem fali powodziowej (ryc. 8.12). Progno- Ścinawa z około 200 m3·s−1 do około zy wyznaczane w trakcie wezbrania wskazu- 900 m3·s−1) – podobnie jak w poprzednich ją na szybki wzrostu wartości przepływu, przypadkach – charakteryzują się dużą do- natomiast mają tendencję do przeszacowania kładnością w pierwszym etapie przebiegu wartości analizowanej zmiennej. tego zdarzenia ekstremalnego (ryc. 8.11).

Wzrost wartości przepływu można zapro-

[265]

Prognoza wezbrao na rzekach południowo-zachodniej Polski... – T. Niedzielski

niem 72-godzinnym) w oparciu o zależności między szeregami czasowymi odpowiadają- cymi różnym zmiennym mierzonym w róż- nych punktach zlewni. W istocie model uwzględnia tempo przemieszczania się fali wezbraniowej, co możliwe jest dzięki przetwarzaniu danych hydrologicznych z przestrzennie rozłożonych posterunków na obszarze badań. Zauważono, że prognozy wezbrań wyznaczane z zastosowaniem techniki MAR są szczególnie skuteczne w przewidywaniu Ryc. 8.12. Prognoza wezbrania z przełomu marca początku przejścia fali wezbraniowej przez i kwietnia 2006 r. według modelu MAR. Na osi pionowej oznaczono posterunek w Ścinawie. Należy zaznaczyć, przepływ *m3·s−1] że oprócz wykazanych w tej pracy znacznych możliwości procesów autoregresji wielowymiarowej prognozowania ekstremalnych 8.5. Wnioski wezbrań, technika ta pozwala też przewidy- wać wartości przepływu w warunkach nor- Najważniejszym osiągnięciem badań malnych (np. nieznaczne fluktuacje od śred- jest skonstruowanie modelu empirycznego niej). Część wyników badań już opublikowa- opad-odpływ dla rozpatrywanego obszaru, no (Niedzielski 2007), a analizy możliwości którego podstawy oparte są na wielowymia- zastosowań wielowymiarowych modeli auto- rowych stochastycznych procesach autore- regresji do prognozowania w hydrologii będą gresji. Model ten pozwala wyznaczać krótko- kontynuowane. terminowe prognozy wezbrań (z wyprzedze-

Literatura:

Bennett R.J., 1979. Spatial Time Series. Pion, London. Beven K.J., 2001. Rainfall – Runoff Modelling. Wiley, Chichester. Brockwell P.J., Davis R.A., 1991. Time Series: Theory and Methods, Springer Series in Statistics. Springer. Brockwell P.J., Davis R.A., 1996. Introduction to Time Series and Forecasting. Springer, New York. Butts M.B., Overgaard J., Viaene P., Dubicki A., Strooska K., Szalinska W., Lewandowski A., Olszewski T., Kolerski T., 2005. Flexible process-based hydrological modelling framework for flood forecasting – MIKE SHE. W: Proceedings of the International Conference ‘‘Innovation, advances and imple- mentation of flood forecasting technology’’, Tromsø, Norway, 17–19 X 2005. De Roo A., Schmuck G., Perdigao V., Thielen J., 2003. The influence of historic land use changes and future planned land use scenarios on floods in the Oder catchment. Physics and Chemistry of the Earth 28, 1291–1300. Dubicki A., 1979. Charakterystyka przyczyn, przebiegu i wielkości powodzi w 1977 roku na obszarze górnego i środkowego dorzecza Odry. W: A. Jahn, S. Kowalioski (red.), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. PAN Oddział we Wrocławiu Komisja Nauk o Ziemi, Wrocław, 27–40. Dubicki A., Słota H., Zielioski J. (red.), 1999. Monografia powodzi lipiec 1997. Dorzecze Odry. IMGW, Warszawa. Elek P., Márkus L., 2004. A long range dependent model with nonlinear innovations for simulating daily river flows. Natural Hazards and Earth System Sciences 4, 277–283. Fan J., Yao Q., 2005, Nonlinear Time Series. Springer, New York – Berlin – Heidelberg – Hong Kong – London Milan – Paris – Tokyo. Franks S., Wagener T., Bøgh E., Gupta H.V., Bastidas L., Nobre C., de Oliveira Galvão C. (red.), 2005, Re- gional Hydrological Impacts of Climatic Change – Hydroclimatic Variability, IAHS AISH, Brazil.

[266]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Gouweleeuw B.T., Thielen J., Franchello G.., De Roo A.P.J., Buizza R., 2005. Flood forecasting using medium-range probabilistic weather prediction. Hydrology & Earth System Sciences 9 (4), 365–380. Huggett R.J., 1997. Environmental Change. Routledge, London – New York. Labat D., 2006. Oscillations in land surface hydrological cycle. Earth and Planetary Science Letters 242, 148–154. Lardies J., 1996. Analysis of a multivariate autoregressive process. Mechanical Systems and Signal Pro- cessing 10, 747–761. Ledolter J., 1978. The analysis of multivariate time series applied to problems in hydrology. Journal of Hydrology 36, 327–352. Maier H.R., Dandy G.C., 2000. Neural networks for the prediction and forecasting of water resources variables: a review of modelling issues and applications. Environmental Modelling & Software 15, 101–124. McCuen R.H., 2003. Modeling Hydrologic Change-Statistical Methods. Lewis Publishers, Boca Raton. Neumaier A., Schneider T., 2001. Estimation of parameters and eigenmodes of multivariate autoregressive models. ACM Transactions on Mathematical Software 27, 27–57. Niedzielski T., Czystołowski M., 2005. Pointwise forecast of water levels based upon the multivariate time series analysis: case study from the Odra River (in SW Poland). W: J.K. Vrijling, E. Ruijgh, B. Stalenberg, P.H.A.J.M. Van Gelder, M. Verlaan, A. Zijderveld, P. Waarts (red.), IAHR Congress Proceedings of the International Symposium on Stochastic Hydraulics 2005, IAHR, Madrid, 115– 116. Niedzielski T., 2007. A data-based regional scale autoregressive rainfall-runoff model: A study from the Odra River. Stochastic Environmental Research and Risk Assessment 21, 649–664. Ozga-Zielioska M., Brzezioski J., 1997. Hydrologia stosowana. Wyd. Naukowe PWN, Warszawa. Porporato A., Ridolfi L., 2001. Multivariate nonlinear prediction of river flows. Journal of Hydrology 248, 109–122. Reinsel G.C., 1997. Elements of Multivariate Time Series Analysis. Springer, Berlin − Heidelberg − New York. Sen A.K., 2009. Spectral-temporal characterization of riverflow variability in England and Wales for the period 1865–2002. Hydrological Processes 23, 1147–1157. Sen A.K, Niedzielski T., 2010. Riverflow characteristics in the upper and middle Odra River basin in Southwestern Poland. Polish Journal of Environmental Studies 19(2), 387-397. Soczyoska U. (red), 1997. Hydrologia dynamiczna. PWN, Warszawa. Strupczewski W.G., Singh V.P., Mitosek H.P., 2001. Non-stationary approach to at-site flood frequency modelling. Journal of Hydrology 248, 152–167. Toth E., Brath A., Montanari A., 2000. Comparison of short-term rainfall prediction models for real-time flood forecasting. Journal of Hydrology 239, 132–147. Van Gelder, P.H.A.J.M., Van Noortwijk J.M., Duits M.T., 1999. Selection of Probability Distribution with a Case Study on Extreme Oder River Discharges. W: Safety and Reliability 2, 1475–1480.

[267]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

9. Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrań i powodzi

Marek Kasprzak, Piotr Migoo

9.1. Geomorfologiczne skutki zabudowy, sytuacja społeczna, C – następ- powodzi – podstawowe stwa katastrofy. W odniesieniu ściśle do ryzyka powo- pojęcia dziowego można wprowadzać bardziej

szczegółowe warunki (Langhammer 2007), Dynamiczne przekształcenia rzeźby np: dolinnej, jakie mogą zachodzić podczas wez- ( ) , brań rzek, kwalifikują się do grupy zagrożeń naturalnych (ang. natural hazards) (Gares gdzie: R – ryzyko, S – sytuacja socjoekono- i in. 1994). Zasadniczo są one w środowisku miczna, M – majątek i infrastruktura, P – przyrodniczym zjawiskiem normalnym, jed- warunki powodziowe, V – skuteczność sys- nak bytowanie człowieka i posadowienie temu przeciwpowodziowego, A – reakcja na infrastruktury w pobliżu koryt powodują powódź, lub: mniejsze lub większe ryzyko. Definicji ryzyka istnieje wiele. Thywissen (2006) zestawiła ( ) ( ) ( ich aż 31, niekiedy kompletnie odmiennych od siebie. Najogólniej przyjmuje się, że ry- ) ( ) ( ) , zyko to wskaźnik stanu lub zdarzenia, które mogą spowodować straty. W ujęciu anali- gdzie: R – ryzyko, A – wiekowy profil tycznym przedstawia się je najczęściej rów- mieszkańców gospodarstwa domowego, H – naniem (Langhammer 2007): stan zdrowotny i możliwości ruchowe do-

mowników, S – zabezpieczenia domu, I – , dochód gospodarstwa domowego, C – dzia-

łania lokalnej społeczności, F – doświadcze- gdzie: R – ryzyko (ang. risk), H – zagrożenie nia powodziowe, Sc – podatność wewnętrz- (ang. hazard), V – podatność na straty (ang. nego wyposażenia gospodarstwa domowego vulnerability). Można je opisać także funkcją na zniszczenie, Sb – podatność budynków na (Langhammer 2007): zniszczenie, It – czas potrzebny do odbudo-

wy zniszczonej infrastruktury, St – liczba ( ) , kondygnacji, Rb – stabilność konstrukcji

budynków, D – głębokość wody zalewowej, gdzie: R – ryzyko, P – prawdopodobieństwo A Dt – czas trwania powodzi, Sd – koncentracja zaistnienia katastrofy, P – prawdopodobień- B rumowiska rzecznego, Sz – miąższość ru- stwo wystąpienia katastrofy o danej amplitu- mowiska, Sz – struktura rumowiska, W – fala dzie lub intensywności, P – warunki ze- CB powodziowa, P – zanieczyszczenia wody, wnętrzne: gęstość zaludnienia, charakter R – intensywność/gwałtowność nadejścia powodzi, Wo – ostrzeżenie przed powodzią:

[269]

Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrao i powodzi – M. Kasprzak, P. Migoo

tak lub nie, Wt – czas między ostrzeżeniem wanie współczesnej wiedzy o procesach na- a nadejściem fali powodziowej, Wa – szcze- turalnych w planowaniu przestrzennym. gółowość informacji ostrzegawczej, T – czas Nowoczesne prace metodyczne z wy- potrzebny do nadejścia pomocy, Ra – wiel- tycznymi dla planowania przestrzennego kość reakcji na ostrzeżenie, Rq – jakość re- wobec zagrożenia powodziowego powstają akcji na ostrzeżenie. głównie w krajach wysoko rozwiniętych Analiza minionych zdarzeń w historii Europy Zachodniej, Ameryki Północnej Dolnego Śląska pokazuje, że ryzyko powo- i Dalekiego Wschodu. Dobrym przykładem dziowe w regionie jest stosunkowo duże. jest ogólnodostępne opracowanie Deve- Skala największych notowanych wezbrań lopment and Flood Risk (2007) stworzone Odry (1736, 1854, 1903, 1997 r.) przekracza- dla warunków Wielkiej Brytanii. Gotowe ła za każdym razem oczekiwania mieszkań- wzorce rozwiązań w zarządzaniu ryzykiem ców regionu i możliwości systemu zabezpie- i osłoną przeciwpowodziową zawierają opra- czeń hydrotechnicznych. W Sudetach i na ich cowania Plate’a (2002), Total Disaster Risk przedpolu nie rzadziej niż co 20–25 lat po- Management... (2005) z późniejszymi mody- szczególne dorzecza nawiedzają wezbrania fikacjami dla krajów azjatyckich lub dla ob- powodujące dotkliwe straty materialne. Naj- szaru Europy Managing floods in Europe... większe z katastrof miały miejsce podczas (2002), a dla obszarów miejskich podręcznik „Śląskiego Potopu” z lat 1702–1703, „Powo- Guidelines on non-structural measures in dzi Stulecia” z 1897 r. i dwóch „Powodzi urban flood management (Andjelkovic Tysiąclecia” z 1997 r. i 2002 r. Nierzadko 2001). Ograniczeniu strat w wyniku katastrof duże straty na skalę lokalną wywoływały środowiska poświęcone są także światowe także wezbrania mniejszych cieków wskutek konferencje naukowe, których pokłosiem gwałtownych opadów burzowych. Wszystkie bywają publikacje z zakresu tematu obrad, takie incydenty trudno zliczyć, a straty na np. pod redakcją Birkmanna (2006). Obszer- przestrzeni wielu lat przy zmieniającej się ny przegląd stosowanych w Europie, USA sytuacji ekonomicznej można szacować na i Japonii opracowań kartograficznych z za- podstawie typizacji obszarów zagrożonych, kresu ryzyka powodziowego znajduje się proponowanej np. przez Chojnackiego w opracowaniu Atlas of Flood Maps... (Al- (2000). phen, Passchier 2007). Zawiera ono również Jak pokazują przedstawione wyżej przykłady z Polski, w tym fragment mapy równania, o ryzyku nie decyduje jedynie zalewu opracowany przez wrocławski od- zagrożenie wynikające z natężenia wezbra- dział Regionalnego Zarządu Gospodarki nia, ale także podatność na zniszczenia. Po- Wodnej (RZGW). datność tę określać może odporność brzegów Zagrożenie powodziowe wyznacza się na procesy erozyjne, ale także sposób zago- z reguły w kilku klasach uzależnionych od spodarowania dna doliny i układ zabudowy. wysokości fali wezbraniowej i prawdopodo- Jak pokazały m.in. badania skutków powo- bieństwa jej wystąpienia. W Stanach Zjedno- dzi, jaka 12–13 listopada 1999 r. dotknęła czonych każdy obywatel może sprawdzić przedgórze wschodnich francuskich Pirene- pod kątem takiego zagrożenia okolice swoje- jów wskutek 48 godzinnego opadu o wydaj- go zamieszkania na publikowanych w inter- ności 620–800 mm, obszar strat gospodar- necie mapach tworzonych przez FEMA (ang. czych rzędu 530 mln euro pokrywał się Federal Emergency Management Agency – w 87,5% z łatwą do wyznaczenia równią Federalna Agencja Zarządzania Kryzysowe- zalewową (Chave 2002). Dowodzi to, jak go). Plany te zawierają zasięg zalewu wodą istotny w minimalizacji ryzyka jest czynnik 100-letnią i 500-letnią, poziom wód powo- lokalizacyjny. Niemniej ważnym czynnikiem dziowych i koty wysokościowe terenu, kilo- wydaje się świadomość społeczna i zastoso- metraż odcinków rzeki oraz linię (ewentual-

[270]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

nie strefę) jej nurtu, umocnienia brzegów wałów, zniszczeniem wałów lub uszkodze- oraz wyznaczają obszary narażone na zalanie niem budowli piętrzących. w stopniu większym oraz mniejszym (Q3 Na Dolnym Śląsku materiałem po- Flood Data Users Guide 1996, Mapping the mocnym w wyznaczaniu stref ryzyka powo- Zone... 2009). dziowego w dolinie Odry może być wspólne Według angielskiej instrukcji Planning opracowanie Ośrodka Koordynacyjno- Policy Statement 25... (2006) określa się Informacyjnego Ochrony Przeciwpowodzio- 3 strefy zagrożenia powodziowego o praw- wej w Regionalnym Zarządzie Gospodarki dopodobieństwie zalania małym, średnim lub Wodnej we Wrocławiu oraz międzynarodo- wysokim (a i b) oraz 5 stopniową klasyfika- wej organizacji WWF Polska – Biuro Projek- cję podatności na zniszczenia z określeniem tu Odra. Opracowanie powstało w ramach dopuszczalnej zabudowy w określonych projektu „Bezpieczna Gmina nad Odrą” (Ki- strefach. Podobne zalecenia zawiera Dyrek- towski, Nieznański 2009). Na podstawie tywa 2007/60/WE Parlamentu Europejskiego modelowania hydraulicznego, cyfrowego i Rady z 23 października 2007 r. w sprawie modelu wysokościowego DEM oraz danych oceny ryzyka powodziowego i zarządzania historycznych, na 42 arkuszach map wydru- nim. W jej myśl do 22 grudnia 2011 r. kraje kowanych w skali 1:20 000 umieszczono członkowskie Unii Europejskiej powinny obok aktualnej sieci rzecznej treść topogra- dokonać w granicach swoich dorzeczy ficzną czerpaną z map 1:10 000, historyczny wstępnej oceny ryzyka powodziowego, a do kilometraż Odry, układ wałów przeciwpo- 22 grudnia 2013 r. zapewnić opracowanie wodziowych, istniejące i planowane poldery, map zagrożenia powodziowego i map ryzyka posterunki hydrologiczne, granice admini- powodziowego, uwzględniające zalew stracyjne, a przede wszystkim strefy zalewu o prawdopodobieństwie niskim, średnim o prawdopodobieństwach wystąpienia 1% i wysokim (Pytkowska 2008). Dyrektywa i 10% oraz dodatkowo zasięg powodzi zaleca także wyznaczanie stref, gdzie w wa- z 1997 r. Mapy zagrożenia powodziowego runkach powodziowych dokonuje się trans- i potencjalnych zniszczeń powodziowych port dużej ilości rumowiska rzecznego, w różnych skalach opracowane dla Odry a więc zagrożonych potencjalną erozją firmowane są także przez System Informacji i akumulacją rumowiska (Konieczny, Wal- Przestrzennej Dorzecza Odry SIDPO29, jako czykiewicz 2006). projekt finansowany z udziałem funduszy Szczegółowe wytyczne odnośnie wy- Wspólnot Europejskich w ramach Programu znaczania obszarów zagrożonych powodzią Współpracy Przygranicznej Phare Polska – w Polsce zawierają artykuły 79–88 Prawa Niemcy 2003. wodnego (2009) i zgodnie z art. 79 określa je Problem geomorfologicznego oddzia- Dyrektor Regionalnego Zarządu Gospodarki ływania wód powodziowych na dno dolin Wodnej na podstawie opracowanego wcze- rzecznych stoi niekiedy w cieniu rozważań śniej studium. Studium takie, opiniowane nad parametrami hydrologicznymi wezbrań, przez rady gmin, rady powiatów i sejmiki co doskonale widać w serii podręcznikowych wojewódzkie, jest podstawą do określenia opracowań Ograniczanie skutków powodzi w obszarów bezpośredniego oraz potencjalnego skali lokalnej sygnowanych przez Biuro Ko- zagrożenia powodzią w dolinie rzecznej. Na ordynacji Projektu Banku Światowego (np. terenach obwałowanych zagrożenie bezpo- Grocki, Czamara 2001, Radczuk i in. 2001, średnie występuje między linią brzegu a wa- Radczuk, Żyszkowska 2001), mimo że gwał- łem przeciwpowodziowym. Zagrożenie potencjalne powodzią dotyczy terenów zagro- 29 URL: żonych przelaniem się wody przez koronę http://www.programodra.pl/sipdo_public/ (data dostępu: 2009.10.15)

[271]

Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrao i powodzi – M. Kasprzak, P. Migoo

towne przekształcenia rzeźby często bywają zdarzeń z całego świata zawierają publikacje główną przyczyną notowanych zniszczeń. Ginko (1977) oraz bardziej aktualna Floods... W określonych warunkach powodują one Smitha i Warda (1998). Przegląd najważniej- bardziej dotkliwe straty niż sama inundacja. szych danych o powodziach na świecie znaj- Sytuacja taka jest charakterystyczna głównie duje się w pracy O’Connor i Costy (2003), dla rzek górskich, gdzie można podjąć próbę z obszaru Południowej Afryki u Pegrama wyznaczenia stref zagrożonych erozją i aku- i Paraka (2004), Europy u Mitchella (2003) mulacją rumowiska rzecznego i powodowa- oraz Estreli i in. (2001) lub strefy śródziem- nych przez nie zmian korytowych. W Polsce nomorskiej u Chave’a i Ballaisa (2006). Bor- prac w tym zakresie jest jednak niewiele. gström i in. (1999) wymienili skutki gwał- townych powodzi, tzw. flash floods, w parku narodowym Fulufjället w centralnej Szwecji, 9.2. Prognozowanie zjawisk – Arnaud-Fassetta i in. (2002) efekty wezbrań informacje z przeszłości w górskim departamencie Aude w południowej Francji, Weingartner i in. Do poprawnego prognozowania prze- (2003) omówili cechy powodzi alpejskich na biegu wezbrań i powodowanych przez nie przykładzie obszaru Szwajcarii a Rachlewicz zmian w morfologii terenu potrzebna jest (2007) opisał wezbrania rzek na Spitsberge- szczegółowa wiedza, której podstawą są nie. informacje o zdarzeniach powodziowych z przeszłości. Informacje historyczne dzielą się na dwie główne kategorie: obserwacje 9.3. Źródła danych o powodziach zdarzeń i zapisy instrumentalne zdarzeń. na Dolnym Śląsku Pierwsze metodyczne opisy poświęcone wy- łącznie zdarzeniom powodziowym powsta- wały w Europie na początku XVI w., a we 9.3.1. Analiza map Włoszech już w wieku XV (Gurnell i in. 2004). Pomiary hydrometryczne wprowa- Pomijając historyczne materiały karto- dzano powszechnie od końca XIX w. Zmia- graficzne, w badaniach nad rzeźbą fluwialną ny korytowe wywołane powodziami prezen- Dolnego Śląska wykorzystuje się z reguły towano zazwyczaj na mapach, które stanowią mapy topograficzne w skali 1:10 000 i rza- cenny dokument w rozważaniach nad dyna- dziej 1:25 000. Pierwsze z nich, odzwiercie- miką systemu fluwialnego i służą niekiedy dlają sytuację z lat 80. i 90. XX w. i zostały jako wystarczające źródło do wyznaczenia wykonane w układzie 1992 (Państwowy stref zagrożenia powodziowego, jak np. Układ Współrzędnych Geodezyjnych 1992), w atlasie terenów zalewowych Loary (Żela- w którym stosuje się jedną strefę dla całej ziński 2004). Pewne novum stanowiły ob- Polski z południkiem odniesienia 19° oraz serwacje zmian profilu poprzecznego koryt. odwzorowanie Gaussa-Krügera. Każdy Możliwe scenariusze przekształceń z arkuszy obejmuje obszar o rozciągłości 6° rzeźby należy czerpać z publikacji poświę- długości geograficznej na 4° szerokości geo- conych podobnym wydarzeniom na całym graficznej. Niestety dla Dolnego Śląska nie świecie, aby wyrobić sobie pogląd na styl, ma pełnego pokrycia mapami w tym układzie natężenie i skalę procesów fluwialnych od- i w niektórych przypadkach sięgać trzeba po powiadających terenowi badań. Można po- starsze, monochromatyczne mapy w układzie dać jedynie kilka przykładów z odmiennych 1965 (Państwowy Układ Współrzędnych środowisk, bo wymienić wszystkich, nawet Geodezyjnych 1965). najważniejszych opracowań zawierających Do określania zasięgu i wydzieleń opisy skutków powodzi, nie sposób. Opisy osadów czwartorzędowych w dnach dolin

[272]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

stosuje się Szczegółową Mapę Geologiczną i antropogeniczne uwarunkowania wystąpie- Polski w skali 1:50 000 oraz Szczegółową nia powodzi we Wrocławiu. Mapę Geologiczną Sudetów w skali 1:25 000opracowane przez Państwowy Insty- tut Geologiczny. Należy mieć jednak świa- 9.3.2. Analiza zdjęć lotniczych domość o ograniczeniach tych opracowań i satelitarnych i kwestiach spornych odnośnie ich nieaktual- nej treści. Mimo swojego wieku niejedno- Prace z zakresu hydrografii i geomor- krotnie bardziej szczegółowe i bardziej po- fologii fluwialnej powszechnie korzystają prawne pod względem wydzieleń osadów z teledetekcji (Jankowski 1996, Gilvear, czwartorzędowych bywają niemieckie mapy Bryant 2004). Zdjęcia wykonywane z powie- geologiczne Geologische Karten 1:25 000. trza lub przestrzeni kosmicznej dostarczają Wykartowany na nich zasięg aluwium holo- dokładnych informacji odnośnie zasięgu wód ceńskiego dobrze wyznacza granice oddzia- powodziowych i propagacji fali wezbranio- ływania wód powodziowych w tym okresie, wej, zwłaszcza kiedy wykonywane są w se- zwłaszcza w przypadku rzek nizinnych, riach czasowych. W badaniach geomorfolo- gdzie niejednokrotnie trudno odróżnić dno gicznych szczególnie przydają się one dla doliny od jej zboczy (Żurawek 1998). wykreślenia układu koryt i powierzchnio- Informacje o topograficznych działach wych form akumulacji rzecznej (Marcus, wodnych, wodach powierzchniowych, wy- Fonstad 2008). Najlepsze do tego celu są pływach wód podziemnych i ich pierwszym fotografie ortogonalne (pionowe), choć do poziomie, przepuszczalności gruntów, obiek- oglądu sytuacji stosuje się nierzadko zdjęcia tach gospodarki wodnej oraz punktach hy- ukośne z przelotów rekonensansowych. Do drometrycznych zawarte są na Mapie Hydro- odczytywania rzeźby dolinnej nadają się graficznej Polski w skali 1:50 000. Jej arku- stereopary zdjęć, dzięki którym można odsze opatrzone są na odwrocie obszernym kryć niewidoczne z powierzchni terenu za- komentarzem autorów zawierającym także głębienia paleokoryt. Ich funkcję przejmują dane ilościowe z prowadzonych pomiarów cyfrowe modele wysokościowe (DEM, ang. i obserwacji zjawisk hydrologicznych. Digital Elevation Model) o wysokiej roz- Uzupełnieniem przeglądu źródeł kar- dzielczości. Rzeźbę fluwialną w małej skali tograficznych może być Mapa Sozologiczna badać można na scenach wykonywanych Polski w skali 1: 50 000, dostarczająca wie- przez satelity programu Landsat w ramach dzy o degradacji środowiska przyrodniczego badań NASA (ang. National Aeronautics and i obszarach rekultywowanych, jakie potrzeb- Space Administration) i USGS (ang. United ne są przy badaniach dolin rzecznych. States Geological Survey). Ich maksymalna Wszystkie nowe opracowania kartograficzne rozdzielczość z najnowszej generacji satelity mają swój odpowiednik w postaci cyfrowej, Landsat 7 wynosi 15 m dla pasma panchro- dla której publikuje się również instrukcje do matycznego, 30 m dla pasma wielospektral- jej wykonania, jak np. Wytyczne techniczne nego i 60 m dla podczerwieni. GIS – 3. Mapa Hydrograficzna Polski... Możliwość pomiarów kartometrycz- (Główny Geodeta Kraju 2005). nych form rzeźby fluwialnej dostarczają or- Dobrym przykładem odpowiedniej tofotomapy. Z biegiem lat są one coraz ła- analizy materiałów kartograficznych, który twiej dostępne i o coraz lepszej rozdzielczo- wpisuje się w tematykę zagrożenia powo- ści. Zdjęcia powierzchni ziemi bez trudu dziowego, jest publikacja Czerwińskiego oglądać można na portalach wymienionych (1998). Autor ten na podstawie zebranych w tab. 9.1. lub za pomocą programu Google informacji popartych obserwacjami tereno- Earth. Niektóre z nich umożliwiają zazna- wymi opisał geologiczne, geomorfologiczne czanie własnych lokalizacji, pomiary linii

[273]

Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrao i powodzi – M. Kasprzak, P. Migoo

oraz powierzchni, wgranie punktów oraz tras nia zmian wartości przepływu cieku na pod- z odbiornika GPS (ang. Global Positioning stawie pomiarów geometrii koryt współcze- System), czy też podświetlenie rzeźby terenu snego i plejstoceńskiego, widocznych na lub innych informacji przestrzennych. zdjęciu lotniczym. Stereopary zdjęć lotniczych posłużyły Ruszczyckiej-Mizerze Tab. 9.1. Ortofotomapy dorzecza Odry w serwi- (1978) do wydzielenia form rzeźby dolinnej sach internetowych (data dostępu: charakterystycznych dla odcinka Odry po- 2008-09-01) wyżej Wrocławia. W 2005 r. ukazała się

natomiast obszerna praca Stabel, poświęcona Rozdziel- morfodynamice doliny Odry podczas powo- Adres serwisu Obszar czośd dzi w 1997 r. Autorka analizowała stanowiska od Chałupek po Kostrzyn, a także jedno całe www.maps.google.pl różna dorzecze stanowisko na Nysie Kłodzkiej. całe www.zumi.pl 0,82 m dorzecze całe 9.3.3. Analiza numerycznego modelu www.geoportal.gov.pl 0,5 m dorzecze wysokościowego wybrane www.geoserwer.pl 0,82 m obszary Dobrze skonstruowany numeryczny pograni- model wysokościowy (DEM) o szczegóło- cze do 10 www.mapy.cz polsko- cm wości dobranej do obiektu badań wypiera czeskie obecnie potrzebę analizy rzeźby terenu przy miasto 10 cm pomocy mapy topograficznej (Bishop, Shro- www.wroclaw.pl Wrocław 80 cm der 2004). DEM tworzy się w oparciu o zdjęcia radarowe lub skaning laserowy prowadzony z powietrza (satelity, samolotu), Kiedy niezbędne stają się obrazy poje- ewentualnie ze stanowisk naziemnych dla dynczych form fluwialnych, np. odsypów stromych zboczy dolin. Tradycyjną metodą śródkorytowych, można stosować metodę uzyskania modelu jest także interpolacja zdalnego fotografowania z balonu wypusz- zwektoryzowanej mapy poziomicowej, jed- czonego na uwięzi. Zniekształcenia perspek- nak sposób ten generuje nakładające się na tywy przez obiektyw, wyraźne przy niskim siebie błędy pomiaru geodezyjnego, interpo- pułapie zawieszenia aparatu, wymagają jed- lacji i odwzorowania kartograficznego, wek- nak zniwelowania w odpowiednim progra- toryzacji, ponownej interpolacji i wreszcie mie graficznym, jeśli obraz ma służyć do rejestracji w układzie współrzędnych. dokładnych pomiarów. Podobnie ma to miej- Nie ma problemu z uzyskaniem bez- sce przy pomiarach granulometrii żwirów na płatnych rastrowych modeli radarowych podstawie fotografii cyfrowej. Możliwości SRTM (ang. Shuttle Radar Topography Mis- mierzenia składu grubofrakcyjnego rumowi- sion), których rozdzielczość (rozmiar poje- ska stwarza m.in. program Digital Gravelo- dynczego rastra) wynosi ok. 90∙90 m. Pokry- meter firmy Sedimetrics. cie dla całego świata, z wyłączeniem stref Wśród publikacji poświęconych anali- okołobiegunowych, zostało udostępnione zie rzeźby fluwialnej w dorzeczu Odry przez USGS. Taka rozdzielczość pozwala z wykorzystaniem technik teledetekcji na analizować strukturę sytemu rzecznego uwagę zasługują co najmniej 3 z nich. w mniejszej skali, jednak nie wystarcza do W 1974 r. Wroński opublikował artykuł szczegółowych wydzieleń form fluwialnych o rozwoju przedsudeckiego odcinka Nysy oprócz głównych stref erozyjnych i akumu- Kłodzkiej, w którym dokonał m.in. szacowa- lacyjnych (stożków napływowych, równi

[274]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

zalewowych). Najbardziej szczegółowe mo- 9.3.4. Modelowanie zjawisk dele ze skaningu laserowego LIDAR (ang. hydrologicznych Light Detection and Ranging), które mogą i geomorfologicznych uwzględniać nie tylko powierzchnię terenu, ale i powierzchnie poszczególnych pięter Nowoczesna hydrologia i geomorfolo- lasu, mają rozdzielczość rzędu 10–25 cm. gia opierają się na modelowaniu zjawisk Przy takiej szczegółowości możliwe jest fluwialnych. Powstające modele dzielą się na badanie nie tylko form rzeźby dolinnej, ale 3 podstawowe grupy. Wyróżnia się modele do pewnego stopnia struktury samych koryt. empiryczne oparte na pomiarach i ich staty- Wzrost rozdzielczości pociąga za sobą jed- stycznej obróbce, modele koncepcyjne wy- nak zwiększoną wagę plików oraz zapotrze- magające późniejszej konfrontacji z rzeczy- bowanie na moc obliczeniową komputerów. wistością oraz modele wynikające z praw Istnieje wiele aplikacji do pracy z cy- fizyki. W konstruowaniu modeli można sto- frowymi modelami wysokościowymi. Do sować pomiary kartometryczne, tak jak analizy rzeźby stworzony został m.in. pro- w pracy Landona i Piégay (1994) poświęco- gram MicroDEM Petmar Trilobite Breeding nej wyznaczeniu zmian profilu podłużnego Ranch (Guth 2002, 2007). Spośród wielu rzeki Giffre we francuskich Alpach w okresie darmowych programów wyróżnia się on 1912–1993 r., zebranie danych ze szczegó- mnogością obsługiwanych formatów danych, łowych badań terenowych danego typu cie- możliwością ich konwersji oraz kompletną ków, np. rzek roztokowych w publikacji dokumentacją zawartą w pliku pomocy help, Sambrooka Smitha i in. (2006), analizę od- która obejmuje nie tylko opis wszystkich cinków testowych koryta cieku, jak w arty- funkcji programu, ale także algorytmy obli- kule Heritage’a i in. (2003) o przewidywaniu czeniowe, literaturę na ten temat i odnośniki przepływów powodziowych czy też symula- do bezpłatnych baz danych i stron interneto- cje GIS (ang. Geographic Information Sys- wych. Uznanym na świecie niekomercyjnym tem) użyte przez Büchele i in. (2006) do wy- programem jest GRASS. Na uwagę zasługują znaczania stref zagrożenia powodziowego także rozbudowane aplikacje QGIS, SAGA, w Szwajcarii. MapWindow GIS, BASINS, TAS, Whitebox, Narzędzia GIS są obecnie podstawą ILWIS, gvSIG i wiele innych. Do zastoso- modelowania przestrzeni geograficznej. wań biznesowych stosuje się z reguły pro- Znacznie ułatwiają predykcję przemieszcza- gramy komercyjne, takie jak ArcView firmy nia się fali powodziowej czy efektów prze- ESRI, MicroStation firmy Bentley Systems, rwania wałów powodziowych (Twaróg MapInfo firmy Pitney Bowes, TNTmips 2004). Modelowanie opiera się także na fi- firmy MicroImages, a przy projektowaniu zyczno-matematycznych opisach hydrauliki budowlanym moduły 3D programu Auto- cieczy w kanałach otwartych, zawartych CAD (Autodesk). w klasycznych pracach z tej dziedziny: Na podstawie numerycznego modelu Gončarova (1954) czy Hendersona (1966). wysokościowego oraz modeli hydrologicz- Pionierem zaawansowanego modelowania nych powszechnie wyznacza się strefy za- GIS procesów stokowych i fluwialnych – grożenia powodziowego. Z reguły uwzględ- erozji, transportu i akumulacji materiału nia się jednak zagrożenie ze strony wzrostu skalnego – jest Mitasova. Jej prace (Mitasova poziomu wody, bez rozważań nad zmianami i in. 1995, 1996, Mitas, Mitasova 1998) za- geomorfologicznymi rzeźby dolinnej (w tym wierają algorytmy przeniesione później jako zmianami przekroju poprzecznego koryta funkcje oprogramowania GRASS GIS. Jedne i dna doliny), co przedstawiają prace Żela- z najnowocześniejszych modeli komputero- zińskiego (2005), Szypuły (2001) czy Ko- wych używanych w Polsce do określania steckiego i Twaroga (2002). zasięgu strefy powodziowej zaimplemento-

[275]

Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrao i powodzi – M. Kasprzak, P. Migoo

wane są w pakiecie MIKE FLOOD firmy modyfikacja – model RUSLE (ang. Revised DHI, zawierającym narzędzia MIKE 11 oraz Universal Soil Loss Equation) (Renard i in. MIKE 21 do modelowania jedno- i dwuwy- 1991, 1994). Model RUSLE ma postać: miarowego (Grzonka 2009, Kondziołka, Radoń 2009). Opcjonalne narzędzie MIKE , 21C stworzone zostało do prognozowania parametrów hydrodynamicznych cieków, gdzie: A – masa gleby wyerodowana z po- transportu rumowiska, odporności na roz- wierzchni terenu w ciągu roku [Mg·ha−1], R – mywanie dna, erozji brzegów i wielkoskalo- wskaźnik erozyjności deszczu i spływu dla wego geomorfologicznego modelowania danej lokalizacji [(MJ·ha−1)·(cm·h−1)], K – koryt, a także do graficznego przedstawiania wskaźnik podatności gleby na erozję wodną uzyskanych wyników (DHI Wa- [(Mg·ha−1)·(MJ·ha−1)·(cm·h−1)], L – wskaź- ter&Environment). Pozwala ono na określe- nik długości stoku (bezwymiarowy), S – nie wzajemnego oddziaływania rzeki i tere- wskaźnik nachylenia stoku (bezwymiarowy), nów zalewowych z uwzględnieniem wpływu C – wskaźnik pokrywy roślinnej (bezwymia- budowli hydrotechnicznych, mostów, obwa- rowy), P – wskaźnik zabiegów przeciwero- łowań i pokrycia roślinnego równi zalewo- zyjnych (bezwymiarowy). wej. Wśród wielu innych użytkowych modeli Obie formuły, mimo że chętnie wyko- symulacyjnych wymienić można także opra- rzystywane przez naukowców, nie są pozba- cowane przez US Army Corps of Engineers wione wad. Krytykę znaleźć można choćby Hydraulic Engineering Center modele HEC- w artykule Kinnella (2005). Z reguły używa HMS, służący do obliczania odpływu ze się ich jedynie dla małych zlewni badaw- zlewni oraz transformacji fal wezbraniowych czych o ściśle ustalonych cechach. w kanałach otwartych, oraz HEC-RAS, po- Powszechnie znany jest także model zwalający m.in. na obliczanie profili zwier- USLED (ang. Unit Stream Power – based ciadła przepływów stacjonarnych, symulację Erosion Deposition), oparty na koncepcji przepływów nieustalonych, estymację trans- Moore’a i Burcha (1986a,b), wykrywający portu rumowiska i analizę jakości wody, lub miejsca obniżenia zdolności transportowej model CARIMA powstały w Laboratoire cieków (Mitasova i in. 1996, Mitas, Mitasova d’Hydraulique de Sogreah, umożliwiający 1998, Drzewiecki, Mularz 2005). symulację przepływu wody i zanieczyszczeń Wśród modeli, na podstawie których w sieciach cieków i na terenach zalewowych można określać ruch rumowiska w korycie (Radczuk i in. 2001, Samuels 2006, River rzecznym, stosuje się m.in. formuły Meyer- Analysis System... 2008, Hydrologic Mode- Petera i Müllera, Ackersa i White’a, Bagnol- ling System... 2009). da, Parkera i in. (Barry 2004). Wciąż poja- Obok modelowania przepływu wody wiają się nowe modele dla konkretnych od- w warunkach powodziowych, na świecie cinków koryt, jak chociażby dla rzek gór- stosuje się wiele sprawdzonych modeli erozji skich z układem bystrze-przegłębienie (ang. i depozycji luźnych osadów, dotyczących z pool-riffle) (Rathburn, Wohl 2003). Wyniki reguły powierzchni stokowych. Przegląd nowoczesnego modelowania mogą dobrze i porównanie 18 takich modeli zawiera pu- wspomagać tradycyjne metody zapobiegania blikacja Merritt i in. (2003). Jednym z nich erozji, opisane np. w pracy Gila (1990), czy jest szeroko rozpowszechniony, przeznaczo- wyznaczania stref zagrożenia dynamicznymi ny do analizy systemu stokowego i akcepto- przekształceniami rzeźby. wany przez gleboznawców empiryczny model USLE (ang. Universal Soil Equation), którego jeszcze szerszy opis można znaleźć u Laflena i Moldenhauera (2003), a także jego

[276]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

9.3.5. Prace terenowe wskaźnik modyfikacji habitatu HMS (ang. Habitat Modification Score) zależny od Prace terenowe, jakie mają na celu zmian wprowadzonych przez człowieka. analizę rzeźby fluwialnej, prowadzi się Według opracowanej metodyki do kartowa- w naszej strefie klimatycznej przez cały rok nia służy specjalny formularz zawierający wyłączając okresy zalegania pokrywy śnież- listę wyboru cech odpowiednich dla po- nej. Najlepszym okresem do obserwacji są szczególnych komponentów środowisko- miesiące wiosenne i jesienne, poza czasem wych doliny. Określa się m.in. kształt doliny wegetacji roślin skutecznie maskujących rzecznej, użytkowanie terenu w odległości do elementy rzeźby. Bezdyskusyjnie obserwacje 50 m od rzeki, modyfikacje jej brzegów, skutków wezbrania najlepiej prowadzić pod- materiał budujący brzegi, użytkowanie tere- czas jego trwania i tuż po zakończeniu epi- nu do 5 m od brzegu, strukturę roślinności zodu wezbraniowego. Większość efektów nadbrzeżnej, profil brzegów i ich cechy wraz erozyjnych lub powierzchni akumulacji z zadrzewieniem, cechy koryta, w tym liczbę rzecznej ulega bowiem szybkiemu zatarciu plos, bystrzy i odsypów, sztuczne budowle wskutek procesów naturalnych, w tym m.in. hydrotechniczne, zmianę geometrii koryta, zarastania roślinnością pionierską oraz wsku- retencję, modyfikacje koryta, typ przepływu, tek działań ratowniczych, naprawczych czy materiał dna, liczbę koryt etc. renowacyjnych człowieka, czasem już dzień Z punktu widzenia geomorfologa po zdarzeniu. Prace związane z inwentaryza- w poznaniu i późniejszym przewidywaniu cją form dna dobrze prowadzić w okresie tendencji procesów fluwialnych podstawą posusznym przy niżówkowych stanach wody jest kartowanie głównie form i osadów i ekspozycji powierzchni dennej. rzecznych, jakie powstały podczas minio- Informacji o przebiegu ekstremalnych nych zdarzeń wezbraniowych. Kartowanie przepływów szuka się nie tylko w obserwa- takie prowadzi się na całym świecie. Opis cjach współczesnych procesów fluwialnych. metodyki w odniesieniu dla takich egzotycz- Powodzie są dobrze udokumentowane zapi- nych miejsc jak Nepal znaleźć można w pra- sem sedymentologicznym (Jacobson i in. cy Khanala i in. (2007), dla Salwadoru 2003) i artefaktami pogrzebanymi przez alu- w publikacji Fernándeza-Lavado i in. (2007), wium (Brown i in. 2003), które podobnie jak a dla specyfiki obszarów miejskich podtapia- zapis dendrochronologiczny (Klimek i in. nych podczas opadów burzowych w artykule 2002) pozwalają na określenie ram czaso- Hankina i in. (2008). wych wystąpienia zjawiska. Polska ma niemały udział w rozwoju kartografii geomorfologicznej. W zespole opracowującym zunifikowaną legendę do 9.3.6. Geomorfologiczne kartowanie Geomorfologicznej Mapy Świata brali udział terenowe m.in. Klimaszewski oraz Gilewska i Klimek (Klimaszewski 1953, Bashenina i in. 1968). Kartowanie terenowe jest podstawą do Zalecenia względem legendy podobnego określenia warunków hydromorfologicznych typu zawiera także Instrukcja do zdjęcia cieku. W Europie prowadzi się je często dla geomorfologicznego Bartosika (1975). Dla oceny stanu środowiska rzek zgodnie z wy- rzek karpackich z powodzeniem stosuje się tycznymi brytyjskiej służby River Habitat instrukcję kartowania River channel mapping Survey (Raven i in. 1998, Szoszkiewicz instruction... opracowaną przez ośrodek kra- 2008). Ocena ta dokonywana jest przez kowski (Kamykowska i in. 1999). Podczas wskaźniki: jakości habitatu HQA (ang. Habi- kartowania terenowego pomocne są także tat Quality Assessment) zależny od zakresu znaki kartograficzne stosowane w pracach i różnorodności naturalnych struktur oraz hydrograficznych, których zbiór opracowany

[277]

Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrao i powodzi – M. Kasprzak, P. Migoo

przez Horodyskiego i Ostrowskiego znajduje nego urządzenia i korekty na podstawie sy- się w Przewodniku do hydrograficznych ba- gnału z naziemnej stacji referencyjnej. Jed- dań terenowych (Gutry-Korycka, Werner- nak do osadzenia w przestrzeni dużych form Więckowska 1996) lub w opracowaniach fluwialnych, badania krętości koryt czy wy- z dziedziny melioracji, zebrane np. przez znaczenia charakterystycznych odcinków Weycherta (1958). rzek można z powodzeniem stosować popu- Kartowanie terenowe już przed niemal larne, tańsze odbiorniki GPS z modułem 40 laty posłużyło Kaszowskiemu i Kotarbie SiRFstar III. Precyzja ich pomiaru w sprzyja- (1970) do scharakteryzowania procesów oraz jących warunkach (dobry układ widocznych form erozyjnych i akumulacyjnych, dostaw satelitów, odsłonięty nieboskłon) wynosi 1– rumowiska oraz związków między nimi 3 m. Bardziej zaawansowane funkcje karto- w łożysku rzeki Kobylanki na Wyżynie Kra- wania z użyciem GPS uzyskuje się dzięki kowskiej. Było ono także podstawą do bada- oprogramowaniu do kartowania terenowego, nia przez Kaszowskiego (1975) morfodyna- działającego na komputerach przenośnych. miki koryta potoku Białego w Tatrach. Najbardziej znanym z nich jest aplikacja W nowszych pracach przykład kartowania ArcPad firmy ESRI, aktualnie w wersji form fluwialnych znajduje się choćby 8 (wrzesień 2008 r.). Umożliwia ona w tere- u Krzemienia (2006). Autor ten dokonał ponie rejestrację punktów, linii i poligonów, działu koryta Czarnego Dunajca na odcinki a także ich ręczne nanoszenie (Clarke i in. o odmiennej morfodynamice (erozyjne, 2002), ułatwiając w ten sposób wszelkie transportacyjne, redepozycyjne, depozycyjne pomiary form rzeźby. Wśród opcji programu i inne). znajdują się uzupełnianie tablic atrybutów Na Dolnym Śląsku kartowane były (tworzenie bazy danych), rejestracja odczy- skutki niemal każdej większej powodzi tów z zewnętrznego dalmierza laserowego, w Sudetach i na Przedgórzu, najbardziej nawigacja na podkładzie obrazu rastrowego szczegółowo przez Dąbrowską w zlewni (np. zarejestrowanego w układzie współ- karkonoskiego potoku Skałka (Dąbrowska, rzędnych zdjęcia lotniczego czy mapy topo- Kasprzak 2005). Instrukcja do kartowania graficznej) i wiele innych. Mimo że ArcPad terenowego uwzględniająca specyfikę regio- został stworzony do współpracy z platformą nu i rzeźby fluwialnej nigdy jednak nie po- ArcGis, tworzone przez niego pliki o rozsze- wstała. Inaczej rzecz wygląda u naszych rzeniu .shp są akceptowane przez inne, rów- południowych sąsiadów. W Czechach śro- nież darmowe programy GIS. dowisko naukowe wypracowało obszerne instrukcje i zalecenia odnośnie kartowania form powodziowych autorstwa Langhamme- 9.3.7. Botaniczne kartowanie terenowe ra i zespołu (2005) oraz Langhammera i Kříņka (2007). Pochodzi stamtąd także ory- Do wyznaczenia terenów, które pod- ginalna praca Voņenílka i in. (2001) poświę- czas wezbrań rzeki znajdują się w zasięgu cona integracji badań geomorfologicznych bezpośredniego oddziaływania wód po- z systemami GPS oraz GIS. wierzchniowych, można posługiwać się ro- Pomiary lokalizacji obiektów za po- ślinami wskaźnikowymi (Świerkosz 2004). mocą odbiorników GPS stają się standardem Najlepszymi bioindykatorami terenów zale- w pomiarach geodezyjnych, ale także w no- wowych będą rośliny łatwe w rozpoznawa- woczesnym kartowaniu geomorfologicznym niu. Rast i in. (2000) dla doliny Odry wyróż- i geologicznym (Dzierżek i in. 2008). Do nili 9 z nich: precyzyjnego wyznaczania pozycji w pozio-  topola czarna (Populus nigra) – występowanie mie z dokładnością submetrową lub nawet zarośli topoli czarnej lub jej mieszańców (Populus rzędu milimetrów potrzeba wyspecjalizowa- x canadensis) wskazuje na dynamiczne procesy ko-

[278]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

rytowe, odnowienia wymagają świeżych, pozba- Wydzielać można także siedliska roślin: wionych roślinności aluwialnych powierzchni piaszczystych lub żwirowych;  rudbekia naga, inaczej roztocznica naga (Rudbeckia  wierzba biała (Salix alba) i wierzba krucha (Salix laciniata) fragilis) – odnowienia na świeżych, przeważnie  przymiotno białe (Erigeron annuus) drobnofrakcyjnych aluwiach w strefie brzegowej  konyza kanadyjska, inaczej przymiotno kanadyj- przy dynamicznych procesach korytowych lub na skie (Conyza canadensis) namułach w rejonach spiętrzeń wody;  robinia akacjowa, inaczej grochodrzew biały, robi-  olsza szara (Alnus incana) – charakterystyczna do nia biała, grochodrzew akacjowaty (Robinia pseu- pogórza, porasta grubofrakcyjne aluwia, jest bioin- doacacia) dykatorem aktywnych procesów fluwialnych;  winobluszcz pięciolistkowy (Parthenocissus inse-  śnieżyczka przebiśnieg (Galanthus nivalis) i koko- rata) rycz pusta (Corydalis cava) – charakterystyczne dla  żółtlica drobnokwiatowa (Galinsoga parviflora) żyznych siedlisk lasów łęgowych i wilgotnych me- zofilnych lasów liściastych, rosną na luźnych gle- Maksymiuk (1996) zaleca, aby karto- bach o znacznej miąższości i zmiennych warun- wać tylko te gatunki i zespoły roślin, które kach wodnych; występują masowo (łanowo), szacując szero-  rutewka żółta (Thalictrum flavum) i rutewka wą- skolistna (Thalictrum lucidum) – porastają eksten- kość obszaru ich występowania, powierzch- sywnie użytkowane łąki na obszarze terenów zale- nię oraz kształt pasa. W opracowaniu tym nie wowych o zmiennym poziomie wód gruntowych; ma miejsca na szczegółowe opisy oraz ilu-  czarcikęs łąkowy (Succisa pratensis) – bioindyka- stracje wymienionych gatunków roślin. Do tor torfowisk niskich oraz ubogich łąk zmienno- nauki rozpoznawania bioindykatorów najle- wilgotnych;  selernica żyłkowana (Cnidium dubium) – porasta piej sięgnąć po literaturę fachową z zakresu umiarkowanie żyzne łąki na obszarach podmo- botaniki. Mogą to być klasyczne publikacje, kłych, okresowo zalewanych wodami powierzch- takie jak Rośliny Polskie (Szafer i in. 1988) niowymi lub podnoszącymi się wodami grunto- lub inne klucze do oznaczania roślin, np. wymi; autorstwa Mowszowicza (1975, 1977, 1980)  kotewka orzech wodny (Trapa natans) – bioindykator eutroficznych, szybko nagrzewających się czy Rutkowskiego (2004). Źródłem łatwo starorzeczy o głębokości do 2 m i zmiennym po- dostępnych informacji będą zbiory zawarte ziomie lustra wody; na stronach biologicznej wirtualnej biblioteki  okrężnica bagienna (Hottonia palustris) – porasta Stübera (2007), zawierającej m.in. skany płytkie i okresowo wysychające starorzecza, często rycin z botanicznego atlasu Thomé’a (1885), na zacienionych stanowiskach w lasach łęgowych. rozpowszechniane na zasadach powszechnej Powierzchnie będące w zasiągu wód licencji publicznej GNU (ang. General Pu- powodziowych, w tym tereny aktywnie mo- blic License). Do identyfikowania gatunków delowane strefy przykorytowej zasiedlane są roślin porastających brzegi i lustro wody często w pierwszej kolejności przez gatunki służy także opracowany przez Tomaszewicza inwazyjne (Chuman i in. 2006). Zaliczyć do i Kłosowskiego Atlas roślin wskaźnikowych nich można (Anioł-Kwiatkowska 2005, Lan- bagien, cieków i zbiorników zarastających ghammer i in. 2005): umieszczony w Przewodniku do hydrograficznych badań terenowych (Gutry-Korycka,  rdestowiec ostrokończysty (Reynoutria japonica)  rdestowiec sachaliński (Reynoutria sachalinensis); Werner-Więckowska 1996).  barszcz Mantegazziego, inaczej b. kaukaski, W sytuacji, gdy wyznacza się duże ob- b. mantegazyjski (Heracleum mantegazzianum) szary zalewowe, żmudnego kartowania tere-  niecierpek gruczołowaty, inaczej n. himalajski, nowego można zaniechać na rzecz badań n. Roylego (Impatiens glandulifera) teledetekcyjnych. Do wydzielania zbiorowisk  nawłoć kanadyjska (Solidago canadensis) roślinnych, szczególnie pod względem różnic  słonecznik bulwiasty, inaczej topinambur, bulwa (Helianthus tuberosus) wilgotności gruntu, można zastosować sceny  łubin trwały (Lupinus polyphyllus) Landsat. Dla uzyskania pewnego wyniku  klon jesionolistny (Acer negundo) niezbędne będzie przeprowadzenie klasyfi-

[279]

Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrao i powodzi – M. Kasprzak, P. Migoo

kacji nadzorowanej zdjęcia. Świetnym na- kompletne lub ograniczają się do poszcze- rzędziem do takich prac jest oprogramowanie gólnych regionów kraju, ponieważ rozwijają MultiSpec (Biehl, Landgrebe 2002). je zazwyczaj ośrodki uniwersyteckie pozbawione wydajnej kooperacji lub instytucje państwowe nie współpracujące wydatnie 9.3.8. Bazy danych z jednostkami badawczymi. Dane kompleto- wane przez IMGW (Instytut Meteorologii Zbierane informacje o geomorfolo- i Gospodarki Wodnej) lub oddziały RZGW gicznych przekształceniach rzeźby fluwialnej (Regionalny Zarząd Gospodarki Wodnej) nie będą bardziej przydatne do dalszych badań, są łatwo dostępne. Korzystanie z tych zaso- jeśli podda się je standaryzacji i przystosuje bów pociąga za sobą koszty finansowe. do dalszego przetwarzania, w tym kompute- rowej, kartograficznej wizualizacji i oceny eksperckiej. Mogą one być przydatne dla 9.4. Typowe scenariusze prze- każdej grupy działań, w ramach funkcjono- kształceń rzeźby podczas wania zarządzania kryzysowego, wymienio- katastrofalnych zdarzeń nych przez Kolejkę i Svatoňową (2009) – w działaniach zapobiegawczych (ocenie skali fluwialnych ryzyka, określeniu miejsc, w których wystą- pienie konkretnych niekorzystnych zjawisk Na podstawie obserwacji geomorfolo- jest najbardziej prawdopodobne), planowaniu gicznych skutków minionych powodzi moż- zasięgu (klasyfikowaniu rodzajów zdarzeń na nakreślić scenariusze potencjalnych zmian i miejsc zasięgu), zarządzaniu operacyjnym w rzeźbie dolinnej dla typowych sytuacji (przedstawianiu zadań zarządcom i obywate- terenowych. Przedstawione zostały one lom), następujących działaniach napraw- schematycznie na ryc. 9.1. Koncepcję tę czych o długim i średnim czasie trwania oraz trzeba jednak traktować z pewną rezerwą, bo w długotrwałej likwidacji skutków powodzi. scenariusze przedstawiają jedynie ogólne Do tworzenia baz danych wykorzystu- tendencje zmian. je się zwyczajowo arkusze kalkulacyjne bądź Na podstawie stworzonego schematu formularze programu Access (Microsoft zbadano występowanie zniszczeń powo- Office) lub Base (OpenOffice). Lepiej jed- dziowych zaistniałych w poszczególnych nak, jeśli dane są osadzone w przestrzeni sytuacjach. Rozpatrzono 89 przypadków, geograficznej i dostępne w programie GIS. jakie zebrano dla dorzecza górnego Bobru W bazie danych poświęconej formom i pro- z informacji literaturowych oraz własnych cesom fluwialnym nie może zabraknąć ich obserwacji (ryc. 9.2). Z zestawienia (ryc. klasyfikacji oraz źródeł cytowania informa- 9.3.) wynika, że geomorfologiczne efekty cji. Przykładowymi bazami danych mogą być procesów fluwialnych zagrażają szczególnie projekt Systemu Informacji Przestrzennej krętym odcinkom cieków, gdzie działa ero- Dorzecza Odry SIPDO wspierający Program zyjne podcinanie wklęsłych brzegów. dla Odry 2006 (Poprawski i in. 2004) lub W niebezpieczeństwie są także zakola, gdzie koncepcja bazy danych dla zlewni Odry dochodzi do rozcinania erozyjnego przez opracowana w Zakładzie Hydrogeologii Sto- koryta przelewowe i akumulacji rumowiska sowanej Uniwersytetu Wrocławskiego (Chu- oraz odcinki, gdzie następują zmiany spadku dy 2004). hydraulicznego. W następnej kolejności W Polsce podjęto już wiele prób stwo- zniszczenia spowodowane były tworzeniem rzenia baz danych odnoszących się do zja- zatorów na mostach. wisk katastrofalnych. Bazy te nie są jednak

[280]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

SZTUCZNE PRZESZKODY ZAKOLA Oddziaływanie zabudowy hydrotech- Procesy erozyjne na brzegach wklę- nicznej, nagła zmiana obciążenia rzeki słych oraz depozycja rumowiska poniżej pułapek sedymentacyjnych rzecznego na brzegach wypukłych powoduje erozję dna i brzegów KORYTA PRZELEWOWE (SKRÓTY AWULSJA POWODZIOWE) Zmiany korytowe na stożkach napły- Rozcięcie ostrogi zakola korytem wowych wskutek depozycji rumowi- powodziowym, depozycja rumowiska ska, predyspozycja do roztokowania na powierzchni ostrogi ZMNIEJSZENIE SPADKU Depozycja rumowiska rzecznego UMOCNIENIE BRZEGU wskutek zmniejszenia spadku hydrau- Nasilona erozja boczna brzegu wypu- licznego, sypanie stożków napływo- kłego w sytuacji sztucznego umocnie- wych poniżej krawędzi morfologicz- nia brzegu wklęsłego

nych gór DOPŁYWY ZATOR ŚWIATŁA MOSTU Depozycja rumowiska rzecznego Awulsja rzeki i formowanie nowych w postaci odsypów centralnych koryt, sytuacja typowa przy zatorach i bocznych, erozja dna w miejscu z rumoszu drzewnego złączenia nurtów cieku głównego

i dopływu PRZEŁOM RZECZNY Zmiana szerokości dna doliny, erozja wgłębna boczna i wgłębna na odcinku przełomowym, depozycja aluwium

w strefie wylotu z przełomu Ryc. 9.1. Typowe scenariusze potencjalnych zmian rzeźby dolin rzecznych w czasie powodzi

Ryc. 9.2. Rozmieszczenie zniszczeo powodziowych w dorzeczu Bobru spowodowanych typowymi prze- kształceniami rzeźby fluwialnej. Objaśnienia: 1 – sytuacja zakoli rzecznych, 2 – skrót powodziowy, 3 – zmniejszenie nachylenia profilu podłużnego cieku, 4 – zator światła mostu, 5 – sytuacja przełomu rzecznego, 6 – sztuczne przegrodzenie koryta, 7 – awulsja na stożku napły- wowym, 8 – jednostronne umocnienie brzegu. Według: Kasprzak (2006a)

[281]

Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrao i powodzi – M. Kasprzak, P. Migoo

uruchomienie poszczególnych zjawisk. Na przestrzeni dekad i wieków zmieniają się także tendencje erozyjno-akumulacyjne cie- ków. Mimo napotkanych trudności, na świecie powstają opracowania w tym zakresie. Część z nich opiera się na modelowaniu GIS i aproksymacji rzeczywistości, inne polegają na analizie minionych zdarzeń i kartowaniu geomorfologicznym. W drugim przypadku bada się zazwyczaj przeszłe zmiany krętości i zmiany profilu podłużnego Ryc. 9.3. Częstośd występowania zniszczeo po- koryt rzecznych oraz zmiany ich linii brze- wodziowych w wyniku typowych prze- gowej, tak jak w pracy Langhammera kształceo rzeźby fluwialnej z 89 obserwacji dla dorzecza górnego Bobru i Matouńkovej (2006) poświęconej wyzna- (do Wlenia). Objaśnienia: 1 – sytuacja czeniu współczynnika ryzyka dla czeskiej zakoli rzecznych, 2 – skrót powodzio- rzeki Blanicy w dorzeczu Łaby. wy, 3 – zmniejszenie nachylenia profilu Odpowiednio skonstruowana mapa ry- podłużnego cieku, 4 – zator światła zyka potencjalnymi zmianami w rzeźbie mostu, 5 – sytuacja przełomu rzecznego, 6 – sztuczne przegrodzenie koryta, dolinnej powinna spełniać takie same zada- 7 – awulsja na stożku napływowym, nie jak klasyczna mapa zagrożenia powo- 8 – jednostronne umocnienie brzegu dziowego, a więc dawać obraz zmian w sytuacji zagrożenia i służyć planom zagospodarowania przestrzennego oraz programom 9.5. Mapy ryzyka potencjalnych zarządzania (Foster 1983). W niektórych przekształceń rzeźby dolinnej miejscach, głównie tam, gdzie dochodziło w przeszłości do zmian korytowych lub inge- Zmniejszeniu strat powodziowych słu- rowano w krętość koryt, można opierać się żyć powinny szczegółowe mapy zagrożenia, jedynie na materiale kartograficznym. Nie- podatności na zniszczenia i ryzyka związane kiedy przynosi to doskonałe efekty, tak jak z procesami erozji rzecznej i depozycji ru- w wypadku wyznaczania terenów zalewo- mowiska rzecznego. Obszary nasilonej erozji wych Loary na podstawie archiwalnych map i depozycji są zazwyczaj niedostatecznie (Żelaziński 2004). W wymienionym opraco- rozpoznane lub nieudokumentowne, mimo waniu strefy ryzyka powodziowego wynikały okazji, jakie przynoszą kolejne duże wezbra- jednak z głębokości i prędkości przepływu nia. Brakuje także literatury zawierającej wody (tab. 9.2), co wystarcza jedynie wytyczne do prowadzenia prac w tym zakre- w przypadku rzek nizinnych. W przypadku sie. Kolejnym problemem są przeszkody dolin rzek górskich i podgórskich niezbędne w modelowaniu tego typu zjawisk – niemoż- wydają się prace terenowe i rozpoznanie liwe do zmierzenia w skali całej zlewni geologiczno-morfologiczne warunków natu- zmiany odporności brzegów rzecznych na ralnych (Kasprzak, Migoń 2008). Nieodzow- erozję czy wielkości dostawy drobnofrakycj- na staje się także krytyczna ocena wpływu nego materiału stokowego do koryt. Prak- hydrozabudowy na funkcjonowanie systemu tycznie nie ma też struktury odpornej na rzecznego, która w wielu przypadkach jest zniszczenie w środowisku wodnym (działa- niedostosowana do naturalnych tendencji nie kawitacji etc.). Procesy geomorfologicz- cieków (Wyżga 2001, Bojarski i in. 2005). ne zmieniają ponadto w czasie swoje natęże- W wyznaczaniu stref zagrożenia flu- nie i wartości progowe odpowiedzialne za wialnymi przekształceniami rzeźby dolinnej

[282]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

można posłużyć się dwiema metodami: wy- niami rzeźby fluwialnej przyjęto zasadę, że dzieleniem ogólnych tendencji erozyjno- średnie ryzyko występuje, gdy nakładają się akumulacyjnych cieku lub bardziej szczegó- na siebie co najmniej 2 sytuacje wyróżnione łowej analizie geomorfologicznej doliny. na ryc. 9.1, a ryzyko duże związane jest Ogólny schemat postępowania przy pracy z jednoczesnym występowaniem 3 lub więk- według pierwszej metody przedstawiony szej ilości takich sytuacji. Dodatkowym został na ryc. 9.4. W wyznaczeniu stopnia czynnikiem decydującym o stopniu ryzyka ryzyka wzdłuż karkonoskiego potoku Łom- jest zabudowa wzdłuż koryta cieku. nica posłużono się morfologią doliny i szero- kością pasa holoceńskiego aluwium, lokali- Tab. 9.2. Przykładowa tablica ryzyka dla rzeki zacją zabudowy przy korycie oraz procesami nizinnej. Według: Żelazioski (2004) geomorfologicznymi charakterystycznymi dla poszczególnych odcinków cieku. Przy- Głębokośd Szybkośd Kategoria kład drugiego sposobu postępowania przed- zalewu przepływu ryzyka stawiono na ryc. 9.5. Dotyczy on środkowe- [m] *m·s−1] go odcinka dopływu Łomnicy – potoku zerowa lub Łomniczka i potoku Płomnica w Karpaczu mała h<1 mała Wilczej Porębie. W tej metodzie szczegóło- średnia lub h<1 wo przeanalizowano morfologię doliny na wysoka średnia podstawie cyfrowego modelu wysokościo- zerowa lub 12 mała 1:25 000, uzupełniając wiedzę bezpośredni- bardzo średnia lub h>2 mi obserwacjami terenowymi. W wyznacza- wysoka wysoka niu stref ryzyka potencjalnymi przekształce-

Ryc. 9.4. Schemat wyznaczania stref zagrożenia według ogólnych tendencji przekształceo rzeźby fluwialnej. Przykład rzeki Łomnicy w Karkonoszach i w dnie Kotliny Jeleniogórskiej. Według: Kasprzak (2006b)

[283]

Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrao i powodzi – M. Kasprzak, P. Migoo

Ryc. 9.5. Strefy ryzyka związanego z przekształceniami rzeźby fluwialnej podczas wezbrao cieków w sytuacji geomorfologicznej Wilczej Poręby w Karpaczu. Objaśnienia: 1 – aluwia rzeczne w ogól- ności (holocen), 2 – żwiry i piaski niższej terasy (plejstocen), 3 – żwiry i piaski wyższej terasy (plejstocen), 4 – stożek napływowy, 5 – szczyt i linia stokowa, 6 – próg tektoniczny, 7 – skałki, 8 – podcięcia brzegowe, 9 – kanały powodziowe, 10 – paleokoryto, 11 – obszary zabudowane z głównymi drogami, 12 – zapory przeciwrumowiskowe. Ryzyko: D – duże, Ś – średnie, N – niskie. Według: Kasprzak (2008)

rania lasów, głównie na skutek zakwaszenia 9.6. Zapobieganie negatywnym atmosfery zanieczyszczeniami i intensywnej skutkom geomorfologicznym zwózki drewna w latach 80. XX w. W wy- wezbrań a rachunek ekono- mienionych wypadkach powodowały one miczny wzrost objętości transportowanego rumowiska rzecznego i jego depozycję na przedpolu

gór. Komentarz nie jest także potrzebny do Zapobieganie procesom geomorfolo- ścisłej zabudowy mieszkaniowej wzdłuż gicznym, które działają w dnie doliny pod- koryt rzecznych, nawet przy wklęsłych brze- czas wezbrań rzecznych bywa niezwykle gach zakoli o małym promieniu krzywizny trudne i kosztowne. Ponadto część z nich (przykład uszkodzonego budynku w Szklar- wynika niekiedy pośrednio z działania czło- skiej Porębie Huta podczas wezbrania Ka- wieka, jak np. zwiększenie dostawy drobno- miennej 7–8 sierpnia 2006 r.) ani do prosto- frakcyjnego materiału stokowego do koryt wania koryt i przyspieszenia odpływu. sudeckich rzek w okresie rolniczego wykorzystania sudeckich zboczy dolin lub wymie-

[284]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Nie wdając się w dyskusję między (np. Wleń) położone w skrajnie niekorzyst- proekologicznymi a inżynieryjnymi koncep- nych sytuacjach terenowych podlegają sta- cjami zapobiegania skutkom powodzi, należy łemu zagrożeniu ze strony wód wezbranio- zwrócić uwagę na potrzebę wzrostu świado- wych i zmian rzeźby fluwialnej. Zazwyczaj mości społecznej i umiejętności organizowa- nie jest możliwe przesiedlenie ich mieszkań- nia skutecznych działań przeciwpowodzio- ców, a przypadki takie znane są raczej z od- wych przez społeczności lokalne. Metody ległych krajów (np. ze Stanów Zjednoczo- takich podstawowych działań zawiera pod- nych). Można jednak ograniczyć inwestycje ręcznik Flood-Fight Handbook... (2007). narażone na zniszczenia lub odmawiać ich Ogląd zagospodarowania dolnośląskich dolin ubezpieczenia bez spełnienia odpowiednich rzecznych, zwłaszcza w granicach Sudetów, warunków (brak podpiwniczeń, często zale- nasuwa myśl o potrzebie punktowej korekty wany parter wykafelkowany dla ułatwienia lokalizacyjnej zabudowy mieszkaniowej odprowadzenia szlamu i mułu etc.). Wspo- i infrastruktury drogowej oraz przeprowa- mniany wzrost świadomości społecznej nie dzania fachowych remontów umocnień brze- jest jednak możliwy bez nakładów na rozwój gowych lub ich modyfikacji. Wsie (np. Żela- nowoczesnej nauki nastawionej na aplikacyj- zno w powiecie kłodzkim) i fragmenty miast ne zastosowanie wypracowanej wiedzy.

Literatura:

Alphen J. van, Passchier R. (red.), 2007. Atlas of Flood Maps. Examples from 19 European countries. USA and Japan. EXCIMAP. Andjelkovic I., 2001. Guidelines on non-structural measures in urban flood management. IHP-V, Tech- nical Documents in Hydrology 50, UNESCO, Paris. Anioł-Kwiatkowska J., Flora synantropijna, 2005. W: J. Fabiszewski (red.), Przyroda Dolnego Śląska. PAN, Wrocław, 313–319. Arnaud-Fassetta G., Beltrando G., Fort M., Plet A., André G., Clément D., Dagan M., Mering C., Qiusserne D., Rycx et Y., 2002. La catastrophe hydrologique de novembre 1999 dans bassin versant de I'Ar- gent Double (Aude, France): de l'aléa pluviométrque á la gestion des risques pluviaux et fluviaux. Géomorphologie: relief, precessus, environnement 1, 17–34. Barry J.J, 2004. A general power equation for predicting bed load transport rates in gravel bed rivers, Water Resources Research 40, W10401. Bartosik J., 1975. Instrukcja kartowania geomorfologicznego. WSP Kielce. Bashenina N.V., Gellert J., Joly F., Klimaszewski M., Scholz E., 1968. Project of The Unified Key and The Detailed Geomorphological Map of the World. Folia Geographica. Seria Geographica-Physica 2, PAN Oddz. w Krakowie, Komisja Nauk Geologicznych. Biehl, L., Landgrebe D., 2002. MultiSpec – A Tool for Multispectral-Hyperspectral Image Data Analysis. Computers and Geosciences 28 (10), 1153–1159. Birkmann J. (red.), 2006. Measuring Vulnerability to Natural Hazards: Towards Disaster Resilient Socie- ties. United Nations University Press, Tokyo, Japan. Bishop M., Shroder J.F., 2004. Geographic Information Science and Mountain Geomorphology. Jointly published with Praxis Publishing, Chichester, UK. Bojarski A., Jeleoski J., Jelonek M., Litewka T., Wyżga B., Zalewski J., 2005. Zasady dobrej praktyki w utrzymaniu rzek i potoków górskich. Ministerstwo Ochrony Środowiska, Departament Zasobów Wodnych, Warszawa. Borgström I., Cousins S.A.O., Dahlberg A.C., Westerberg L.-O., 1999. The 1997 flash flood at mount Fulufjället, West Central Sweden: Geomorphic and vegetational investigations of Stora Göljån Valley. Geografiska Annaler 81A, 369–382. Brown A.G., Petit F., James A., 2003. Archeology and human artefacts. W: G.M. Kondolf, H. Piégay (red.), Tools in Fluvial Geomorphology. Wiley, 59–101.

[285]

Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrao i powodzi – M. Kasprzak, P. Migoo

Büchele B., Kreibich H., Kron A., Thieken A., Ihringer J., Oberle P., Merz B., Nestmann F., 2006. Flood-risk mapping: contributions towards an enhanced assessment of extreme events and associated risks. Natural Hazards and Earth System Sciences 6, 485–503. Chave S., 2002. Pertinence de la cartographie hydrogéomorphologique dans l’approche des inondations rares à exceptionnelles: examples de sept bassins fluviaux dans les Corbières et le Minervois (The revelance of hydrogeomorphological maps in predicting rare or exceptional floods: a study of seven catchments in the Corbières and Minervois, France). Gèomprphologie: relief, processus, environnement 4, 297–306. Chave S., Ballais J.L., 2006. From hydrogeomorphology to hydraulic computations: a multidiscyplinary approach of the flood hazard diagnosis in the Mediterranean zone. Zeitschrift für Geomorpholo- gie N.F 50 (4), 523–540. Chojnacki J., 2000. Szacowanie przewidywanych strat powodziowych w terenach zurbanizowanych me- todą typizacji obszarów zagrożonych. Gospodarka Wodna 10, 368–375. Chudy K., 2004. Koncepcja bazy danych dla zlewni Odry. W: H. Szymaoska, S. Cwojdzioski, L. Poprawski (red.), Geoekologiczne i środowiskowe problemy gospodarowania i ochrony doliny górnej i środ- kowej Odry. 18-19 XI 2004 r., Wrocław, PIG, 157–164. Chuman T., Lipský Z., Matějček T., 2006. Succession of vegetation in alluvial floodplains after extreme floods. Geografie–Sborník ČGS 111 (3), 314–325. Clarke S., Greenwald C., Spalding V., 2002. Using ArcPad. ArcPad 6. Esri, Redlands, USA. Czerwioski J., 1998. Geologiczne, geomorfologiczne i antropogeniczne uwarunkowania zagrożeo powodziowych we Wrocławiu. Czasopismo Geograficzne 69 (1), 43–63. Dąbrowska A., Kasprzak M., 2007. Struktura koryta w małej zlewni górskiej na przykładzie potoku Skałka w Karkonoszach Wschodnich. Systemy dolinne i ich funkcjonowanie, Prace Instytutu Geografii AŚ w Kielcach 16, 173–186. Development and Flood Risk: A Practice Guide Companion to PPS25 ‘Living Draft’. A Consultation Paper. 2007. Department for Communities and Local Government, London. DHI Water&Environment, MIKE 21C River Morphology. A Short Decription. Danish Hydraulic Institute. Drzewiecki W, Mularz S., 2005. Model USPED jako narzędzie prognozowania efektów erozji i depozycji materiału glebowego. Annals of Geomatics 3 (2), 45–54. Dyrektywa 2007/60/WE Parlamentu Europejskiego i Rady z 23 X 2007 r. w sprawie oceny ryzyka powodziowego i zarządzania nim, z załącznikiem, Parlament Europejski, Dziennik Urzędowy Unii Euro- pejskiej, L 288/27. Dzierżek J., Jurewicz E., Karnkowski P., Konon A., Mastella L., Ozimkowski W., Rubinkiewicz J., Szczęsny R., Szumaoski A., Mardal T., 2008. Instrukcja Kursu Kartowania Geologicznego. Wydanie IX, zwe- ryfikowane, Inst. Geologii Podstawowej UW. Estrela T., Menéndez M., Dimas M., Marcuello C., Rees G., Cole G.,Weber K., Grath J., Leonard J., Ovesen N.B., Fehér J., Consult V., 2001. Sustainable water use in Europe 3: Extreme hydrological events: floods and droughts. Environmental issue report 21, European Environment Agency, Denmark. Fernández-Lavado C., Furdada G., Marqués M. A., 2007. Geomorphological method in the elaboration of hazard maps for flash-floods in the municipality of Jucuar´an (El Salvador). Natural Hazards and Earth System Sciences 7, 455–465. Flood-Fight Handbook – Preparing for a Flood, 2007. US Army Corps of Engineers, St. Paul District. Foster J.R., 1983. Flood-hazard mapping. W: Physical Geology. Fourth Edition. Ch.E. Merrill Publ. Comp., A Bell & Howell Comp., 174–177. Gares P.A., Sherman D.J.,Nordstrom K.F., 1994. Geomorphology and natural hazards. Geomorphology 10, 1−18. Gil E., 1990. Racjonalne użytkowanie ziemi na stokach pod kątem ochrony przeciwpowodziowej i prze- ciwerozyjnej. Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich 30, 31–48. Gilvear D., Bryant R., 2004. Analysis of aerial photography and other remotely sensed data. W: G.M. Kondolf, H. Piégay (red.), Tools in Fluvial Geomorphology. Wiley, 135–170. Ginko S.S., 1977. Katastrofy na beregach rek. Rečne navodnenija i bor’ba s nimi, Gidrometeorolog. Izd., Leningrad. Główny Geodeta Kraju, 2005. Wytyczne techniczne GIS – 3. Mapa Hydrograficzna Polski skala 1:50 000 w formie analogowej i numerycznej. Główny Urząd Geodezji i Kartografii, Warszawa. Gončarov V.N., 1954. Osnovy dinamiki ruslovyh potokov. Gidrometeorolog. Izd., Leningrad. Grocki R., Czamara W., 2001. Metody ograniczania skutków powodzi. Ograniczanie skutków powodzi w skali lokalnej. Biuro Koordynacji Projektu Banku Światowego, Wrocław, Wyd. RM, Łódź.

[286]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Grzonka B., 2009. Zastosowanie dwuwymiarowego modelu MIKE FLOOD do wyznaczania stref zalewowych w obrębie Poznania. Gospodarka Wodna 3, 101–105. Gurnell A.M., Peiry J.-L., Petts G.E., 2004. Using historical data in fluvial geomorphology. W: G.M. Kon- dolf, H. Piégay (red.), Tools in Fluvial Geomorphology. Wiley, 77-101. Guth P.L., 2002. User’s Guide for MicroDEM 6.0. URL: http://www.wood.army.mil/TVC/MicroDEMV6/Final_%20MicroDEM_603_Guide.pdf (data dostępu: 2008-09-01). Guth P.L., 2007. Geomorphometry in MICRODEM. W: T. Hengl, H.I. Reuter (red.), Geomorphometry: concepts, software, applications. Office for Official Publications of the European Communities, Luxemburg, EUR 22670 EN, 269–282. Gutry-Korycka M., Werner-Więckowska H. (red.), 1996. Przewodnik do hydrograficznych badao terenowych. Wyd. II uzup., Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. Hankin B., Waller S., Astle G., Kellagher R., 2008. Mapping space for water: screening for urban flash flooding. Journal of Flood Risk Management 1, 13–22. Henderson F.M., 1966. Open channel flow. Macmillian Publishers. Heritage G.L., Large A.R.G., Moon B.P., Birkhead A.L., 2003. Estimating extreme flood magnitude in bedrock-influenced channels using representative reach-based channel resistance data. Geografiska Annaler 85A, 1–11. Hydrologic Modeling System HEC-HMS. User's Manual, Version 3.4, 2009. US Army Corps of Engineers, Hydrologic Engineering Center. Jacobson R.B, O’Connor J.E., Oguchi T., 2003. Surficial geologic tools in fluvial geomorphology. W: G.M. Kondolf, H. Piégay (red.), Tools in Fluvial Geomorphology. Wiley, 25–57. Jankowski A.T., 1996. Przydatnośd zdjęd lotniczych do badao zjawisk wodnych. W: M. Gutry-Korycka, H. Werner-Więckowska (red.), Przewodnik do hydrograficznych badao terenowych. Wyd. II uzu- pełnione. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa, 25–41. Kamykowska M., Kaszowski L., Krzemieo K., 1999. River channel mapping instruction. Key to the river bed description. W: K. Krzemieo (red.), River channels. Pattern, Structure and Dynamics. Prace Geograficzne IGUJ 104, 9–26. Kasprzak M., 2006a. Przekształcenia rzeźby den dolin rzecznych podczas fluwialnych zdarzeo ekstremalnych na górskich dopływach Bobru w aspekcie zagospodarowania przestrzennego. W: A. Ko- strzewski, J. Szpikowski (red.), Funkcjonowanie Geosystemów Zlewni Rzecznych 4. Procesy Eks- tremalne w Środowisku Geograficznym, Poznao – Storkowo, 127–128. Kasprzak M., 2006b. Historical floods versus contemporary land use in the Łomnica Valley, Sudetes, SW Poland - towards vulnerability assessment. Geophysical Research Abstracts 8, European Geosci- ences Union General Assembly, EGU06-A-05380 (CD-ROM). Kasprzak M., 2008. Strefy erozji i akumulacji podczas fluwialnych zdarzeo ekstremalnych w Sudetach, przykład Wilczej Poręby w Karpaczu. Landform Analysis 8, 36–40. Kasprzak M., Migoo P., 2008. Mapping fluvial geomorphology as a tool for hazard and risk assessment, West Sudetes, SW Poland. "Environmental Analysis and Geomorphological Mapping for a Sus- tainable Development", Addis Adeba (Ethiopia), 26 II– 6III 2008, Abstract Book, 6–7. Kaszowski L., 1975. Morfodynmika koryta potoku Białego w Tatrach. Folia Geographica, Seria Geogra- phica-Physica 9, 5–41. Kaszowski L., Kotarba A., 1970. Wpływ katastrofalnych wezbrao na przebieg procesów fluwialnych (na przykładzie potoku Kobylanka na Wyżynie Krakowskiej). Prace Geograficzne PAN 80, 5–87. Khanal R.N., Shrestha M., Ghimire M. (red.), 2007. Preparing for Flood Disaster Mapping and Assessing Hazard in the Ratu Watershed. Nepal International Centre for Integrated Mountain Development (ICIMOD), Kathmandu, Nepal, 102 s. Kinnell P.I.A., 2005. Why the universal soil loss equation and the revised version of it do not predict event erosion well. Hydrological Processes 19 (3), 851–854. Kitowski K., Nieznaoski P., 2009. Mapy terenów zalewowych w dolinie Odry na obszarze województwa dolnośląskiego. Gospodarka Wodna 3, 110–112. Klimaszewski M., 1953. Zagadnienie zdjęcia geomorfologicznego Polski. Czasopismo Geograficzne 25, 16–32. Klimek K., Malik I., Owczarek P., Zygmunt E., 2002. Historical flood evidence using geomorphological and dendrochronological records, Sudetes Mountains, Central Europe. W: V.R.Thorndycraft, G.Benito, M. Barriendos, M.C. Liasat (red.), Paleofloods, Historical Data and Climatic Variability: Applica-

[287]

Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrao i powodzi – M. Kasprzak, P. Migoo

tions in Flood Risk Assessment. Proceedings of the PHEFRA International Workshop held in Barce- lona, 16–19 X 2002, 61–65. Kolejka J., Svatopová H., 2009. Wizualizacja kartograficznych baz danych w procesie likwidacji skutków klęsk żywiołowych. W: W. Żyszkowska, W. Spallek (red.), Bazy danych w kartografii. Główne problemy współczesnej kartografii. UWr., Wrocław, 113–129. Kondziołka K., Radoo J., 2009. Zastosowanie oprogramowania MIKE FLOOD do zintegrowanego jedno- i dwuwymiarowego modelowania wezbrao powodziowych w zlewni rzeki Rudawy. Gospodarka Wodna 3, 106–109. Konieczny R., Walczykiewicz T., 2006. Projekt dyrektywy Unii Europejskiej w zakresie redukcji zagrożenia powodziowego. W: M. Maciejewski (red.), Zagrożenia środowiska naturalnymi zjawiskami ekstremalnymi. IMGW, Warszawa, 170–177. Kostecki S., Twaróg B, 2002. Zastosowanie numerycznego modelu terenu do wyznaczania stref zagroże- nia powodziowego. XII Ogólnopolska Szkoła Gospodarki Wodnej, nt: „Ochrona przeciwpowodziowa w społeczeostwie informacyjnym”, Jachranka, V 2002. Krzemieo K., 2006. Badania struktury i dynamiki koryt rzek karpackich. Infrastruktura i Ekologia Terenów Wiejskich 4 (1), 131−142. Laflen J.M., Moldenhauer W.C., 2003. Pioneering Soil Erosion Prediction: The USLE Story. World Associa- tion of Soil & Water Conservation – WASWC, Special Publication 1. Landon N., Piégay H., 1994. L’incision de deux affluents méditerranéens du Rhône: la Drôme et l’Ardèche. Revue Gèogr., Lyon 69, 63–72. Langhammer J. i in., 2005. Metodika mapowání upravenosti říční sítĕ a následků povodnĕ. Dlouhodobé zmĕny poříčních ekosystémů v nivách toků postižených extrémními záplavami. Projekt VaV SM/2/57/05, Univerzita Karlova v Praze. Langhammer J., 2007. Současné přístupy hodnocení a modelováni povodpověho rizika. W: J. Langham- mer (red.)., Povodně a změny w krajině. Univerzita Karlova v Praze, 13–40. Langhammer J., Křížek M., 2007. Mapování upravenosti říční síté a následků povodni. W: J. Langhammer (red.)., Povodně a změny w krajině. Univerzita Karlova v Praze, 169–186. Langhammer J., Matoušková M, 2006. Mapping and analysis of river network modification as a factor of flood risk in the Blanice river basin. Geografie – Sborník České Geografické Společnosti 3 (111), 274–291. Maksymiuk Z., 1996. Kartowanie zarastania cieków. W: M. Gutry-Korycka, H. Werner-Więckowska (red.), Przewodnik do hydrograficznych badao terenowych. Wyd. II uzupełnione. Wyd. Nauk. PWN, War- szawa, 123–127. Managing floods in Europe: the answers already exist. More intelligent river basin management using wetlands can alleviate future flooding events. 2002. WWF Background Briefing Paper, WWF Dan- ube-Carpathian Programme, WWF Living Waters Programme – Europe. Mapping the Zone. Improving Flood Map Accuracy. 2009. National Research Council, The National Acad- emies Press, Washington, D.C. Marcus W.A., Fonstad M.A, 2008. Optical remote mapping of rivers at sub-meter resolutions and watershed extents. Earth Surface processes and Landform 33, 4–24. Merritt W.S., Letcher R.A., Jakeman A.J., 2003. A review of erosion and sediment transport models. Environmental Modelling & Software 18, 761–799. Mitas L., Mitasova H., 1998. Distributed erosion modeling for effective erosion prevention. Water Re- sources Research 34 (3), 505–516. Mitasova H., Hofierka J., Zlocha M., Iverson L.R., 1996. Modeling topographic potential for erosion and deposition using GIS. International Journal of Geographical Information Science 10 (5), 629–641. Mitasova H., Mitas L., Brown B.M., Gerdes D.P., Kosinovsky I., 1995. Modeling spatially and temporally distributed phenomena: New methods and tools for GRASS GIS. International Journal of Geo- graphical Information Science 9 (4), Special issue on integration of Environmental modeling and GIS, 443–446. Mitchell J.K, 2003. European River Floods in a Changing World. Risk Analysis 23, 168–172. Moore I.D., Burch G.J., 1986a. Physical basis of the length-slope factor in the Universal Soil Loss Equa- tion. Soil Science Society Journal 50 (5), 1294–1298. Moore I.D., Burch G.J., 1986b. Sediment transport capacity of sheet and rill flow: Application of unit stream power theory. Water Resources Research 22 (8), 1350–1360. Mowszowicz J., 1975. Flora wiosenna. Przewodnik do oznaczania dziko rosnących wiosennych pospolitych roślin zielnych. Wyd. Szkolne i Pedagogiczne, Warszawa.

[288]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Mowszowicz J., 1977. Flora jesienna. Przewodnik do oznaczania dziko rosnących jesiennych pospolitych roślin zielnych. Wyd. Szkolne i Pedagogiczne, Warszawa. Mowszowicz J., 1980. Flora letnia. Przewodnik do oznaczania dziko rosnących letnich pospolitych roślin zielnych. Wyd. Szkolne i Pedagogiczne. Warszawa. O’Connor J.E., Costa J.E., 2003. Large floods in United States: where they happen and why. USGS Special Circular 1425. Pegram G, Parak M, 2004. A review of the regional maximum flood and rational formula using geomorphological information and observed floods. Water SA 30 (3). Planning Policy Statement 25: Development and Flood Risk. 2006. Communities and Local Government, TSO, London. Plate E.J., 2002. Flood risk and flood management. Journal of Hydrology 267, 2–11. Poprawski L., Dubniaoski Z., Filip S., Szostek A., 2004. System Informacji Przestrzennej Dorzecza Odry (SIPDO). W: H. Szymaoska, S. Cwojdzioski, L. Poprawski (red.), Geoekologiczne i środowiskowe problemy gospodarowania i ochrony doliny górnej i środkowej Odry. 18–19 XI 2004 r., Wrocław, PIG, 97–103. Prawo Wodne, Ustawa z dnia 18 lipca 2001 r., Tekst ujednolicony, 20 stycznia 2009 r., Kancelaria Sejmu. Pytkowska M., 2008. Dyrektywa 2007/60/WE Parlamentu Europejskiego i Rady z 23 października 2007 r. w sprawie oceny ryzyka powodziowego i zarządzania nim. Gospodarka Wodna 3, 1–4. Q3 Flood Data Users Guide. 1996. Federal Emergency Management Agency. Rachlewicz G., 2007. Floods in High Arctic valley systems and their geomorphologic effects (examples from Billefjorden, Central Spitsbergen). Landform Analysis 5, 66–70. Radczuk L., Szymkiewicz R., Jełowicki J., Żyszkowska W., Brun J.-F., 2001. Wyznaczanie stref zagrożenia powodziowego. Ograniczanie skutków powodzi w skali lokalnej. Biuro Koordynacji Projektu Ban- ku Światowego, Wrocław, Wyd. RM, Łódź. Radczuk L., Żyszkowska W., 2001. Sposoby wykorzystania stref zagrożenia powodziowego. Ograniczanie skutków powodzi w skali lokalnej. Biuro Koordynacji Projektu Banku Światowego, Wrocław, Wyd. RM, Łódź. Rast G., Obrdlik P., Nieznaoski P., 2000. Atlas zalewowych obszarów Odry. WWF, Kraft-Druck, Ettlingen. Rathburn S, Wohl E, 2003. Predicting fine sediment dynamics along a pool-riffle mountain channel. Ge- omorphology 55, 111–124. Raven P.J., Holmes N.T.H., Dawson F.H., Everard M., 1998. Quality assessment using River Habitat Sur- vey data. Aquatic Conservation: Marine and Freshwater Ecosystems 8 (4), Spec. Issue: The Appli- cation of Classification and Assessment, 477–499. Renard K.G., Foster G.R., Weesies G.A., McCool D.K., Yoder D.C., 1997. Predicting soil erosion by water. A guide conservation planning with the revised universal soil loss equation (RUSLE). U.S. Depart- ment of Agriculture, Agriculture Handbook 703. Renard K.G., Laflen J.M., Foster G.R., McCool D.K., 1994. The revised universal soil loss equation. W: R. Lal (red.), Soil erosion. Research methods. 105–126. River Analysis System. Application Guide. Version 4.0. 2008. US Army Corps of Engineers, Hydrologic Engineering Center. Ruszczycka-Mizera M., 1978. Fotointerpretacja jako metoda analizy rozwoju rzeźby dna doliny dużej rzeki na przykładzie doliny Odry. Prace Instytutu Geograficznego A, Acta Universitatis Wra- tislaviensis 340, 115–151. Rutkowski L., 2004. Klucz do oznaczania roślin naczyniowych Polski niżowej. Wyd. Nauk. PWN, Warsza- wa. Sambrook Smith G.H., Best J.L., Bristow Ch.S., Petts G.E. (red.), 2006. Braided Rivers: Process, Deposits, Ecology and Management. IAS Spec. Publ. 36, Blackwell Publ. Samuels P.G., 2006. The European perspective and research on flooding. W: Knight D.W., Shamseldin A.Y. (red.), River basin modelling for flood mitigation. Pub. by Taylor and Grancis, London, 21–58. Smith K, Ward R., 1998. Floods: Physical Processes and Human Impact. John Wiley and Sons, Chisch- ester. Stabel E.T., 2005. Satellitenbasierte Analyse der Morphodynamik großer Flußgewässer als Teil einer integrierten Hochwasservorsorge am Beispiel des Oderhochwassers 1997. Saarbrücker Geogrphi- sche Arbeiten B50. Stüber K., 2007. Virtuellen biologischen Bibliothek „Biolib“. URL: http://www.biolib.de/ (data dostępu: 2008-09-01) Szafer W., Kulczyoski S., Pawłowski B., 1988. Rośliny Polskie. Części I i II. PWN Warszawa.

[289]

Prognozowanie geomorfologicznych skutków wezbrao i powodzi – M. Kasprzak, P. Migoo

Szoszkiewicz K., Zgoła T., Jusik Sz., Hryc-Jusik B., Dawson F.H., Raven P., 2008. Hydromorfologiczna ocena wód płynących. Podręcznik do badao terenowych według metody River Habitat Survey w warunkach Polskich. Wyd. III. Wyd. Nauk. Bogucki. Szypuła M., 2001. Strefy zagrożenia powodziowego: metodyka określania rodzajów i sposobów z wykorzystaniem numerycznego modelu terenu. Gospodarka Wodna 8, 328–331. Świerkosz K, 2004. Podstawowe typy siedlisk nadrzecznych Polski i ich związek z wezbraniami wód. Wi- zyta studyjna w Niemczech „Przyjazne środowisku metody ochrony przed powodzią wraz z przy- kładami renaturyzacji rzek”, Kraków/Nowe Brzesko, 9–10 V 2004, 3–6. Thomé O.W., 1885. Flora von Deutschland Österreich und der Schweiz. Ort: Gera-Untermhaus. Thywissen K., 2006. Components of Risk. A Comparative Glossary. SOURCE, Publication Series of UNU- EHS (United Nations University – Institute for Environment and Human Security) 2. Total Disaster Risk Management: Good Practices, 2005. UN World Conference on Disaster Reduction. 18–22 I 2005, Kobe, Japan. Twaróg B., 2004. Ocena zagrożenia w wyniku przerwania wału przeciwpowodziowego. Mapa zagrożenia obszaru obwałowanego. W: M. Maciejewski, M. Ostojski (red.), Monitoring zagrożeo i metody osłony środowiska. IMGW, Warszawa, 85–97. Weingartner R., Barbena M., Spreafico M., 2003. Floods in mountain areas – an overview based on examples from Switzerland. Journal of Hydrology 282, 10–24. Weychert E., 1958. Studia topograficzne i wodno-melioracyjne. Wyd. Arkady. Wrooski J., 1974. Rozwój przedsudeckiego odcinka doliny Nysy Kłodzkiej w świetle interpretacji zdjęcia lotniczego. Kwartalnik Geologiczny 18 (1), 209–221. Wyżga B., 2001. A geomorphologist’s criticism of the engineering approach to channelization of gravel- bed rivers: case study of the Raba River, Polish Carpathians. Environmental Management 28 (3), 341–358. Voženílek V. i in., 2001. Integrace GPS/GIS v geomorfologickém výzkumu. Univerzita Palackého v Olo- mouci, Přírodovědecká fakulta, Olomouc. Żelazioski J., 2004. Mapy terenów zalewowych jako podstawowy instrument ograniczania skutków powodzi. Wizyta studyjna w Niemczech „Przyjazne środowisku metody ochrony przed powodzią wraz z przykładami renaturyzacji rzek”, Kraków/Nowe Brzesko, 9–10 V 2004, 20–23. Żelazioski J., 2005. Symulacja komputerowa jako metoda badania strategii ochrony przeciwpowodziowej, Szkolenie: „Przyjazna środowisku strategia ochrony przed powodzią”. Żurawek R., 1998. Powódź w lipcu 1997 r. we Wrocławiu – przypadek Kozanowa. Rocznik Wrocławski 5, Tow. Przyjaciół Ossolineum, Wrocław, 53–65.

[290]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

10. Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. na przykładzie Wrocławia i Opola

Stanisław Grykieo, Robert Szmytkie

10.1. Wprowadzenie terasach zalewowych. W 1997 r. Odra przy- pomniała, że jak już wiele razy w przeszłości W aglomeracjach miejskich powodzie (Kamiński i in. 1998) potrafi być niebez- mogą powodować katastrofalne rozmiary pieczna i należy jej przywrócić właściwe strat i szkód. Ich przyczyny to m.in.: gęsta miejsce w życiu Wrocławia i Opola. Lipco- zabudowa, zajmowanie pod budowę domów wa powódź w katastrofalny sposób dotknęła mieszkalnych i infrastruktury miejskiej tere- oba miasta i jego mieszkańców i nie oszczę- nów sąsiadujących z rzeką (eliminując tym dziła chyba żadnej dziedziny życia. Obok samym możliwość naturalnego retencjono- tragedii poszczególnych obywateli straty wania wezbranych wód), niewystarczająca poniosła również gospodarka, nauka i kultu- kanalizacja rzek, zły stan i niski poziom wa- ra. Trudno zatem byłoby oczekiwać, aby łów przeciwpowodziowych oraz zmniejsza- następstwa powodzi nie wpłynęły na warunki nie lub eliminowanie na terenach zurbanizo- życia w mieście. Wszak "wielka woda" roz- wanych obszarów naturalnego wsiąkania lała się na ogromnej przestrzeni, zatapiając wód do gruntu. Największe zagrożenie obok osiedli mieszkaniowych obiekty i urzą- w czasie powodzi w mieście związane jest dzenia infrastrukturalne, urzędy, szkoły, par- z systemem zaopatrzenia w wodę, kanaliza- ki, zakłady pracy i tereny rolnicze. cją i oczyszczaniem ścieków, wysypiskami śmieci i odpadów oraz hałdami przemysło- wymi, różnego rodzaju systemami naftowy- 10.2. Ekonomiczne skutki powodzi mi (stacje paliw, rurociągi przesyłowe, zbiorniki) i magazynami materiałów niebez- Powódź w 1997 r. była wyjątkowa piecznych (Maciejewski 1997). Klęska ży- w historii Polski – w dorzeczu górnej Odry wiołowa, jaką jest powódź wpływa na rytm fala powodziowa przekroczyła o 2–3 m naj- życia codziennego panujący w miastach. wyższe notowane dotąd stany wód. W dorze- Destabilizacji ulega codzienne życie jego czu Wisły powódź miała łagodniejszy prze- mieszkańców – praca i nauka, przemieszcza- bieg wobec niższych opadów i mniejszego nie się, możliwości dokonywania zakupów. przyboru wód. Dodatkowo w dorzeczu Odry Utrudniony bądź niemożliwy staje się dostęp problem powstał wobec faktu, że rzeki są tu do mediów: wody, gazu, prądu. w znacznej mierze uregulowane, a niedroż- Przez prawie sto lat, jakie minęły od ność ich koryt, zły stan techniczny urządzeń ostatniej wielkiej powodzi w 1903 r., Odra hydrotechnicznych i m.in. powojenna zabu- była łaskawa dla mieszkańców Śląska. Mia- dowa polderów pogorszyły sytuację. sta czerpały korzyści wynikające z położenia Lipcowa powódź 1997 r. spowodowa- nad tą ważną arterią komunikacyjną, zanie- ła ogromne straty i szkody powodziowe dbując jednak remonty wałów przeciwpowo- w Polsce. W jej wyniku zginęły 54 osoby, dziowych i budując osiedla mieszkaniowe na ewakuowano ponad 106 tys. osób z zalanych

[291]

Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. ... – S. Grykieo, R. Szmytkie

lub zagrożonych terenów, zalaniu uległo Wstępne szacunki strat (Dorzecze Od- 47 tys. budynków mieszkalnych i gospodar- ry... 1999) okazały się niestety w odniesieniu czych. Pod wodą znalazło się 465 tys. ha do niektórych kwestii zaniżone. Bilans po- użytków rolnych, w tym 300 tys. ha gruntów wodzi podany w opracowaniu Dorzecze Wi- ornych i 147 tys. ha użytków zielonych. sły. Monografia powodzi lipiec 1997 (Grela Uszkodzeniu lub zniszczeniu uległo 2,0 tys. i in. 1999), to 55 ofiar śmiertelnych i straty km dróg i szlaków kolejowych oraz 1,7 tys. materialne szacowane na około 12 mld zło- mostów i przepustów drogowych. Uszko- tych. W wyniku powodzi dach nad głową dzone zostały zakłady przemysłowe, 71 szpi- straciło 7 tys. ludzi, straty z tytułu zniszcze- tali w miastach, 190 placówek służby zdro- nia majątku poniosło 9 tys. firm. Woda wia, 252 obiekty kulturalne, 300 obiektów zniszczyła lub uszkodziła 680 tys. mieszkań, sportowych, ok. 120 km sieci wodociągowej, 4000 mostów, 14 400 km dróg, 613 km wa- 100 ujęć wody pitnej i 200 studni kopanych. łów przeciwpowodziowych i 500 tys. ha Zalanych zostało ok. 70 oczyszczalni ście- upraw. ków i 7 składowisk odpadów komunalnych Specjalistyczne przeglądy urządzeń (Dorzecze Odry... 1999). piętrzących wodę, przeprowadzone w sierp- Ogólna wartość strat powstałych niu 1997 r. przez Ośrodek Technicznej Kon- w wyniku powodzi w lipcu 1997 r. oszaco- troli Zapór IMGW wykazały uszkodzenia na wana została wstępnie na 9,24 mld zł (bez 12 obiektach, w tym na zbiornikach Otmu- uwzględnienia strat pośrednich). Straty prze- chów, Pilchowice, Mietków, Lubaczów, Słup kraczające kwotę 1 mld zł oszacowano i Jeziorsko (Dorzecze Odry... 1999). Ogólną w czterech województwach: wrocławskim wysokość strat poniesionych w wyniku (2745 mln zł), katowickim (1830 mln zł), zniszczeń urządzeń hydrotechnicznych osza- wałbrzyskim (1335 mln zł) i opolskim cowano w dorzeczu Odry na kwotę (1088 mln zł). 820 mln zł. W województwie wrocławskim, Efektem nadmiernego stanu wód było w którym straty były najwyższe i stanowiły przerwanie obwałowań oraz pojawienie się prawie 30%, ewakuowano 23 tys. osób, w nich wyrw, rozmyć, przesięków i osiada- a zalaniu uległo 40 315 ha użytków rolnych. nie korony wałów (Sokołowski, Mosiej W wyniku powodzi ucierpiało 6300 gospo- 1997). Całkowitemu zniszczeniu i przerwa- darstw rolnych oraz szereg obiektów uży- niu uległy wały przeciwpowodziowe w do- teczności publicznej o randze lokalnej i re- rzeczu Odry na długości 25 km (1,9 km gionalnej. Były to m.in. 23 obiekty kultural- w woj. częstochowskim, 0,1 km w woj. go- ne, 9 szpitali, 24 kościoły, 23 budynki są- rzowskim, 0,1 km w woj. jeleniogórskim, dów, archiwów, banków, 8 zespołów urbani- 2,5 km w woj. katowickim, 0,7 km w woj. stycznych i 24 parki miejskie. Bardzo duże legnickim, 11,8 km w woj. opolskim, 2,7 km straty poniosła infrastruktura komunalna, w woj. wałbrzyskim, 2,0 km w woj. wro- gdyż zalanych zostało 21 stacji uzdatniania cławskim i 3,2 km w woj. zielonogórskim). wody (w tym dwa zakłady we Wrocławiu), Ogólna długość obwałowań wymagających 23 oczyszczalnie ścieków oraz 6 wysypisk odbudowy, napraw oraz dodatkowych re- odpadów (Dorzecze Odry... 1999). montów i konserwacji wyniosła 467 km, W stosunku do kosztów jednostko- w tym 153 km wałów przeciwpowodziowych wych najdotkliwiej dotknęła powódź miesz- zabezpieczających obszar województwa zie- kańców województwa opolskiego. Na jego lonogórskiego. Koszt prac odtworzeniowych obszarze pod wodą znalazło się 87 tys. ha stanu technicznego obwałowań wyceniono gruntów, a z 26 tys. zalanych i uszkodzonych na 265 mln zł, w tym na terenie trzech woje- budynków trzeba było ewakuować 40 tys. wództw – wrocławskiego, zielonogórskiego osób. i opolskiego na kwotę 156 mln zł.

[292]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Znaczącą pozycję w wielkości strat skiego, katowickiego, opolskiego, wrocław- poniesionych w budownictwie wodnym sta- skiego i zielonogórskiego. Pomimo zalania nowiły uszkodzenia i zniszczenia regulacyjne tych obiektów badania służb Państwowej brzegów rzek i potoków, decydujące niejed- Inspekcji Ochrony Środowiska nie wykazały nokrotnie o trasach przebiegu kabli i prze- przekroczenia normatywnych wskaźników wodów telekomunikacyjnych, wodociągo- zanieczyszczenia (Walewski 1997). wych, kanalizacyjnych i innych. Sumaryczna Lipcowa powódź spowodowała też długość uszkodzonych lub zniszczonych znaczne szkody w lasach i parkach narodo- brzegów rzek i potoków wyniosła 4090 km, wych. Uszkodzeniu uległy tu m.in. szkółki w tym 2270 km w czterech województwach, i drogi leśne, mosty, przepusty, urządzenia które ucierpiały najbardziej: opolskim, zielo- i szlaki turystyczne. Konsekwencją długiego nogórskim, wałbrzyskim i wrocławskim. czasu utrzymywania się wody na obszarach Poza zamuleniem wielu odcinków koryt leśnych i w parkach będzie pogorszenie stanu rzecznych w wyniku powodzi nastąpiło rów- sanitarnego lasów oraz zniszczenie części nież znaczące zamulenie czaszy zbiorników drzewostanu. retencyjnych (zmniejszające ich pojemność), komór sektorów i innych urządzeń na stopniach piętrzących (Dorzecze Odry... 1999). 10.3. Powódź we Wrocławiu Kontrola obiektów mogących spowo- w lipcu 1997 r. dować pogorszenie stanu środowiska, m.in. zakładów chemicznych, oczyszczalni ście- Czas powodzi można umownie po- ków, składowisk odpadów komunalnych dzielić na trzy okresy: i przemysłowych wykazała uszkodzenia I okres 6–8 lipca, to czas narastania zagro- o dużej skali w 116 obiektach, skutkiem cze- żenia i tak: 6 lipca w Sudetach nastąpiły go było ich całkowite lub częściowe wyłą- gwałtowne i duże opady, w niektórych rejo- czenie. Dokonano także oceny skali i zasięgu nach spadło 280 mm deszczu. Potoki i rzeki oddziaływania uszkodzonych obiektów na bardzo szybko przybrały i wystąpiły ze swo- środowisko. Stwierdzono, że w 52 przypad- ich koryt. Poziom wody na Nysie Kłodzkiej kach oddziaływanie to znacznie wykraczało w Kłodzku przekroczył o 4 m stan alarmowy poza granice obiektu. Dotyczyło to głównie i woda zaczęła zalewać miasto. Wojewoda oczyszczalni ścieków, w których wystąpiły opolski ogłosił alarm przeciwpowodziowy. uszkodzenia urządzeń technologicznych 7 lipca stany alarmowe na Odrze i Nysie i jednoczesne wypłukiwanie osadu czynnego Kłodzkiej zostały przekroczone. Fala wody bądź złoża biologicznego (największe z nich powodziowej wdarła się do Stronia Śląskie- to oczyszczalnie w Opolu, Jeleniej Górze, go, zalała rejon Głubczyc i Głuchołaz. Krapkowicach, Kędzierzynie-Koźlu i Kłodz- Z terenów zalewanych ewakuowano miesz- ku) oraz składowisk odpadów komunalnych kańców. 8 lipca w punkcie pomiarów wody i przemysłowych, w których w wyniku zala- w Trestnie odnotowuje się szybki przyrost nia wodą nastąpiło uwolnienie substancji poziomu wody. Woda zalewa Kłodzko nisz- niebezpiecznych lub szkodliwych. Przypadki cząc dużą część miasta. Powódź ogarnia takie miały miejsce w rejonie czynnego wy- coraz to nowe miasta i wsie dolnośląskie. sypiska dla Opola w Groszowicach oraz dla Zrzut wody ze zbiorników retencyjnych Ny- Wrocławia w Maślicach. sy Kłodzkiej wzrósł z 250 do 1500 m3 na Stwierdzono również incydentalne za- sekundę. W wyniku tego otwarto ważny dla nieczyszczenia wód powierzchniowych sub- Wrocławia jaz w Michałowie, zamknięto stancjami ropopochodnymi ze stacji paliw bramę przeciwpowodziową na doprowadzal- i zbiorników na olej opałowy. Taka sytuacja niku i wyłączono napięcie zagrożonych zala- wystąpiła m.in. na terenie woj. jeleniogór-

[293]

Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. ... – S. Grykieo, R. Szmytkie

niem obiektów w Michałowie. Zwołane zo- wpływa do centrum miasta zalewając cały stało pierwsze posiedzenie Rejonowego Ko- tzw. „Trójkąt Bermudzki”. O godzinie 19.00 mitetu Przeciwpowodziowego (RKP) we poziom Odry na wodowskazie w Trestnie Wrocławiu. osiągnął najwyższy stan – 724 cm, który utrzymywał się do rana następnego dnia. II okres 9–11 lipca: to okres bezpośredniego Woda podeszła pod Dworzec Główny, zale- zagrożenia. 9 lipca w MPWiK we Wrocławiu wając w ciągu nocy ulicę Piłsudskiego. trwają intensywne przygotowania do działa- W dwie godziny później wystąpiła z brzegów nia w warunkach powodzi. Uruchomiono fosa, zalewając ulice Podwale, Kołłątaja, dodatkowe brygady sieciowe, ustalono stałe Sądową i Plac 1 Maja. 13 lipca o godzinie dyżury beczkowozów, zakupiono 4000 wor- 1.00 Odra przerywa wały na ulicy Kocha- ków jutowych do piasku, dodatkowe telefony nowskiego i zalewa Zacisze i Zalesie. W tym komórkowe, suchy prowiant oraz indywidu- samym czasie wydobywająca się z portu na alne wyposażenie dla pracowników. 10 lipca Popowicach woda zalewa część osiedla; pod zalane zostają Nysa i lewobrzeżne Opole. Ma wodę trafia elektrownia na ul. Długiej. Od miejsce posiedzenie RKP miasta oraz ogło- godziny 5.00 stopniowo zalewany jest szenie najwyższego stopnia zagrożenia po- Kleczków, więzienie i szpital psychiatrycz- wodziowego. Określono zagrożenie falą ny, pod wodę trafia Plac św. Macieja, ulice kulminacyjną dla Wrocławia na 11 lipca Trzebnicka, Słowiańska i dworzec Nadodrze, (piątek). Potwierdzono niebezpieczeństwo zalewane są Szczytniki i Maślice. Następnie zalania Psiego Pola przez rzekę Widawę, sytuacja stabilizuje się, a od godziny 14.00 przerwania wałów Odry oraz zalania Karło- poziom wody na wodowskazie Trestno za- wic. Zarządzono całonocne kontrole wałów czyna opadać. celem sprawdzania przesiąków wody. Do godziny 14.00 zastały opracowane plany ewakuacji. Odbyło się drugie posiedzenie 10.3.1. Powódź we Wrocławiu – bilans RKP na którym wyodrębniono piony: opera- strat oraz zewnętrzna pomoc cyjny, społeczny i zaopatrzenia, biuro infor- finansowa macyjne i zespół ds. ewakuacji. Przewodni- czący RKP zarządził przeprowadzenie ewa- W wyniku powodzi Wrocław, o cał- kuacji ludności zamieszkującej wsie i osie- kowitym obszarze 29 284 ha został zalany na dla: Jeszkowice, Gajków, Kamieniec Wro- powierzchni 8982 ha, co stanowiło 30,67% cławski, Łany, Wojnów, Nadolice Wielkie, jego terytorium. Straty materialne w mieście Nadolice Małe, Krzyków, Dobrzykowice, oceniono na ponad 700 mln zł. Zalanych Kiełczówek, Kowale Wrocławskie, Opato- zostało 3476 budynków mieszkalnych i uży- wice, Świątniki, Bierdzany, Rakowiec, Stra- teczności publicznej (w tym m.in. Szpital im. chocin, Swojczyce, Zgorzelisko, Sołtysowi- Marciniaka, gmach sądów, Archiwum Pań- ce, Kłokoczyce, Polanowice, Widawa i Świ- stwowe, Komenda Policji, kilka budynków niary. i bibliotek wyższych uczelni). Pod wodą III okres 12–13 lipca: to okres powodzi. znalazło się wiele zakładów przemysłowych 12 lipca o godzinie 4.00 woda zalewa ostat- (głównie na osiedlu Kowale) oraz oba zakła- nie miejscowości pod Wrocławiem: Siechni- dy produkcji wody (Na Grobli i Mokry ce, Kotowice i Radwanice. Od godziny 11.00 Dwór). Zniszczona lub uszkodzona została w wezbrana Ślęza w ciągu kilku godzin zalewa 50% sieć ciepłownicza, duże zniszczenia Kozanów, na który później z drugiej strony dotknęły sieć energetyczną i telefoniczną. wdziera się Odra. O godzinie 17.00 zalane Uszkodzonych zostało 301 ulic i biegnące zostają Księże Małe i Księże Wielkie, ulica- nimi linie tramwajowe. Ucierpiały także mi Krakowską, Traugutta i Kościuszki woda położone w dolinie Odry parki miejskie,

[294]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

w tym zwłaszcza zabytkowy Park Szczytnic- cej, bo aż 204,9 mln euro z Banku Rozwoju ki z założonym niedawno Ogrodem Japoń- Rady Europy, 140,1 mln euro z Międzynaro- skim (Czerwiński 1998). dowego Banku Odbudowy, 130 mln euro Opadająca woda odsłoniła ogrom z funduszu spójności UE, a 30 mln euro sta- zniszczeń we Wrocławiu. Szkody spowodo- nowić będą środki budżetu państwa. wane powodzią były bardzo duże. Cztery Zbiornik retencyjny Racibórz oprócz osoby utonęły, zalanych i podtopionych zo- tego, że zgromadzi 185 mln m3 wody stało 2583 budynków mieszkalnych, woda i zmniejszy w ten sposób falę kulminacyjną uszkodziła drogi, mosty i torowiska. Straty na Odrze, dodatkowo pozwoli na uniknięcie gminy Wrocław oszacowano na 99,2% jej zejścia się fal kulminacyjnych na Odrze budżetu na rok 1997. i Nysie Kłodzkiej. Takie zjawisko miało Już w sierpniu 1997 r. zaczęły się re- miejsce w 1997 r. i w dużym stopniu utrudni- monty. Po powodzi trzeba było odbudowy- ło walkę z żywiołem. W samym Wrocławiu wać prawie 44 km dróg, 21 mostów, kładek zmodernizowany ma być kanał Odra – Wi- i wiaduktów. Na same remonty dróg, ulic dawa, który będzie mógł przejąć część wody i mostów miasto wydało 132 mln zł. Więk- (ok. 300 m3·s−1) i skierować ją poza centrum szość tej kwoty nie pochodziła z budżetu miasta. Poszerzony ma być też kanał prze- gminy, gdyż 66,2 mln zł wyasygnował Euro- ciwpowodziowy i udrożniony tzw. węzeł pejski Bank Odbudowy i Rozwoju, 42,9 mln rędziński, gdzie nanoszony od dziesięcioleci zł Bank Światowy, a w ramach programu muł utworzył łachy i mielizny. PHARE Wrocław dostał 5,7 mln zł. W sumie było to blisko 115 mln zł dotacji. Należy podkreślić, że w 1997 r. Polska nie należała 10.3.2. Wpływ powodzi na rolnictwo do Unii Europejskiej. Pieniądze z Brukseli we Wrocławiu Wrocław uzyskał jedynie z tego powodu, że miasto zostało dotknięte kataklizmem. Powódź, która w lipcu 1997 r. w tak Wrocławski system ochrony przeciw- katastrofalny sposób dotknęła Wrocław powodziowej powstały po wielkiej powodzi i jego mieszkańców, nie oszczędziła rolnic- w 1903 r. jest w stanie przyjąć 2400 m3·s−1. twa, które użytkuje prawie połowę po- wody na sekundę. W lipcu 1997 r. Odrą pły- wierzchni Wrocławia (44,6%). Wszak „wiel- nęło o połowę więcej (3600 m3·s−1), co prze- ka woda” rozlała się na ogromnej przestrze- sądziło o losie miasta. Woda musiała się ni, zatapiając obok osiedli mieszkaniowych wylać na ulice. W 11 lat po „powodzi tysiąc- pola, sady, łąki i pastwiska. W związku lecia” system jest wciąż ten sam i jest w sta- z tym duże straty w wyniku powodzi dotknę- nie przyjąć tyle samo wody, co w 1997 r. ły rolników, którzy utracili część swoich W ciągu ostatniej dekady większość wałów plonów, którym wyzdychały zwierzęta, któ- w mieście została gruntownie zmodernizo- rym woda obok domostw zniszczyła również wana i wzmocniona, ale wały nie były pod- maszyny, urządzenia i budowle służące pro- wyższane. dukcji rolnej. Woda naniosła namuły oraz Szansą na to, że w 2014 r. stolica Dol- przepłukała użytkowane rolniczo gleby, co nego Śląska będzie gotowa na przyjęcie fali z kolei wpłynęło na ich skład mineralny oraz podobnej do tej z powodzi tysiąclecia jest zawartość metali ciężkich. podpisana 21 maja 2007 r. umowa na reali- Powódź spowodowała duże straty zację wartego 554 mln euro projektu obejmu- w uprawach i hodowli. W strukturze zasie- jącego przede wszystkim budowę zbiornika wów gospodarstw indywidualnych, które retencyjnego Racibórz i modernizację Wro- zajmują większość ziemi użytkowanej rolni- cławskiego Węzła Wodnego. Środki finan- czo we Wrocławiu, dominują zboża. Obszar sowe będą pochodzić z kilku źródeł. Najwię- ich zasiewów stanowi z reguły ok. 1/3 po-

[295]

Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. ... – S. Grykieo, R. Szmytkie

wierzchni upraw. Zrozumiałe jest zatem, że Tab. 10.1. Straty w produkcji roślinnej we Wro- właśnie te rośliny najbardziej ucierpiały cławiu w wyniku powodzi w 1997 r. w trakcie powodzi. W bilansie strat ostatecz- Źródło: Wydział Kształtowania i Ochrony Środowiska Urzędu Miej- nych w produkcji roślinnej ich udział anali- skiego we Wrocławiu, opracowano zowany poprzez wskaźnik zalanych po- 29 sierpnia 1997 r. wierzchni wyniósł 64,6%. Były to zatem straty dwukrotnie większe od relatywnego procentowego udziału gruntów ornych prze- Powierzchnia Straty Wyszczególnienie znaczanych przez rolników pod zasiewy zalana [ha] *tys. zł+ zbóż. Bardzo duże straty ponieśli ci spośród nich, którzy wysiali kukurydzę, gdyż prawie a) uprawy 1954,68 4168,2 2/3 powierzchni tej uprawy (229 ha) znalazło się pod wodą i uległo zniszczeniu. Ponadto w tym: powyżej 100 ha zalanych roślin stanowiły zboża 1263,36 1736,7 w skali miasta ziemniaki (105 ha), jednak rzepak 9,07 11,1 było to stosunkowo niewiele, gdyż stanowiło ok. 10% powierzchni zajętych przez tę upra- ziemniaki 105,39 173,9 buraki wę. W sumie te trzy rośliny, dominujące na 19,00 37,8 pastewne terenie Wrocławia pod względem zajmowa- nych rokrocznie powierzchni, uległy równo- kukurydza 229,06 435,2 cześnie największym ostatecznym stratom sady 44,96 934,9 w produkcji roślinnej, które zamknęły się warzywa 83,06 195,0 sumaryczną powierzchnią 1598 ha, co sta- rośliny ozdobne 26,98 43,3 nowiło ok. 82% zatopionych gruntów or- szkółki drzew 0,20 – nych. Pozostałe uprawy, które uległy znisz- owocowych czeniu, objęły powierzchnię 357 ha, czyli truskawki 19,92 376,8 o wiele mniej, niż należałoby się spodziewać bez uprawy 59,87 – po analizie struktury zasiewów na terenie pastewne 2,60 4,1 miasta (porównaj: Grykień 1996). W wyniku wylania Odry pod wodą słonecznik 5,53 – obok gruntów ornych znalazły się również gorczyca i łubin 16,35 16,7 sady oraz użytki zielone (łąki i pastwiska). krzewy jagodowe 5,43 202,6 W tym przypadku straty ostateczne w pro- szklarnie 63,90 – dukcji roślinnej zamknęły się powierzchnią 356 ha, co stanowiło 15% zalanych terenów b) użytki zielone 356,27 329,6 użytkowanych rolniczo (tab. 10.1). Obok strat poniesionych w produkcji ogółem a + b 2310,95 4560,8 roślinnej osobny akapit należy poświęcić zwierzętom, które dotknęła tragiczna śmierć w wyniku utonięcia. Ilościowo najwięcej Powódź spowodowała duże zniszcze- utopiło się różnorodnego drobiu – 6923 nia obiektów melioracyjnych. Największe sztuk. Ponadto zdechło 2126 lisów, 144 zniszczenia powodziowe urządzeń meliora- owce, 120 nutrii i 103 sztuki trzody chlew- cyjnych w metrach bieżących miały miejsce nej. Przestrzenny rozkład liczby zwierząt na Praczach Odrzańskich (9190), w Widawie utopionych w czasie powodzi w obrębie i Lipie Piotrowskiej (9015), na Kowalach dzielnic Wrocławia prezentuje tab. 10.2. i Swojczycach (8103), Zgorzelisku (6071).

W sumie na terenie miasta zniszczeniu uległo

[296]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

37 km rowów melioracyjnych, których war- oraz zasięgiem powodzi na ich terenie. Dzię- tość oszacowano na kwotę 307 mln zł oraz ki powyższej procedurze można było uchwy- inne budowle, których wartość wyceniono na cić specyfikę wpływu powodzi na funkcjo- ok. 50 mln zł. Straty wśród zniszczonych nowanie zarówno zalanych, jak i niedotknię- w trakcie lipcowej powodzi 1997 r. obiektów tych powodzią części miasta. melioracyjnych zamknęły się zatem kwotą ok. 357 mln zł.

Tab. 10.2. Zwierzęta utopione we Wrocławiu w czasie powodzi w 1997 r. Źródło: Wydział Ochrony i Kształtowania Środowiska Urzędu Miejskiego we Wrocławiu, opracowano 29 sierpnia 1997 r.

Fabryczn PolePsie Krzyki Razem Ryc. 10.1. Podział Wrocławia na wydzielone bydło 3 − − 3 obszary trzoda 6 54 43 103 chlewna W trakcie badań terenowych przepro- owce 120 − 24 144 wadzonych na terenie miasta Wrocławia konie − − − − przeankietowano w sumie 423 osoby powy- kozy 6 − 3 9 żej 15 roku życia (tab. 10.3), w tym 190 drób 139 6280 504 6923 mężczyzn (44,9%) i 233 kobiety (55,1%). Wśród ankietowanych przeważały osoby inne 469 1314 667 2450 z wykształceniem średnim (48,9%), wyż-

szym i niepełnym wyższym (30,0%) i zawo-

dowym (18,9%), natomiast osoby z wy- 10.3.3. Społeczny wymiar powodzi na kształceniem podstawowym stanowiły jedy- podstawie badań przeprowa- nie 2,1% respondentów. W 1997 r. więk- dzonych wśród mieszkańców szość ankietowanych pracowała (58,2%), Wrocławia uczyła się (17,5%) bądź była na emeryturze lub rencie (11,6%). Pozostałą grupę stanowili Przystępując do badań ankietowych na studenci (6,4%), bezrobotni (3,3%) i osoby temat wpływu powodzi na życie w dużym o innym statusie (3,0%), głównie gospodynie mieście, przyjęto założenie przeankietowania domowe. 1 osoby na 1500 mieszkańców w wyodręb- Na terenie Wrocławia powódź objęła nionych obrębach. W przypadku Wrocławia osiedla położone w sąsiedztwie koryta Odry wytyczone zostały 43 obręby, nawiązujące oraz jej dopływów Widawy, Ślęzy i Bystrzy- swymi granicami do obrębów geodezyjnych cy (ryc. 10.2). Najbardziej dotknięte powo- (osiedli miasta) i obejmujące, w zależności dzią zostały osiedla położone w południowo- od liczby mieszkańców, jedno lub kilka są- wschodniej części miasta (Księże Małe siadujących osiedli. Z kolei w trakcie opra- i Wielkie, okolice ul. Krakowskiej), połu- cowania wyników badań ankietowych wyty- dniowe obrzeża Starego Miasta (okolice ul. czone obręby połączono w 16 obszarów (ryc. Traugutta i Stare Miasto Południowe), a tak- 10.1), wyróżniających się swoim położeniem że osiedla położone na północny-zachód od

[297]

Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. ... – S. Grykieo, R. Szmytkie

Tab. 10.3. Liczba ankiet przeprowadzonych miasta (Maślice Małe i Wielkie, Stabłowice, w poszczególnych częściach Wro- Marszowice i Pracze Odrzańskie), a także na cławia osiedlach: Swojczyce, Strachocin i Wojnów,

położonych na prawym brzegu Odry we

wschodniej części miasta. Osiedla

Obszar Liczba ankiet Stare Miasto A 29 (Zabytkowe, Zachód) Stare Miasto Południowe, B rejon ul. Traugutta, 35 Księże Małe i Wielkie Rejon Placu św. Macieja, C 44 Kleczków Rejon Placu Grunwaldzkiego, D 26 Zalesie, Zacisze, Szczytniki E Biskupin, Sępolno, Dąbie 19 Huby, Gaj, Tarnogaj, F 36 rejon ul. Borowskiej

Rejon Placu Powstaoców G 37 Śląskich, Borek Ryc. 10.2. Udział gospodarstw domowych do- tkniętych powodzią na badanych ob- Gajowice, rejon ul. Mieleckiej, H 36 szarach we Wrocławiu. Objaśnienia: Grabiszyn, Grabiszynek 1 – 70−100%, 2 – 50−70%, 3 – Krzyki, Partynice, Brochów, 30−50%, 4 – 15−30%, 5 – 0−15%, I Wojszyce, Ołtaszyn, Klecina, 21 6 – 0% Oporów

Muchobór Mały i Wielki, J 29 Nowy Dwór, Kuźniki, Żerniki W niewielkim stopniu powódź nawie- Gądów Mały, Pilczyce, dziła także osiedla położone w północnej K 23 os. Kosmonautów części miasta w międzyrzeczu Odry i Wida- L Kozanów, Popowice 22 wy (Psie Pole Południowe, Zgorzelisko, Ko- Maślice, Pracze Odrzaoskie, wale, rejon Placu Kromera, Sołtysowice, M Stabłowice, Złotniki, Leśnica, 16 Widawa, Polanowice) oraz Gądów Mały Jerzmanowo, Strachocin położony na zachód od Starego Miasta i na Różanka, Osobowice, Poświęt- N 17 południe od Popowic. W przypadku Wro- ne, Widawa, Świniary, Rędzin cławia powódź objęła w sumie ok. 30% po- Karłowice, Kowale, O Sołtysowice, Swojczyce, 17 wierzchni miasta, co potwierdzają badania Strachocin, Wojnów ankietowe, w trakcie których 28,6% ankie- Psie Pole, Zakrzów, Zgorzelisko, towanych przyznało, że ich miejsce zamiesz- P 16 Pawłowice, Kłokoczyce kania zostało zalane przez powódź. Pozostałe części miasta (Krzyki, połu- dniowe i południowo-zachodnie obrzeża Starego Miasta (Kozanów i Popowice). Duży miasta, Różanka-Osobowice, Zakrzów), ze zasięg „wielka woda” miała również na pół- względu na położenie na terenach wysoczy- nocnych obrzeżach Starego Miasta (rejon znowych oraz w znacznej odległości od ko- Placu św. Macieja i Placu Grunwaldzkiego, ryta Odry i jej głównych dopływów, nie zo- Kleczków, Szczytniki, Zalesie, Zacisze), na stały objęte powodzią. Wyjątek stanowią terenie właściwego Starego Miasta (tzw. osiedla Sępolno, Biskupin i Dąbie, położone Stare Miasto Zabytkowe i Stare Miasto Za- na tzw. Wielkiej Wyspie, które jako jedyne chód) oraz w północno-zachodniej części części Starego Miasta i Śródmieścia oparły się naporowi „wielkiej wody”, pozostając

[298]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

„wyspą” pośród silnie zalanych obszarów miasta. Powódź w znacznym stopniu wpłynęła na życie mieszkańców miasta (Grykień, Szmytkie 2007, 2008a), również tych, którzy zamieszkiwali osiedla bezpośrednio nieobję- te powodzią. Jednym z przejawów wpływu „wielkiej wody” na funkcjonowanie Wro- cławia było ograniczenie możliwości swobodnego poruszania się po mieście. Na ten problem zwróciło uwagę 33,6% ankietowanych (ryc. 10.3), głównie osób mieszkają- cych na osiedlach najsilniej poszkodowanych Ryc. 10.3. Udział osób, które nie mogły swobodnie poruszad się po Wrocławiu. Obja- przez powódź, jak np. rejon ul. Traugutta, śnienia: 1 – 90−100%, 2 – 70−90%, 3 – Stare Miasto Południowe, Księże Małe 50−70%, 4 – 25−50%, 5 – 0−25% i Wielkie, Popowice i Kozanów oraz na peryferyjnych osiedlach miasta (Psie Pole, Za- krzów, Karłowice, Kowale, Swojczyce, Stra- chocin, Wojnów), które ze względu na po- wódź oraz utrudnienia w funkcjonowaniu komunikacji miejskiej straciły „łączność” z pozostałymi częściami miasta. Utrudnienia w poruszaniu się po mie- ście oraz zalanie wielu zakładów przemy- słowych i placówek usługowych miały rów- nież wpływ na pracę wykonywaną przez mieszkańców Wrocławia. Ponad połowa spośród pracujących (58,2%) przyznała, że powódź w jakiś sposób wpłynęła na wyko- Ryc. 10.4. Wpływ powodzi na pracę wykonywaną przez mieszkaoców Wrocławia. Obja- nywaną przez nich pracę. Część pracujących śnienia: 1 – przymusowy urlop, 2 – była zmuszona do wzięcia przymusowego zamknięcie zakładu pracy, 3 – inne, 4 – urlopu (27,3%), część nie mogła pracować ze brak wpływu względu na czasowe zamknięcie zakładu pracy (27,0%). Bezpośredni wpływ na taki (49,7%), samochodem (28,6%), komunikacją stan rzeczy miał z pewnością problem z do- miejską (23,1%) bądź rowerem (15,0%). tarciem do pracy, na który wskazało aż Zalanie ok. 30% powierzchni miasta 45,1% pracujących. Problem ten dotyczył oraz blokada głównych przepraw mostowych (ryc. 10.4) głównie osób zamieszkałych na na Odrze miały bezpośredni wpływ na funk- osiedlach bezpośrednio dotkniętych przez cjonowanie komunikacji miejskiej na terenie powódź, jak np. rejon ul. Traugutta, Księże miasta. Jedynie 5,2% respondentów odpo- Małe i Wielkie, Stare Miasto, Śródmieście, wiedziało, że komunikacja w czasie powodzi Kozanów i Popowice, oraz mieszkańców funkcjonowała dobrze. Większość stwierdzi- osiedli pozbawionych łączności z pozostały- ła, że komunikacja kursowała z pewnymi mi częściami miasta, jak np. Kowale, Karło- utrudnieniami (24,1%), bądź że niektóre linie wice, Psie Pole, Zakrzów czy Strachocin – kursowały dobrze, a niektóre źle (35,5%). Wojnów. Pozostała część pracujących odpo- Pozostali odpowiedzieli, że komunikacja wiedziała, że do pracy docierała: pieszo w mieście funkcjonowała źle (28,4%) lub nie funkcjonowała wcale (6,9%). Na problemy

[299]

Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. ... – S. Grykieo, R. Szmytkie

w funkcjonowaniu komunikacji narzekali głównie mieszkańcy: Starego Miasta i Śród- mieścia oraz północno-wschodniej części miasta (ryc. 10.5). Utrudnienia w funkcjonowaniu komunikacji dotyczyły głównie linii tramwajowych, z kolei linie autobusowe kursowały z mniejszymi problemami.

Ryc. 10.6. Udział gospodarstw domowych kupu- jących żywnośd w czasie powodzi w sklepach we Wrocławiu. Objaśnie- nia: 1 – 80−100%, 2 – 60−80%, 3 – 40−60%, 4 – 20−40%, 5 – 0−20%

Mimo to aż 55,7% respondentów przyznało, że ich gospodarstwo domowe odczuwało problemy z zaopatrzeniem Ryc. 10.5. Funkcjonowanie komunikacji w czasie w produkty żywnościowe. Na problem ten powodzi we Wrocławiu. Objaśnienia: 1 – dobre, 2 – dobre z pewnymi utrud- wskazywali głównie mieszkańcy osiedli: nieniami, 3 – niektóre linie dobrze, Huby, Tarnogaj i Gaj, Księże Małe i Wielkie, niektóre źle, 4 – źle, 5 – komunikacja rejonu ul. Traugutta, Stare Miasto Południo- nie funkcjonowała we oraz Karłowice, Sołtysowice, Kowale, Strachocin i Wojnów (ryc. 10.7). Mieszkańcy Powódź wpłynęła również na funkcjo- uskarżali się głównie na problem z zaopa- nowanie placówek handlowych i zaopatrze- trzeniem w: pieczywo (35,1%), owoce i wanie gospodarstw domowych. Większość rzywa (22,6%), mięso i wędliny (22,6%) mieszkańców Wrocławia (77,0%) zaopatry- oraz nabiał (18,4%). wała się w żywność, robiąc zakupy w sklepach położonych w sąsiedztwie miejsca zamieszkania. W ten sposób zaopatrywali się głównie mieszkańcy osiedli niezalanych przez powódź bądź tylko częściowo objętych powodzią (ryc. 10.6). W osiedlach silnie dotkniętych przez powódź (Księże Małe i Wielkie, rejon ul. Traugutta, Stare Miasto Południowe, Popowice, Kozanów) sklepy nie funkcjonowały, a sami mieszkańcy byli zmuszeni do korzystania z różnych form darmowej pomocy zewnętrznej, głównie od pań- stwa (20,4%) bądź władz miasta (17,7%). Duża część ankietowanych (23,7%) z róż- Ryc. 10.7. Udział gospodarstw domowych we nych części miasta przygotowała się przed Wrocławiu, które miały problemy nadejściem „wielkiej wody”, robiąc zapasy. z zaopatrzeniem w produkty żywno- ściowe. Objaśnienia: 1 – 75−100%,

2 – 50−75%, 3 – 25−50%, 4 – 0−25%

[300]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Pomimo problemów z zaopatrzeniem całego miasta (ryc. 10.9). Na większości w określone produkty żywnościowe respon- osiedli wody brakowało w ponad 90% go- denci stwierdzili, że sklepy w trakcie powo- spodarstw domowych. Wyjątek stanowi pół- dzi funkcjonowały dobrze (44,6%), bardzo nocno-zachodnia część miasta (Osobowice, dobrze (7,7%) lub przeciętnie (31,8%). Jedy- Różanka, Poświętne, Widawa, Polanowice, nie 15,9% ankietowanych źle oceniło funk- Świniary, Rędzin), która w dużym stopniu cjonowanie placówek handlowych w czasie korzystała z prywatnych ujęć. powodzi. Na złe funkcjonowanie sklepów narzekali głównie mieszkańcy silnie zalanych osiedli w południowo-wschodniej czę- ści miasta (Księże Małe i Wielkie, rejon ul. Traugutta, Stare Miasto Południowe), osiedli położonych na południowo-zachodnich obrzeżach miasta oraz Karłowic, Sołtysowic, Kowali, Strachocina i Wojnowa (ryc. 10.8). Z kolei w przypadku osiedli Kozanów i Po- powice, które znacznie ucierpiały w trakcie powodzi, część mieszkańców odpowiedziała, że w tym czasie sklepy nie funkcjonowały wcale. Ryc. 10.9. Udział gospodarstw domowych we Wrocławiu, które miały problemy z zaopatrzeniem w wodę podczas powodzi. Objaśnienia: 1 – 90−100%, 2 – 75−90%, 3 – 50−75%, 4 – 20−50%, 5 – 0−20%

W znacznej części gospodarstw domowych odczuwało się również problemy z zaopatrzeniem w gaz (21,3%) i energię elektryczną (36,9%). Na problemy z brakiem gazu uskarżali się głównie mieszkańcy Księ- ża Małego i Wielkiego, rejonu ul. Traugutta,

Starego Miasta Południowego (82,9%) oraz Ryc. 10.8. Funkcjonowanie placówek handlowych podczas powodzi we Wrocławiu. Obja- rejonu Placu św. Macieja i Kleczkowa (ryc. śnienia: 1–bardzo dobre, 2 – dobre, 10.10). Z kolei na brak energii elektrycznej 3 – przeciętne, 4 – złe, 5 – bardzo złe wskazywali respondenci z Księża Małego i Wielkiego, rejonu ul. Traugutta, Starego Największy problem dla mieszkańców Miasta Południowego (100,0%), Kozanowa stanowiło jednak zaopatrzenie w wodę, na co i Popowic (100,0%) oraz Karłowic, Sołtyso- wskazało aż 85,8% respondentów, głównie wic, Kowali, Strachocina i Wojnowa mieszkańców lewobrzeżnej części miasta. (82,4%). Wiązało się to głównie z tym, że w trakcie Problem braku wody mieszkańcy mia- powodzi zalane zostały oba zakłady produk- sta rozwiązywali na kilka różnych sposobów. cji wody dostarczające wodę dla miasta, Większość korzystała z wody dostarczanej przez co w 85,8% gospodarstw domowych beczkowozami (71,2%) bądź kupowała wodę nie działały wodociągi i kanalizacja. Co mineralną w sklepach (50,8%). Beczkowozy istotne, problem ten dotyczył w zasadzie docierały w zasadzie do wszystkich części

[301]

Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. ... – S. Grykieo, R. Szmytkie

miasta, za wyjątkiem Kozanowa i Popowic, Problemy z zaopatrzeniem w wodę gdzie ze względu na wysoki stan wody do- pitną i żywność eliminowano również pojazd do potrzebujących był niemożliwy. Du- przez darmową pomoc zewnętrzną, z której ża część mieszkańców (32,2%) korzystała skorzystało 36,2% gospodarstw domowych również z darmowych dostaw wody mineral- na terenie miasta. Darmowa pomoc docierała nej, które były organizowane przez władze głównie do mieszkańców zalanych osiedli, miasta. Pomoc ta docierała głównie do jak np. Księże Małe i Wielkie, rejon ul. mieszkańców osiedli najbardziej dotkniętych Traugutta, Stare Miasto Południowe, Koza- przez powódź, jak np. Księże Małe i Wielkie, nów, Popowice (ryc. 10.11) bądź do miesz- rejon ul. Traugutta, Stare Miasto Południo- kańców osiedli, na których występowały we, rejon Placu Grunwaldzkiego, Zalesie, największe problemy z funkcjonowaniem Zacisze, Kozanów, Popowice, Maślice i Pra- placówek handlowych, czego przykładem są cze Odrzańskie. Niewielka część mieszkań- osiedla Huby, Tarnogaj i Gaj. W formie ców (9,5%), głównie peryferyjnych osiedli darmowej pomocy zewnętrznej do mieszkań- miasta, korzystała również z ujęć prywatnych ców docierała głównie woda (93,5%), pie- i studni zakładowych. czywo (45,8%), mięso i wędliny (34,6%), nabiał (25,5%) oraz owoce i warzywa (18,3%), a także inne produkty żywnościowe A i codziennego użytku.

Ryc. 10.11. Udział gospodarstw domowych we Wrocławiu, które korzystały z darmowej pomocy zewnętrznej podczas powodzi. Objaśnienia: 1 – 60−100%, 2 – 45−60%, 3 – 30−45%, 4 – 15−30%, 5 – 0−15%

Ryc. 10.10. Udział gospodarstw domowych we Na uwagę zasługuje bardzo pozytywna Wrocławiu, które miały problemy ocena, jaką mieszkańcy wystawili służbom z zaopatrzeniem w gaz (A) i energię odpowiedzialnym za koordynację walki elektryczną (B) podczas powodzi. z żywiołem i bezpieczeństwo mieszkańców Objaśnienia: 1 – 90−100%, 2 – (ryc. 10.12), tzn. władzom miasta, służbom 75−90%, 3 – 50−75%, 4 – 20−50%, przeciwpowodziowym, policji, wojsku, stra- 5 – 0−20%, 6 – 0% ży pożarnej i służbom medycznym. Więk- szość respondentów (ponad połowa we wszystkich przypadkach) oceniła ich działa- nia bardzo dobrze i dobrze, przy czym najle-

[302]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

piej ocenione zostały: wojsko, straż pożarna działania i wspólnie stanęli do obrony przed i służby medyczne, a zdecydowanie najgo- naporem „wielkiej wody”. Świadczy o tym rzej policja, w przypadku której aż 36,9% chociażby duża liczba osób (45,2% ankieto- ankietowanych oceniła ich pracę jedynie jako wanych), która osobiście uczestniczyła przeciętną. W opinii mieszkańców na pozy- w walce z powodzią, głównie przy układaniu tywną ocenę służb wpłynęło przede wszyst- worków na wałach przeciwpowodziowych kim: ich zaangażowanie w walce z powo- i ulicach miasta (63,4%) bądź ładowaniu dzią, zaopatrzenie mieszkańców w wodę piasku do worków (49,7%). Część respon- i żywność, różnorodna pomoc ludziom oraz dentów (10,5%), zamieszkujących zwłaszcza pomoc w znalezieniu mieszkania dla najbar- osiedla sąsiadujące z obszarami dotkniętymi dziej poszkodowanych w trakcie powodzi. powodzią, brała udział w zaopatrzeniu Z kolei najwięcej zastrzeżeń w stosunku do mieszkańców zalanych części miasta. Taka służb ankietowani mieli do: złej koordynacji sytuacja miała miejsce w przypadku miesz- działań i walki z powodzią, zbyt opieszałego kańców Psiego Pola, którzy pomagali miesz- usuwania skutków powodzi, złego informo- kańcom Kowali oraz mieszkańców Mucho- wania o nadchodzącym zagrożeniu czy wręcz boru, Nowego Dworu, Pilczyc i Leśnicy, nie zapobiegnięcia samej powodzi. którzy pomagali mieszkańcom Kozanowa i Popowic.

Ryc. 10.13. Ocena informowania przez media o sytuacji w zalanym Wrocławiu. Objaśnienia: 1 – bardzo zła, 2 – zła, 3 – przeciętna, 4 – dobra, 5 – bar- Ryc. 10.12. Ocena działania służb w czasie powo- dzo dobra dzi we Wrocławiu. Objaśnienia: 1 –

bardzo zła, 2 – zła, 3 – przeciętna, 4 – dobra, 5 – bardzo dobra Potwierdzają to również badania W. Sitka (1997), które wystawiają najlepsze Część ankietowanych uznała, że jed- świadectwo zaangażowania Wrocławian nym z mankamentów działań prowadzonych w życie miasta, prezentując systematyczny, w obliczu „wielkiej wody” przez powołane momentami wręcz wstrząsający, obraz życia do tego służby było złe informowanie na zbiorowego mieszkańców Wrocławia temat powodzi. Wynika to głównie z zapew- w dniach zagrożenia ich egzystencji oraz nień przedstawicieli różnych instytucji, że wielkiej solidarności, która połączyła ich Wrocław nie zostanie zalany. Jeśli jednak w obliczu kataklizmu. chodzi o ocenę informowania przez media O wpływie powodzi na mieszkańców o sytuacji w zalanym mieście, to zarówno miasta świadczą również trudności, jakie prasa, radio, jak i telewizja zostały przez napotykali oni w zalanym mieście. Jedynie większość respondentów uznane za bardzo 20,1% ankietowanych uznało, że powódź nie dobre lub dobre źródło informacji (ryc. wpłynęła negatywnie na ich życie. Z kolei 10.13). największymi problemami dla mieszkańców Mieszkańcy miasta w obliczu katakli- miasta były: brak wody, gazu i energii elek- zmu w wyjątkowy sposób zintegrowali się do trycznej, źle funkcjonująca komunikacja

[303]

Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. ... – S. Grykieo, R. Szmytkie

miejska i trudności w poruszaniu się po zala- Odry. Wał wzdłuż Bulwaru Karola Musioła, nym mieście oraz problemy z zaopatrzeniem od strony amfiteatru i dalej, zostaje podwyż- w żywność, a także strach, brak kontaktu szony workami z piaskiem. Woda jest w z rodziną i obawa przed utratą dobytku. piwnicach konsulatu niemieckiego, biblioteki uniwersyteckiej. Workami z piaskiem zabez- pieczany jest gmach Komendy Wojewódz- 10.4. Powódź w Opolu kiej Policji, w podziemiu której jest już wo- w lipcu 1997 r. da. Miejski Sztab Przeciwpowodziowy przy- gotowuje miejsca ewakuacyjne (noclegowe) Podobnie jak we Wrocławiu, czas po- dla osób, których mieszkania może zalać wodzi w Opolu podzielono umownie na woda. Co bardziej przezorni Opolanie, 3 okresy: zwłaszcza na Zaodrzu i Pasiece, przygotowu- ją się do powodzi. Robią zapasy artykułów I okres 6–8 lipca – to czas narastania zagro- spożywczych, wody. Mieszkańcy parterów żenia. 6 lipca na Opolszczyźnie w godzinach i domków jednorodzinnych przenoszą swój wieczornych ogłoszono stan przeciwpowo- dobytek na wyższe kondygnacje. dziowy. Tego dnia (niedziela) spadło w Opo- lu ok. 96 mm deszczu, czyli tyle, ile zazwy- III okres – 10–11 lipca, to czas powodzi. czaj w ciągu przeciętnego, letniego, desz- 10 lipca ok. 4.30 rano wskutek przerwania czowego miesiąca (w Jarnołtówku – wału w Winowie w ciągu kilkunastu minut 131,4 mm, w Głuchołazach – 149,8 mm). czterometrową falą zalana została Wójtowa 7 lipca woda zalała szereg miejscowości, Wieś oraz Zaodrze Dalsze (za kanałem Ulgi). w tym Prudnik, Głuchołazy, Jarnołtówek, Większość parterów bloków przy ul. Prósz- Branice, Głubczyce, Opawicę, Lenarcicie, kowskiej, Koszyka, Wojska Polskiego, Hal- Krasne Pole, Chomiążę. 8 lipca zatopiona lera, a także posesje w dzielnicach "malarzy" zostaje Nysa. Wojewódzki Sztab Przeciw- i "muzyków" zostały zatopione niemal po powodziowy stwierdza, że do Opola wysoka sufity (w niektórych miejscach woda zalała fala dojdzie najprawdopodobniej w czwartek nawet piętra). Kilka godzin później woda 10 lipca. Nikt nie daje gwarancji, że wały przelała się przez wał na Odrze i zatopiła wytrzymają. Pasiekę. Woda wdarła się także na tzw. Za- odrze bliższe (przed kanałem Ulgi). Ok. II okres 9 lipca – to okres bezpośredniego 40 tys. mieszkańców Zaodrza i Pasieki zosta- zagrożenia. 9 lipca zaczyna się wielki dramat ło odciętych od prawobrzeżnej miasta. Przy miejscowości położonych wzdłuż Odry. Ka- pomocy śmigłowców oraz łodzi rozpoczęto tastrofa powodziowa ogarnęła m.in. Koźle, ratowanie ludzi na zatopionych terenach. gdzie w niektórych miejscach woda dochodzi Wał usypany wzdłuż ul. Powolnego uratował do drugiego piętra bloków mieszkalnych. przed zalaniem ul. Krakowską, jednak sporo O godz. 6.00 stan wody w Miedoni wynosił piwnic oraz sklepów w tzw. przyziemu zo- 1021 cm (ponad 400 cm powyżej stanu alar- stało podtopionych. Woda zalała przedsię- mowego); później jednak meldunki przestały biorstwo „ZACH Metalchem", podtopione przychodzić. Trudno zatem było prognozo- zostały bloki przy ul. Oświęcimskiej oraz wać sytuację w Opolu. Wczesnym połu- domy jednorodzinne przy ul. Podbornej. dniem zostaje zamknięta dla ruchu ul. Pia- Poziom Odry w Opolu narastał do godz. stowska. Ewakuowane są instytucje z wysp 20.00, uzyskując maksymalny stan 777 cm Pasieka i Bolko. Według prognoz Woje- (przy stanie alarmowym 400 i średnim – 210 wódzkiego Sztabu Przeciwpowodziowego cm). Z miasta wyjechać można było tylko poziom wody na Odrze w rejonie Opola bę- dwiema trasami: na Kluczbork i Strzelce dzie się podnosił jeszcze przez kilkadziesiąt Opolskie. 11 lipca woda powoli w Opolu godzin. Zabezpieczana jest Pasieka od strony

[304]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

powoli, ale systematycznie opada (ok. Opolu ków katastrofy uzupełniały straty poniesione 5 cm·h−1). w majątku ruchomym. Największe z nich obejmowały: meble, sprzęt AGD, wyposaże- 24 lipca – o godz. 2.00 nad ranem rozpoczął nie kuchni, odzież i obuwie, sprzęt RTV się przepływ przez Opole kulminacji drugiej i pamiątki rodzinne. Szkody w mieszkaniach fali powodziowej o wysokości 510 cm, która komunalnych wyniosły 41,9 mln zł, w pla- zaczęła się tworzyć w niedzielę, 20 lipca, cówkach użyteczności publicznej 41,3 mln, a kiedy to stan alarmowy na Odrze został w infrastrukturze komunalnej 142,3 mln zł. przekroczony o 9 cm (wynosił 409 cm). Po- Straty te stanowiły łącznie ok. jednej czwar- ziom wody w rzece narastał przez cztery dni, tej sumy budżetów gminnych; w skrajnych osiągając kulminację na poziomie 510 cm. przypadkach (gminy Cisek, Popielów) zna- Stan ten utrzymywał się aż 8 godzin (fala, cząco przekroczyły one poziom rocznego jak przewidywano, okazała się znacznie niż- budżetu (Drobek 1999). sza, aczkolwiek dłuższa); w południe tegoż dnia odnotowano spadek wody o 1 cm i od tego czasu woda systematycznie, aczkolwiek 10.4.2. Społeczny wymiar powodzi na powoli, zaczęła opadać; przywrócony został podstawie badań przeprowadzo- normalny ruch tranzytowy przez Opole. nych wśród mieszkańców Opola

W przypadku badań ankietowych na 10.4.1. Powódź w Opolu – bilans strat terenie Opola przyjęto podobne założenie jak

w przypadku Wrocławia. Obszar miasta po- Według szacunkowych danych podzielono na 10 obszarów (ryc. 10.14), obej- wódź w lipcu w 1997 r. zalała w wojewódz- mujących jedno lub kilka sąsiadujących twie opolskim 133,8 tys. ha, czyli 15,8% osiedli. W wyniku badań ankietowych na jego powierzchni. W trzech gminach (Lub- terenie Opola (Grykień, Szmytkie 2008b) sza, Bierawa, Cisek) zalanych zostało ponad przeankietowano w sumie 141 osób powyżej 60% obszaru. Zalanych zostało 527 jedno- 15 roku życia (tab. 10.4), w tym 66 męż- stek osadniczych (sołectw, miast). Liczba czyzn (46,8%) i 75 kobiet (53,2%). Wśród mieszkańców poszkodowanych regionów ankietowanych przeważały osoby z wy- wyniosła ok. 136 tys. osób, co stanowiło kształceniem średnim (49,6%), wyższym 13,2% populacji województwa opolskiego. i niepełnym wyższym (22,7%) oraz zawo- W niektórych gminach (Lubsza, Lewin Brze- dowym (22,0%), natomiast osoby ski, Nysa, Cisek) poszkodowana została po- z wykształceniem podstawowym stanowiły nad połowa mieszkańców (Drobek 1999). jedynie 5,7% respondentów. W 1997 r. więk- Na sumaryczny bilans strat w woje- szość ankietowanych pracowała (66,7%) wództwie opolskim nakładają się olbrzymie bądź była na emeryturze lub rencie (22,7%). straty indywidualne, poniesione przez po- Pozostałą grupę stanowili uczniowie i stu- szczególne gospodarstwa domowe. Badania denci (7,8%), bezrobotni (1,4%) i osoby przeprowadzone bezpośrednio po ustąpieniu o innym statusie (1,4%), głównie gospodynie fali powodziowej na wyspie Pasieka w Opolu domowe. wskazały na olbrzymią skalę zniszczeń oraz Na terenie Opola powódź objęła osie- ogromne emocje, którym poddani byli po- dla położone wzdłuż koryta Odry, zwłaszcza szkodowani (Sołdra-Gwiżdż 1997, 1998). lewobrzeżną część miasta (ryc. 10.15). Naj- Zakres szkód w substancji mieszkaniowej większy zasięg „wielka woda” miała na tere- był bardzo duży. Zniszczeniu uległy przede nie wysp Pasieka i Bolko sąsiadujących ze wszystkim tynki, podłogi, stolarka okienna Starym Miastem, osiedli położonych na le- i drzwiowa, a w blisko połowie mieszkań wym brzegu Odry (Zaodrze, Półwieś, Wój- instalacje elektryczna i gazowa. Zakres skut-

[305]

Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. ... – S. Grykieo, R. Szmytkie

towa Wieś, Szczepankowice), na terenie W niewielkim stopniu powódź nawie- południowych osiedli (Groszowice, Grotowi- dziła również Stare Miasto, sąsiadującą ce), które jako pierwsze zmagały się z napo- z nim od wschodu południową część Śród- rem żywiołu, a także w północno-wschodniej mieścia oraz Nową Wieś Królewską. Pozo- części miasta (Zakrzów, Wróblin). stałe osiedla prawobrzeżnego Opola (Śród- mieście Północne, Osiedle Chabrów, Osiedle Malinka, Kolonia Gosławicka, Gosławice, Grudzice, Malina), ze względu na znaczne oddalenie od koryta Odry oraz położenie na terenach wysoczyznowych, nie zostały objęte powodzią.

Ryc. 10.14. Podział Opola na wydzielone obszary

Tab. 10.4. Liczba ankiet przeprowadzonych w poszczególnych częściach Opola

Liczba Ryc. 10.15. Udział gospodarstw domowych do- Obszar Osiedla ankiet tkniętych powodzią na badanych obszarach w Opolu. Objaśnienia: 1 – A Pasieka 16 70−100%, 2 – 50−70%, 3 – 30−50%, 4 – 15−30%, 5 – 0−15%, 6 – 0% B Stare Miasto 14

Śródmieście Północne, C 15 Podobnie jak to miało miejsce w przy- Osiedle Chabrów padku Wrocławia, powódź w znacznym D Śródmieście Południowe 15 stopniu wpłynęła na funkcjonowanie miasta Osiedle XXV-lecia, Szcze- E 15 i życie mieszkańców Opola, również tych, pankowice, Wójtowa Wieś Wyspa Bolko, Zaodrze, którzy zamieszkiwali osiedla nieobjęte bez- F 11 Półwieś, Bierkowice pośrednio powodzią, czego przejawem było Zakrzów, Wróblin, Gosła- m.in. ograniczenie możliwości swobodnego G 15 wice poruszania się po mieście. Na problem ten Osiedle Malinka, Kolonia H 14 zwróciło uwagę 31,9% ankietowanych (ryc. Gosławicka 10.16), zwłaszcza mieszkańców lewobrzeż- Nowa Wieś Królewska, I 15 Groszowice, Grotowice nej części miasta (Osiedle XXV-lecia, Szczepankowice, Wójtowa Wieś, Wyspa J Grudzice, Malina 11 Bolko, Zaodrze, Półwieś, Bierkowice) oraz

Pasieki, które ze względu na powódź oraz

[306]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

utrudnienia w funkcjonowaniu komunikacji Bezpośredni wpływ na taki stan rzeczy miejskiej praktycznie straciły „łączność” miał z pewnością problem z dotarciem do z pozostałymi częściami miasta. Na problem pracy, na który wskazało aż 35,2% pracują- ze swobodnym poruszaniem się po mieście cych (ryc. 10.17). Dotyczyło to głównie osób zwrócili również uwagę mieszkańcy połu- zamieszkałych na osiedlach bezpośrednio dniowej części miasta (Nowa Wieś Królew- dotkniętych przez powódź, zwłaszcza miesz- ska, Groszowice, Grotowice). kańców lewobrzeżnej części miasta (Osiedle XXV-lecia, Szczepankowice, Wójtowa Wieś, Wyspa Bolko, Zaodrze, Półwieś, Bierkowi- ce), Pasieki i południowych osiedli Opola (Nowa Wieś Królewska, Groszowice, Gro- towice). Pozostała część pracujących odpo- wiedziała, że do pracy docierała samochodem (28,6%), pieszo lub komunikacją miej- ską (po 17,6%) bądź rowerem (3,3%).

Ryc. 10.16. Udział osób, które nie mogły swobodnie poruszad się po Opolu. Ob- jaśnienia: 1 – 80−100%, 2 – 60−80%, 3 – 40−60%, 4 – 20−40%, 5 – 0−20%

W odróżnieniu od Wrocławia, gdzie zalanych zostało wiele zakładów przemysło- wych, powódź oszczędziła największe zakła- dy przemysłowe Opola. Mimo to, ze względu Ryc. 10.17. Wpływ powodzi na pracę wykonywa- na utrudnienia w poruszaniu się po mieście ną przez mieszkaoców Opola. Obja- i zalanie szeregu placówek usługowych, śnienia: 1 – przymusowy urlop, 2 – mieszkańcy Opola również wskazywali na zamknięcie zakładu pracy, 3 – inne, problem niemożności wykonywania pracy 4 – brak wpływu zawodowej w czasie „wielkiej wody”. Blisko połowa spośród pracujących (43,2%) przy- Zalanie znacznej części miasta oraz znała, że powódź w jakiś sposób wpłynęła na blokada głównych przepraw mostowych na wykonywaną przez nich pracę. Większość Odrze miały bezpośredni wpływ na funkcjo- z nich była zmuszona do wzięcia przymuso- nowanie komunikacji miejskiej na terenie wego urlopu (29,5%), natomiast jedynie miasta. Mimo to aż 34,0% respondentów 4,2% respondentów przyznało, że nie mogło przyznało, że komunikacja w czasie powodzi pracować ze względu na czasowe zamknięcie funkcjonowała dobrze. Pozostali stwierdzili, zakładu pracy. Ponadto 5,0% ankietowanych że komunikacja miejska kursowała z pew- stwierdziło, że w dniach powodzi ich czas nymi utrudnieniami (22,0%), bądź że niektó- pracy wydłużył się. re linie kursowały dobrze, a niektóre źle

[307]

Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. ... – S. Grykieo, R. Szmytkie

(13,5%). Mimo dużego udziału pozytywnych Większość mieszkańców Opola ocen funkcjonowania komunikacji miejskiej, (86,5%) zaopatrywała się w żywność, robiąc aż 26,2% respondentów odpowiedziało, że zakupy w sklepach położonych w sąsiedz- komunikacja w mieście funkcjonowała źle, twie miejsca zamieszkania. W osiedlach natomiast 4,3% ankietowanych przyznało, że silnie dotkniętych przez powódź (Pasieka komunikacja w tym czasie nie funkcjonowa- i lewobrzeżna część miasta) sklepy nie funk- ła wcale. Na problemy w funkcjonowaniu cjonowały, a mieszkańcy byli zmuszeni do komunikacji narzekali głównie mieszkańcy korzystania z różnych form darmowej pomo- lewobrzeżnej części miasta oraz Pasieki (ryc. cy zewnętrznej, głównie od państwa (14,2%) 10.18), z kolei wśród respondentów z prawo- bądź władz miasta (15,6%). Niewielka część brzeżnej części miasta przeważały oceny ankietowanych (15,6%), głównie z osiedli pozytywne. położonych wzdłuż Odry, a zatem zagrożo- nych zalaniem, przygotowała się przed na- dejściem „wielkiej wody”, robiąc zapasy. Mieszkańcy Opola narzekali głównie na problem z zaopatrzeniem w pieczywo (22,7%), mięso i wędliny (7,8%), owoce i warzywa (5,7%) oraz nabiał (5,0%), natomiast na problem z zaopatrzeniem w wodę wskazało jedynie 8,5% respondentów.

Ryc. 10.18. Funkcjonowanie komunikacji w czasie powodzi w Opolu. Objaśnienia: 1 – dobre, 2 – dobre z pewnymi utrudnieniami, 3 – niektóre linie dobrze, niektóre źle, 4 – źle, 5 – komunikacja nie funkcjonowała

Powódź wpłynęła również na funkcjonowanie placówek handlowych i zaopatrzenie gospodarstw domowych. W odróżnieniu Ryc. 10.19. Udział gospodarstw domowych do Wrocławia, gdzie na problem z zaopa- w Opolu, które miały problemy z zaopatrzeniem w produkty żyw- trzeniem w żywność i wodę wskazało aż nościowe. Objaśnienia: 1 – 55,7% respondentów, w przypadku Opola 60−100%, 2 – 30−60%, 3 – 0−30% problem ten dotyczył jedynie 31,2% gospodarstw domowych. Ponadto w Opolu pro- Analizując ocenę funkcjonowania pla- blem zaopatrzenia w żywność i wodę doty- cówek handlowych podczas powodzi, więk- czył w zasadzie tylko lewobrzeżnej części szość respondentów oceniło ją bardzo dobrze miasta oraz Pasieki i Starego Miasta (ryc. (34,1%), dobrze (34,8%), bądź też przecięt- 10.19). nie (17,4%). Z kolei jedynie 13,8% ankieto-

[308]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

wanych oceniło funkcjonowanie placówek dle XXV-lecia, Szczepankowice, Wójtowa handlowych źle lub bardzo źle. Na złe zaopa- Wieś, Wyspa Bolko, Zaodrze, Półwieś, Bier- trzenie placówek handlowych narzekali kowice) oraz Starego Miasta. głównie mieszkańcy zalanych przez powódź części miasta (ryc. 10.20), a zwłaszcza lewo- brzeżnego Opola (Osiedle XXV-lecia, Szczepankowice, Wójtowa Wieś, Wyspa Bolko, Zaodrze, Półwieś, Bierkowice) oraz wyspy Pasieka.

Ryc. 10.21. Udział gospodarstw domowych w Opolu, które miały problemy z zaopatrzeniem w wodę (A), gaz (B) i energię elektryczną (C) podczas powodzi

Dobre funkcjonowanie placówek handlowych, a co za tym idzie, niewielkie problemy z zaopatrzeniem w wodę pitną i żyw- ność, sprawiły, że jedynie 21,3% ankietowanych korzystało z różnych form darmowej pomocy zewnętrznej. Dotyczyło to przede

wszystkim mieszkańców lewobrzeżnej części Ryc. 10.20. Funkcjonowanie placówek handlo- miasta (Osiedle XXV-lecia, Szczepankowi- wych podczas powodzi w Opolu. ce, Wójtowa Wieś, Wyspa Bolko, Zaodrze, Objaśnienia: 1 – bardzo dobre, 2 – Półwieś, Bierkowice) oraz Pasieki (ryc. dobre, 3 – przeciętne, 4 – złe, 5 – 10.22), które w czasie powodzi odczuwały bardzo złe największe problemy z zaopatrzeniem

w produkty żywnościowe, głównie w pie- Warto jednak zaznaczyć, że Opole, czywo (76,7%), mięso i wędliny (73,3%), w przeciwieństwie do Wrocławia, nie od- wodę (70,0%) oraz nabiał (56,7%). czuwało tak dużych problemów z brakiem Podobnie jak to miało miejsce we wody, na który uskarżało się jedynie 15,6% Wrocławiu, również w Opolu ankietowani ankietowanych (ryc. 10.21). Problem ten bardzo dobrze ocenili działania służb odpo- eliminowano głównie korzystając z darmo- wiedzialnych za walkę z powodzią i bezpie- wych dostaw wody mineralnej (72,0%) bądź czeństwo mieszkańców miasta (ryc. 10.23). beczkowozami (12,0%), a także kupując Większość respondentów (ponad połowa we wodę mineralną w sklepach (16,0%). Nie- wszystkich przypadkach) oceniła ich działa- wielka część respondentów wskazała rów- nia bardzo dobrze, dobrze lub przeciętnie, nież na problem z zaopatrzeniem w gaz przy czym najlepiej ocenione zostały: woj- (17,0%) oraz energię elektryczną (23,4%). sko, straż pożarna i służby medyczne, a naj- We wszystkich przypadkach problemy gorzej władze miasta i służby przeciwpowo- z zaopatrzeniem dotyczyły w zasadzie wy- dziowe. łącznie mieszkańców silnie zalanych części miasta: Pasieki, lewobrzeżnego Opola (Osie-

[309]

Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. ... – S. Grykieo, R. Szmytkie

czeństwa mieszkańcom. Opolanie za bardzo dobre lub dobre źródło informacji o sytuacji w zalanym mieście uznali z kolei media (ryc. 10.24), przy czym najlepiej ocenione zostało radio, a najgorzej prasa. W Opolu, podobnie jak to miało miejsce we Wrocławiu, do walki z nadciągają- cym żywiołem przystąpiła znaczna część mieszkańców miasta. Aż 38,3% ankietowanych przyznało, że osobiście uczestniczyło w walce z powodzią, głównie przy układaniu worków z piaskiem (37,0%), ładowaniu piasku do worków (33,3%) oraz ratowaniu dobytku (16,7%) i przy usuwaniu skutków powodzi (5,7%), a także pomagała w zaopatrzeniu mieszkańców zalanych części miasta Ryc. 10.22. Udział gospodarstw domowych (29,6%). w Opolu, które korzystały z darmowej pomocy zewnętrznej podczas powodzi. Objaśnienia: 1 – 60−100%, 2 – 30−60%, 3 – 0−30%

Ryc. 10.24. Ocena informowania przez media o sytuacji w zalanym Opolu. Obja- śnienia: 1 – bardzo zła, 2 – zła, 3 – przeciętna, 4 – dobra, 5 – bardzo dobra

Mimo różnorodnej pomocy ze strony

służb odpowiedzialnych za walkę z „wielką Ryc. 10.23. Ocena działania służb w czasie powo- wodą” i mieszkańców miasta, jedynie 31,9 % dzi w Opolu. Objaśnienia: 1 – bardzo respondentów odpowiedziało, że powódź nie zła, 2 – zła, 3 – przeciętna, 4 – dobra, wpłynęła negatywnie na ich życie. Główny- 5 – bardzo dobra mi problemami dla mieszkańców Opola były w tym czasie: źle funkcjonująca komunikacja W opinii mieszkańców na pozytywną miejska, strach, brak informacji o bliskich, ocenę służb wpłynęło przede wszystkim: brak łączności telefonicznej, uwięzienie zaopatrzenie mieszkańców w żywność i wo- w miejscu zamieszkania oraz smród panują- dę pitną, pomoc w znalezieniu mieszkania cy w mieście. dla najbardziej poszkodowanych w trakcie powodzi oraz zapewnienie pomocy medycz- nej. Z kolei najwięcej zastrzeżeń w stosunku 10.5. Wnioski do służb ankietowani mieli z powodu złego informowania mieszkańców o nadchodzą- Badania ankietowe wykazały, że cym zagrożeniu, złej koordynacji działań głównym problemem większości mieszkań- i walki z powodzią i nie zapewnienia bezpie- ców Wrocławia w czasie powodzi było zao-

[310]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

patrzenie w wodę. W przypadku Opola pro- wyższe noty uzyskało wojsko, straż pożarna blem ten dotyczył tylko osób zamieszkałych i służby medyczne, natomiast najsłabiej ocena terenach objętych powodzią. W obu mia- niona została policja. W opinii mieszkańców stach mieszkańcy zalanych obszarów boryka- informacja o przebiegu powodzi w mediach li się dodatkowo z problemem zaopatrzenia była dość dobra, a za najlepsze źródło infor- w żywność oraz wybrane produkty użytku macji uznane zostały radio w Opolu i telewi- codziennego. Część mieszkańców Wrocławia zja we Wrocławiu. i Opola przygotowała się do powodzi robiąc Oczywiste jest, że nie potrafimy zapo- zapasy, a mieszkańcy zalanych terenów mo- biegać zjawiskom ekstremalnym, do których gli korzystać z darmowej pomocy zewnętrz- niewątpliwie należała powódź we Wrocławiu nej. Mimo to zaopatrzenie placówek handlo- i Opolu w lipcu 1997 r. Możemy jednak, wych w żywność ocenione zostało stosun- dzięki dobrej organizacji i obecnej technice, kowo dobrze. Mieszkańcy Wrocławia (w ograniczyć zagrożenia wynikające z wezbrań mniejszym stopniu Opola) odczuwali jednak wody. Możemy, dzięki odpowiedniemu pra- problemy z zaopatrzeniem w wybrane pro- wodawstwu, stosowaniu dostępnych bez- dukty żywnościowe. piecznych technologii, tworzeniu systemów Dużym problemem w obu miastach wczesnego ostrzegania oraz włączeniu oby- było funkcjonowanie komunikacji oraz wateli, polityków i organizacji do działań sprawność działania infrastruktury. Miesz- przygotowawczych – uniknąć ofiar, ograni- kańcy dosyć dobrze ocenili działania służb czyć zniszczenia i zminimalizować szkody. uczestniczących w walce z powodzią. Naj-

Literatura:

Czerwioski J., 1998. Geologiczne, geomorfologiczne i antropogeniczne uwarunkowania zagrożeo powodziowych we Wrocławiu. Czasopismo Geograficzne 69, 43–63. Dorzecze Odry. Powódź 1997 r., 1999. Międzynarodowa Komisja Ochrony Odry przed Zanieczyszcze- niem, Korab, Wrocław. Grela J., Słota H., Zielioski J. (red.), 1999. Dorzecze Wisły. Monografia powodzi lipiec 1997. Instytut Me- teorologii i Gospodarki Wodnej, Warszawa. Drobek W., 1999. Zasięg i skutki powodzi z lipca 1997 roku na Opolszczyźnie w ujęciu przestrzennym, W: K. Frysztacki, T. Sołdra-Gwiżdż (red.), Naturalna katastrofa i społeczne reakcje. Studia nad przebiegiem i następstwami powodzi na Opolszczyźnie w 1997 roku, Stowarzyszenie Instytut Ślą- ski, Paostwowy Instytut Naukowy – Instytut Śląski w Opolu, Opole, 12–28. Grykieo S., 1996. Rolnicze użytkowanie ziemi we Wrocławiu. Rocznik Wrocławski 3, 131–147. Grykieo S., Szmytkie R., 2007. Warunki życia we Wrocławiu w czasie powodzi w 1997 r. W: I. Kiniorska, S. Sala (red.), Rola geografii społeczno-ekonomicznej w badaniach regionalnych. Nauki geograficzne w badaniach regionalnych 2, Kielce, 87–94. Grykieo S., Szmytkie R., 2008a. Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi we Wrocławiu w 1997 roku. Uniwersytet Wrocławski, Wrocław. Grykieo S., Szmytkie R., 2008b. The influence of flooding on living conditions in cities: case studies of Wrocław and Opole. W: S. Liszewski (red.), The Influence of Extreme Phenomena on the Natural Enviroment and Human Living Conditions. Łódź, 79-112. Kamioski A., Tyszkiewicz J., Wójcik M. L., Ziątkowski L., 1998. Tysiąc lat powodzi we Wrocławiu. Rocznik Wrocławski 5, Wrocław. Maciejewski M., 1997. Ryzyko powodziowe w aglomeracjach miejskich. W: Powódź 1997. Forum Nau- kowo-Techniczne, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Warszawa, 385–392. Sitek W., 1997. Wspólnota i zagrożenie. Wrocławianie wobec wielkiej powodzi, Wydawnictwo Uniwersy- tetu Wrocławskiego, Wrocław. Sokołowski J., Mosiej K., 1997. Ocena obwałowao po powodzi 1997 r. W: Forum Naukowo-Techniczne „Powódź 1997”, Ustroo k. Wisły.

[311]

Społeczny i ekonomiczny wymiar powodzi w 1997 r. ... – S. Grykieo, R. Szmytkie

Sołdra-Gwiżdż T., 1997. Powódź 1997 – Społeczne skutki kataklizmu w świetle badao empirycznych. Śląsk Opolski 27, 22–26. Sołdra-Gwiżdż T. 1998. Obraz zniszczeo w substancji mieszkaniowej i w majątku ruchomym w opinii respondentów jako wskaźnik zmian jakości życia mieszkaoców. Zeszyty Odrzaoskie 17, 19–28. Walewski A., 1997. Ocena skażeo środowiska spowodowanych przez powódź. W: Forum Naukowo- Techniczne „Powódź 1997”, Ustroo k. Wisły, 47−82.

[312]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Spis ilustracji:

Ryc. 2.1. Położenie obszaru opisywanego w monografii na tle rzeźby i układu sieci rzecznej południowo- zachodniej Polski ...... 13 Ryc. 2.2. Stosunki wysokościowe w dorzeczu górnej Odry ...... 15 Ryc. 2.3. Spadki terenu w dorzeczu górnej Odry ...... 16 Ryc. 2.4. Podział fizycznogeograficzny południowo-zachodniej Polski ...... 17 Ryc. 2.5. Typowe krajobrazy południowo-zachodniej Polski ...... 19 Ryc. 2.6. Struktura użytkowania ziemi w regionie dolnośląskim i opolskim ...... 29 Ryc. 3.1. Wybrane zdarzenia opadowe o najwyższej intensywności w zlewni górnej i środkowej Odry na tle klasyfikacji Chomicza ...... 39 Ryc. 3.2. Mapy dolne sytuacji barycznej nad Europą w dniach wybranych zdarzeo opadów rozlewnych spowodowanych makroskalową konwergencję: 3 sierpnia 1888, 29 lipca 1897, 10 lipca 1903, 1 lipca 1909 i 1 września 1938 r...... 43 Ryc. 3.3. Mapy dolne sytuacji barycznej (izolinie) oraz mapy topografii barycznej 500 hPa (skala kolorystyczna) nad Europą w dniach wybranych zdarzeo opadów rozlewnych spowodowanych przez makroskalową konwergencję: 10 sierpnia 1964, 1 sierpnia 1977, 7 lipca 1997, 13 sierpnia 2002 i 7 sierpnia 2006 r...... 44 Ryc. 3.4. Rekonstrukcja trajektorii wstecznych dla porcji powietrza z wysokości 500 (A), 2000 (B) i 4000 m n.p.m. (C) w dniach wybranych zdarzeo opadów rozlewnych spowodowanych przez makroskalową konwergencję: 10 sierpnia 1964, 1 sierpnia 1977, 7 lipca 1997, 13 sierpnia 2002 i 7 sierpnia 2006 r...... 46 Ryc. 3.5. Mechanizm powstawania opadów intensywnych związanych z makroskalową konwergencją nad południowo-zachodnią Polską ...... 47 Ryc. 3.6. Lokalizacja przypadków wystąpienia opadów nawalnych na Dolnym Śląsku ...... 53 Ryc. 3.7. Rozwój sytuacji synoptycznej na obszarze południowo-zachodniej Polski warunkującej wystąpienie opadów nawalnych o genezie konwekcyjnej ...... 55 Ryc. 3.8. Przekrój poprzeczny A–B przez komórkę mezoskalowego systemu konwekcyjnego w rejonie Sudetów wraz z Przedgórzem Sudeckim podczas maksymalnego nasilenia opadów (faza „c” z ryc. 3.7) ...... 56 Ryc. 3.9. Diagram aerologiczny dla Wrocławia z 1 września 2002 r. (godz. 00 UTC) ...... 57 Ryc. 3.10. Przebieg temperatury powietrza na Szrenicy i Hali Izerskiej w dniach 12–16 lutego 2003 r. ... 59 Ryc. 3.11. Roczna liczba dni upalnych we Wrocławiu, Jeleniej Górze i na Śnieżce ...... 60 Ryc. 3.12. Zmiany rocznej liczby dni bardzo mroźnych w wieloleciu 1951–2006 ...... 60 Ryc. 3.13. Najczęstsze szlaki przemieszczania się cyklonów wywołujących w Polsce wiatr o ekstremalnych prędkościach według założeo Van Bebbera ...... 61 Ryc. 3.14. Rozkład ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza nad Europą ...... 63 Ryc. 3.15. Rozkład ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza 18 i 19 stycznia 2007 ...... 63 Ryc. 3.16. Zdjęcie satelitarne wykonane 7 listopada 2002 r. obejmujące pogranicze Polski, Czech i Niemiec. Strzałkami zaznaczono szlaki wędrówki bory przez Sudety Środkowe oraz obniżenie pomiędzy Górami Łużyckimi i Rudawami ...... 65 Ryc. 3.17. Schemat mezoskalowego systemu konwekcyjnego (MCS) ...... 67 Ryc. 3.18. Profil pionowy temperatury powietrza oraz temperatury punktu rosy w dniach z obserwowanymi mezoskalowymi systemami konwekcyjnymi (MCS) ...... 67 Ryc. 3.19. Mapa synoptyczna z 30 maja 2005 r. o godz. 00 UTC ...... 69 Ryc. 3.20. Diagram aerologiczny dla Wrocławia z 30 maja 2005 r. dla godz. 12 UTC ...... 69

[313]

Spis ilustracji

Ryc. 3.21. Zdjęcie satelitarne z widocznymi mezoskalowymi systemami konwekcyjnymi (30 maja 2005 r., godz. 16.30 UTC) ...... 70 Ryc. 3.22. Skutki szkwału, który 30 maja 2005 r. miał miejsce we Wrocławiu ...... 70 Ryc. 3.23. Szkody leśne spowodowane przez silny wiatr ...... 71 Ryc. 3.24. Mezoskalowy system konwekcyjny, który spowodował pojawienie się „białego szkwału” nad jeziorem Śniardwy 21 sierpnia 2007 r...... 71 Ryc. 3.25. Mapa synoptyczna z godz. 00 UTC 15 sierpnia 2008 r...... 73 Ryc. 3.26. Rozkład temperatury oraz topografia powierzchni geopotencjalnej na poziomie 850 hPa w dniu 15 sierpnia 2008 r...... 74 Ryc. 3.27. Rozkład PWAT (precipitable water content [mm]) nad obszarem Polski ...... 75 Ryc. 3.28. Diagramy aerologiczne ze stacji Proštejov (A) oraz Warszawa-Legionowo (B) z godz. 12 UTC, 15 sierpnia 2008 r...... 75 Ryc. 3.29. Rozwój mezoskalowych systemów konwekcyjnych (MCS) nad Polską 15 sierpnia 2008 r...... 76 Ryc. 4.1. Zabytkowe znaki wielkich wód (powodzie w 1608 i 1702 r.) wmurowane w fasadę starego młyna w Złotoryi nad Kaczawą ...... 85 Ryc. 4.2. Dorzecza dopływów Odry na tle podziału fizyczno-geograficznego w województwie dolnośląskim ...... 87 Ryc. 4.3.Zmiany korytowe w dolinie Odry na odcinku wrocławskim ...... 91 Ryc. 4.4.Tektonika Dolnego Śląska oraz rozkład głównych kotlin i przełomów rzecznych w Sudetach .....93 Ryc. 4.5. Główne okresy występowania wezbrao na Dolnym Śląsku i wskaźnik zagrożenia powodziowego (WZP) ...... 97 Ryc. 4.6. Średni wysoki odpływ rzeczny z obszaru Dolnego Śląska i maksymalne zmierzone parametry hydrologiczne dla wybranych posterunków wodowskazowych ...... 98 Ryc. 4.7. Koryto Łomnicy w Karpaczu. Seria zdjęd przedstawia stan z początku XX w...... 104 Ryc. 4.8. Schematyczny podział czasowy epizodów powodziowych sumarycznie i według wybranych dorzeczy dla przedziałów czasowych 5 lat ...... 121 Ryc. 4.9. Zasięgi wód powodziowych Odry ...... 122 Ryc. 4.10. Zniszczenia wzdłuż Jedlicy w Kowarach (Schmiedeberg) wskutek powodzi 1897 r...... 125 Ryc. 4.11. Dynamiczne procesy korytowe i zniszczenia domów w Piechowicach (Petersdorf) nad Kamienną podczas powodzi w 1897 r...... 125 Ryc. 4.12. Rynek w Leśnej (Markllissa) 30 lipca 1897 r...... 125 Ryc. 4.13. Zrzut wody ze zbiornika nyskiego i zalanie zachodnich fragmentów miasta Nysy ...... 127 Ryc. 5.1. Schemat różnic w formowaniu się fali wezbraniowej w zależności od rzeźby ...... 142 Ryc. 5.2. Schematyczna charakterystyka hydrologiczna zlewni i właściwości koryta rzecznego ...... 148 Ryc. 5.3. Charakterystyczne elementy koryta rzecznego w planie i przekrój podłużny przez koryto ...... 149 Ryc. 5.4. Zasięg zalewu i formy akumulacji rzecznej powstałe podczas powodzi w lipcu 1997 r. nad Odrą we Wrocławiu ...... 157 Ryc. 5.5. Zmiany układu koryta Nysy Kłodzkiej na stanowisku Byczeo poniżej przełomu, tzw. Rygla Ząbkowickiego...... 160 Ryc. 5.6. Poglądowy obraz akumulacji osadu w obrębie zbiornika Mietków na Bystrzycy w stanie jego niskiego napełnienia ...... 161 Ryc. 5.7. Meandrowe koryto Jagniecego Potoku – lewego dopływu Izery ...... 166 Ryc. 5.8. Zmiany korytowe Jagnięcego Potoku na Hali Izerskiej ...... 167 Ryc. 5.9. Podcięcie erozyjne Jagnięcego Potoku na Hali Izerskiej ...... 167 Ryc. 5.10. Stan koryta środkowego odcinka Jagnięcego Potoku po wezbraniu w sierpniu 2006r...... 167 Ryc. 5.11. Parametry koryta dolnego biegu Jagnięcego Potoku ...... 168 Ryc. 5.12. Powierzchnie odsypów przykorytowych Jagnięcego Potoku na tle geometrii jego koryta ..... 168 Ryc. 5.13. Na powierzchni stożka napływowego Małej Kamiennej w Piechowicach wody powodziowe kierują się równoległymi, oddzielonymi od siebie korytami ...... 168

[314]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 5.14. Fragment doliny Bobru na przełomowym odcinku między Marciszowem a Wojanowem ..... 168 Ryc. 5.15. Osady zbiornika zaporowego Perła Zachodu powyżej zapory elektrowni wodnej Bobrowice I na Bobrze na północ od Jeleniej Góry ...... 171 Ryc. 5.16. Strefy akumulacji dennej w zbiorniku Jeziora Modrego ...... 172 Ryc. 5.17. Zniszczenia Kowar spowodowane powodzią na Jedlicy. Lipiec/sierpieo 1897 r...... 173 Ryc. 5.18. Lokalizacja obszaru badao potoku Skałka ...... 175 Ryc. 5.19. Fragment mapy powstałej w wyniku kartowania koryta potoku Skałka ...... 177 Ryc. 5.20. Schematyczne przedstawienie wybranych elementów struktury koryta potoku Skałka na tle profilu podłużnego i przekrojów poprzecznych doliny ...... 177 Ryc. 5.21. Zmniejszenie nachylenia podłużnego i rozszerzenie koryta Skałki na odcinku depozycyjnym. Woda wpływa pod rumowisko skalne 179 Ryc. 5.22. Zator drzewny i wykształcony poniżej kocioł eworsyjny tworzą w korycie Skałki lokalne przewyższenie...... 179 Ryc. 5.23. Poglądowy obraz na zlewnię górnej Kwisy ...... 180 Ryc. 5.24. Przebieg fali powodziowej Kwisy według odczytu wodowskazowego w Mirsku i krzywej konsumcyjnej ...... 182 Ryc. 5.25. Profil podłużny koryta Kwisy i przekroje poprzeczne przez jej dolinę ...... 182 Ryc. 5.26. Cechy charakterystyczne zlewni Kwisy na odcinku dotkniętym powodzią w sierpniu 2006 r. 183 Ryc. 5.27. Podcięcie brzegowe Kwisy spowodo-wało osunięcie gruntu dostarczające materiał stokowy bezpośrednio do koryta cieku ...... 185 Ryc. 5.28. Erozyjne odziaływanie nurtu Kwisy na wklęsły brzeg w Świeradowie Zdroju spowodowało destrukcję kamiennego umocnienia ...... 185 Ryc. 5.29. Strefa depozycji aluwium na odcinku lokalnego zmniejszenia spadku hydraulicznego Kwisy w części wciosowej doliny ...... 186 Ryc. 5.30. Strefa depozycji aluwium poniżej podcięcia brzegowego Kwisy w Świeradowie Zdroju widocznego na ryc. 5.27 ...... 186 Ryc. 5.31. Zmiany geomorfologiczne w dnie doliny Kwisy na obszarze zabudowanym ...... 187 Ryc. 5.32. Strefa depozycji aluwium Kwisy w dnie Kotliny Mirskiej ...... 187 Ryc. 5.33. Koryto skalne Kwisy w Krobicy pełniące podczas powodzi funkcję korytarza transferowego dla rumowiska dennego ...... 188 Ryc. 6.1. Ślad po obrywie i ześlizgu bloków skalnych na zachodniej ścianie Wielkiego Śnieżnego Kotła w zachodnich Karkonoszach...... 206 Ryc. 6.2. Występowanie spływów gruzowych w Karkonoszach. Na podstawie: Migoo, Parzóch 2008; zmodyfikowane ...... 207 Ryc. 6.3. Rozmieszczenie szlaków spływów gruzowych w kotłach polodowcowych Karkonoszy ...... 208 Ryc. 6.4. Szlaki różnowiekowych spływów gruzowych na stożkach usypiskowych w Wielkim Śnieżnym Kotle ...... 209 Ryc. 6.5. Miejsce zsuwu zwietrzelinowego obejmującego pełen profil utworów pokrywowych (Kocioł Łomniczki, wrzesieo 1994 r.) i niżej przetransformowanego w spływ gruzowy ...... 209 Ryc. 6.6. Wał brzeżny jednego ze spływów gruzowych w Kotle Łomniczki ...... 211 Ryc. 6.7. Spływ gruzowy w dolinie Białej Łaby z 1997 r. Większośd materiału zdeponowana została na stoku w postaci wałów brzeżnych ...... 211 Ryc. 6.8. Depozycja podwodna materiału transportowanego przez spływ gruzowy na przedłużeniu stożka usypanego w strefie brzegowej Kotła Wielkiego Stawu ...... 211 Ryc. 6.9. Efekty morfologiczne upłynnienia rumoszu budującego hałdę kopalnianą w dolinie Jedlicy koło Kowar...... 212 Ryc. 6.10. Biały Jar – miejsce silnej erozji i generowania spływów gruzowych w niszy źródliskowej Złotego Potoku ...... 215 Ryc. 6.11. Szkic morfologiczny Białego Jaru – niszy źródliskowej Złotego Potoku...... 215

[315]

Spis ilustracji

Ryc. 6.12. Akumulacja głazowa w osi spływu gruzowego w Białym Jarze215 Ryc. 6.13. Spływ gruzowy w Żlebie Mokrym w Wielkim Śnieżnym Kotle z sierpnia 2006 r...... 216 Ryc. 6.14. Opady na posterunku meteorologicznym Lábska bouda w dniach 6–8 sierpnia 2006 r...... 217 Ryc. 6.15. Rozmieszczenie reliktowych osuwisk w Górach Suchych i Masywie Lesistej Wielkiej...... 219 Ryc. 6.16. Aktywne stożki usypiskowe pod Suchawą, wkraczające w drzewostan świerkowy ...... 220 Ryc. 6.17. Szkic sytuacyjny osuwiska w Bardzie ...... 221 Ryc. 6.18. Osuwisko w Bardzie...... 222 Ryc. 6.19. Typowa rynna erozyjna rozwinięta na dawnym szlaku zrywki drewna z progiem akumulacyjnym i odsłoniętą podłogą skalną poniżej progu ...... 223 Ryc. 6.20. Stożek torencjalny zbudowany z materiału głazowo-gruzowego wyniesionego z rozcięcia erozyjnego podczas intensywnych opadów we wrześniu 1994 r. w Karkonoszach...... 223 Ryc. 6.21. Rozcięcie erozyjne drogi leśnej w Górach Bardzkich powstałe po ulewnych deszczach w sierpniu 2006 r...... 224 Ryc. 6.22. Morfologiczne efekty wezbrania w osi doliny Młynówki w Górach Bardzkich ...... 225 Ryc. 6.23. Szkic morfologiczny skutków erozji wodnej na drodze leśnej w dolinie Młynówki w Górach Bardzkich po okresie przepływu pozakorytowego w dniach 7–9 sierpnia 2006 ...... 226 Ryc. 6.24. Wzrost powierzchni zlewni cząstkowych koryt erozyjnych na stokach wylesionych na przykładzie wschodnich Karkonoszy ...... 227 Ryc. 6.25. Połączenie subsystemu stokowego i korytowego: depozycja części materiału mineralnego wyniesionego ze ścieżki leśnej, dolina Bystrzyka w Karkonoszach, sierpieo 2006 r...... 227 Ryc. 6.26. Stożek deluwialny złożony u podstawy stoku w efekcie jednego epizodu spływu stokowego w marcu 2009 r...... 229 Ryc. 6.27. Zmiany morfologii stoków w okolicach Henrykowa (Wzgórza Niemczaosko-Strzelioskie na Przedgórzu Sudeckim) w latach 1883–1977 w wyniku spłukiwania na stokach lessowych...... 230 Ryc. 6.28. Powódź w dolinie Oławy w dniu 12 maja 1990 r., związana z kumulacją wód spływu stokowego ze zboczy doliny i wezbranych dopływów bocznych ...... 231 Ryc. 6.29. Skutki geomorfologiczne ulewy w dniu 12 maja 1990 r...... 232 Ryc. 7.1. Zmiany położenia zwierciadła wód podziemnych w punkcie obserwacyjnym Bogdaszowice (poziom wodonośny w osadach czwartorzędu) ...... 243 Ryc. 7.2. Zmiany położenia zwierciadła wód podziemnych w punkcie obserwacyjnym Wrocław Iwiny (poziom wodonośny w osadach trzeciorzędu)...... 243 Ryc. 7.3. Zmiany położenia zwierciadła wód podziemnych w punkcie obserwacyjnym Grodków (poziom wodonośny w osadach trzeciorzędu) ...... 244 Ryc. 7.4. Zmiany położenia zwierciadła wód podziemnych w punkcie obserwacyjnym Długopole Zdrój (poziom wodonośny w osadach kredy)...... 244 Ryc. 7.5. Mapa analizowanych punktów na tle jednostek hydrogeologicznych obszaru sudeckiego ..... 245 Ryc. 7.6. Dni z maksymalnie wysokimi położeniami zwierciadła wody lub wydajności źródła ...... 247 Ryc. 7.7. Dni z maksymalnymi prędkościami wzrostu położenia zwierciadła wody lub wydajności źródła ...... 249 Ryc. 7.8. Zmiany położenia zwierciadła wody i odchylenia od wartości średniej w punkcie obserwacyjnym Długopole Zdrój...... 250 Ryc. 7.9. Zmiany wydajności źródła i odchylenia od wartości średniej – źródło w Szczytnej Śląskiej ..... 251 Ryc. 7.10. Zmiany położenia zwierciadła wody i odchylenia od wartości średniej dla studni w Wilkanowie ...... 252 Ryc. 7.11. Zmiany wydajności źródła i odchylenia od wartości średniej – źródło w Kowarach Wojkowie ...... 253 Ryc. 8.1. Obszar badao oraz rozmieszczenie analizowanych posterunków hydrologicznych ...... 260 Ryc. 8.2. Szeregi czasowe przepływu na posterunkach Chałupki (A), Ścinawa (B) i Białobrzezie (C) ...... 261 Ryc. 8.3. Prognoza wezbrania w sierpniu 1972 r. według modelu MAR ...... 263

[316]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Ryc. 8.4. Prognoza wezbrania roztopowego z marca 1977 r. według modelu MAR ...... 263 Ryc. 8.5. Prognoza wezbrania w sierpniu 1977 r. według modelu MAR ...... 263 Ryc. 8.6. Prognoza wezbrania roztopowego w marcu 1979 r. według modelu MAR ...... 264 Ryc. 8.7. Prognoza wezbrania z sierpnia 1980 r. według modelu MAR ...... 264 Ryc. 8.8. Prognoza wezbrania z sierpnia 1985 r. według modelu MAR ...... 264 Ryc. 8.9. Prognoza wezbrania z lutego 1987 r. według modelu MAR ...... 265 Ryc. 8.10. Prognoza wezbrania z lipca 1997 r. według modelu MAR ...... 265 Ryc. 8.11. Prognoza wezbrania z lipca 2001 r. według modelu MAR ...... 265 Ryc. 8.12. Prognoza wezbrania z przełomu marca i kwietnia 2006 r. według modelu MAR ...... 266 Ryc. 9.1. Typowe scenariusze potencjalnych zmian rzeźby dolin rzecznych w czasie powodzi ...... 281 Ryc. 9.2. Rozmieszczenie zniszczeo powodziowych w dorzeczu Bobru spowodowanych typowymi przekształceniami rzeźby fluwialnej ...... 281 Ryc. 9.3. Częstośd występowania zniszczeo powodziowych w wyniku typowych przekształceo rzeźby fluwialnej z 89 obserwacji dla dorzecza górnego Bobru (do Wlenia) ...... 282 Ryc. 9.4. Schemat wyznaczania stref zagrożenia według ogólnych tendencji przekształceo rzeźby fluwialnej. Przykład rzeki Łomnicy w Karkonoszach i w dnie Kotliny Jeleniogórskiej ...... 283 Ryc. 9.5. Strefy ryzyka związanego z przekształceniami rzeźby fluwialnej podczas wezbrao cieków w sytuacji geomorfologicznej Wilczej Poręby w Karpaczu ...... 284 Ryc. 10.1. Podział Wrocławia na wydzielone obszary ...... 297 Ryc. 10.2. Udział dotkniętych powodzią gospodarstw domowych zamieszkałych na badanych obszarach we Wrocławiu ...... 298 Ryc. 10.3. Udział osób, które nie mogły swobodnie poruszad się po Wrocławiu ...... 299 Ryc. 10.4. Wpływ powodzi na pracę wykonywaną przez mieszkaoców Wrocławia ...... 299 Ryc. 10.5. Funkcjonowanie komunikacji w czasie powodzi we Wrocławiu ...... 300 Ryc. 10.6. Udział gospodarstw domowych kupujących żywnośd w czasie powodzi w sklepach we Wrocławiu ...... 300 Ryc. 10.7. Udział gospodarstw domowych we Wrocławiu, które miały problemy z zaopatrzeniem w produkty żywnościowe ...... 300 Ryc. 10.8. Funkcjonowanie placówek handlowych podczas powodzi we Wrocławiu ...... 301 Ryc. 10.9. Udział gospodarstw domowych we Wrocławiu, które miały problemy z zaopatrzeniem w wodę podczas powodzi ...... 301 Ryc. 10.10. Udział gospodarstw domowych we Wrocławiu, które miały problemy z zaopatrzeniem w gaz (A) i energię elektryczną (B) podczas powodzi ...... 302 Ryc. 10.11. Udział gospodarstw domowych we Wrocławiu, które korzystały z darmowej pomocy zewnętrznej podczas powodzi ...... 302 Ryc. 10.12. Ocena działania służb w czasie powodzi we Wrocławiu ...... 303 Ryc. 10.13. Ocena informowania przez media o sytuacji w zalanym Wrocławiu...... 303 Ryc. 10.14. Podział Opola na wydzielone obszary ...... 306 Ryc. 10.15. Udział dotknietych powodzią gospodarstw domowych zamieszkałych na badanych obszarach w Opolu ...... 306 Ryc. 10.16. Udział osób, które nie mogły swobodnie poruszad się po Opolu ...... 307 Ryc. 10.17. Wpływ powodzi na pracę wykonywaną przez mieszkaoców Opola ...... 307 Ryc. 10.18. Funkcjonowanie komunikacji w czasie powodzi w Opolu ...... 308 Ryc. 10.19. Udział gospodarstw domowych w Opolu, które miały problemy z zaopatrzeniem w produkty żywnościowe ...... 308 Ryc. 10.20. Funkcjonowanie placówek handlowych podczas powodzi w Opolu ...... 309 Ryc. 10.21. Udział gospodarstw domowych w Opolu, które miały problemy z zaopatrzeniem w wodę (A), gaz (B) i energię elektryczną (C) podczas powodzi ...... 309

[317]

Spis ilustracji

Ryc. 10.22. Udział gospodarstw domowych w Opolu, które korzystały z darmowej pomocy zewnętrznej podczas powodzi ...... 310 Ryc. 10.23. Ocena działania służb w czasie powodzi w Opolu ...... 310 Ryc. 10.24. Ocena informowania przez media o sytuacji w zalanym Opolu ...... 310

[318]

Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki

Spis tabel:

Tab. 2.1. Ważniejsze dopływy Odry ...... 27 Tab. 2.2. Zmiany w strukturze użytkowania ziemi w województwie dolnośląskim w latach 1995–2005. . 30 Tab. 3.1. Kategorie wyjątkowych zdarzeo meteorologicznych ...... 36 Tab. 3.2. Kryteria wyróżniania deszczów ulewnych i nawalnych według Chomicza (1951) ...... 38 Tab. 3.3. Wybrane przypadki ekstremalnych opadów atmosferycznych na Dolnym Śląsku oraz w pozostałej części dorzecza górnej Odry ...... 39 Tab. 3.4. Kryteria powstawania, czas trwania oraz zasięg przestrzenny zniszczeo na przykładzie trzech mezocyklonów (MCS), które wystąpiły w Polsce ...... 73 Tab. 4.1. Podstawowe parametry wybranych rzek dolnośląskich...... 88 Tab. 4.2. Ważniejsze przełomy rzeczne w Sudetach ...... 94 Tab. 4.3. Największe zbiorniki retencyjne na obszarze Dolnego Śląska ...... 104 Tab. 4.4. Suche zbiorniki przeciwpowodziowe w Sudetach ...... 105 Tab. 4.5. Maksymalne stany wody na Odrze podczas wybranych powodzi ...... 120 Tab. 4.6. Przepływy maksymalne podczas wybranych powodzi ...... 120 Tab. 4.7. Maksymalne zmierzone stany i przepływy rzek (niekoniecznie najwyższe w czasach historycznych)...... 122 Tab. 5.1. Nierozmywające średnie prędkości wody dla gruntów niespoistych ...... 147 Tab. 5.2. Wpływ robót regulacyjnych na zmiany morfologicznego i ekologicznego funkcjonowania koryta oraz doliny rzecznej ...... 153 Tab. 5.3. Pomiary rumowiska unoszonego na dolnośląskich rzekach w roku 1983 ...... 155 Tab. 5.4. Przykłady rekordowych wielkości elementów skalnych transportowanych w sudeckich korytach rzecznych ...... 163 Tab. 5.5. Charakterystyczne formy depozycyjne w dolinach sudeckich rzek ...... 164 Tab. 5.6. Charakterystyczne formy erozyjne w dolinach sudeckich rzek ...... 165 Tab. 5.7. Podstawowe informacje na temat zlewni potoku Skałka ...... 176 Tab. 5.8. Podstawowe charakterystyki przepływu dla posterunku wodowskazowego na Kwisie w Mirsku z lat 1979–1980 ...... 181 Tab. 6.1. Zależnośd występowania spływów gruzowych w Karkonoszach od wielkości i intensywności opadu atmosferycznego ...... 213 Tab. 7.1. Charakterystyka punktów badawczych wybranych do analizy zmian położenia zwierciadła wody i wydajności źródeł ...... 246 Tab. 7.2. Maksymalne wysokie położenia zwierciadła wody i wydajności źródeł oraz prędkości wzrostu zwierciadła i wydajności ...... 247 Tab. 9.1. Ortofotomapy dorzecza Odry w serwisach internetowych ...... 274 Tab. 9.2. Przykładowa tablica ryzyka dla rzeki nizinnej ...... 283 Tab. 10.1. Straty w produkcji roślinnej we Wrocławiu w wyniku powodzi w 1997 r...... 296 Tab. 10.2. Zwierzęta utopione we Wrocławiu w czasie powodzi w 1997 r...... 297 Tab. 10.3. Liczba ankiet przeprowadzonych w poszczególnych częściach Wrocławia ...... 298 Tab. 10.4. Liczba ankiet przeprowadzonych w poszczególnych częściach Opola ...... 306

[319]