Czasowo-przestrzenna zmienność cech fizykochemicznych wód

Czasowo-przestrzenna zmienność
cech fizykochemicznych wód
Tatrzańskiego Parku
Narodowego
Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej
Uniwersytetu Jagiellońskiego
Czasowo-przestrzenna zmienność
cech fizykochemicznych wód
Tatrzańskiego Parku
Narodowego
Mirosław Żelazny
Kraków 2012
Publikacja wydana ze środków Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ
Recenzenci: dr hab. inż. Stanisław Małek, prof. U R
prof. dr hab. Stanisław Węglarczyk
Adiustacja: Dorota Trzcinka
Tłumaczenie na język angielski: dr inż. Anna Lenart-Boroń
Makieta książki, skład tekstu i przygotowanie do druku:
Małgorzata Ciemborowicz – Pracownia Wydawnicza I G i G P U J
Projekt okładki: Małgorzata Ciemborowicz
© Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ
Wydanie I Kraków 2012
ISBN 978-83-88424-80-9
Wydawca:
Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ
ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków, Polska
tel. : (+48) 012 664 52 50, faks : (+48) 012 664 53 85
www.geo.uj.edu.pl
Druk:
Poligrafia Salezjańska
ul. Bałuckiego 8, 30-306 Kraków, Polska
tel. : +48 12 266 40 00, faks : +48 12 269 02 84
www.sdb.krakow.pl
Spis treści
Przedmowa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
7
1. Wprowadzenie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.1. Stan badań hydrochemicznych w polskich Tatrach. . . . . . . . . . . . .
1.2. Cel i zakres pracy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego . . . . . . . . . .
2.1. Główne cechy środowiska przyrodniczego . . . . . . . . . . . . . . . .
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni . . . . . . .
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.1. Terenowe metody badań sezonowej zmienności wód potoków i źródeł . . . .
3.2. Terenowe metody badań zróżnicowania przestrzennego wód źródlanych . . 3.3. Metody laboratoryjne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.4. Metody statystyczne, wizualizacja danych . . . . . . . . . . . . . . . .
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech
fizykochemicznych wód tatrzańskich . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4.1. Zróżnicowanie przestrzenne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4.2. Zmienność sezonowa. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową. . . . . . . . . . . . . . . .
4.4. Reżim hydrochemiczny wód potoków tatrzańskich . . . . . . . . . . . .
4.4.1. Reżim wysokogórski . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4.4.2. Reżim średniogórski . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5. Zróżnicowanie przestrzenne cech fizykochemicznych źródeł tatrzańskich. . . . .
5.1. Ogólna charakterystyka hydrochemiczna źródeł. . . . . . . . . . . . . .
5.1.1. Charakterystyka hydrochemiczna źródeł drenujących
trzon krystaliczny i część osadową . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.1.2. Charakterystyka hydrochemiczna źródeł drenujących część osadową:
serie wierchowe, reglowe i paleogen Podhala . . . . . . . . . . . . .
5.2. Charakterystyka hydrochemiczna źródeł drenujących skały
ze względu na uwarunkowania litologiczne. . . . . . . . . . . . . . . .
5.3. Zróżnicowanie przestrzenne typów hydrochemicznych źródeł. . . . . . . 5.4. Środowiska hydrogeochemiczne źródeł . . . . . . . . . . . . . . . . .
6. Podsumowanie i wnioski . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Podziękowania. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Summary . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Spis tabel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Spis rycin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
9
11
21
23
23
30
57
57
64
74
81
93
93
109
133
148
150
154
163
163
188
194
199
206
222
231
237
241
275
279
281
Przedmowa
Opracowanie przedstawia czasowo-przestrzenną zmienność wybranych cech fizykochemicznych wód potoków i źródeł w Tatrzańskim Parku Narodowym. Badania przeprowadzono w ramach projektu finansowanego przez Ministerstwo Nauki
i Szkolnictwa Wyższego pt. Czynniki warunkujące zróżnicowanie przestrzenne
i dynamikę chemizmu wód w Tatrzańskim Parku Narodowym (N 30508132/2824)
w okresie od 1 maja 2007 do 31 grudnia 2010 roku. Sezonowe zmiany wartości
cech fizykochemicznych zinterpretowano na podstawie zbadania 23 potoków
i 5 źródeł, analizę zróżnicowania przestrzennego wartości cech fizykochemicznych przeprowadzono na podstawie 1018 źródeł. Wśród wybranych potoków na
szczególną uwagę zasługują te, które odwadniają metamorficzną część trzonu
krystalicznego Tatr Zachodnich i do tej pory nie były przedmiotem systematycznych badań hydrochemicznych. W czasie badań składu chemicznego wód w rytmie miesięcznym, a przez jeden rok – dwutygodniowym, z 43 serii pomiarowych
zebrano 1200 prób wody. Badania wykonano w taki sposób, aby uwzględnić złożone
uwarunkowania hydrologiczne, hydrogeologiczne oraz skomplikowaną budowę
geologiczno-tektoniczną polskich Tatr w obrębie Tatrzańskiego Parku Narodowego (dalej: T P N). Jedynie zlewnia Białki, położona w granicach T P N i T A N A P
(Tatranský Národný Park), odwadnia zarówno polską, jak i słowacką część Tatr.
Całość opracowania składa się z pięciu zasadniczych części. We wprowadzeniu
(rozdział 1.) przedstawiono zarys badań hydrochemicznych w polskich Tatrach,
po czym określono cel i zakres pracy. W rozdziale 2. ogólnie scharakteryzowano
środowisko przyrodnicze T P N, a następnie krótko opisano 23 zlewnie wybrane
do badań sezonowych. Zastosowane metody badań terenowych, laboratoryjnych
i statystycznych zostały omówione w rozdziale 3.
Przedmowa
W rozdziale 4. zaprezentowano zasadniczy materiał badawczy, dotyczący zagadnień związanych z przestrzennym zróżnicowaniem i sezonową zmiennością cech
fizykochemicznych wód tatrzańskich. Czasowo-przestrzenna zmienność została
omówiona w odniesieniu do poszczególnych cech fizykochemicznych wód, wyrażonych w wartościach zarówno bezwzględnych, jak i względnych. Istotna część
interpretacji danych dotyczy określenia dla każdego obiektu czynników kształtujących właściwości fizykochemicznych wód. Po wyodrębnieniu i zanalizowaniu głównych czynników określono reżimy hydrochemiczne, które uwidaczniają
typową zmienność hydrochemiczną wód tatrzańskich. Ważnym elementem tej
części opracowania są rozbudowane tabele i ryciny, które pełnią rolę informacyjno-dokumentacyjną.
W rozdziale 5. przedstawiono analizę czynników kształtujących cechy fizykochemiczne 1018 źródeł reprezentujących przede wszystkim płytkie krążenie.
Ważnym elementem tej części opracowania są tabele i ryciny ilustrujące zróżnicowanie przestrzenne cech fizykochemicznych źródeł, wyrażone w wartościach
względnych i bezwzględnych. Prezentowane ryciny poszczególnych cech fizykochemicznych są jedynymi – od czasu wydania Atlasu Tatrzańskiego Parku Narodowego (1985) – kartodiagramami wód w skali całego T P N. W tym rozdziale
omówiono w sposób systematyczny cechy źródeł w odniesieniu do naturalnie stosowanego podziału na wody drenujące trzon krystaliczny i wody drenujące część
osadową, które podzielono na trzy grupy ze względu na występowanie w: seriach
wierchowych, seriach reglowych i utworach paleogenu Podhala. Następnie na
podstawie Mapy geologicznej Tatr Polskich w skali 1: 30 000 (Bac-Moszaszwili i in.
1979) z całych Tatr wydzielono 16 grup źródeł i zbadano wpływ uwarunkowań
litologicznych na ich cechy fizykochemiczne. Tak przeprowadzona analiza na
terenie T P N wykazała istnienie dwóch typów środowisk hydrogeochemicznych,
tj. Tatr krystalicznych i Tatr osadowych, w obrębie których wyodrębniono pięć
podtypów i trzy obszary środowisk hydrogeochemicznych. Całość opracowania
kończą: krótkie podsumowanie wraz z wnioskami, podziękowania i bibliografia.
8
1. Wprowadzenie
Obieg geochemiczny jonów w środowisku przyrodniczym jest nierozerwalnie
związany z obiegiem wody, który szczególnie dynamicznie odbywa się w obszarach charakteryzujących się rzeźbą wysokogórską. Znaczenie wody w przyrodzie jest różnorodne i nieporównywalne z innymi substancjami. Woda w obiegu
hydrologicznym rozpuszcza związki chemiczne, prowadzi do zmian pierwotnego
składu mineralnego skał macierzystych, pokryw zwietrzelinowych i gleb, przenosi pierwiastki chemiczne i jednocześnie nabiera cech środowiska przyrodniczego, przez które przepływa. Wzbogacenie wód podziemnych w jony następuje
wskutek podstawowego procesu egzogenicznego, jakim jest wietrzenie.
Kształtowanie składu chemicznego wód to złożone relacje między wodą
a skałą. Opisy procesu wietrzenia, który daje początek obiegowi jonów w środowisku przyrodniczym wraz z przykładami podstawowych reakcji chemicznych
skał lub minerałów zawarte są w wielu opracowaniach syntetycznych z zakresu
hydrochemii, hydrogeochemii, gleboznawstwa i ekologii, np. O. A. Alekin (1958);
Z. Pazdro (1964, 1983); A. J. Perelman (1971); F. H. Bormann, G. E. Likens (1979);
V. L . Snoeyink, D. Jenkins (1980); J. D. Hem (1985); W. Hermanowicz (1984);
C. Ollier (1984); A. Macioszczyk (1987); Z. Pazdro, B. Kozerski (1990); B. Moldan, J. Černý (red.) (1994); J. R. Dojlido (1995); W. H. Schlesinger (1991); J. Mulder,
M.S. Cresser (1994); J. I. Drever (1997); J. D. Allan (1998), J. E. Andrews i in. (1999);
M. Pulina (1999); J. Weiner (1999); W. Chełmicki (2001); R. Bednarek i in. (2005);
A. Macioszczyk (red.) (2006); A. Macioszczyk, D. Dobrzyński (2007); N. Kresic, Z. Stevanovic (2010). Badania hydrogeochemiczne są prowadzone w zlewniach różnego typu, przy czym zlewnie leśne są częstym obiektem badań ze
względu na wyjątkowe funkcje, jakie spełnia las w środowisku przyrodniczym.
1. Wprowadzenie
Od lat 30. XX wieku, w zlewni Coweeta w Północnej Karolinie (U S A) oraz od
początku lat 60. XX wieku w zlewni Hubbard Brook w New Hampshire (U S A)
nieprzerwanie prowadzone są badania i eksperymenty związane z funkcjonowaniem ekosystemu. Eksperymenty polegają na wycięciu drzewostanów i obserwacji reakcji stanów wody (Swank i in. 1988). Obserwuje się zmiany tempa obiegu
wody i jonów w ekosystemie (Likens i in. 1978). Należy podkreślić, że tego typu
badania wymagają prowadzenia długoletnich serii pomiarowych, które umożliwiają poznanie mechanizmów obiegu jonów (Hornbeck i in. 1987; Likens i in.,
1998; Kauffman i in. 2003; Lovett i in. 2005). Tempo wietrzenia jest jednak trudne
do określenia i często jest wyznaczane poprzez obliczanie bilansu jonów, zwykle
strumieni kationowych np. sodu (Pačes 1983). Badania o charakterze zlewniowym, jak zauważają K. Grodzińska i R. Laskowski (red.) (1996), wymagają dużych
interdyscyplinarnych zespołów i w Polsce tego typu badania przeprowadzono
najwcześniej w Puszczy Niepołomickiej (Grodziński i in. 1984) oraz w niewielkiej zlewni Ratanicy na Pogórzu Wielickim (Grodzińska, Laskowski [red.] 1996).
Zmiany składu chemicznego wód, szczególnie jonów głównych, w ciągu roku
związane są ściśle ze zmianami warunków hydrometeorologicznych, co potwierdzają opracowania (np. Bhangu, Whitfield 1997; Petry i in. 2002; Murdoch, Stoddard 1992; Arheimer i in. 1996; Lepistö 1995; Grodzińska, Laskowski [red.] 1996;
Żelazny [red.] 2005; Żelazny i in. 2011).
Poza jonami głównymi duże znaczenie w ekosystemie, szczególnie w naturalnych zalesionych zlewniach, mają azot i fosfor, których niskie stężenie występuje
zwykle latem wskutek ich intensywnego poboru przez rośliny, a wysokie notowane jest w czasie zimy (Johnson i in. 1969; Vitousek, Melillo 1979; Betton i in.
1991; Reynolds i in. 1992; Lepistö 1995; Arheimer i in. 1996; Grodzińska, Laskowski
[red.] 1996; Bhangu, Whitfield 1997; Miller, Hirst 1998; Pekárová i in. 1999; Holloway, Dahlgren 2001; Sullivan, Drever 2001; Clark i in. 2004; Żelazny [red.] 2005;
Cai i in. 2011). Mniejsze zużycie związków biogennych przez starzejący się drzewostan zostało udokumentowane przez P. M. Vitousek i W. A. Reiners (1975) oraz
P. S. Murdocha i J. L. Stoddarda (1992). W zlewni Ratanicy na Pogórzu Karpackim,
będącej pod wpływem średnich, lecz chronicznych dawek zanieczyszczeń pochodzących ze źródeł zarówno przemysłowych, jak i rolniczych nie było, według
K. Grodzińskiej i R. Laskowskiego (red.) (1996), wyraźnych sezonowych trendów
zmian stężenia azotanów. Stężenie amonu było na niskim poziomie i wzrastało
jesienią, a spośród jonów głównych stężenie siarczanów i chlorków było najwyższe wiosną, a najniższe jesienią. Także w zlewni potoku Stara Rzeka na Pogórzu Wiśnickim, w jej górnej seminaturalnej zalesionej zlewni Leśnego Potoku,
obserwowano tylko niewielki spadek azotanów w porze letniej prawdopodobnie
z powodu ich słabego poboru przez dojrzały (40–80-letni) drzewostan świerkowy
(Żelazny [red.] 2005). Klęska ekologiczna, która objawiła się masowym obumie10
1.1. Stan badań hydrochemicznych w polskich Tatrach
raniem drzewostanów świerkowych w zlewniach Sudetów Zachodnich w latach
1977–1985, była spowodowana niszczącym oddziaływaniem przemysłu Niemiec,
Czech i Polski w tzw. Czarnym Trójkącie (Černý, Pačes 1995). Prowadzone są tam
od wielu lat badania funkcjonowania ekosystemów będących pod wpływem silnej antropopresji. W tym rejonie długotrwała emisja suchego i mokrego depozytu do zlewni charakteryzujących się małą odpornością dominującego drzewostanu świerkowego spowodowała zanik naturalnych funkcji lasu (Pierzgalski
i in. 2009). Celem wieloletnich badań (prowadzonych od 1992) w trzech małych
zlewniach sudeckich: dwóch dopływach Szklarki (potoki: Czerniawka 0,93 km2,
Płóczka 1,05 km2) i dopływie Kamiennej (potok Ciekoń 3,16 km2), w których
lesistość zmniejszyła się o ponad 40% (zlewnia Ciekonia), 9% (zlewnia Płóczki)
i do 4% (zlewnia Czerniawki), były zagadnienia związane z odpowiedzią hydrologiczno-hydrochemiczną ekosystemów na drastyczne zmiany związane z dostawą
znacznego depozytu zanieczyszczeń oraz obumarciem drzewostanu. W zlewni
Ciekonia, w której obecnie stoki w większości porastają młodsze wiekiem drzewostany (15–25 lat), występuje lepsze wykorzystanie azotu niż w zlewniach Czerniawki i Płóczki, w których deforestacja była mniejsza (Pierzgalski i in. 2007). Jest
to szczególnie widoczne w drzewostanach świerkowych, w których wymywanie
netto azotu z powierzchni z 5–40-letnimi drzewostanami świerkowymi jest wielokrotnie większe, co wykazali A. Rothe i K. H. Mellert (2004), badając stężenie
azotu w wodach poniżej strefy korzeni.
Badania dotyczące funkcjonowania zlewni Beskidu Śląskiego, narażonych na
imisję zanieczyszczeń w wyniku kwaśnej depozycji w zakresie cech fizykochemicznych wód opadowych, źródlanych i powierzchniowych, prowadzili S. Małek
(2002), S. Małek i T. Gawęda (2004, 2006), S. Małek i K. Krakowian (2007, 2009),
A. Astel i in. (2008a, b).
1.1. Stan badań hydrochemicznych w polskich Tatrach
Tatrzański Park Narodowy o powierzchni 211,6 km2, zajmujący 0,07% powierzchni
Polski, stanowi pod względem budowy tektoniczno-geologicznej, litologii i uwarunkowań hydrogeologicznych niezwykle zróżnicowany obszar. Jest jedynym
w Polsce terenem o rzeźbie wysokogórskiej i prawdopodobnie jednym z lepiej
rozpoznanych pod względem środowiska przyrodniczego obszarem Polski,
a można zaryzykować twierdzenie, że pod względem różnorodności, interdyscyplinarności i multidyscyplinarności podejmowanej tematyki badawczej,
jest także znaczący na tle Karpat. Początek badań wód tatrzańskich sięga XIX
wieku; wiele cennych informacji z zakresu fizjografii, hydrografii i klimatu Tatr
i Podtatrza zawartych jest w publikacjach serii „Biblioteka Warszawska. Pismo
11
1. Wprowadzenie
poświęcone naukom, sztukom i przemysłowi” (np. rocznik 1844). Pierwsze
przeprowadzone tam pomiary dotyczyły podstawowych parametrów morfometrycznych jezior (stawów), cech fizycznych wody i koncentrowały się na temperaturze („ciepłocie”) jezior wysokogórskich (stawów) i źródeł. Do ważniejszych
prac z tego zakresu należą opracowania dotyczące temperatury wody stawów
tatrzańskich i źródeł: L. Zejszner (1844), E. Dziewulski (1879, 1880), L. Świerz
(1881). Prawdopodobnie pierwsze systematyczne badania w zakresie temperatury
wody jedynej w Polsce cieplicy Jaszczurówka zostały wykonane przez L. Zejsznera (1844) w porze letniej w 1839 i 1840 roku. Temperatura wody Jaszczurówki
wynosiła średnio 20,27°C (19,95–20,60°C). L. Zejszner zwrócił także uwagę na
temperaturę wód wywierzysk tatrzańskich. Za pierwszą opublikowaną analizę
chemiczną można przyjąć oznaczenie przez A. Aleksandrowicza (1861) stężenia jonów głównych (wapnia, magnezu, sodu, węglanów, siarczanów, krzemianów, azotanów), tlenu i suchej pozostałości w wodzie Jaszczurówki. Jak zauważa
O. A. Alekin (1958), duże znaczenie dla rozwoju hydrochemii na początku XIX
wieku miało stosowanie wód mineralnych w celach leczniczych, co stworzyło
konieczność analizy ich składu chemicznego. W tym nurcie szczegółowo opisywano właściwości balneologiczne Jaszczurówki (Zieleniewski 1883, 1891; Ściborowski 1877). Według W. Ściborowskiego (1877) wody tej lud z miejsc pobliskich
używa jako kąpieli w razie darcia i łamania w stawach, jeśli komu członki puchną,
oraz w chorobach oczu, zdaniem górali czasem jednorazowa kąpiel wystarcza do
uzdrowienia. Dalej zauważa: „ nieraz goście bawiący w Zakopanem kąpieli zażywają dla przyjemności”. W tym kontekście W. Ściborowski (1877) zastanawia się
nad rolą Zakopanego jako miejscowości o charakterze klimatyczno-leczniczym,
sugerując, aby obok zdroju Jaszczurówka „urządzić zakład leczenia zimną wodą,
którego strumień Olczysko obficie dostarcza”. Badania podstawowych cech fizycznych wody oraz składu chemicznego stawów i źródeł rozpoczęły się w drugiej
połowie XIX wieku. E. Dziewulski (1879, 1880, 1881, 1882), pływając na niewielkiej
tratwie, zmierzył w latach 1878–1882 jeziora i wykonał ich plany i profile. Badania
składu chemicznego wód opisał K. Olszewski (1883), analizując wody z Zielonego
i Czarnego Stawu Gąsienicowego, ze źródła na Kalatówkach oraz ze źródła pod
fundamentami kościoła parafialnego w Zakopanem. Interesującą analizę wykonał
K. Krzyżanowski (1890) – porównał w niej skład chemiczny pięciu źródeł tatrzańskich ze składem pięciu wód pobranych w Zakopanem. Według K. Oleksynowej
i T. Komornickiego (1996) jest to praca kończąca pionierskie XIX-wieczne badania hydrochemiczne. W pierwszej połowie XX wieku prace w Tatrach często dotyczyły zagadnień limnologicznych: rozmieszczenia jezior, morfometrii, termiki,
cech fizycznych wód, szczególnie stężenia tlenu (Birkenmajer 1901; Romer 1911;
Lityński 1913; Olszewski P. 1938, 1939; Sawicki 1929; Stangenberg 1938; Szaflarski 1932,
1936a, b, c, 1948), rzadziej źródeł (Kowalski 1920; Wrzosek 1933). L. Birkenmajer
12
1.1. Stan badań hydrochemicznych w polskich Tatrach
(1901) w obszernym opracowaniu syntetycznie omówił całokształt XIX-wiecznych
badań limnologicznych.
Z zakresu hydrochemii, według K. Oleksynowej i T. Komornickiego (1965), na
uwagę zasługują przeprowadzone w latach 1928–1932 prace zespołu J. Włodka,
M. Wodzickiej i E. Ralskiego dotyczące zróżnicowania przestrzennego składu
chemicznego wód oraz ich „erozji chemicznej”. Chociaż wyniki badań nie zostały
opublikowane, to w latach 50. XX wieku K. Oleksynowa i T. Komornicki (1965),
mieli możliwość zapoznania się z manuskryptem i wykazali, że w porównaniu z latami 30. XX wieku skład chemiczny wód nie wykazuje istotnych różnic
w potokach odwadniających główne doliny tatrzańskie.
Po II wojnie światowej w Tatrach rozpoczął się okres nowych, intensywnych
i wszechstronnych badań przyrodniczych, w tym badań o charakterze hydrochemicznym. Po 70 latach starań, 30 października 1954 roku, Rada Ministrów wydała
Rozporządzenia w sprawie utworzenia z dniem 1 stycznia 1955 r. Tatrzańskiego
Parku Narodowego (Dz.U. 1955, nr 4, poz. 23).
Już na początku lat 50. XX wieku rozpoczęły się w Tatrach bardzo intensywne
badania hydrochemiczne. K. Oleksynowa i T. Komornicki w latach 1952–1962
skartowali około 800 obiektów hydrologicznych (źródeł, potoków, stawów) oraz
wykonali około 400 powtórzeń. Zakres badań składu chemicznego wód był
szeroki – oznaczano temperaturę, wydajność, pH, tlen, dwutlenek węgla, suchą
pozostałość (180°C), twardość ogólną, węglanową i niewęglanową oraz stężenie
kationów: wapnia, magnezu, żelaza, glinu oraz anionów: wodorowęglanów, siarczanów, krzemionki i fosforanów. Efekty ich pracy opublikowane zostały w 10 częściach, przy czym 7 z nich ukazało się tuż po wykonaniu badań i przedstawiało
zróżnicowanie składu chemicznego wód w dolinach: Strążyskiej, Białego, Małej
Łąki, Kościeliskiej, Chochołowskiej, Rybiego Potoku, Roztoki, Pięciu Stawów Polskich, Waksmundzkiej i Filipka (Oleksynowa, Komornicki 1956, 1957a, b, 1958,
1960, 1961, 1964), a trzy pozostałe części, dotyczące dolin: Suchej Wody, Olczyskiej
i Bystrej, ukazały się po kilkudziesięciu latach (Oleksynowa, Komornicki 1989a, b,
1990). Warto nadmienić, że opracowania zawierają w tabelach pełny skład chemiczny wszystkich analizowanych obiektów hydrologicznych.
Na tej podstawie K. Oleksynowa i T. Komornicki (1985) opracowali zamieszczoną w Atlasie Tatrzańskiego Parku Narodowego (1985) Mapę hydrochemiczną
w skali 1 : 50 000, na której przedstawili zróżnicowanie przestrzenne mineralizacji (mg · L 1) i twardości ogólnej wód (mval · L 1) w 10. klasach oraz wyodrębnili
źródła o największej wydajności (wywierzyska). Syntetyczne omówienie wyników zostało przedstawione w opracowaniach dotyczących zmienności i zróżnicowania składu chemicznego wód tatrzańskich (Oleksynowa, Komornicki 1965,
1996; Oleksynowa 1970). K. Wit i Z. Ziemońska w czasie kartowania hydrograficznego Tatr w latach 1953–1958 poza standardowymi pomiarami obiektów
13
1. Wprowadzenie
hydrologicznych wykonali pomiary cech fizykochemicznych wody: jej temperatury, pH i twardości ogólnej (Wit, Ziemońska 1960a, b; Ziemońska 1966), które
w późniejszych latach podlegały różnorodnym interpretacjom. W lipcu 1958 roku
J. Paschalski (1960, 1963) skartował 239 obiekty hydrologiczne i wykazał wzrost
zdolności buforowych wód z południa (część krystaliczna) ku północy Tatr (część
osadowa). Wykazał, że jest to konsekwencja budowy geologicznej, oraz zauważył różnice zbuforowania wód w części krystalicznej Tatr. Większe zbuforowanie
występuje w Tatrach Zachodnich (łupki, granity) niż Tatrach Wysokich (granity).
W latach 60. XX wieku skład chemiczny wód wybranych jezior i potoków tatrzańskich badany był przez M. Bombównę (1965, 1968, 1971).
W opracowaniu syntetycznym dotyczącym charakterystyki geochemicznej
wód tatrzańskich K. Oleksynowa (1970) wykazała istnienie trzech populacji wód:
Tatr krystalicznych, styku skał krystalicznych i osadowych oraz Tatr osadowych.
Zwróciła również uwagę na większą dyspersję chemizmu wód występujących
w Tatrach krystalicznych niż w Tatrach osadowych, przy czym największą dyspersją w Tatrach krystalicznych charakteryzuje się magnez (Cv = 175%). Z chemicznego punktu widzenia w Tatrach osadowych wody są bliskie stanu nasycenia, co
K. Oleksynowa wykazała, analizując rozkłady statystyczne analizowanych składników, które są normalne (lub lognormalne) dla większości analizowanych cech
chemicznych.
W celu określenia wpływu podłoża skalnego na skład chemiczny wód potoków K. Oleksynowa (1970) po przeanalizowaniu mineralizacji wód 18 potoków tatrzańskich wykazała istnienie trzech zasadniczych układów skała–woda.
Są to wody potoków odwadniające zlewnie czysto krystaliczne z wodami mało
zmineralizowanymi o suchej pozostałości (180°C) 28–63 mg · L 1, mieszane krystaliczno-osadowe 110–170 mg · L 1 oraz osadowe 238–311 mg · L 1. W odniesieniu do
innych kryteriów, np. wskaźnika rCa ⁄ rMg, autorka zauważyła, że wody potoków
odwadniających zlewnie osadowe można podzielić na dwie podgrupy: o podłożu
dolomitycznym (Biały, Ku Dziurze, Strążyski, Za Bramką, Małołącki), wapienno-dolomitycznym (Lejowy, Filipczański) oraz Łężny Potok, odwadniający zlewnię
wapienną. Na podstawie dodatkowych badań, przeprowadzonych w 1975 i 1981
roku, K. Oleksynowa i T. Komornicki (1996) wykazali, że zmienność mineralizacji
potoków tatrzańskich w czasie nie przekracza 25% ich wartości średnich po pominięciu skrajnych odchyleń spowodowanych przez opady i susze.
W polskich warunkach najbardziej spektakularne pod względem wydajności są źródła drenujące obszar krasowy Tatr, zwane wywierzyskami. Były one
z tego powodu przedmiotem licznych badań (ryc. 1.1). Prekursorem systematycznych obserwacji wywierzysk był L. Zejszner (1844), upłynęło jednak około
90 lat, zanim A. Wrzosek (1933) wskazał teoretyczne obszary ich alimentacji. Później dopiero w latach 60. XX wieku hydrogeolodzy rozpoczęli dokumentowanie
14
Rycina 1.1. Obszary alimentacji wywierzysk (uproszczone za: Głazek, Grodzicki 1996; Łajczak 1996; Barczyk 2008)
1.1. Stan badań hydrochemicznych w polskich Tatrach
15
1. Wprowadzenie
metodami znacznikowymi (barwieniami) obszarów alimentacji: Goryczkowego
Wywierzyska, Olczyskiego Wywierzyska, Lodowego Źródła i wywierzyska Chochołowskiego. Badania dotyczyły głównie zagadnień hydrogeologicznych i najczęściej były dyskutowane w zakresie:
– obszarów alimentacji wywierzysk – podziemne przepływy wód krasowych rozpoznano metodą znacznikową (barwień) na przełomie lat 60. i 70. XX wieku
(Dąbrowski 1967a; Dąbrowski, Rudnicki 1967; Dąbrowski, Głazek 1968; Solicki,
Koisar 1973; Rogalski 1984; Pachla, Zaczkiewicz 1985);
–roli badań stacjonarnych, szczególnie hydrologicznych, w rozpoznawaniu
tempa reakcji wydajności wywierzysk na warunki meteorologiczne oraz
wybranych charakterystyk hydrogeologicznych (Małecka 1985a, 1996; Małecka
i in. 1985; Małecka, Humnicki 1989; Barczyk 1997, 1998a, 2003a, b, 2006, 2008,
2010; Barczyk i in. 1999, 2002a, b).
W T P N zwykle wyróżnia się dwa obszary krasowe, różniące się charakterem
krążenia wód i ich zasobnością. Subregion środkowy (wapienno-dolomitowy,
wysokogórski, krasowy), występujący w obrębie serii wierchowych, charakteryzuje m.in. głęboki szczelinowy system krążenia wód, wykazujący silny związek
z budową geologiczną. Cechą charakterystyczną tego subregionu jest bezwodność
stoków i wierzchowin oraz infiltracyjny typ krążenia wody. W obrębie serii reglowych występuje subregion północny (dolomitowo-łupkowy, średniogórski), który
cechuje infiltracyjno-spływowy lub spływowo-infiltracyjny typ krążenia wód
w zależności od przepuszczalności podłoża oraz płytsze szczelinowe krążenie wód
niż w krasie wysokogórskim (Wit-Jóźwikowa, Ziemońska 1962; Ziemońska 1966,
1974; Wit-Jóźwik 1974). Według J. Głazka i J. Grodzickiego (1996) badania hydrogeologiczne wskazują na istnienie trzech typów podziemnych przepływów wód krasowych w Tatrach. Typ pierwszy to przepływy płytkie (wadyczne lub wadyczno-freatyczne) – występują wzdłuż dolin, np. wypływ spod Pisanej Skały lub wzdłuż
Chochołowskiego Potoku w Wyżniej Bramie Chochołowskiej. Tempo przepływu
w czasie wezbrań jest wysokie i wynosi 100–1500 m ·h 1. Typ drugi to głębsze
przepływy wód drenowane przez wywierzyska – występują wzdłuż pasm węglanowych, a w poprzek wododziałów, co ilustruje poglądowa mapa Hydrogeologia,
Speleologia w skali 1 : 50 000 R. Gradzińskiego i in. (1985) przedstawiająca m.in.
główne kierunki krążenia wód w polskich Tatrach. W tym systemie przepływy są
bardziej ustabilizowane, a wskaźnik prędkości waha się w granicach 20–300 m ·h 1
(Dąbrowski 1967b; Dąbrowski, Rudnicki 1967; Dąbrowski, Głazek 1968). G. Barczyk (2008) w opracowaniu syntetycznym dotyczącym systemów wywierzyskowych T P N zestawił, na podstawie badań własnych i wykonanych w ramach
prac magisterskich oraz danych z literatury, wyniki archiwalnych barwień różnych wywierzysk. Ponadto wykazał istnienie związku pomiędzy nawodnieniem
masywu a średnią pozorną prędkością przepływu, a także ich znaczną zmienność
16
1.1. Stan badań hydrochemicznych w polskich Tatrach
-
w czasie, np. Goryczkowe Wywierzysko (117 –289 m ·h 1), okresowe wywierzysko
jaskini Kasprowej Niżniej (30–50 m ·h 1), Olczyskie Wywierzysko (70–85 m ·h 1),
Lodowe Źródło (20–57 m ·h 1), wywierzysko Chochołowskie (88–518 m ·h 1).
Trzeci typ to przepływy głęboko freatyczne – związane z nachyleniem skał osadowych ku północy i zasilaniem artezyjskiego basenu wód termalnych Podhala. Tak
więc kras tatrzański i systemy wywierzyskowe, drenowane przez najwydajniejsze
wywierzyska, odgrywają znaczącą rolę w zasilaniu potoków. Ich udział w Tatrach
A. Łajczak (1996) oszacował na 66%, w krasie reglowym na 7%, a na obszarze
krystalicznym na pozostałe 27% odpływu źródlanego. Skład chemiczny wód
wydajniejszych źródeł i wywierzysk był prezentowany w publikacjach m.in. przez:
K. Oleksynową i T. Komornickiego (1958, 1960, 1989a, b, 1990, 1996), K. Oleksynową i B. Oleksynównę (1971), M. Pulinę (1974), Żelazny i in. (2007), G. Barczyka
(2008), J. Pociask-Karteczkę i in. (2010b), A. Wolanin i M. Żelaznego (2010b, c),
J. Plenzler (2008, 2010), S. Wójcik (2010, 2012).
Na podstawie zróżnicowania składu chemicznego K. Oleksynowa i T. Komornicki (1996) wydzielili trzy typy wywierzysk: typowe wapienno-dolomitowe, do
którego zaliczyli tylko Lodowe Źródło w Dolinie Kościeliskiej; mieszane krystaliczno-osadowe (tzw. przepływowe), np. wywierzysko i źródło Chochołowskie,
Olczyskie Wywierzysko oraz krystaliczne (morenowe), np. wywierzyska w zlewni
Bystrej (Bystra 1 i 2 oraz Goryczkowe Wywierzysko). G. Barczyk (2008) zauważa,
że wody wywierzysk należą do typu HCO3–Ca–Mg z wyjątkiem Lodowego Źródła
(HCO3–Ca); w cyklu hydrologicznym występują wyższe wartości mineralizacji
podczas niżówki zimowej i na początku roztopów, a niskie wartości są związane
z okresami zasilania opadowego. Stosunkowo szybki przepływ podstawowej masy
wód przez systemy wywierzyskowe powoduje, że w składzie chemicznym wód nie
występują istotne i znaczące zmiany jakościowe związane z sezonowością (Barczyk 1994, za: Barczyk 2008). Jednakże A. Wolanin i M. Żelazny (2010c) odnotowali, że w ciągu roku zmiany stężeń jonów są na tyle duże, że powodują zmiany
struktury składu chemicznego wód wywierzysk, a także ich typów hydrochemicznych. Zmiany stężenia Mg 2+ i jego udziału w strukturze składu chemicznego
wody częściej wpływają na zmianę typu hydrochemicznego wody w Lodowym
–
Źródle z HCO3–Ca na HCO3–Ca–Mg niż zmiany S O 24 na typ wody wywierzyska
Chochołowskiego z HCO3–Ca–Mg na HCO3–SO4–Ca–Mg.
Odrębna grupa prac, w których analizowany jest skład chemiczny wód, poświęcona jest zagadnieniom denudacji chemicznej obszaru Tatr, agresywności węglanowej oraz szeroko pojętym problemom związanym z kształtowaniem składu
chemicznego wód (Oleksynowa 1970; Kotarba 1972; Kotarba i in. 1987; Pulina 1974,
1992; Krzemień 1982, 1986, 1991; Krawczyk, Opołka 1992; Kot 1995, 1996; Opołka-Gądek 1996; Barczyk 1998b, c; Małecki, Szostakiewicz 2006; Szostakiewicz-Hołownia 2009). Badania M. Szostakiewicz i J. J. Małeckiego (2006), J. J. Małec17
1. Wprowadzenie
kiego i M. Szostakiewicz-Hołowni (2008) oraz M. Szostakiewicz-Hołowni i in.
(2010), wykonane w zlewni Białego Potoku metodą modelowania geochemicznego, wykazały, że dotychczasowe hydrologiczne metody obliczania denudacji
dawały wyniki zawyżone. Warto zauważyć, że wody niektórych małych źródeł są
przesycone węglanem wapnia, co powoduje powstawanie w ich sąsiedztwie niewielkiej miąższości martwic wapiennych (Śmieja, Śmieja-Król 2007).
W latach 70. XX wieku w związku pojawieniem się w T P N tzw. turystyki
masowej zaczęto zwracać uwagę na rolę ścieków związanych z infrastrukturą
turystyczną i ich wpływ na jakość wód potoków. Przeprowadzone kompleksowe
badania wód Rybiego Potoku w sześciu przekrojach poniżej zrzutu ścieków ze
schroniska wykazały ich istotny wpływ na naturalne biocenozy potoku i wzrost
żyzności potoku. Szczegóły tych badań opisali: pod względem chemicznym –
M. Bombówna (1977), mikrobiologicznym – A. Starzecka (1977), zespołów glonów – B. Kawecka (1977), fauny dennej – A. Kownacki (1977). Syntezy tych i późniejszych badań oceniających antropopresję dokonali A. Kownacki i in. (1996).
–
Wykazali oni, że pomimo wzrostu wartości BZT5, O2, P O 43 , N H 4+ nie ma znacznego wzrostu podstawowych składników wody, a czynnikiem przyspieszającym
proces samooczyszczenia w Rybim Potoku okazały się niewielkie stawki, które
odgrywały rolę osadników. Wśród opracowań dotyczących wpływu antropopresji
związanej z odprowadzaniem ścieków na skład chemiczny wód są prace cząstkowe m.in. J. Dobosz (1984), T. Polakiewicz (1989), A. Bednarek i M. Zalewskiego
(2002), L. Sebesty i in. (2002), W. Chełmickiego i in. (2007), Ł. Piotrowicza (2007),
J. Siwka i in. (2009), M. Majochy (2011).
W drugiej połowie lat 70. ubiegłego wieku podjęto wszechstronne badania
hydrochemiczne i hydrogeologiczne wód Tatr i Podhala (Małecka 1976, 1980, 1981,
1984, 1985b, 1989b; Małecka, Poprawa 1979). D. Małecka wraz z zespołem prowadziła, na podstawie sieci stacjonarnych obserwacji hydrologicznych i hydrogeologicznych, szerokie badania, dzięki którym autorka określiła więzi hydrauliczne
krążących wód, strefy hydrochemiczne i tło hydrochemiczne.
Rosnące zanieczyszczenie atmosfery w latach 70. i 80. XX wieku zwróciło
uwagę badaczy na problem antropopresji. Latem i jesienią 1991 roku zespół polsko-norweski (T P N, Instytut Ekologii Terenów Uprzemysłowionych – I E T U,
Norsk Institutt for Vannforskning – N I V A) badał skład chemiczny wód wybranych jezior polskich Tatr Wysokich oraz opadów na Hali Gąsienicowej w celu
określenia krytycznych ładunków zakwaszenia (siarki i azotu) wód powierzchniowych w polskich Tatrach. Badania powtórzono w warunkach letnich w 1995
i 1996 roku. Stwierdzono, że opady docierające do zlewni Zielonego i Długiego
Stawu Gąsienicowego wnoszą ładunek powyżej funkcji ładunku krytycznego
zakwaszenia obliczonego dla badanych zlewni (Henriksen i in. 1992; Wathne in.
1993, Lydersen i in. 1997).
18
1.1. Stan badań hydrochemicznych w polskich Tatrach
W latach 90. XX wieku M. Kot (1993a, b, 1995, 1996) przeprowadził szczegółowe
badania sezonowości zmian chemizmu wód powierzchniowych w górnej krystalicznej części Doliny Suchej Wody. Zaobserwował roczny rytm przebiegu wartości nawiązujący do zmiennych warunków hydrometeorologicznych i powiązał
je z przebiegiem morfogenetycznych pór roku. Postawił hipotezę (Kot 1995), że
w tych samych porach roku odpływają wody o tej samej genezie, tzn. że zostały
ukształtowane one przez analogiczny przebieg warunków hydrometeorologicznych i dlatego posiadają zbliżone proporcje między składowymi odpływu. Według
M. Kota (1995) najdłużej odpływające wody zimowe – mimo wysokiej mineralizacji – ze względu na niewielką objętość odpływającej wody cechuje niska wartość denudacji chemicznej. Najniższe wartości mineralizacji notowano podczas
spływu wód lata, jesieni oraz wiosny, jednak ze względu na dużą ilość odpływającej wody wartości denudacji chemicznej są wtedy wysokie – najwyższe podczas spływu wód wiosny. W kilkudziesięciu badanych punktach pomiarowych
M. Kot (1995) zauważył podobny przebieg poszczególnych parametrów w ciągu
roku, a mianowicie niższe wartości odczynu, mineralizacji i stężenia wapnia wiosną, a wyższe jesienią. Zmiany te nawiązywały do przebiegu temperatury wody
oraz do przebiegu parametrów hydrologiczno-meteorologicznych. Na podstawie
uzyskanych badań autor wydzielił sześć genetycznych, hydrochemicznych typów
wód odpływających ze zlewni: wody jesieni, wody przedzimia, wody pełnej zimy,
wody przedwiośnia, wody wiosny oraz wody późnej wiosny i wczesnej jesieni (lata).
Z końcem lat 70. XX wieku rozpoczęto badania nad zanieczyszczeniem środowiska. Liczne prace z tego zakresu dotyczyły m.in. problemu wpływu kwaśnej
depozycji, szczególnie kwaśnych opadów atmosferycznych, na skład chemiczny
wód potoków i jezior (Małecka 1989a, 1993; Krywult 1990; Grodzińska-Jurczak,
Krywult 1992; Kot 1992a, b; Bombówna, Wojtan 1996; Grodzińska-Jurczak 1996a;
Wojtan 1989; Małecka, Małecki 2000). Według D. Małeckiej (1989a) wpływ chemizmu opadów atmosferycznych na kształtowanie składu chemicznego wód
szczelinowych krystaliniku następuje poprzez infiltrację opadów atmosferycznych; jest on znaczący i wynosi 90% rozpuszczonych składników stałych. Wpływ
ten najsilniej zaznacza się w nisko zmineralizowanych, ultrasłodkich wodach
występujących w szczytowych granitowych partiach Tatr. Na podstawie zróżnicowania przestrzennego wskaźników (twardości, odczynu, oporu i temperatury
wody) oraz makroskładu i mineralizacji 967 źródeł, z których część była wielokrotnie badana, D. Małecka (1989a) podzieliła Tatry na trzy rejony hydrochemiczne. Rejon I obejmuje skały krystaliczne, kwarcyty i piaskowce kwarcytyczne
dolnego triasu – są to wody płytkiego krążenia, bardzo miękkie (do 1 mval · L 1),
ultrasłodkie (do 100 mg · L 1) z dominacją 40–50 mg · L 1, słabo kwaśne o niskich
temperaturach oscylujących wokół 4°C. Rejon II reprezentuje skały osadowe serii
wierchowej – są to wody płytkiego i głębokiego krążenia, miękkie, o twardości do
19
1. Wprowadzenie
-
-
-
2 mval · L 1 i mineralizacji poniżej 170 mg · L 1 z dominantą 80–140 mg · L 1, odczyn
wód jest słabo kwaśny i obojętny, temperatura wynosi 5–6 °C. Rejon III obejmuje
wszystkie skały serii reglowych oraz zlepieńce i wapienie dolomityczne i numulitowe eocenu. Jest to obszar o dużym udziale wód głębokiego krążenia. Są to wody
średnio twarde, oscylujące wokół 3 mval · L 1, o mineralizacji lokalnie przekraczającej 200 mg · L 1, odczyn wód jest słabo kwaśny, obojętny i słabozasadowy (poza
wywierzyskami), najczęściej osiągają temperaturę 6–7 °C. W północnej części
D. Małecka (1989a) charakteryzuje IV obszar. Są to wody płytkiego krążenia
w pokrywach czwartorzędowych na fliszu Podhala, bardzo miękkie i miękkie
o zróżnicowanym odczynie i mineralizacji 200–250 mg · L 1 w wodach szczelinowych fliszu i 50–100 mg · L 1 w osadach czwartorzędowych, temperatura wynosi
głównie 6–8 °C. Autorka wskazała, że wody o największej indywidualności drenują
skały krystaliczne i piaskowce dolnego triasu. Podano także wartości tła hydrochemicznego dla trzech rejonów (I, II, III) Tatr, metodą Tickela zobrazowano ich
średni skład chemiczny oraz przedstawiono hydrochemiczny typ wody. W odniesieniu do wód powierzchniowych reprezentowanych przez potoki D. Małecka
(1989a) wydzieliła cztery subpopulacje wód (A, B, C, D) i podała ich uśredniony
skład chemiczny dla lat 1976–1985. Zauważyła, że czynnikami różnicującymi są
mineralizacja i twardość wód, a procentowy udział poszczególnych komponentów składu chemicznego jest mniej czytelny. Porównując średnią mineralizację
wód (102 mg · L 1) z wartościami skrajnymi, reprezentującymi Roztokę i Lejowy
Potok, podała, że odchylenia zarówno na minus, jak i na plus oscylują wokół
80 mg · L 1.
W latach 90. XX i na początku XXI wieku wraz z powstaniem programów międzynarodowych rozpoczęto wieloletnie, systematyczne badania nad problemami
wpływu zanieczyszczeń w postaci kwaśnej depozycji na skład chemiczny wód
stawów tatrzańskich. Od 1992 roku do chwili obecnej (z niewielkimi przerwami)
D. Rzychoń (1998, 2009) monitorowała jakość wód odpływających z Zielonego
Stawu Gąsienicowego i Długiego Stawu Gąsienicowego (pobór prób co 28 dni).
Wykazała, że zmienność parametrów chemicznych w ciągu roku związana jest
z powtarzaniem się podobnych warunków meteorologicznych. Jeziora w krystalicznej części Tatr są w stanie mniejszego lub większego zagrożenia depozycją
substancji kwasogennych z atmosfery. Zagadnienia o charakterze limnologiczno-ekologicznym są przedmiotem licznych w ostatnich latach opracowań: E. Stuchlík i in. (1985, 2006); D. Rzychoń i in. (1992); M. Kot (1993b, 1996, 2006); J. Fott
i in. (1994); K. Wojtan, J. Galas (1994); J. Kopáček, E. Stuchlík (1994); J. Kopáček
i in. (1995, 1996, 1998, 2000, 2001, 2003, 2004, 2005, 2006, 2011); Galas i in. (1996);
D. Borowiak (1996, 2002); M. Grodzińska-Jurczak (1996b); A. Kownacki i in. (1996);
D. Rzychoń, A. Worsztynowicz (1996, 2008); D. Rzychoń (1998, 2009); A. Prechtel
i in. (2001); J. Galas (2002); B. L. Skjelkvale i in. (2005); D. Rzychoń i in. (2009, 2010).
20
1.2. Cel i zakres pracy
W ostatnich latach powstało wiele prac magisterskcich i licencjackich dotyczących wpływu naturalnych uwarunkowań na skład chemiczny wód powierzchniowych i podziemnych poszczególnych części TPN, m.in.: K. Liszka (2005);
K. Antosz (2006, 2008); A. Arct (2006); S. Buczyńska (2006); E. Izak (2006);
J. Kosek (2006); A. Kosmowska (2006, 2008); J. Porębska (2006); D. Chmielewska (2007); M. Dereń (2007); M. Fiedorowicz (2007, 2009); K. Nickel (2007, 2009);
M. Wanat (2007); K. Wnęk (2007); A. Baca (2008); N. Błaszczyk (2008); J. Plenzler
(2008); A. Matkowska (2009); T. Rusinek (2009); B. Wańczyk (2009); K. Dąbrowski
(2010); K. Grucza (2010); A. Jachimowski (2010); K. Paszuda (2010); A. Sitarz (2010);
T. Wilkosz (2010); S. Wójcik (2010); M. Majocha (2011); E. Pałkowska (2011); M. Pelczar (2011) i A. Solarz (2011). Wiele z tych opracowań zawiera pełną, szczególnie
cenną dokumentację składu chemicznego wód, zebraną podczas niskiego nawodnienia masywu w okresie późno letnio-jesiennym.
1.2. Cel i zakres pracy
Analiza dotychczasowego stanu badań cech fizykochemicznych wód powierzchniowych (potoki, stawy) i podziemnych (źródła) w Tatrzańskim Parku Narodowym prowadzi do kilku spostrzeżeń:
–Zdecydowana większość prac to prace przeglądowe dotyczące fragmentów
obszaru wysokogórskiego, zwykle obejmujące pojedyncze zlewnie lub niekiedy
grupy zlewni.
–Opracowania przebiegu sezonowej zmienności składu chemicznego wód
powierzchniowych właściwie nie uwzględniały górnych krystalicznych części
zlewni Chochołowskiego i Kościeliskiego Potoku. Warto odnotować, że właśnie ta część Tatr jest szczególnie interesująca pod względem geologicznym,
ponieważ stanowi – według A. Gawędy (2001) – jedyny obszar w Tatrach, gdzie
osłona metamorficzna poligenetycznej intruzji granitowej jest dostępna dla
obserwacji geologicznej w dużej skali.
– W pracach dotyczących przebiegu zmienności sezonowej składu chemicznego
wód zakładano, że pobór wód z potoku u wylotu Tatr dobrze odzwierciedla
skład chemiczny zlewni odwadniającej cały masyw. To założenie w przypadku
potoków odwadniających na przykład górną część Tatr Zachodnich jest prawdopodobnie niewystarczające, ponieważ badania hydrologiczne i hydrogeologiczne wykazują znaczącą rolę wód krasowych (wywierzyska, ponory)
w kształtowaniu stosunków wodnych wyrażonych zarówno wskaźnikami
hydrologicznymi, jak i hydrochemicznymi.
– Od połowy lat 70. XX wieku w badaniach prowadzonych w krystalicznej części
Tatr skupia się uwagę na zagadnieniach dotyczących antropopresji związanej
21
1.2. Cel i zakres pracy
z zakwaszeniem środowiska przyrodniczego. Badano zatem wpływ kwaśnej
depozycji na skład chemiczny wód opadowych, powierzchniowych i podziemnych oraz oceniano jej rolę w funkcjonowaniu hydrochemicznym zlewni. Wieloletnie systematyczne badania wód w tym zakresie należą do najdłuższych
w polskich Tatrach i dotyczą dwóch stawów tatrzańskich, szczególnie narażonych na oddziaływanie kwaśnej depozycji.
W związku z powyższym zasadniczy cel badań został przez autora ukierunkowany na poznanie zmienności czasowo-przestrzennej cech fizykochemicznych
wód. Zmienność czasowa cech fizykochemicznych 23 potoków i 5 źródeł była
badana z krokiem miesięcznym lub krótszym, a przestrzenna – w skali zlewniowej. Cel ten obejmuje kilka zagadnień:
– określenie charakterystyk zróżnicowania przestrzennego,
– identyfikację czynników kształtujących sezonową zmienność,
–określenie reżimu hydrochemicznego potoków oraz wpływu uwarunkowań
geologicznych i hydrogeologicznych na cechy fizykochemiczne.
Celem cząstkowym pracy było zbadanie wpływu budowy geologicznej, ze
szczególnym uwzględnieniem uwarunkowań tektonicznych i litologicznych, na
cechy fizykochemiczne wód. To zagadnienie zostało rozpatrzone na podstawie
skartowanych 1018 źródeł.
22
2. Środowisko przyrodnicze
Tatrzańskiego Parku
Narodowego
2.1. Główne cechy środowiska przyrodniczego
Tatry stanowią jedyny masyw o charakterze wysokogórskim w Karpatach Zachodnich; są równocześnie najwyższymi górami nie tylko w Karpatach, ale i na całym
obszarze pomiędzy Alpami a Kaukazem. Wysokość najwyższych szczytów Tatr
przekracza 2600 m n.p.m. Wznoszą się one na blisko 2 km ponad dna otaczających je kotlin: Podhala (od północy), Popradzkiej (od południowego wschodu)
i Liptowskiej (od południowego zachodu). Tatry zajmują około 750 km2 i ciągną
się ze wschodu na zachód na przestrzeni około 55 km. Średnia szerokość Tatr
wynosi około 15 km, maksymalna około 18 km (Radwańska-Paryska, Paryski 1973).
Przez Tatry przebiega główny europejski wododział, oddzielający zlewiska Mórz
Bałtyckiego i Czarnego. Skłony północny i południowo-wschodni są odwadniane
przez Dunajec z Popradem, skłony południowo-zachodni i północno-zachodni –
przez Wag (dopływ Dunaju) z Orawą (Czarnecka [red.] 1983, 2005a, b).
Główną granią Tatr przebiega granica pomiędzy Polską i Słowacją; na terenie
Polski Tatry zajmują powierzchnię około 175 km2, co stanowi około 1/5 ich całego
obszaru oraz 82,7% T P N (Mirek 1996). Najwyższym szczytem Tatr jest położony
na Słowacji Gerlach (2655 m n.p.m.), a kulminacją ich polskiej części są Rysy
(2499 m n.p.m.).
Budowa geologiczna Tatr jest charakterystyczna dla masywów górskich Zachodnich Karpat Centralnych. Południowa część (trzon krystaliczny) T P N jest zbu-
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
dowana z górnopaleozoicznych (~300 mln lat) granitoidów na wschodzie i częściowo znacznie starszych skał metamorficznych na zachodzie (Passendorfer 1983,
1996). Zasadniczą (objętościowo) część masywu tatrzańskiego tworzy poligenetyczna intruzja granitoidowa, zbudowana z czterech odmian petrograficznych
granitoidów, należą do nich: dioryty kwarcowe, tzw. pospolity granit tatrzański
o składzie granodioryt-tonalit, granit typu Tatr Wysokich o składzie sjenogranitu i granity typu Goryczkowej (Gawęda 2009). Kompleks metamorficzno-magmowy Tatr Zachodnich stanowi osłonę tzw. granitu Rohaczy, będącego częścią
głównego batolitu, zbudowanego ze skał metaosadowych: gnejsów (lokalnie
migmatyczne) i łupków łyszczykowych, przewarstwionych podrzędnie objętościowo metabazaltów (amfibolitów) (m.in. Skupiński 1975; Gawęda 2001). Osłona
metamorficzna występująca w Tatrach Zachodnich jest według A. Gawędy (2001)
dwudzielna – składa się z Dolnej Jednostki Strukturalnej (D J S) oraz Górnej Jednostki Strukturalnej (G J S), które różnią się charakterem petrograficznym i składem chemicznym. W D J S dominują łupki łyszczykowe i gnejsy bogate w łyszczyki,
przy zawartościach CaO od niskich do średnich (1,6–4,93% wag.) i zróżnicowanych
proporcjach molekularnych Na / K. Na G J S składają się głównie zmigmatyzowane
gnejsy i amfibolity, kwarcyty grafitowe oraz podrzędnie łupki łyszczykowe. Skały
G J S cechuje niska wagowa zawartość CaO : 0,06–2,55% (Gawęda 2001).
Na północ od trzonu krystalicznego występują silnie sfałdowane mezozoiczne
skały osadowe (wapienie, dolomity, piaskowce, łupki, margle). Dzielą się one na
serie wierchowe, utworzone bezpośrednio na trzonie krystalicznym (autochton,
płaszczowina Czerwonych Wierchów, płaszczowina Giewontu), oraz na serie
reglowe, powstałe w basenie sedymentacyjnym na południe od Tatr (płaszczowina
reglowa dolna i górna). Serie reglowe i wierchowe zostały sfałdowane i przemieszczone na północ w orogenezie alpejskiej, w okresie kredy i paleocenu. Północne
obrzeże Tatr buduje flisz centralnokarpacki (zwany w Polsce podhalańskim); są
to skały eoceńskie i oligoceńskie – piaskowce i łupki, miejscami wapienie (Bac-Moszaszwili i in. 1979; Michalik 1985a, b, c).
Współczesne środowisko przyrodnicze Tatr rozwija się od czasu wynurzenia
się ich masywu z Morza Tetydy około 30 mln lat temu (Klimaszewski 1988). Długotrwały proces erozji i denudacji spowodował zdegradowanie grubego płaszcza
utworów osadowych (zarówno paleogeńskich, jak i mezozoicznych), które z racji
silniejszego wypiętrzania południowej części Tatr zachowały się tylko po stronie
północnej. Efektem złożonej budowy geologicznej jest pasowy układ środowiska
(Balon 2002a).
Pas krystaliczny (40,9%) posiada najwyższe wysokości bezwzględne i względne
(Balon 2002a). Cechuje się erozyjną rzeźbą glacjalną; występują tu liczne formy
polodowcowe. Przegłębione dna kotłów i żłobów oraz zagłębienia śródmorenowe
zajmują liczne jeziora; jest ich w Tatrach około 200 (Szaflarski 1936a; Radwań24
2.1. Główne cechy środowiska przyrodniczego
ska-Paryska, Paryski 1973). Głębokie podcięcia lodowcowe i duża odporność skał
uwarunkowały powstanie licznych ścian i stoków skalnych o dochodzących do
1000 m deniwelacjach (Klimaszewski 1988).
Górska rzeźba i wzmożona działalność procesów stokowych wraz z masywnym
i trudno wietrzejącym podłożem skalnym warunkują fragmentaryczność (ażurowość) pokrywy glebowej, co oznacza, że wśród gleb o dobrze wykształconym
profilu można odnaleźć miejsca, gdzie nie ma warunków do ich wykształcenia
lub znajdują się gleby inicjalne (Skiba 2002). Nieciągłość pokrywy glebowej jest
według A. Kotarby i in. (1987) najlepiej wyrażona w subalpejskich i alpejskich piętrach geoekologicznych, gdzie obserwuje się największe natężenie ruchów masowych (spływy gruzowe, spełzywanie, obrywy skalne). Utworzone tam gleby autorzy zaliczają do tzw. utworów geomorficznych. Według obliczeń S. Skiby (2002)
duże powierzchnie w granicach T P N zajmują gleby inicjalne i słabo wykształcone:
litosole (Lithic Leptosos), regosole (Regosols) i rankery (Rankers) – około 30%,
rędziny (Rendzic Leptosols) około 35%, gleby bielicowe i bielice (Orthic Podzols)
około 20%, gleby brunatne (Eutric; Dystric; Cambisols) około 10%, a pozostałe
około 5% powierzchni. Wśród gleb piętra seminiwalnego i alpejskiego przeważają
gleby inicjalne i rankery na podłożu bezwęglanowym, w niższych położeniach
słabo rozwinięte gleby bielicowe (Skiba 1985, 2002; Komornicki, Skiba 1985, 1996).
W glebach muraw krystalicznej części Tatr (m.in. w okolicach Kasprowego Wierchu) iloraz C / N wynosi 14–17 i wzrasta do ponad 20 w miejscach porośniętych
kosodrzewiną. Wskazuje to na niewielkie zdolności tych gleb do immobilizacji
azotu (Skiba 1977; Drewnik 2002). Gleby piętra alpejskiego powstałe na bezwęglanowych skałach charakteryzują się niskim stopniem wysycenia kompleksu sorpcyjnego kationami zasadowymi, kwaśnym odczynem, a także dużą ilością materii
organicznej, która bardzo wolno ulega humifikacji i mineralizacji (Skiba 1996).
Płytki profil glebowy i duży udział okruchów skalnych gleb tatrzańskich ściśle
powiązane są z górską rzeźbą, podłożem geologicznym oraz warunkami klimatycznymi. Z górską rzeźbą wiąże się także brak stałego poziomu wód gruntowych
(Komornicki, Skiba 1996). Cechą charakterystyczną wszystkich gleb górskich,
w tym także tatrzańskich, jest wzrost udziału kwaśnej substancji organicznej wraz
z wysokością nad poziomem morza (Komornicki, Skiba 1996). W piętrze kosodrzewiny, a także boru górnoreglowego niezależnie od podłoża skalnego (zwietrzeliny granitoidowe i węglanowe) wytwarzają się w zasięgu strefy korzeniowej
bardzo kwaśne (3,0–4,0 pH) formy utworów butwinowych o miąższości 10–30 cm.
Generalnie pokrywa glebowa Tatr nawiązuje do piętrowości geoekologicznej
(Skiba 2002). Według M. Drewnika (2008) faza mineralna granitoidowych gleb
tatrzańskich powyżej górnej granicy lasu odznacza się współwystępowaniem obok
siebie ziaren mono- i poligenetycznych w różnym stopniu zwietrzałych fizycznie
i chemicznie, przy czym procesy wietrzenia są względnie słabo zaawansowane.
25
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
Skład mineralny jest pochodną składu mineralnego skały macierzystej (granitoidów). Wietrzenie chemiczne zmienia skład mineralny granitoidów tatrzańskich.
W glebach dominuje kwarc, a wśród glinokrzemianów skaleń sodowo-wapniowy
i mika, w mniejszych ilościach występuje skaleń potasowy (Drewnik 2006). Niemal we wszystkich poziomach gleb (poza nadkładowymi) w granitoidowej części
Tatr powyżej górnej granicy lasu według M. Drewnika (2008) dominują tlenki
SiO2 (61–75%), w mniejszej ilości występują Al2O3 (14–20%), Fe2O3 (1,6–9,3%),
MnO (0,02–0,25%), MgO (0,5–2,8%), CaO (0,1–1,1%), Na2O (1,3–3,1%), K2O (2,0–
–4,4%), TiO (0,3–1,0%) i P2O5 (0,1–0,3%). Natomiast w poziomach nadkładowych zwiększa się koncentracja CaO (do ponad 8%) oraz P2O5 (do około 2,5%)
niekiedy Na2O (ponad 4%), a zmniejsza SiO2 (46–76%). Stosunek koncentracji
krzemionki, glinu oraz potasu do ich udziału w skale w całym profilu bliski jedności świadczy o dużej odporności na procesy wietrzenia skalenia potasowego,
a szczególnie kwarcu w kwaśnym środowisku.
Duże deniwelacje i stromość stoków, brak miąższych pokryw nie sprzyjają
retencji wód – zachodzi ona tylko w dnach dolin oraz w jeziorach. Na stokach
spływ powierzchniowy dominuje nad śródpokrywowym, stąd charakterystyczne
są liczne cieki epizodyczne, związane z opadami deszczu, oraz potoki okresowe,
funkcjonujące w porze topnienia śniegu (Wit, Ziemońska, 1960a, b; Wit-Jóźwikowa, Ziemońska 1962; Ziemońska 1973, 1974; Wit-Jóźwik 1974; Wit-Jóźwik, Ziemońska 1985).
Pas wierchowy (19,2%) zbudowany jest z różnych skał osadowych z dużym
udziałem skał krasowiejących o deniwelacjach do 700 m z najwyższym szczytem Krzesanicą – 2122 m n.p.m. (Balon 2002a). Obszar cechuje się górską rzeźbą
krasową; występują zarówno formy powierzchniowe, jak i podziemne (jaskinie). W niektórych miejscach (Dolina Litworowa) rzeźba lodowcowa nakłada
się na krasową (Klimaszewski 1985, 1988). Jest to obszar intensywnej denudacji
chemicznej (Kaszowski, Kotarba 1985). Obszar cechuje się dominacją odpływu
podziemnego, stałe potoki powierzchniowe występują tylko w dnach dolin tranzytowych. Są one często zasilane z bardzo wydajnych źródeł krasowych (Wrzosek 1933; Wit, Ziemońska, 1960a, b; Wit-Jóźwikowa, Ziemońska 1962; Ziemońska
1966, 1971, 1974; Małecka 1997; Barczyk 2008). Wśród gleb najbardziej typowe
są rędziny, często o charakterze inicjalnym, które tworzą bardzo cienką pokrywę
glebową masywu Czerwonych Wierchów, Tylkowych Kominów i Bobrowca. Jako
gleby wapniowcowe są one zasobne w składniki biogenne, łatwo dostępne dla
roślin, i to odróżnia je od zbliżonych morfologicznie bezwęglanowych gleb inicjalnych i rankerów (Skiba 1983, 2002).
Pas reglowy (33,1%) ma charakter średniogórski (Balon 2002a). Zbudowany jest
ze skał osadowych, mniej odpornych niż w pasie wierchowym, nieposiadających
predyspozycji do rozwoju podziemnych form krasowych, np. jaskiń. Deniwelacje
26
2.1. Główne cechy środowiska przyrodniczego
nie przekraczają 400 m. Doliny zostały ukształtowane przez procesy fluwialno-denudacyjne. Charakterystyczne są niewielkie, malownicze formy skalne na
grzbietach i stokach, a także zwężenia (bramki skalne) dolin na wychodniach
skał o większej odporności (Klimaszewski 1985, 1988). Jest to obszar intensywnej
denudacji chemicznej (Kaszowski, Kotarba 1985). Obszar przecięty jest tranzytowymi dolinami łączącymi wyższe części Tatr z przedpolem. W części z nich występują utwory morenowe. Charakterystycznymi glebami są w tej strefie w zachodniej
części Tatr, zbudowanej ze skał węglanowych, brunatne rędziny i średnio głębokie
i głębokie gleby brunatne właściwe (ponad 1 m), natomiast w Tatrach Wysokich
w tej strefie przeważają – podobnie jak w reglu górnym – gleby bielicowe i bielice,
które w całym profilu mają odczyn poniżej 5 pH, a w najkwaśniejszych poziomach
butwinowych 3–4 pH (Skiba 2002).
Pas fliszowy zajmuje 6,8% obszaru polskich Tatr (Balon 2002a). Wysokości
bezwzględne i deniwelacje są w nim najmniejsze, warunkowane relatywnie niską
odpornością skał. Obok typowych dla Tatr stoków stromych znaczny udział wykazują stoki słabiej nachylone. Wśród gleb pojawiają się gleby brunatne kwaśne
(Skiba 2002).
Warunki klimatyczne Tatr są szczegółowo omówione w monografiach M. Orlicza (1962) i M. Konćek (red.) (1974) oraz opracowaniach M. Hessa (1965, 1974,
1996) i M. Hessa i in. (1985). Według regionalizacji klimatyczno-opadowej dorzecza górnej Wisły zaproponowanej przez T. Niedźwiedzia i B. Obrębską-Starklową
(1991) obszar polskich Tatr należy do regionu A – Regionu klimatu górskiego,
bogatego w opady, gdzie dominuje wpływ wysokości objawiający się w piętrowym zróżnicowaniu klimatu. T. Niedźwiedź (1996), badając wieloletnią zmienność (1951–1990) średniej temperatury powietrza i sum opadów dla standardowo
określonych pór roku na na terenie T P N, zaobserwował różne trendy zmian.
W odniesieniu do zmienności wieloletniej temperatury na górnej granicy lasu
(Hala Gąsienicowa) w zimie i na wiosnę był trend dodatni, natomiast jesienią,
a zwłaszcza w lecie średnia temperatura powietrza znacznie spadła (o 1,2K). Najcieplejsze były: zima 1989⁄ 1990 (–1,6°C) i lato 1992 (12,5°C). T. Niedźwiedź (2006)
wykazał, że zmiany średniej temperatury rocznej oraz średniej temperatury zimy
i lata w Tatrach i Alpach w latach 1951–2005 miały charakter okresowych fluktuacji,
a w sezonach letnich (1973–1980) zaznaczyło się występowanie poważnej depresji termicznej. W porównaniu z wieloletnimi sumami rocznymi opadów do 1980
roku obserwowano fazę wzrostu opadów (1957–1967) – stosunkowo duże opady
(1968–1980) i okres ich zmniejszania się (1981–1990). Średnia suma roczna opadów na Hali Gąsienicowej wynosiła 1702 mm, przy czym najwyższa była w 1980
roku (2176 mm), a najsuchszy był 1956 rok (1238 mm). Według B. Obrębskiej-Starklowej i in. (1996) po 1950 roku w Tatrach utrwaliła się tendencja wzrostowa
temperatury powietrza w miesiącach zimowych i wiosennych przy występowaniu
27
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
niższych wartości temperatury w sezonach letnich, co autorzy uzasadniają wzrostem oceanizmu klimatycznego, z jednoczesną nietypową tendencją spadkową
opadów atmosferycznych.
Klimat i biotyczne komponenty środowiska wykazują zróżnicowanie piętrowe
(Hess 1965, 1974; Radwańska-Paryska 1974). Najniżej (do 1150 m n.p.m.) leży piętro
umiarkowanie chłodne (średnia roczna temperatura od +6°C do +4°C) z lasem
mieszanym (buk, jodła, świerk) na podłożu węglanowym (rędziny próchniczne
i brunatne) i lasem iglastym (jodła, świerk) na podłożu kwaśnym (gleby bielicowe i brunatne). Naturalna roślinność tego piętra została silnie przeobrażona
na skutek intensywnego wyrębu (hutnictwo żelaza, papiernictwo) w XIX wieku;
obecnie większość obszaru zajmują monokulturowe świerczyny (Fabijanowski,
Dziewolski 1996). Piętro chłodne (od +4°C do +2°C) z naturalnym lasem iglastym
(świerk, modrzew, w wyższych położeniach limba) leży na wysokości od 1150 do
1550 m n.p.m. W procesie glebotwórczym czynnik biogeniczny przeważa tu nad
litogenicznym; dominują bielice próchniczne i rędziny butwinowe (Skiba 1985).
Naturalna górna granica lasu została w Tatrach, na skutek działalności człowieka
(pasterstwo), silnie obniżona na blisko 67% swojej długości. Najwyżej przebiega
ona na wysokości 1654 m n.p.m. na grani Żabiego, w ograniczeniu Doliny Rybiego
Potoku (Radwańska-Paryska 1974). Powyżej górnej granicy lasu (1550– 1850 m
n.p.m.) znajduje się piętro bardzo chłodne (od +2°C do 0°C), któremu odpowiada
roślinne piętro kosodrzewiny. W dolnej części tego piętra występują ponadto
laski jarzębinowe, niskie brzozy, pojedyncze okazy limb i wierzby śląskiej. W wyższych położeniach kosodrzewina występuje w płatach, towarzyszą jej częściowo
naturalne, a częściowo wtórne borówczyska, w miejscach bardziej wilgotnych
zespoły ziołorośli i traworośli. Piętro umiarkowanie zimne (od 0°C do –2°C)
leży na wysokości od 1850 do 2250 m n.p.m., odpowiada mu piętro alpejskie
(łąk wysokogórskich). W kształtowaniu inicjalnych gleb i siedlisk podstawową
rolę odgrywa tu podłoże – na kwaśnym występuje głównie zespół situ skuciny
i boimki dwurzędowej, przybierający jesienią charakterystyczną czerwoną barwę,
na węglanowym występują zespoły turzycy mocnej i kostrzewy pstrej.
Najwyżej znajduje się piętro zimne (od –2°C do –4°C), któremu odpowiada
roślinne piętro turniowe (inaczej subniwalne). Występują tu ubogie w gatunki
zespoły trawiaste – przede wszystkim zespół boimki dwurzędowej. Na wysokości
najwyższych szczytów Tatr rośnie jeszcze około 40 gatunków roślin kwiatowych
(Radwańska-Paryska, Paryski 1973, 1995; Radwańska-Paryska 1974). W Tatrach
bogato reprezentowane są porosty arktyczno-alpejskie w piętrze hal (Tobolewski
1996); także piętro turniowe jest bogate pod względem gatunków porostów (Flakus 2006).
Pod względem hydrologicznym w Tatrach można dostrzec duże zróżnicowanie
stosunków wodnych, które podkreśla ich wybitną odrębność. A. Łajczak (1988)
28
2.1. Główne cechy środowiska przyrodniczego
obliczył bilans wodny polskich Tatr za lata 1961–1980, który charakteryzują następujące wartości: przeciętny wskaźnik opadów mierzonych wynosi około 1600 mm,
przeciętny wskaźnik odpływu – 1420 mm, a straty w bilansie wodnym – 180 mm.
Masyw tatrzański według A. Łajczaka (1988, 1996) wyróżniają następujące cechy:
obfite nawodnienie, które przejawia się wysoką średnią wartością współczynnika
odpływu (0,83) oraz najwyższą w Polsce wartością odpływu jednostkowego potoków 35–50 L · s-1 · km-2. Według A. Dobiji (1981) w Tatrach Wysokich średni roczny
odpływ jednostkowy (za lata 1966–1970) wynosi 48 L · s-1 · km-2, a w Tatrach krasowych 37–48 L · s-1 · km-2. Izarytma średniego rocznego odpływu jednostkowego
(1951–1960) dla polskich Tatr wynosi według I. Dynowskiej (1971) 18 L · s-1 · km-2,
a średniego z minimalnych miesięcznych 10 L · s-1 · km-2. Dla rzek karpackich,
które wykazują znacznie szybszą reakcję na opady atmosferyczne, średni całkowity odpływ jednostkowy wynosi według Z. Ziemońskiej (1973) 8 L · s-1 · km-2.
Warto zauważyć, że średni odpływ rzeczny Polski za lata 1901–2006 według
Z. Michalczyka (2009) wynosi 5,54 L · s-1 · km-2.
Według D. Małeckiej (1993) wielkość odpływu podziemnego dla całych Tatr
Polskich obliczona jako średnia ważona z uwzględnieniem zlewni cząstkowych
wynosi 11,8 L · s-1 · km-2, bez uwzględnienia objętości wód, które systemem szczelin
i próżni krasowych migrują drogą podziemną ku północy, zasilając nieckę artezyjską Podhala.
W części trzonu krystalicznego krążenie wody jest bardzo szybkie i kontakt
wód ze skałami podłoża jest krótki (Wit, Ziemońska 1960a, b; Gieysztor 1961; Ziemońska 1973, 1974; Wit-Jóźwik 1974). Na skład chemiczny wód wypływów w części
krystalicznej wpływają także utwory glacjalne, które cechują się dużą zdolnością
retencyjną, wydłużającą czas krążenia (Ziemońska 1974; Łajczak 1988; Krzemień
1991). Wody występujące w seriach osadowych Tatr charakteryzują się głębokim
krążeniem. Kontakt wód ze skałami podłoża jest zdecydowanie dłuższy (Rogalski
1984; Barczyk 2004, 2008; Zuber i in. 2008). Na podstawie analizy składu izotopów wodoru i tlenu w wodach polskiej części Tatr Zachodnich K. Różański
i M. Duliński (1988) wykazali, że duże wywierzyska tatrzańskie są zasilane przede
wszystkim przez opady miesięcy letnich. Zawartość trytu wskazuje, że czas przebywania wody w ośrodku skalnym wynosi dla dużych wywierzysk tatrzańskich
przeciętnie około trzech lat (Zuber i in. 2008).
Największą powtarzalnością (stabilnością) rytmu przepływów odznaczają się
na tle rzek karpackich zlewnie wysokogórskie Dunajca (Nowy Targ-Kowaniec)
i Popradu. Potoki odwadniające Tatry charakteryzuje jeden okres wezbraniowy,
wynikający z połączenia opóźnionego wezbrania roztopowego i letniego wezbrania opadowego (pluwialno-niwalny typ reżimu) (Chełmicki i in. 1998–1999).
Według I. Dynowskiej (1971) reżim rzeczny Tatr polskich jest niewyrównany z wezbraniem letnim i wiosennym oraz gruntowo-deszczowo-śnieżnym zasilaniem.
29
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
Ze względu na wysokościowe zróżnicowanie rzeźby, obieg wody i klimat A. Kotarba (2002) wyróżnia na obszarze T P N procesy piętrowe i apiętrowe oraz procesy umiarkowane (sekularne) i katastrofalne (ekstremalne). Do procesów apiętrowych, występujących od podnóża po najwyższe wierzchołki Tatr, zaliczył wietrzenie fizyczne, denudację chemiczną, korazję, spłukiwanie powierzchniowe
i linijne, spełzywanie pokryw gruzowych i gruzowo-zwietrzelinowych. Choć procesy fluwialne są apiętrowe, to istotne efekty ich działalności ograniczają się do
pięter leśnych. Jednakże nie można wyróżnić w T P N pięter procesowych i określić ich granic; można tylko mówić o dominacji pewnych procesów w poszczególnych piętrach geoekologicznych. W konsekwencji zostały wyróżnione tylko dwie
granice decydujące o jakości i intensywności procesów, czyli górna granica lasu
i pas wysokościowy izotermy rocznej 0°C (Kotarba 1976, 2002).
Duża różnorodność siedlisk i złożona historia flory sprawia, że Tatry są najbogatszym w gatunki (ponad 1800 roślin naczyniowych) regionem Polski (Radwańska-Paryska 1974). Równie bogaty jest świat zwierzęcy – w Tatrach występuje
wiele unikalnych gatunków. Żyją tu m.in. wysokogórskie gatunki zwierząt, w tym
kozica i świstak, a także rzadkie już w Europie niedźwiedź brunatny i ryś. Z ptaków wymienić należy: orła przedniego, kruka, puchacza, głuszca i cietrzewia.
Oddziaływanie człowieka na środowisko Tatr datuje się już od 1000 lat, ale
dopiero w ciągu ostatnich kilku wieków wywarło ono bardziej znaczący wpływ na
przyrodę gór. Wiązało się to z działalnością górniczą (Jost 1962, 1979; Jost, Paulo
1985; Bąk, Radwanek 1978; Bąk i in. 1996), pasterską i – od niedawna – turystyką
masową (Baścik, Pociask-Karteczka 2006; Baścik i in. 2007). Od 1955 roku polska
część Tatr jest parkiem narodowym, a w 1993 roku T P N wraz z graniczącym z nim
parkiem po stronie słowackiej zostały uznane za światowy rezerwat biosfery.
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych
zlewni
Zagadnienie zmienności składu chemicznego wód w T P N zostało przeanalizowane na podstawie badań 23 potoków w 11 dolinach zamkniętych stanowiskami
pomiarowymi w okolicach północnej granicy Tatr. Są to, poczynając od zachodu:
Chochołowski Potok, Lejowy Potok, Kościeliski Potok, Małołącki Potok, Strążyski Potok, Biały Potok, Bystra, Olczyski Potok, Sucha Woda, Przyporniak, Łężny
Potok, Filipczański Potok i Białka. Dodatkowo w zlewni Chochołowskiego Potoku
badano potoki czterech mniejszych zlewni cząstkowych (od południa): Wyżni Chochołowski Potok, Jarząbczy Potok, Starorobociański Potok, potok Wielkie Koryciska; w zlewni Kościeliskiego Potoku także cztery: Pyszniański Potok, Dolinczański
Potok, Tomanowy Potok, Miętusi Potok; w zlewni Białki: Rybi Potok i Roztokę1.
30
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
Zlewnie zostały dobrane tak, aby reprezentowały różne środowiska hydrogeochemiczne i obejmowały swoim zasięgiem Tatry Polskie w obrębie T P N. Zlewnie odwadniają obszary różne pod względem: powierzchni, wysokości (minimalna, maksymalna, średnia), średniego spadku, ekspozycji stoku, pokrycia
terenu i budowy geologicznej (tab. 2.1). Największą jest zlewnia Białki, odwadniająca Tatry należące do Polski i Słowacji objęte ochroną w ramach T P N i T A N A P,
następnie zlewnie potoków: Kościeliskiego i Chochołowskiego, a najmniejszą –
Tabela 2.1. Parametry morfometryczne zlewni
Dolina
Chochołowska
Lejowa
Kościeliska
Małej Łąki
Strążyska
Białego
Bystrej
Olczyska
Suchej Wody
Filipka
Białki
Potok
Skrót
nazwy
potoku
Wyżni Chochołowski
Jarząbczy
Starorobociański
Wielkie Koryciska
Chochołowski
Lejowy
Pyszniański
Dolinczański
Tomanowy
Miętusi
Kościeliski
Małołącki
Strążyski
Biały
Bystra
Olczyski
Sucha Woda
Przyporniak
Łężny
Filipczański
Rybi
Roztoka
Białka
Ch_WCh
Ch_J
Ch_S
Ch_WK
Ch
L
K_P
K_D
K_T
K_M
K
Mł
S
Bł
Bs
O
SW
P
Ł
F
Bk_Ry
Bk_Ro
Bk
Pow. *
[km2]
2,94
4,42
8,83
0,90
34,33
4,75
5,00
1,78
5,86
6,02
34,71
5,57
3,75
2,83
12,23
4,59
24,84
0,68
1,36
5,84
10,59
13,42
63,26
Wysokość
min
1175
1175
1038
959
917
922
1148
1147
1099
950
924
938
894
911
1014
897
909
898
893
888
1142
1034
962
max
[m n.p.m.]
2063
2117
2173
1470
2173
1794
2135
2069
2097
2123
2135
2096
1895
1789
2004
1643
2297
1248
1416
1485
2487
2302
2609
średnia
1610
1601
1509
1171
1390
1184
1574
1584
1521
1454
1428
1407
1240
1221
1496
1198
1520
1021
1105
1145
1692
1715
1605
Średni
spadek**
[o]
26,3
28,1
30,3
26,9
28,3
26,8
27,5
31,0
29,0
30,3
29,7
29,1
33,9
32,6
26,8
21,8
22,0
16,7
22,4
19,3
33,3
32,3
31,3
* wszystkie parametry obliczone na podstawie numerycznego modelu terenu (N M T);
** wartość obliczona na podstawie NMT o rozdzielczości 10 x 10 m w odniesieniu do wszystkich
pikseli znajdujących w obrębie zlewni.
Źródło: opracowanie własne w ramach projektu nr N 30508132/2824 we współpracy z T P N.
W dalszej części opracowania będą na ogół stosowane skrócone nazwy z pominięciem słowa
„potok”. Nazwy potoków zaczerpnięto z Hydronimów (2006a, b). Wszystkie wartości pokrycia terenu (%) zamieszczone w tym rozdziale zostały opracowane w ramach projektu M N i Sz W
nr N 30508132/2824 we współpracy z T P N.
1
31
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
Przyporniaka. Zlewnie cząstkowe pod względem ekspozycji były bardzo zróżnicowane, np. w krystalicznej części doliny Chochołowskiej w zlewni Wyżniego Chochołowskiego Potoku dominuje ekspozycja wschodnia, a w zlewni Jarząbczego
Potoku – zachodnia, w krystalicznej części Doliny Kościeliskiej w zlewni Dolinczańskiego Potoku dominuje ekspozycja zachodnia, a Pyszniańskiego – północna.
Pokrycie terenu jest bardzo zróżnicowane, np. zlewnie: Przyporniaka, Łężnego
Potoku, Filipczańskiego Potoku, Wielkich Korycisk i Białego Potoku są zalesione
w powyżej 90%. Z kolei największe powierzchnie (>25%) zajmuje kosodrzewina
w zlewni Wyżniego Chochołowskiego Potoku, Bystrej i Dolinczańskiego Potoku.
Pozostałe zlewnie charakteryzuje różny udział, np. lasu, skał, jezior i polan.
Zlewnia Chochołowskiego Potoku (Siwej Wody) o powierzchni 34,33 km2 zajmuje zachodnią część polskich Tatr. Dolina Chochołowska należy do tatrzańskich
dolin walnych (Klimaszewski 1988); sięga głównej grani Tatr na odcinku pomiędzy Wołowcem na zachodzie a Siwym Zwornikiem (okolice Raczkowej Przełęczy) na wschodzie. Najwyższy punkt zlewni to Starorobociański Wierch (2176 m
n.p.m.), najniższy zaś znajduje się u wylotu doliny na granicy T P N (917 m n.p.m.).
Deniwelacja w zlewni przekracza zatem 1250 m, a średni spadek wynosi 28,3°
(tab. 2.1). Głównym ciekiem doliny jest Chochołowski Potok, który wypływa pod
Wołowcem w zlewni Wyżniego Chochołowskiego Potoku; w dolnym biegu przy
granicy T P N przyjmuje on nazwę Siwej Wody, a po opuszczeniu Tatr łączy się
z Kirową Wodą, tworząc Czarny Dunajec.
Dolina Chochołowska leży w obrębie wszystkich głównych jednostek tektonicznych Tatr (Bac-Moszaszwili i in. 1979). W górnej części doliny największą
powierzchnię w zlewni zajmują utwory czwartorzędowe, głównie morenowe,
pokrywające paleozoiczny trzon krystaliczny zbudowany ze skał metamorficznych – alaskitów i granitoidów. Na północ od niej występują mezozoiczne serie
wierchowe ze znacznym udziałem piaskowców kwarcytycznych i masywnych
krasowiejących wapieni, następnie są mezozoiczne serie reglowe o wyjątkowo
złożonej tektonice (dolomity, wapienie dolomityczne, wapienie, margle, łupki).
Północny fragment Tatr stanowią zlepieńce, wapienie organiczne i organodetrytyczne z dużymi otwornicami, należące do utworów eocenu numulitowego paleogenu Podhala.
Pod względem morfologicznym Dolina Chochołowska wykazuje wyraźną
dwudzielność (Klimaszewski 1996). Południowa górna część doliny przeobrażona glacjalnie w plejstocenie reprezentuje rzeźbę polodowcową typową dla Tatr
Zachodnich, ze stosunkowo słabo wykształconymi, nieprzegłębionymi kotłami
lodowcowymi przechodzącymi niżej w krótkie, słabo widoczne w krajobrazie
doliny U-kształtne. W efekcie występują tylko bardzo nieliczne i niewielkie polodowcowe jeziora (Dudowe Stawki). W górnej części doliny brak też w zasadzie
stoków urwistych (Balon 2006). Dolny odcinek doliny ma charakter fluwialno32
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
-krasowy; stanowi typowy jar (Passendorfer 1974) ze skalnymi zwężeniami (bramami) w skałach odporniejszych (wapienie, dolomity) i kotlinowatymi rozszerzeniami w obrębie skał mniej odpornych (łupki, margle). Na stokach występują
liczne, malownicze formy skalne, a w środkowej, wierchowej części doliny także
jaskinie. W utworach serii reglowych znajduje się jedno z największych tatrzańskich źródeł – wywierzysko Chochołowskie, a po drugiej stronie Chochołowskiego Potoku znajduje się tzw. źródło Chochołowskie. Wydajność wywierzyska
Chochołowskiego na podstawie 15-letniej obserwacji wynosiła 150 L · s-1 (Małecka
1993), a w kolejnych latach najniższa wydajność wynosiła około 100 L · s-1 (Małecka
1997). Na początku lat 70. XX wieku, po 16 latach licznych barwień, po raz pierwszy eksperymentalnie udokumentowano przepływ z Jaskini Rybiej (barwienie
wykonano w Starorobociańskim Potoku) do wywierzyska Chochołowskiego
(Solicki, Koisar 1973). Odpływ jednostkowy w zlewni Chochołowskiego Potoku
w czasie stanów niżówkowych wynosi od 6 do 8 L · s-1 · km-2, a badanie bilansu
wodnego i obliczenie współczynnika odpływu (C = 0,78) nie potwierdziło sugestii
ucieczki wód w kierunku Doliny Bobrowieckiej (Małecka 1993). Z. Ziemońska
(1966) wyliczyła wielkość strat wody w wyniku odpływu wód z dorzecza z obszaru
Bobrowca na 30 mm rocznie, co odpowiada 1,5 km2 obszaru alimentacji zlewni.
W Dolinie Chochołowskiej wyróżnić można trzy piętra fizycznogeograficzne
(Balon i in. 1995), w których obrębie występuje zróżnicowanie szeregu cech klimatycznych (Hess 1965, 1974), glebowych (Skiba 2002; Komornicki, Skiba 1996)
i roślinnych (Radwańska-Paryska 1974; Pawłowski 1972), a także procesów morfogenetycznych (Kotarba 1996). Powierzchniowo przeważają lasy (56%) występujące głównie w północnej części zlewni oraz w dnach dolin w części południowej
(ryc. 2.1). Piętro leśne jest niekiedy dzielone na piętro regla dolnego i górnego,
o odmiennym (na północnym skłonie Tatr) zespole
zbiorowisk roślinnych (Pawłowski 1972). Piętro
leśne sięga do około 1600 m n.p.m., a strefa kosodrzewiny (12%) do około 1920 m n.p.m. i obejmuje
środkową i południową część zlewni (stoki i grzbiety
Bobrowca oraz Grzesia), a także występuje w dnach
kotłów glacjalnych położonych wysoko pod główną
granią Tatr. Najwyższe w Dolinie Chochołowskiej
piętro alpejskie, odpowiadające według M. Hessa
(1965) piętru klimatycznemu umiarkowanie zimnemu, zajmuje grzbiety i wyższe partie stoków
obszaru, głównie w jego południowej części. W rejonie Trzydniowiańskiego Wierchu schodzi na wyso- Rycina 2.1. Pokrycie terenu
kość około 1750 m, generalnie jednak jego dolna zlewni Chochołowskiego
granica występuje 100, a nawet 150 m wyżej. Współ- Potoku
33
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
czesne pokrycie terenu nie w pełni odpowiada naturalnym zbiorowiskom roślinnym, uwarunkowanym cechami środowiska przyrodniczego; obszar zlewni uległ
bowiem w sposób znaczący przekształceniu przez działalność człowieka, przede
wszystkim przez gospodarkę leśną, pasterstwo, a także górnictwo i turystykę.
Na nominalnych wysokościach regla dolnego występują głównie wtórne świerczyny; naturalne zbiorowiska tego piętra (lasy bukowe) zachowały się płatami
w zachodniej części doliny. Szczególnie duże obszary (24%) zajmuje roślinność
trawiasta; są to zarówno łąki alpejskie o silnie obniżonej antropogenicznie dolnej
granicy, jak i obszary rozległych polan śródleśnych, zaliczanych do piętra leśnego.
Warto też zaznaczyć, że obszary leśne doliny należą do Wspólnoty Leśnej Uprawnionych 8 Wsi w Witowie i w ich obrębie gospodarka leśna odbywa się zgodnie
z zasadami zaakceptowanymi przez Urząd Starosty Powiatu Tatrzańskiego.
Do zlewni cząstkowych badanych w obrębie Doliny Chochołowskiej należą
potoki: Wyżni Chochołowski, Jarząbczy, Starorobociański i Wielkie Koryciska.
Zlewnia Wyżniego Chochołowskiego Potoku (2,94 km2) stanowi południowo-zachodnią część Doliny Chochołowskiej, sięga głównej grani Tatr pomiędzy Wołowcem a Łopatą. Najwyższy punkt zlewni to Wołowiec, a najniższy
znajduje się na 1175 m n.p.m. Średni spadek zlewni
wynosi 26,3° (tab. 2.1). Wycięta jest w skałach
trzonu krystalicznego Tatr, jej górna część ma charakter nieprzegłębionego kotła polodowcowego
(Klimaszewski 1996). Największą powierzchnię
zajmują wyścielające dno doliny utwory morenowe, znaczną zajmują też alaskity i skały metamorficzne. Mniejszą powierzchnię stanowią granitoidowe ciała wśród skał metamorficznych oraz
strefy mylonitów. Jest to zlewnia, w której występuje największa powierzchnia hal (50%), i znaczna
(29%) kosodrzewiny (ryc. 2.2).
Zlewnia Jarząbczego Potoku (4,42 km2) sąsiaRycina 2.2. Pokrycie terenu
dująca od wschodu ze zlewnią Wyżniego Chozlewni Wyżniego Chochochołowskiego jest zdecydowanie od niej większa.
łowskiego Potoku
Średni jej spadek wynosi 28,1° (tab. 2.1). W całości wycięta jest w skałach trzonu krystalicznego
o podobnym stopniu przekształcenia lodowcowego. Znaczną powierzchnię zajmują wyścielające dno doliny utwory morenowe, a także alaskity, skały metamorficzne i granitoidowe ciała wśród skał metamorficznych. Na zdecydowanie
mniejszej występują mylonity. Zlewnia sięga głównej grani Tatr na odcinku
pomiędzy Łopatą a Kończystym Wierchem. Najwyższy szczyt to Jarząbczy
Wierch, a najniższy punkt zlewni znajduje się na 1175 m n.p.m. Stoki skalno-zwie34
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
trzelinowe w przygrzbietowej części Kotła Jarząbczego o nachyleniu do 40o charakteryzuje pokrywa
zwietrzelinowa o miąższości 0,5–1 m, przeważnie
ustabilizowana przez roślinność murawową rozciętą rynnami spływów gruzowych (Zawiejska
2002). W tej zlewni – w porównaniu z poprzednią –
nieco większą powierzchnię zajmują lasy (17%),
mniejszą kosodrzewina (22%) i hale (ryc. 2.3).
Z. Tobolewski (1996) zauważa, że porosty na podłożu krzemianowym na zboczu Jarząbczego Wierchu i przy Szpiglasowej Przełęczy w piętrze halnym
Tatr są acidofilne. Jest to związane z występowaniem łupków i mylonitów oraz słabozasadowego Rycina 2.3. Pokrycie terenu
odczynu wód krążących w zwietrzelinie.
zlewni Jarząbczego Potoku
Zlewnia Starorobociańskiego Potoku jest największa pod względem powierzchni (8,83 km2)
i ma największy średni spadek (30,3°) z badanych zlewni cząstkowych Doliny
Chochołowskiej (tab. 2.1). Obejmuje jej południowo-wschodnią część, sięga
głównej grani Tatr na odcinku pomiędzy Kończystym Wierchem a Siwym Zwornikiem. Najwyższy szczyt zlewni to Starorobociański Wierch, a jej najniższy
punkt znajduje się na 1038 m n.p.m. Właściwie w całości zbudowana jest z metamorficznych skał trzonu krystalicznego (alaskity, skały metamorficzne, granitoidowe ciała wśród skał metamorficznych i strefy mylonitów), które w dnie doliny
w znacznej części pokryte są osadami morenowymi. W północnej części zlewni
występują skały osadowe serii wierchowych (triasowe czerwone piaskowce kwarcytyczne, łupki
seisu, jurajskie piaskowce i zlepieńce wapniste,
czarne i czerwonawe wapienie, a także różnego
rodzaju dolomity, wapienie, łupki i brekcje) – są
to utwory autochtoniczne (Bac-Moszaszwili i in.
1979). W górnej części zlewni znajduje się obszerny
cyrk lodowcowy, powstały na skutek przeobrażenia glacjalnego szeregu preglacjalnych dolinek
(Klimaszewski 1988). Cyrk ten przechodzi niżej
w żłób lodowcowy o niezbyt dobrze wykształconym profilu U-kształtnym. W odróżnieniu od
dwóch poprzednich zlewni piętro leśne zajmuje
tu zdecydowanie większą powierzchnię (40%), Rycina 2.4. Pokrycie terenu
przechodząc wyżej w piętro kosodrzewiny (17%) zlewni Starorobociańskiego
Potoku
i w obrębie szczytów w piętro alpejskie (ryc. 2.4).
35
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
Zlewnia Wielkich Korycisk (Koryciańskiej Siklawy) to niewielka zlewnia
(0,90 km2) położona w dolnej części Doliny Chochołowskiej, na zachód od jej osi.
Najwyższy szczyt zlewni to Tyrałowa Czuba, a najniższy jej punkt znajduje się na 959 m n.p.m. Średni
spadek zlewni wynosi 26,9° (tab. 2.1). Dolina jest
wycięta w osadowych skałach serii reglowych (Bac-Moszaszwili i in. 1979). Dominują w niej triasowe
szare dolomity i wapienie bulaste oraz jasnożółtawe,
masywne dolomity.
Górny odcinek doliny ma charakter resekwentny,
a dolny – subsekwentny (Klimaszewski 1988). Dno
doliny jest niewyrównane, zbocza są asymetryczne.
Cała zlewnia znajduje się w piętrze leśnym o zwartej
pokrywie lasu (90%). Warto podkreślić, że wyróżniona w tej dolinie kategoria pokrycia terenu – inne
Rycina 2.5. Pokrycie terenu
(10%)
– obejmuje teren otwarty oraz lasy o rozluźzlewni Wielkich Korycisk
nionym zwarciu drzewostanu (ryc. 2.5).
Zlewnia Lejowego Potoku, zajmująca powierzchnię 4,75 km2, o średnim spadku
26,8° (tab. 2.1) znajduje się pomiędzy dolinami Chochołowską a Kościeliską. Należy
do dolin wierchowych, co oznacza, że podchodzi pod wierchową, wysokogórską
część Tatr, ale nie sięga głównej grani (Klimaszewski 1988). Najwyższy punkt zlewni
znajduje się pod szczytem Kominiarskiego Wierchu, na wysokości 1794 m n.p.m.,
najniższy – u wylotu doliny na granicy Tatr i Bruzdy Podtatrzańskiej – na wysokości
922 m n.p.m. Deniwelacja w zlewni przekracza zatem 850 m, a średni spadek
wynosi 26,8° (tab. 2.1). Dolinę Lejową odwadnia Lejowy Potok, mający swoje źródła pod Kominiarską Przełęczą. Stanowi on lewy dopływ Kirowej Wody. Dolina
Lejowa cechuje się krętym biegiem, nie ma większych dolin bocznych.
Pod względem geologicznym Dolina Lejowa leży w całości w osadowej części Tatr, przy czym w większości są to serie reglowe (dolomity, wapienie, margle,
łupki i in.). Tylko najwyższa południowa część wchodzi w obręb serii wierchowych (głównie wapienie), a dolny odcinek przecina stosunkowo szeroki pas fliszowy, zbudowany z paleogeńskich piaskowców, łupków i wapieni (Bac-Moszaszwili i in. 1979). Dolina Lejowa cechuje się rzeźbą fluwialno-denudacyjną, jedynie
w górnej części miejscami krasową. Stosunkowo niewiele jest tu form skalnych.
Bilans wodny w zlewni Lejowego Potoku według D. Małeckiej (1993) jest ujemny.
Odpływ przy stanach niżówkowych wynosi 2–4 L · s-1 · km-2, a współczynnik
odpływu (C = 0,44) jest tylko nieznacznie wyższy niż w zlewni Suchej Wody.
Znaczna część zlewni znajduje się w piętrze leśnym – lasy zajmują 85% jej
powierzchni (ryc. 2.6). Są to głównie lasy świerkowe, naturalne w reglu górnym, w dolnym zaś sadzone w miejscu pierwotnych lasów bukowych. Położone
36
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
powyżej zarośla kosodrzewiny zajmują niewielką
powierzchnię. Najwyższe partie masywu Kominiarskiego Wierchu znajdują się w obrębie, silnie
tu obniżonego, piętra alpejskiego (Balon 2000). Lasy
Doliny Lejowej, podobnie jak sąsiedniej Chochołowskiej, są własnością Wspólnoty 8 Uprawnionych
Wsi w Witowie.
Zlewnia Kościeliskiego Potoku (Kirowej Wody)
o powierzchni 34,71 km2, położona w Dolinie Kościeliskiej, posiada wiele wspólnych cech ze zlewnią
Chochołowską. Obie należą do tatrzańskich dolin
walnych (Klimaszewski 1988). Zlewnia sięga głównej
Rycina 2.6. Pokrycie terenu
grani Tatr pomiędzy okolicami Raczkowej Przełęczy
zlewni Lejowego Potoku
na zachodzie a Ciemniakiem na wschodzie. Najwyższy szczyt zlewni, to Błyszcz, a najniższy – u wylotu
T P N – znajduje się na 924 m n.p.m. Deniwelacja w zlewni przekracza 1200 m;
średni spadek wynosi 29,7° (tab. 2.1). Głównym ciekiem doliny jest Kościeliski
Potok, za którego górny bieg można uznać Pyszniański Potok, mający swoje źródła pod Błyszczem. Nazwa Kościeliski Potok dotyczy odcinka od miejsca połączenia Potoku Pyszniańskiego z Tomanowym do ujścia Miętusiego Potoku; dalej
potok przyjmuje nazwę Kirowa Woda. Kirowa Woda wraz z Siwą Wodą tworzą
Czarny Dunajec. Dolina Kościeliska składa się z licznych dolin bocznych o zróżnicowanych rozmiarach, przy czym zaznacza się pewna asymetria; przyjmując, że
Dolina Pyszniańska stanowi górne piętro Doliny Kościeliskiej, niewielkie zlewnie
(odnogi) po stronie wschodniej są liczniejsze i powierzchniowo większe (Klimaszewski 1996). Dolina Kościeliska, podobnie jak i Chochołowska, leży w obrębie
wszystkich głównych jednostek tektonicznych Tatr (Bac-Moszaszwili i in. 1979;
Passendorfer 1996). A zatem (od południa) są to: paleozoiczny trzon krystaliczny,
zbudowany tu głównie ze skał metamorficznych i alaskitów; następnie mezozoiczne serie wierchowe z przeważającym udziałem masywnych krasowiejących
wapieni, a także piaskowców kwarcytycznych i margli; dalej mezozoiczne serie
reglowe (dolomity, wapienie, łupki i in.) oraz paleogeński flisz centralnokarpacki
(głównie piaskowce). Utwory czwartorzędowe (głównie morenowe) zajmują blisko ⅓ powierzchni zlewni.
Jedynie górna część Doliny Kościeliskiej została przeobrażona glacjalnie w plejstocenie (Klimaszewski 1988) i cechuje się stosunkowo słabo wykształconą rzeźbą
polodowcową – nieprzegłębionymi kotłami glacjalnymi, słabo wykształconymi
dolinami U-kształtnymi i licznymi formami morenowymi. Występują niewielkie
polodowcowe jeziora (Smreczyński Staw, Siwe Stawki). Podobnie jak w Dolinie
Chochołowskiej w górnej części doliny brak stoków urwistych (Balon i in. 1995).
37
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
Dolny odcinek doliny (Passendorfer 1974) ma charakter krasowy i stanowi typowy
jar ze skalnymi zwężeniami (bramami) o znacznych deniwelacjach w skałach
odporniejszych (wapienie, dolomity) i z kotlinowatymi rozszerzeniami w obrębie skał mniej odpornych (łupki, margle). Niektóre boczne doliny mają charakter
wąwozów krasowych. Liczne są stoki urwiste, które występują w środkowej, wierchowej części doliny. W masywie Kominiarskiego Wierchu i Czerwonych Wierchów znajdują się liczne jaskinie. Występują ponory i najbardziej znane wywierzysko tatrzańskie – Lodowe Źródło. A. Wrzosek (1933) sugerował, że obszar
alimentacji znajduje się na północny zachód w rejonie Gładkiego, Upłazu i Organów, sięgając szczytu Ciemniaka. I. Gieysztor (1961) obliczyła, ze dostawa wód
z sąsiednich zlewni wynosi rocznie 20,2 mln m3, tj. 433 mm, co pozwala określić
wielkość dodatkowego obszaru alimentacyjnego na 19 km2 z przypuszczeniem, że
rozciąga się on w kierunku wschodnim. Kilka lat później Z. Ziemońska (1966) – na
podstawie analizy stosunków wodnych w obszarze krasowym oraz bilansu wodnego – wykazała dla tej samej zlewni, że nadwyżka bilansowa w wysokości 98 mm
odpowiada odpływowi podziemnemu o powierzchni 4–5 km2; gdy wielkość
parowania będzie się zmieniać w granicach 260–350 mm, powierzchnia ta będzie
wynosić 3–7 km2. Podziemna część zlewni Kościeliskiej jest powiększona o górną
część Doliny Małej Łąki i południowe stoki Ciemniaka i Krzesanicy. Z. Ziemońska (1966), podaje, że obliczona przez I. Gieysztor (1961) wielkość dodatkowego
obszaru powinna być jeszcze większa i wynosić 30 km2, należy bowiem uwzględnić w obliczeniu zasilanie podziemne (65%). Komentuje też, że nie ma tak dużej
powierzchni zlewni w kierunku wschodnim ani południowym. Dopiero w drugiej połowie XX wieku T. Dąbrowski, J. Rudnicki (1967) barwieniami wykazali, że
obszar alimentacji jest związany z szeregiem jaskiń: Śnieżną, Czarną i Miętusią.
Według D. Małeckiej (1993, 1997) najniższą
wydajność Lodowego Źródła (80 L · s 1) zanotowano w 1982 roku, największą zaś (~10 000 L · s-1) –
w maju 1987, kiedy to w ciągu trzech dni spadło
111 mm opadu. Odpływ jednostkowy jest relatywnie wysoki w czasie niskich stanów wody i wynosi
6–10 L · s-1 · km-2, a w czasie najgłębszej niżówki –
6,0 L · s-1 · km-2. Jest to zlewnia charakteryzująca się
wysokim współczynnikiem odpływu (C = 0,98).
W Dolinie Kościeliskiej występują trzy piętra
fizycznogeograficzne (Balon 2000). Powierzchniowo przeważa piętro leśne, występujące głównie
w północnej części zlewni oraz w dnach dolin w częRycina 2.7. Pokrycie terenu ści południowej. Lasy zajmują 52% powierzchni
zlewni (ryc. 2.7). Piętro leśne jest niekiedy dzielone
zlewni Kościeliskiego Potoku
38
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
na piętra regla dolnego i górnego, o odmiennym zespole zbiorowisk roślinnych
(Pawłowski 1972), ale z racji silnego antropogenicznego przekształcenia drzewostanów (dominuje las świerkowy), podział ten nie ma w Dolinie Kościeliskiej uzasadnienia. Piętro leśne nie przekracza na ogół wysokości 1500 m n.p.m. Piętro
kosodrzewiny zajmuje stoki i niżej położone grzbiety na wysokości 1450–1800 m
n.p.m. Wyjątkiem jest Dolina Miętusia, gdzie kosodrzewina dochodzi prawie
do 1900 m n.p.m. (Balon 2002b). Zarośla kosodrzewiny zajmują współcześnie
15% zlewni. Piętro alpejskie zajmuje grzbiety i wyższe partie stoków w południowej części obszaru. W rejonie Trzydniowiańskiego Wierchu schodzi najniżej, na wysokość około 1750 m n.p.m. Współczesne obszary trawiaste zajmują
¼ powierzchni zlewni; są to jednak nie tylko tereny położone w piętrze alpejskim,
lecz także obszerne polany w piętrach leśnym i kosodrzewiny, będące efektem
intensywnego w przeszłości wypasu. Współczesna presja człowieka (Mirek
1996) wiąże się głównie z bardzo intensywną turystyką masową, jak i kwalifikowaną (speleologia). Turystyka koncentruje się w środkowej i północnej części
doliny, ponieważ jej część południowa, jako rezerwat przyrody, została wyłączona z turystycznej eksploracji. Do zlewni cząstkowych badanych w obrębie
zlewni Kościeliskiego Potoku należą potoki: Pyszniański, Dolinczański, Tomanowy i Miętusi.
Zlewnia Pyszniańskiego Potoku stanowi górne przedłużenie głównego ciągu
Doliny Kościeliskiej. Sięga głównej grani Tatr między Siwym Zwornikiem
a Smreczyńskim Wierchem. Zajmuje powierzchnię 5,00 km2. Najwyższy szczyt zlewni to Błyszcz,
a jej najniższy punkt znajduje się na 1148 m n.p.m.
Zlewnia charakteryzuje się średnim spadkiem 27,5°
(tab. 2.1). Wycięta jest głównie w metamorficznych
skałach trzonu krystalicznego, a niewielki jej fragment w części północnej stanowią piaskowce kwarcytyczne (seis), należące do skał osadowych serii
wierchowych. Dno i dolne partie zboczy wyścielają
osady polodowcowe. Górną część doliny tworzy cyrk
lodowcowy Siwe Sady, powstały z przekształcenia
sześciu dolinek preglacjalnych (Klimaszewski 1988).
Przechodzi on niżej w żłób lodowcowy. W strukturze pokrycia terenu największą powierzchnię zaj- Rycina 2.8. Pokrycie terenu zlewni Pyszniańskiego
mują hale (45%), a zdecydowanie mniejszą – lasy
Potoku
i kosodrzewina (ryc. 2.8).
Sięgająca pod masyw Kamienistej i Smreczyńskiego Wierchu niewielka zlewnia Dolinczańskiego Potoku stanowi prawą orograficznie część Doliny Pyszniańskiej. Najwyższy szczyt w zlewni to Smreczyński Wierch, a jej najniższy
39
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
punkt znajduje się na 1147 m n.p.m. Jest to najmniejsza (1,78 km2) zlewnia odwadniająca część metamorficzną trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich,
ale wykazuje największy średni spadek 31° (tab. 2.1).
Ze skał osadowych występują tu niewielkie wychodnie piaskowców kwarcytycznych. Środowisko przyrodnicze, a szczególnie morfologia i pokrycie terenu
(ryc. 2.9), zbliżone jest do środowiska całej Doliny
Pyszniańskiej.
Zlewnia Tomanowego Potoku sięga głównego
grzbietu Tatr pomiędzy Smreczyńskim Wierchem, a Ciemniakiem, leży na pograniczu krystaRycina 2.9. Pokrycie terelicznej i osadowej części Tatr. Najwyższy szczyt
nu zlewni Dolinczańskiego
zlewni to Ciemniak, a jej najniższy punkt znajduje
Potoku
się na 1099 m n.p.m. Powierzchnia zlewni wynosi
5,86 km2, z czego około ⅓ zajmują skały metamorficzne trzonu. W środkowej części zlewni występują
skały należące do serii wierchowych – bezwęglanowe piaskowce kwarcytyczne, natomiast w części
północnej wapienie oraz dolomity (Bac-Moszaszwili i in. 1979). Średni spadek zlewni wynosi 29,0°
(tab. 2.1). Dolina Tomanowa nie została silnie
przeobrażona przez zlodowacenie w plejstocenie
(Klimaszewski 1988), stąd miąższość osadów polodowcowych nie jest zbyt wielka. Stosunkowo duże
obszary leżą w piętrze leśnym; udział piętra alpejskiego jest relatywnie niewielki. Lasy zajmują około
połowy powierzchni zlewni (ryc. 2.10).
Rycina 2.10. Pokrycie tereZlewnia Miętusiego Potoku stanowi największą
nu zlewni Tomanowego Po(6,02 km2) odnogę Doliny Kościeliskiej; położona
toku
jest po jej prawej orograficznie stronie. Najwyższy
szczyt zlewni to Krzesanica, a jej najniższy punkt
znajduje się na 950 m n.p.m. Średni spadek zlewni wynosi 30,3° (tab. 2.1). Sięga
ona górnej grani Tatr pomiędzy Ciemniakiem a Małołączniakiem, których wierzchołki reprezentują szczytowy poziom zrównania. Występują tu dwa wysoko
zawieszone kotły polodowcowe dolinek Litworowej i Mułowej, oddzielone od
żłobu polodowcowego potężnym, urwistym progiem (Klimaszewski 1988, 1996).
M. Klimaszewski (1988) podaje Dolinę Litworową jako przykład formy modelowanej naprzemiennie przez procesy glacjalne w okresach zlodowaceń i krasowe –
w interglacjałach. Wysokie ściany skalne w tym rejonie były przedmiotem stu40
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
diów A. Kotarby (1976), który badał ich modelowanie i tempo cofania pod wpływem procesów degradacyjnych. Pomimo znacznego obniżenia górnej
granicy lasu w stosunku do jej potencjalnego przebiegu (Balon 2007) dolny i środkowy odcinek doliny
leżą w piętrze leśnym (50%), a obszar zajęty przez
hale jest zdecydowanie większy niż ten porośnięty
kosodrzewiną (ryc. 2.11).
Zlewnia Małołąckiego Potoku położona jest na
wschód od Doliny Kościeliskiej. Pomimo stosunkowo niewielkiej powierzchni (5,57 km2) Dolina
Małej Łąki jest doliną walną, podchodzącą pod silnie
wysuniętą na północ główną grań Tatr na odcinku Rycina 2.11. Pokrycie terepomiędzy najwyższym szczytem zlewni, Małołącz- nu zlewni Miętusiego Potoku
niakiem, a Kopą Kondracką. Najniższy punkt zlewni
leży na wysokości 938 m n.p.m. Deniwelacja przekracza zatem 1150 m. Średni spadek zlewni wynosi 29,1° (tab. 2.1). Głównym ciekiem odwadniającym dolinę jest Małołącki Potok, mający charakter cieku stałego
tylko w dolnym odcinku doliny. Według D. Małeckiej (1993) odpływ przy niskich
stanach wody wynosi 4–6 L · s-1 · km-2, a przy najgłębszych niżówkach 2 L · s-1 · km-2.
Ujemny bilans wodny potwierdza niski współczynnik odpływu (C = 0,48). Małołącki Potok stanowi główny ciek źródłowy Cichej Wody, należącej do zlewni Białego Dunajca. Dolina Małej Łąki nie ma większych odnóg bocznych.
Pod względem geologicznym większość obszaru zlewni położona jest w obrębie skał serii wierchowych (Bac-Moszaszwili i in. 1979). Są to głównie wapienie
(z dużym udziałem wapieni masywnych, silnie krasowiejących), dolomity, margle
i łupki. W szczytowych partiach występują też skały metamorficzne i alaskity, stanowiące porwaki tektoniczne w obrębie wierchowej płaszczowiny Czerwonych
Wierchów (Passendorfer 1983). W dolnym odcinku doliny występują dolomity,
wapienie i łupki serii reglowych, a także piaskowce, łupki i wapienie fliszu centralnokarpackiego. Górna i środkowa część doliny uległa zlodowaceniu w okresie
plejstoceńskim; znaczne obszary zajmują polodowcowe osady czwartorzędowe,
głównie morenowe. W południowej części doliny występują dwa ułożone schodowo kotły Wyżniej i Niżnej Świstówki, poniżej których ciągnie się ku północy
stosunkowo szeroki żłób lodowcowy. W rejonie jego zakończenia funkcjonowało
w okresie postglacjalnym rozległe jezioro, zasypane potem osadami stokowymi
i fluwialnymi (Klimaszewski 1988, 1996). Obecnie dolina jest całkowicie pozbawiona jezior. W górnych partiach doliny występują liczne formy krasu powierzchniowego i podziemnego. Dolny odcinek doliny ma charakter fluwialno-denudacyjny.
41
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
W Dolinie Małej Łąki, podobnie jak we wszystkich walnych dolinach zachodniej części Tatr,
występują trzy piętra fizycznogeograficzne (Balon
2000). Piętro leśne sięga 1500 m n.p.m. Lasy zajmują 55% obszaru – głównie w części północnej
i środkowej doliny (ryc. 2.12). Współczesny skład
gatunkowy drzewostanu (dominacja świerka) nie
pozwala na wyróżnienie tu pięter regla górnego
i dolnego (Radwańska-Paryska 1974). Powyżej
piętra leśnego jest piętro kosodrzewiny, które
zostało silnie zdegradowane przez działalność
pasterską w przeszłości – obecnie kosodrzeRycina 2.12. Pokrycie terenu wina zajmuje 6% powierzchni zlewni. Według
zlewni Małołąckiego Potoku
M. Jodłowskiego (2007), mimo że po utworzeniu parku narodowego zaprzestano wycinania i wypalania kosodrzewiny, do chwili obecnej o przebiegu górnej granicy
kosodrzewiny decydują zniszczenia dokonane przede wszystkim na przełomie
XIX i XX wieku. Zwarta górna granica kosodrzewiny zachowała się jedynie na
odcinku 900 m, z czego 51% ma charakter antropogeniczny. Współcześnie hale
zajmują niewiele ponad 1/5 powierzchni zlewni. Obecnie antropopresja wiąże się
głównie z turystyką pieszą oraz speleologią (Mirek 1996).
Zlewnia Strążyskiego Potoku o powierzchni 3,75 km2, znajduje się w środkowej części Tatr Polskich, pomiędzy dolinami Małej Łąki i Białego. Dolina
Strążyska, podobnie jak Lejowa, należy do dolin wierchowych (Klimaszewski
1988); sięga na południu masywu Giewontu, znajdującego się w wysokogórskiej
części Tatr. Wierzchołek Giewontu stanowi najwyższy punkt zlewni, a najniższy
(894 m n.p.m.) leży u wylotu doliny, na granicy Tatr i Bruzdy Podtatrzańskiej.
Deniwelacja w zlewni wynosi około 1000 m, a średni spadek jest najwyższy
w obszarze badań i wynosi 33,9° (tab. 2.1). Dolinę Strążyską odwadnia Strążyski
Potok, mający źródła pod Giewontem do ujścia potoku z Doliny ku Dziurze, dalej
to potok Młyniska, prawy dopływ Cichej Wody (dorzecze Białego Dunajca). Dolina
Strążyska cechuje się prostoliniowym biegiem, uwarunkowanym przebiegiem
uskoku tektonicznego (Passendorfer 1974), i nie ma większych dolin bocznych.
Dolina Strążyska leży w całości w osadowej części Tatr, przy czym w większości są to serie reglowe (dolomity, wapienie, margle, łupki i in.). Najwyższa,
południowa część zlewni wchodzi w obręb serii wierchowych; są to głównie
wapienie. W pobliżu wylotu zaznacza się wąski pas piaskowców i wapieni paleogeńskich (Bac-Moszaszwili i in. 1979). Dolina nie była zlodowacona w plejstocenie, cechuje się rzeźbą fluwialno-denudacyjną (Klimaszewski 1988). Od południa zamyka ją stok urwisty Giewontu, stanowiący istotny element krajobrazu.
42
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
Na północ występuje kilka zwężeń doliny, uwarunkowanych występowaniem
skał bardziej odpornych, tworzących na stokach i grzbietach liczne niewielkie
formy skalne. W środkowej części znajduje się – również uwarunkowany geologicznie – próg, na którym Strążyski Potok tworzy
wodospad Siklawicę. Odpływ jednostkowy wynosi
10–15 L · s-1 · km-2, a w czasie najgłębszej niżówki
4,5 L · s-1 · km-2 (Małecka 1993, 1996).
Większość obszaru znajduje się w piętrze leśnym;
lasy zajmują 79% powierzchni zlewni, porastając
dno doliny, stoki i grzbiety poza wyższymi partiami
stoków Giewontu (ryc. 2.13). Są to głównie lasy
świerkowe, w reglu dolnym zachowały się gdzieniegdzie naturalne lasy bukowe. Górna granica lasu
schodzi tu, z przyczyn morfologicznych (strome
stoki, procesy grawitacyjne), stosunkowo nisko.
Na wierzchołku Sarniej Skały (1377 m n.p.m.) znajduje się najniższe w Tatrach naturalne stanowisko Rycina 2.13. Pokrycie terenu
zlewni Strążyskiego Potoku
kosodrzewiny. Piętro kosodrzewiny zajmuje większość stoku Giewontu; tylko okolice wierzchołka
należą już do piętra alpejskiego. W efekcie, mimo rozległej Polany Strążyskiej na
dnie doliny, obszary trawiaste zajmują zaledwie 2% powierzchni zlewni. Presja
człowieka współcześnie koncentruje się na dnie doliny, którą prowadzi jeden
z bardziej popularnych szlaków turystycznych (Mirek 1996).
Zlewnia Białego Potoku o powierzchni 3,83 km2 położona jest dalej na wschód
i cechuje się środowiskiem przyrodniczym zbliżonym do zlewni Strążyskiego
Potoku. Należy do dolin wierchowych (Klimaszewski 1988); sięga wschodniej,
nieco niższej części masywu Giewontu. Najwyższy punkt zlewni leży na wysokości 1789 m n.p.m., najniższy (u wylotu doliny z Tatr) na wysokości 911 m n.p.m.;
średni spadek wynosi 32,6° (tab. 2.1). Maksymalna deniwelacja nie przekracza
900 m. Dolina Białego odwadniana jest przez Biały Potok, mający swoje źródła w masywie Giewontu, a poza Tatrami zasilający Młyniska (dorzecze Białego
Dunajca). Dolina Białego cechuje się prostoliniowym biegiem i nie ma większych
dolin bocznych.
Podobnie jak Strążyska, Dolina Białego leży w całości w osadowej części Tatr
(Bac-Moszaszwili i in. 1979), w większości w obrębie serii reglowych (dolomity,
wapienie, margle, łupki i in.). Tylko najwyższa, południowa część zlewni zbudowana jest ze skał serii wierchowych (głównie wapieni). Wąski pas fliszowy (piaskowce, wapienie) zaznacza się w pobliżu wylotu doliny. Dolinę cechuje rzeźba
fluwialno-denudacyjna, nie była ona bowiem objęta plejstoceńskim zlodowaceniem. Dolny odcinek ma charakter jaru, wciosu, a miejscami nawet gardzieli
43
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
(Klimaszewski 1988). W korycie można obserwować
ciekawe formy eworsyjne (Kaszowski 1973). Odpływ
jednostkowy wynosi 10–15 L · s-1 · km-2, a w czasie najgłębszej niżówki 4,5 L · s-1 · km-2 (Małecka 1993, 1996).
W wyższych partiach dolina rozgałęzia się w kilka
żlebów o spadkach rosnących wraz z wysokością
bezwzględną. Na stokach i grzbietach występują niewielkie formy skalne.
Dolina Białego jest silnie zalesiona (90%), co
wynika przede wszystkim z wysokości n.p.m. Nie
bez znaczenia są w tym wypadku także warunki
morfologiczne zlewni gdyż brak rozszerzeń doliny
Rycina 2.14. Pokrycie terenie sprzyjał rozwojowi hal wypasowych (ryc. 2.14).
nu zlewni Białego Potoku
W efekcie środowisko zlewni jest stosunkowo słabo
przekształcone; zachowały się tu m.in. naturalne
dla regla dolnego lasy bukowe. Stosunkowo nisko przebiega górna granica lasu
(1400–1450 m n.p.m.). Powyżej niej, na stoku Sarniej Skały, występuje miejscami
silnie obniżone piętro kosodrzewiny. Kosodrzewina zwarta lub w płatach sięga
aż po grań Giewontu; piętro alpejskie w zasadzie w zlewni nie występuje. Współczesna presja człowieka koncentruje się na dnie doliny, którą prowadzi popularny
szlak turystyczny.
Zlewnia Bystrej o powierzchni 12,23 km2 znajduje się pomiędzy dolinami
Małej Łąki i Białego na zachodzie oraz dolinami Suchej Wody i Olczyskiej na
wschodzie. Dolina Bystrej należy do dolin walnych; sięga pod główną grań Tatr
pomiędzy Kopą Kondracką (najwyższy szczyt zlewni – 2004 m n.p.m.) a Kasprowym Wierchem. Najniższy punkt zlewni znajduje się na wysokości 1014 m n.p.m.
Deniwelacja w zlewni wynosi prawie 1000 m, a średni spadek 26,8° (tab. 2.1).
Głównym ciekiem odwadniającym dolinę jest potok Bystra; bierze on swój początek w środkowym odcinku doliny, na wysokości około 1175 m n.p.m., w Wywierzysku Bystrej. Na obszarze Bruzdy Podtatrzańskiej (poza T P N) Bystra jest prawym dopływem Zakopianki, dopływ Białego Dunajca. W przeszłości uważano
ją za źródłowy odcinek Białego Dunajca, a Wywierzysko Bystrej – za początek tej
rzeki. Dolina Bystrej, wąska w pobliżu wylotu, rozszerza się w górnej części, tworząc liczne odnogi. Są to (od zachodu): Dolina Kondratowa, Dolina Sucha Kondracka, Dolina Goryczkowa Świńska, Dolina Goryczkowa pod Zakosy. Dolina
Kasprowa (z odnogami Sucha Kasprowa i Stare Szałasiska) oraz Dolina Jaworzynki.
Za główny bieg doliny uważana jest najczęściej Dolina Kondratowa.
Budowa geologiczna Doliny Bystrej jest szczególnie złożona. Jej południowa
część mieści się w obrębie serii wierchowych, jednak większość obszaru zajmują skały granitoidowe i metamorficzne, stanowiące oderwaną od paleozoicz44
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
nego trzonu krystalicznego czapkę tektoniczną. Skały te podścielone są skałami
osadowymi serii wierchowych, ze znacznym udziałem krasowiejących wapieni.
Północna część zlewni to głównie skały osadowe serii reglowych – dolomity,
wapienie, łupki i in. W zlewni nie zaznacza się obecność paleogeńskiego pasa
fliszowego (Bac-Moszaszwili i in. 1979). Znaczne obszary zajmują polodowcowe
osady czwartorzędowe, sięgające niemal do wylotu doliny.
Rzeźba prawie całej doliny nosi wyraźne piętno przekształcenia glacjalnego.
Prawie każda z dolin bocznych (poza Doliną Jaworzynki i Stare Szałasiska) nie
ma w górnej części kotły polodowcowe (Klimaszewski 1988); są to kotły typowe
dla Tatr Zachodnich o płaskim lub pochyłym dnie – stąd też nie występują w ich
dnach jeziora. Kotły te przechodzą w dolnych odcinkach w doliny U-kształtne,
łączące się w szeroki, niezbyt głęboko wcięty żłób. W dolnym odcinku dobrze
zachowały się wały moren bocznych, podpierające wyloty Doliny Jaworzynki
i mniejszych żlebów. W środkowej części doliny występują na stokach liczne
formy skalne (Zawrat Kasprowy, Kalacka Turnia i in.), a także zjawiska krasowe (jaskinie, wywierzyska). Jest to zlewnia, której obszar zasilania znajduje
się poza granicami topograficznymi zlewni. Według D. Małeckiej (1993, 1996)
współczynnik odpływu wynosi tu 1,04, odpływ jednostkowy w czasie niskich stanów wody jest wysoki i wynosi 20–25 L · s-1 · km-2, a w czasie najgłębszej niżówki
8,5 L · s-1 · km-2. Jest to jedyna zlewnia w Tatrach, gdzie występują trzy wywierzyska:
dwa Bystrej (Kalackie Górne i Dolne) oraz Goryczkowe. Według D. Małeckiej (1993,
1997) Goryczkowe Wywierzysko jest dwukrotnie bardziej wydajne niż Wywierzysko Bystrej – średnia wydajność Goryczkowego Wywierzyska z wielolecia wynosi
696,6 L · s-1, minimalna 21 L · s-1, a maksymalna po opadach 8650 L · s-1. Dominujący
wpływ na wielkość wydajności ma dopływ wód głębokiego krążenia z z górnej
części zlewni Suchej Wody, co zostało potwierdzone
barwieniami (Dąbrowski, Głazek 1968). Wywierzysko Bystrej miało w latach 1979–1980 średnią
wydajność 321 L · s-1, minimalną 65 i maksymalną
4110 L · s-1; głównym obszarem alimentacji jest masyw
Giewontu (Małecka 1993, 1997).
W Dolinie Bystrej występują trzy piętra fizycznogeograficzne (Balon 2000). Piętro leśne sięga stosunkowo nisko (1350–1450 m n.p.m.), a jego górna
granica została dodatkowo silnie obniżona poprzez
antropopresję (m.in. wyrąb lasu dla celów przemysłowych i narciarstwa, intensywne pasterstwo). Stąd
lasy zajmują obecnie 39% obszaru zlewni i występują
głównie w części północnej zlewni oraz w dnach Rycina 2.15. Pokrycie teredolin (ryc. 2.15). Współczesny skład gatunkowy lasu nu zlewni Bystrej
45
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
(dominacja świerka) nie pozwala na wyróżnienie tu pięter regla górnego i dolnego. Piętro kosodrzewiny sięga do około 1850 m n.p.m. Zarośla kosodrzewiny
występują na stokach i w górnych częściach den dolin; stanowią 27% obszaru
zlewni. Podobny obszar zajmuje roślinność trawiasta. Składają się na nią hale
piętra alpejskiego, zajmującego grzbiety i wyższe partie stoków w południowej
części doliny, oraz wielkie polany w piętrze leśnym i kosodrzewiny. Na niektórych
obszarach (Dolina Jaworzynki) prowadzona jest współcześnie restytucja naturalnej roślinności leśnej, zniszczonej jeszcze w XIX wieku. Współczesna antropopresja wiąże się z bardzo intensywnym użytkowaniem narciarskim (kolejka na
Kasprowy Wierch, wyciągi, nartostrady) i turystyką pieszą (Mirek 1996).
Zlewnia Olczyskiego Potoku o powierzchni 4,59 km2 znajduje się pomiędzy
walnymi dolinami Bystrej i Suchej Wody Gąsienicowej. Należy do dolin wierchowych (Klimaszewski 1988), przy czym do części wysokogórskiej Tatr sięga w jednym miejscu, podchodząc pod masyw Kopy Magury na wysokość 1643 m n.p.m.
Jest to równocześnie najwyższy punkt zlewni. Najniższy punkt zlewni (wylot
doliny z Tatr) leży na wysokości 897 m n.p.m.; średni spadek jest stosunkowo
niewielki – wynosi 21,8° (tab. 2.1). Maksymalna deniwelacja nie przekracza 750 m.
Dolina Olczyska odwadniana jest przez Olczyski Potok, rozpoczynający swój bieg
w największym tatrzańskim Olczyskim Wywierzysku, położonym w środkowej
części doliny. Jest to według D. Małeckiej (1993) najbardziej „zaborcza” zlewnia,
którą cechuje najwyższy współczynnik odpływu C = 1,77. Olczyskie Wywierzysko
ma średnią wydajność oscylującą wokół 500 L · s-1, przy czym w zimie spada ona
do 130 L · s-1; letnie maksima zależą od sumy i natężenia opadów. W 1980 roku
zanotowano jej największą wartość: 7315 L · s-1. A. Wrzosek (1933) sugerował zasilanie Olczyskiego Wywierzyska wodami ze zlewni Suchej Wody. Eksperymentalnie
potwierdzili to dopiero 35 lat później T. Dąbrowski i J. Głazek (1968), identyfikując ponor w dnie zlewni Pańszczyckiego Potoku w dopływie Suchej Wody. Dalsze wieloletnie badania prowadzone przez Uniwersytet Warszawski wykazały, że
przy różnym stopniu zawodnienia masywu uruchamiane są odpowiadające im
systemy krążenia, warunkujące szybkość przepływu wód (Małecka 1985a; Pachla,
Zaczkiewicz 1985; Małecka, Humnicki 1989; Barczyk 2008). Odpływ przy stanach niżówkowych jest jednym z dwóch największych w Tatrach i wynosi ponad
25 L · s-1 · km-2; także w czasie najgłębszych niżówek jest on najwyższy i wynosi
17 L · s-1 · km-2 (Małecka 1993, 1996).
Potok Olczyski po wypłynięciu z Tatr zasila Zakopiankę, należy więc do dorzecza Białego Dunajca. Dolina Olczyska nie ma większych dolin bocznych.
Pod względem tektonicznym większość obszaru zlewni należy do pasa reglowego i jest zbudowana z mezozoicznych dolomitów, wapieni, łupków i margli
(Bac-Moszaszwili i in. 1979). Niewielki południowy fragment zlewni należy do
pasa wierchowego; występują tu głównie wapienie. W okolicy wylotu doliny zazna46
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
cza się wąski pas fliszowy (piaskowce, łupki i wapienie paleogeńskie). W Dolinie
Olczyskiej, z racji niewielkich wysokości bezwzględnych, nie powstawały w plejstocenie lodowce, górna i środkowa część doliny została jednak przemodelowana glacjalnie przez lodowiec z sąsiadującej Doliny Suchej Wody Gąsienicowej,
który ulegał transfluencji poprzez stosunkowo niski
grzbiet Herbika (Klimaszewski 1988). Stąd występują
tu osady i stosunkowo słabo wykształcone akumulacyjne formy polodowcowe. Dolny odcinek doliny
ma charakter fluwialno-denudacyjny; miejscami
zachowały się na stokach niewielkie formy skalne.
Pod względem fizycznogeograficznym Dolina
Olczyska obejmuje dwa piętra – leśne i kosodrzewiny, przy czym górna granica lasu, wskutek gospodarki pasterskiej i wyrębu lasów na potrzeby przemysłu, jest tu miejscami silnie obniżona. Na stokach
Skupniowego Upłazu przebiega na wysokości około
1300 m n.p.m. Mimo to lasy zajmują 84% obszaru Rycina 2.16. Pokrycie terezlewni, a kosodrzewina 8% (ryc. 2.16). Współcze- nu zlewni Olczyskiego Posną antropopresję można uznać za stosunkowo nie- toku
wielką, ograniczoną do turystyki pieszej.
Zlewnia Suchej Wody to jedna z większych zlewni polskich Tatr (25,84 km2),
położona pomiędzy zlewniami Doliny Bystrej na zachodzie i Doliny Białki na
wschodzie. Odwadnia Dolinę Suchej Wody Gąsienicowej. Należy do dolin walnych; sięga głównej grani Tatr pomiędzy Kasprowym Wierchem a najwyższym
szczytem zlewni, Świnicą. Najniższy punkt (909 m n.p.m.) znajduje się u wylotu
doliny. Deniwelacja w zlewni sięga zatem prawie 1400 m; średni spadek wynosi
22,0° (tab. 2.1). Głównym ciekiem odwadniającym dolinę jest Sucha Woda, która
bierze początek w Zielonym Stawie Gąsienicowym, pod Skrajną i Pośrednią Turnią w głównej grani Tatr. Jest to potok na wielu odcinkach okresowy. Charakteryzuje się według D. Małeckiej (1993) ujemnym bilansem wodnym, z najniższą
wartością współczynnika odpływu (C = 0,37) w T P N, co oznacza, że tylko 37%
wód opadowych opuszcza tę zlewnię u wylotu Tatr. Cechuje się jednym z najniższych odpływów jednostkowych, który w okresie najgłębszych niżówek wynosi
1,5 L · s-1 · km-2 (Małecka 1993). Poza Tatrami łączy się z Filipczańskim Potokiem,
tworząc Cichą Wodę, dopływ Porońca (zlewnia Białego Dunajca). Pod względem
orograficznym Dolina Suchej Wody Gąsienicowej składa się z dwóch głównych
części – Doliny Gąsienicowej, położonej bliżej głównej grani Tatr, w naturalnym
przedłużeniu doliny, oraz Doliny Pańszczycy (po prawej orograficznie stronie).
Dolina Suchej Wody jako jedyna leży na pograniczu trzech mezoregionów fizycznogeograficznych: Tatr Zachodnich, Tatr Wysokich i Tatr Reglowych (Balon 2001),
47
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
dlatego też cechuje się wyjątkową złożonością środowiska przyrodniczego. Południowo-wschodnia część doliny leży w obrębie trzonu krystalicznego Tatr; zbudowana jest głównie z odpornych granitoidów (Bac-Moszaszwili i in. 1979). Są
one potrzaskane tektonicznie wzdłuż wielkich dyslokacji nieciągłych i płaszczyzn
ciosowych (Grochocka-Piotrowska 1970). Skały trzonu krystalicznego są najdalej wysunięte na północ, tworząc tzw. elewację Koszystej (Passendorfer 1983).
Południowo-zachodnia część doliny znajduje się w obrębie serii wierchowych,
większość obszaru jednak zajmują tu skały granitoidowe i metamorficzne trzonu
krystalicznego (fragment czapki krystalicznej Goryczkowej). Warstwa skał krystalicznych jest tu stosunkowo cienka i zalegają pod nią skały osadowe ze znacznym udziałem krasowiejących wapieni. Sprzyja to rozwojowi zjawisk krasowych.
Pas wierchowy ku wschodowi silnie się zwęża i jest reprezentowany głównie przez
triasowe piaskowce kwarcytyczne i wapienie. Północna część zlewni leży w obrębie
pasa reglowego; zbudowana jest ze mezozoicznych skał osadowych (dolomitów,
wapieni, margli, łupków i in.). W strefie przejściowej pomiędzy eocenem numulitowym a fliszem Podhala występuje największe pod względem wydajności źródło krasowe drenujące utwory eocenu węglanowego – wywierzysko Koziarczysk.
Jego średnia dziesięcioletnia wydajność wynosi 87 L · s-1 i waha się 20–320 L · s-1 ;
ma temperaturę wyższą (6,0–6,7°C) niż inne wywierzyska (Małecka 1993, 1997).
Według K. Wit-Jóźwik (1974) od wywierzyska „pod Koziarczyskami” potok Sucha
Woda jest stały. Pas fliszowy reprezentowany jest w formie szczątkowej. Jednak
skały podłoża występują w przeważającej większości w obrębie grzbietów i górnych partii stoków; dno doliny oraz dolne partie zboczy wyścielone są grubą warstwą osadów czwartorzędowych, głównie polodowcowych, oraz zwietrzelin podstokowych (piargów).
Rzeźba Doliny Suchej Wody Gąsienicowej została ukształtowana pod silnym
wpływem plejstoceńskiego zlodowacenia. Lodowiec Suchej Wody należał do
najpotężniejszych i najdłuższych w Tatrach; jako jedyny wychodził na ich przedpole (Klimaszewski 1988). Najbardziej południowa część zlewni (Dolina Zielona
Gąsienicowa) stanowi obszerny cyrk polodowcowy, utworzony z połączenia czterech wcześniej istniejących kotłów. Występują tu liczne jeziora (19) – niektóre
o genezie erozyjnej (misy, rynny polodowcowe), a inne o genezie akumulacyjnej (jeziora morenowe). Dolina Czarna Gąsienicowa stanowi zespół ułożonych
schodowo karów polodowcowych: największego Kotła Czarnego Stawu, mniejszego Kotła Zmarzłego Stawu i nie przegłębionego kotła Koziej Dolinki. Erozja
glacjalna spowodowała podcięcie zboczy dolin; liczne są stoki urwiste (Balon
1983), osiągające do kilkuset metrów wysokości. Stoki rozczłonkowane są żlebami,
nawiązującymi do dyslokacji i uskoków tektonicznych. Dolne odcinki Zielonej
i Czarnej Doliny Gąsienicowej stanowią szerokie żłoby lodowcowe, łączące się
z sobą w okolicach Hali Gąsienicowej w potężny, choć niezbyt głęboko wcięty
48
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
żłób Doliny Gąsienicowej. Lodowiec spływający tędy w plejstocenie cechował
się dużą miąższością; przykrył i wyrównał oba grzbiety ograniczające dolinę
i poprzez transfluencję (przez grzbiet Herbik) dotarł do sąsiadującej Doliny
Olczyskiej (Klimaszewski 1988). Lodowiec Doliny Pańszczycy był nieco mniejszy, kotły polodowcowe są tu nieco słabiej wykształcone. Zachowało się tylko
jedno niewielkie jezioro (Czerwony Stawek). Oba sąsiadujące jęzory zdegradowały grzbiet rozdzielający Dolinę Pańszczycy od Doliny Gąsienicowej i przykryły
go warstwą osadów morenowych (Klimaszewski 1985). Obecnie dolna, północna
część zlewni stanowi mozaikę form morenowych – wałów, zagłębień i rynien.
W jednym z zagłębień śródmorenowych zachowały się niewielkie Toporowe
Stawki. Miejscami Sucha Woda docina się, poprzez utwory morenowe, do skał
podłoża. Procesy korytowe cechują się znaczną dynamiką, szczególnie podczas
ekstremalnych wezbrań (German 2001). Występowanie skał węglanowych pod
osadami czwartorzędowymi sprzyja rozwojowi krasu podmorenowego (Głazek,
Wójcik 1963).
Znaczna część wód Suchej Wody i jej dopływu Pańszczyckiego Potoku ginie
w morenach, a następnie w skałach węglanowych podłoża i w poprzek powierzchniowych działów wodnych przepływa do sąsiednich zlewni (patrz zlewnia Bystrej
i Olczyskiego Potoku; Gradziński i in. 1985).
Dolina Suchej Wody znajduje się w obrębie
wszystkich czterech pięter fizycznogeograficznych (Balon 2000). Najniższe piętro leśne sięga
do 1550 m n.p.m. i zajmuje całą północną i środkową część zlewni – blisko połowę jej powierzchni
(ryc. 2.17). Górna granica lasu zachowała tu w wielu
miejscach swój naturalny charakter. Piętro kosodrzewiny sięga do około 1900 m n.p.m. Zarośla kosodrzewiny obejmują 19% obszaru zlewni
i występują przede wszystkim w górnych partiach
szerokich den dolin polodowcowych oraz na niższych grzbietach, przede wszystkim w zachodnim
ograniczeniu doliny. Położone powyżej piętro Rycina 2.17. Pokrycie terenu
alpejskie dochodzi do około 2200 m n.p.m. Powy- zlewni Suchej Wody
żej niej znajduje się piętro subniwalne, obejmujące najwyższe partie grzbietów w południowo-wschodnim zamknięciu doliny.
Roślinność trawiasta, prócz piętra alpejskiego, występuje w obrębie rozległych
polan w piętrze leśnym i kosodrzewiny. Obszar podlega bardzo intensywnej presji
człowieka (Mirek 1996).
Południowo-zachodnia część doliny związana jest z turystyką narciarską ze
względu na funkcjonowanie kolejki na Kasprowy Wierch. Na terenie zlewni prócz
49
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
górnej stacji kolejki znajdują się wyciąg krzesełkowy i nartostrady. Silnie rozwinięta jest też turystyka piesza; na obszarze Doliny Gąsienicowej jest najgęstsza
sieć znakowanych szlaków turystycznych. Dolina Gąsienicowa jest też w Tatrach
ważnym centrum taternictwa letniego i zimowego.
Kolejne trzy potoki należą do Doliny Filipka, odwadnianej przez Filipczański Potok, należący do zlewni Białego Dunajca, przy czym na obszarze Tatr są
to zlewnie odrębne; łączą się one dopiero w obrębie Rowu Podtatrzańskiego.
W części tatrzańskiej mają wiele cech wspólnych, np. leżą w obrębie serii reglowych i warstw paleogeńskich (Bac-Moszaszwili i in. 1979), należą w całości do
Tatr Reglowych, mają średniogórski charakter i cechy dolin reglowych (Klimaszewski 1988), leżą w całości w obrębie piętra leśnego (Radwańska-Paryska 1974).
Zlewnia Przyporniaka (żleb Jarząbczak) o powierzchni 0,68 km2 wcina się
w grupę tzw. Kop Sołtysich. Jest to potężny reglowy rozróg górski, położony pomiędzy dolnymi odcinkami dolin Suchej Wody Gąsienicowej na zachodzie i Białki na
wschodzie. Najwyższy punkt zlewni znajduje się w rozgałęzieniu północnego ramienia Przedniej Kopy Sołtysiej, na skraju grzbietowej polany Płatnia, na wysokości
1248 m n.p.m., a najniższy 898 m n.p.m.; deniwelacja wynosi 350 m. Średni spadek
jest najniższy spośród zlewni T P N 16,7° (tab. 2.1). Żleb Jarząbczak odwadniany
jest przez Przyporniak, wpadający do Filipczańskiego Potoku na północ od drogi
Oswalda Balzera.
Większość obszaru zlewni położona jest obrębie
pasa reglowego i zbudowana głównie z mezozoicznych wapieni (Bac-Moszaszwili i in. 1979). Stosunkowo duży, jak na doliny tatrzańskie, jest powierzchniowy udział pasa fliszowego z paleogeńskimi piaskowcami, łupkami i wapieniami. Zlewnia ta cechuje
się rzeźbą fluwialno-denudacyjną (Klimaszewski
1988), przeważają tu stoki strome, ale nie skaliste. Wychodnie skalne pojawiają się jedynie w dnie
doliny, w korycie potoku. Cały obszar żlebu Jarząbczak znajduje się w piętrze leśnym i niemal w całości
(99%) pokryty jest lasem (ryc. 2.18). Jest to głównie
Rycina 2.18. Pokrycie tere- wtórny las świerkowy, wprowadzony w miejsce naturalnych, typowych dla podłoża węglanowego lasów
nu zlewni Przyporniaka
bukowo-jodłowych. Współczesna presja człowieka
jest bardzo niewielka; brak tu szlaków turystycznych.
Zlewnia Łężnego Potoku leży pomiędzy zlewniami Przyporniaka a Filipczańskim Potokiem. Jej powierzchnia jest niewielka i wynosi 1,36 km2. Podobnie
jak żleb Jarząbczak, Dolina Łężna, zwana w górnej części Jaworzyńskim Żlebem,
należy do dolin reglowych (Klimaszewski 1988). W górnej części sięga pod Zadnią,
50
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
Średnią i Przednią Kopę Sołtysią w reglowej grupie górskiej Kop Sołtysich. Najwyższym szczytem zlewni jest zwornikowy wierzchołek Zadniej Kopy Sołtysiej
(1420 m n.p.m.), najniższym – wylot doliny z Tatr (893 m n.p.m.). Maksymalna
deniwelacja wynosi zatem ponad 500 m, a średni spadek – 22,4° (tab. 2.1). Zlewnię
odwadnia Łężny Potok, łączący się już poza Tatrami z Filipczańskim Potokiem,
lewym dopływem Porońca (dorzecze Białego Dunajca).
Południowa i środkowa część zlewni położona jest w obrębie pasa reglowego
(głównie mezozoiczne wapienie), a północna – pasa fliszowego (piaskowce, łupki,
wapienie). Spośród skał serii reglowych najbardziej na północy, przy granicy ze
skałami fliszowymi, znajdują się wychodnie odpornych wapieni dolnokredowych (Bac-Moszaszwili i in. 1979). Ich występowanie dzieli dolinę na trzy różne morfologiczne części
(Klimaszewski 1988). Odcinek górny (Jaworzyński
Żleb) stanowi wycięty w wapieniach jurajskich wcios,
przechodzący niżej w wąską dolinę płaskodenną.
Odcinek środkowy jest typowym jarem krasowym
o niewyrównanym profilu podłużnym i skalistych
zboczach, wyciętym w odpornych wapieniach kredowych. Dolny odcinek, wykształcony w piaskowcach i łupkach fliszowych, jest połogi, a dolina przybiera charakter płaskodenny. Obszar Doliny Łężnej
w 94% pokryty jest lasem (ryc. 2.19), głównie świerkowym. Występuje kilka niewielkich polan. Jest
Rycina 2.19. Pokrycie tererzadko odwiedzana przez turystów i współcześnie nu zlewni Łężnego Potoku
wpływ człowieka na jej środowisko jest niewielki.
Zlewnia Filipczańskiego Potoku jest największą pod względem powierzchni
(5,84 km2) doliną reglową polskich Tatr (Klimaszewski 1988). Leży we wschodniej
części grupy Kop Sołtysich, sięgając najwyższych wzniesień tej grupy – Gęsiej
Szyi (najwyższego szczytu zlewni – 1489 m n.p.m.) i Suchego Wierchu Waksmundzkiego. Najniższy punkt zlewni znajduje się na 888 m n.p.m. Maksymalna
deniwelacja sięga prawie 600 m. Średni spadek wynosi 19,3° (tab. 2.1). Głównym
ciekiem zlewni jest Filipczański Potok, mający swe źródła pod Suchym Wierchem
Waksmundzkim. Filipczański Potok – już poza Tatrami – zasila Poroniec, jeden
z głównych cieków źródłowych Białego Dunajca. Pod względem orograficznym
Dolina Filipka w dolnej części przebiega południkowo, a w górnej rozdziela się
na dwa ramiona o podobnej wielkości. Zachodnia część zachowuje nazwę doliny
głównej, wschodnia to Dolina Złota.
Prawie cały obszar zlewni leży w obrębie pasa reglowego; występują tu wapienie, dolomity, łupki, zlepieńce. Tylko północna niewielka część zbudowana jest
z piaskowców i łupków fliszowych. Zlewnia ma rzeźbę fluwialno-denudacyjną,
51
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
choć miejscami, po stronie wschodniej, pojawiają
się na dnie doliny i na jej zboczach utwory morenowe. Jest to efekt transfluencji lodowca z sąsiadującej Doliny Białki (Klimaszewski 1988). Miejscami na
wierzchowinach i stokach występują formy skalne,
przeważają jednak strome stoki. Zlewnia leży w piętrze leśnym; las porasta prawie cały jej obszar (93%),
aż po najwyższe wzniesienia (ryc. 2.20). Miejscami
występują polany, obecnie częściowo wykorzystywane do wypasu (pasterstwo kulturowe). Odpływ
przy stanach niżówkowych wynosi 10–15 L · s-1 · km-2
(Małecka 1993, 1996). Prócz pasterstwa, współczesna
Rycina 2.20. Pokrycie terepresja człowieka wiąże się z turystyką oraz ruchem
nu zlewni Filipczańskiego
o charakterze pielgrzymkowym, w Dolinie ZłoPotoku
tej znajduje się bowiem znane sanktuarium Matki
Boskiej Jaworzyńskiej Królowej Tatr.
Zlewnia Białki jest największą zlewnią tatrzańską (63,26 km2). Jest ona położona na północnym skłonie Tatr, na pograniczu Polski i Słowacji. Dolina Białki
jest doliną walną (Klimaszewski 1988), sięgającą grani Tatr na odcinku od Świnicy
na zachodzie po Mały Jaworowy Szczyt na wschodzie. W otoczeniu Doliny Białki
leży m.in. najwyższy polski szczyt – Rysy. Najwyższy szczyt zlewni to Zadni Gerlach (2638 m n.p.m.), najniższy zaś znajduje się na wysokości 962 m n.p.m., deniwelacja przekracza zatem 1650 m. Średni spadek należy do najwyższych wśród
dolin walnych i wynosi 31,3° (tab. 2.1). Głównym ciekiem odwadniającym dolinę
jest Białka, która powstaje z połączenia potoków Biela voda (płynącego ze słowackiej części zlewni, T A N A P) i Rybiego Potoku wypływającego z Morskiego
Oka. Białka jest jednym z głównych cieków odwadniających Tatry; należy do
dorzecza Dunajca i obecnie odprowadza wody do Jeziora Czorsztyńskiego. Na
podstawie sporządzonych bilansów wodnych D. Małecka (1993) zalicza Białkę
do zlewni charakteryzujących się bilansem ujemnym o współczynniku odpływu
C = 0,73, co oznacza, że 73% wód opadowych odpływa u wylotu Tatr. W dolinie
Białki znajdują się wielkie ponory. J. Głazek i Z. Wójcik (1963) podają przykład
lata 1961 roku, kiedy to Białka zupełnie ginęła na wysokości 955 m n.p.m. i pojawiała się na powierzchni w dużym wywierzysku krasowym przy wylocie Doliny
Waksmundzkiej.
Pod względem orograficznym Dolina Białki składa się z kilku dolin głównych,
dzielących się na szereg dolin bocznych. Pierwszą ważną doliną boczną po polskiej stronie zlewni jest Dolina Waksmundzka (z boczną doliną Świstówką Waksmundzką), sięgająca grani ograniczającej zlewnię Białki od zachodu. Kolejna jest
Dolina Roztoki, której górne – położone pod główną granią Tatr – piętro nosi
52
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
nazwę Doliny Pięciu Stawów Polskich. Jej bocznymi dolinami są (od zachodu):
Buczynowa, Pusta, Pod Kołem i Świstówka Roztocka. Trzecia główna dolina
(ostatnia położona na terytorium Polski) to Dolina Rybiego Potoku. Przedmiotem badań są dwie z nich: Roztoka i Rybi Potok.
Pod względem geologicznym większość obszaru zbudowana jest z paleozoicznych granitoidów trzonu krystalicznego. Według K. Grochockiej-Piotrowskiej (1970) obszar ten jest silnie potrzaskany tektonicznie. Można wyróżnić dwa
główne rodzaje deformacji: wielkie dyslokacje nieciągłe z mylonitami i brekcjami
tektonicznymi oraz płaszczyzny ciosowe. Po zachodniej polskiej stronie zlewni
skały trzonu krystalicznego (Passendorfer 1983) są silnie wysunięte na północ
(tzw. elewacja Koszystej), występuje tu również niewielki fragment serii mezozoicznych skał. Po stronie wschodniej granica skał wierchowych zlewni przesuwa
się w kierunku południowo-wschodnim, sięgając wylotu Roztoki (depresja Szerokiej Jaworzyńskiej); wynika z tego, że przebieg dolnego odcinka Doliny Białki
jest uwarunkowany uskokiem, wzdłuż którego następowało poziome przesuwania warstw (Passendorfer 1974). W północnej części zlewni występują skały serii
reglowych: wapienie, dolomity, margle, łupki i zlepieńce oraz paleogeński flisz
centralnokarpacki: piaskowce, łupki i wapienie. Dna dolin i dolne partie stoków
wyścielają pokrywy czwartorzędowe: zwietrzeliny podstokowe (piargi), moreny,
aluwia i utwory glacifluwialne.
Pod względem morfologicznym Dolina Białki stanowi klasyczny przykład
wysokogórskiej rzeźby alpejskiej z zespołem polodowcowych form erozyjnych,
przeobrażonych i akumulacyjnych (Klimaszewski 1988). Występują w niej liczne
kotły polodowcowe, miejscami (Dolina Pięciu Stawów Polskich) przekształcone
w obszerne cyrki. Niżej przechodzą one w dobrze wykształcone żłoby polodowcowe, oddzielone od den kotłów i cyrków wysokimi progami. Wiele dolin bocznych ma charakter zawieszony. Wśród stoków przeważają urwiste – ściany i stoki
skalne o deniwelacjach sięgających miejscami 1000 m. W ich obrębie gdzieniegdzie pojawiają się nisze niwalne, zwane tu galeriami, powstałe w wyniku plejstoceńskiego przekształcania trzeciorzędowych spłaszczeń. Liczne są żleby, uwarunkowane przebiegiem spękań tektonicznych. U ich podnóża występują rozległe
stożki usypiskowe, a na dnach dolin – liczne formy morenowe. Najniższe części
den dolin, w tym misy i rynny glacjalne, wypełniają polodowcowe jeziora – wśród
nich największe w Tatrach jeziora: Morskie Oko, Wielki Staw Polski i Czarny Staw
pod Rysami. Potoki spływające z wysokich progów skalnych tworzą wodospady:
Siklawę, Czarną Siklawę, Kaczą Siklawę i Wodogrzmoty Mickiewicza. Dolny odcinek doliny ma odmienny charakter. Szerokie dno wyścielają utwory aluwialne,
częściowo o charakterze stożków napływowych. Stoki są w większości strome,
tylko miejscami skaliste. Po stronie zachodniej występują stoki przykryte warstwą
utworów morenowych.
53
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
W obrębie Doliny Białki występuje pełny układ
pięter fizycznogeograficznych od leśnego po subniwalne (Balon 2001). Lasy zajmują 33% powierzchni
zlewni, głównie w jej północnej części, wkraczając
dolinami głęboko na południe (ryc. 2.21). Górna
granica lasu przebiega na bardzo zróżnicowanych
wysokościach. Lasy na grzbiecie Żabiego (Siedem
Granatów) sięgają do wysokości 1670 m n.p.m.
i są najwyżej położonymi lasami w polskich Tatrach.
Z kolei w Dolinie Roztoki, u podnóża Roztockiej
Czuby, oraz w rejonie Morskiego Oka górna granica lasu ma najniższe położenie w polskich Tatrach
Rycina 2.21. Pokrycie tere- (1400 m n.p.m.). W Dolinie Białki dominują lasy
nu zlewni Białki (T P N)
świerkowe; w górnym reglu i na podłożu granitoidowych moren naturalne, a w pozostałych miejscach
sztucznie wprowadzone. Piętro kosodrzewiny sięga również bardzo wysoko,
przekraczając gdzieniegdzie 1900 m n.p.m. Zarośla kosodrzewiny (16%) występują w dnach dolin w południowej części zlewni i na stokach w części środkowej.
Położone powyżej piętro alpejskie dochodzi do wysokości 2200 m n.p.m. Powyżej znajduje się piętro subniwalne zajmujące stosunkowo duże obszary zlewni,
które schodzi w miejscach zacienionych o północnej ekspozycji nawet poniżej
2000 m n.p.m.
Dolina Białki poddana jest silnej antropopresji, szczególnie w polskiej zachodniej części. Powoduje ją popularność turystyczna Morskiego Oka, Rysów i Doliny
Pięciu Stawów Polskich. Masowemu ruchowi turystycznemu sprzyja wygodny
dojazd i duży parking na Palenicy Białczańskiej. Ponadto jest to główny obszar
uprawiania taternictwa w Polsce. Występuje tu gęsta sieć szlaków turystycznych,
kilka schronisk i obiektów gastronomicznych.
Oprócz Białki szczegółowymi badaniami objęto zlewnię Roztoki i Rybiego
Potoku; dodatkowo scharakteryzowano zlewnię Waksmundzkiego Potoku, który
w porze letniej wysychał (potok okresowy), przez co nie uwzględniono go przy
opracowywaniu sezonowych zmian cech fizykochemicznych wód.
Zlewnia Rybiego Potoku o powierzchni 10,59 km2 i wysokim średnim spadku
33,3° (tab. 2.1) sięga głównej grani Tatr pomiędzy Szpiglasowym Wierchem
a Rysami. W całości zbudowana jest ze skał trzonu krystalicznego, przy czym
znaczne obszary zajmują czwartorzędowe utwory morenowe (Bac-Moszaszwili i in.
1979). W górnych partiach doliny występują dwa duże kotły polodowcowe: Czarnego Stawu i Doliny Za Mnichem, opadające stromymi progami do szerokiego,
głęboko wciętego żłobu lodowcowego (Klimaszewski 1988). W południowej części
doliny, w rynnie wyciętej w jej dnie, znajduje się największe tatrzańskie jezioro –
54
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni
Morskie Oko (Ziemońska 1974). Żłób Doliny Rybiego Potoku – w stosunku do
żłobów Doliny Roztoki i Waksmundzkiej – jest szerszy; powstał prawdopodobnie
z przekształcenia preglacjalnej doliny płaskodennej (Klimaszewski 1996). W północnej części doliny opada on blisko 200-metrowym progiem do głównej Doliny
Białki. Rybi Potok rozcina próg, nie tworząc jednak wodospadów.
Wśród czterech pięter fizycznogeograficznych
występujących w omawianej zlewni zwraca uwagę
stosunkowo duży udział piętra leśnego, zajmującego
prawie całe dno doliny i znaczne części jej zboczy;
wiąże się to z najwyższym w polskich Tatrach położeniem górnej granicy lasu (1670 m n.p.m.) na ograniczającym zlewnię od wschodu grzbiecie Żabiego.
Warto też zauważyć duży udział piętra subniwalnego,
które w tej dolinie zajmuje największą przestrzeń
w całych polskich Tatrach – formacje skalne zajmują
38% zlewni (ryc. 2.22).
Według D. Małeckiej (1993) zlewnia Rybiego
Potoku ma wysoki moduł odpływu podziemnego
w Tatrach Wysokich, który przy stanach niżówko- Rycina 2.22. Pokrycie terewych wynosi 10–15 L · s-1 · km-2, a przy najgłębszych nu zlewni Rybiego Potoku
niżówkach jest nieco niższy: 9,9 L · s-1 · km-2.
Zlewnia Roztoki o powierzchni 13,42 km2 i wysokim średnim spadku 32,3°
(tab. 2.1) sięga głównej grani Tatr na odcinku pomiędzy Świnicą a Szpiglasowym
Wierchem. W całości wycięta jest w skałach trzonu krystalicznego (Passendorfer
1983). Pod względem morfologicznym cechuje się wyraźną dwudzielnością. Jej
górna, południowo-zachodnia część, zwana Doliną Pięciu Stawów Polskich, stanowi rozległy cyrk lodowcowy, powstały z szeregu dolin preglacjalnych (Klimaszewski 1988). Dno cyrku wyścielają utwory morenowe. Występuje tu wiele rynien
i mis lodowcowych, wypełnionych wodami jezior wysokogórskich. Cyrk opada
wysokim, około 300-metrowym progiem do wąskiego, głęboko wciętego żłobu
Doliny Roztoki, ponad którym zaznaczają się wysoko zawieszone wyloty dolin –
Buczynowej i Świstówki Roztockiej. Drugi, niższy próg (~150 m) oddziela dno
Doliny Roztoki od dna Doliny Białki. Odwadniający dolinę potok Roztoka tworzy
na obu progach wodospady: Siklawę (na progu górnym) oraz Wodogrzmoty Mickiewicza (na progu dolnym). W omawianej zlewni, podobnie jak w całej zlewni
Białki, występują wszystkie cztery tatrzańskie piętra fizycznogeograficzne, od
leśnego po subniwalne. Charakterystyczne jest znaczne obniżenie górnej granicy
lasu, wywołane zarówno czynnikami klimatycznymi, jak i edaficznymi (Balon
1995). Formacje skalne zajmują największą powierzchnię (40%) wśród wszystkich
badanych zlewni (ryc. 2.23). Według D. Małeckiej (1993) jest to zlewnia odwad55
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego
niająca granitoidowy trzon krystaliczny o wysokim module odpływu podziemnego, wynoszącym
przy stanach niżówkowych 10–15 L·s-1·km-2, a przy
najgłębszych niżówkach jest najwyższy w całych
Tatrach Wysokich i wynosi 10 L·s-1·km-2.
Zlewnia Waksmundzkiego Potoku obejmuje
północno-zachodnią część Doliny Białki i stanowi
jej zachodnie ograniczenie. Kulminacją zlewni jest
Wielka Koszysta (2193 m n.p.m.). Zbudowana jest
ona w większości z granitoidów trzonu krystalicznego, a w dolnej północnej części doliny ze skał
osadowych serii wierchowych i reglowych (BacRycina 2.23. Pokrycie terenu
zlewni Roztoki
Moszaszwili i in. 1979). Górny i środkowy odcinek
doliny o przebiegu z południowego-zachodu na
północny-wschód nawiązuje do uskoku tektonicznego (Grochocka-Piotrowska 1970). Dolny odcinek,
biegnący z zachodu na wschód, ma charakter subsekwentny i jest wypreparowany w mniej odpornych
warstwach osadowych (Passendorfer 1983). Przekształcenie lodowcowe doliny – jak na Tatry Wysokie – jest niewielkie. Znajdują się tu trzy schodowo
ułożone nieprzegłębione kotły lodowcowe (Zadnia,
Pośrednia i Wielka Równica) przechodzące w niegłęboki, szeroki żłób lodowcowy, nad którym zawieszona jest boczna dolina Świstówki Waksmundzkiej (Klimaszewski 1988). Ujściowy odcinek doliny
jest rozległym stożkiem glacifluwialnym, w którym
Rycina 2.24. Pokrycie tere- w czasie niżówek zanikają wody Waksmundzkiego
nu zlewni Waksmundzkiego Potoku. Odpływ podziemny zlewni cechuje się
najniższą wartością w Tatrach Wysokich – wynosi
Potoku
0–2 L · s-1 · km-2 (Małecka 1993). W Dolinie Waksmundzkiej, podobnie jak w całej zlewni Białki, występują wszystkie piętra
fizycznogeograficzne, od leśnego po subniwalne, ale zasięg tego ostatniego jest
ograniczony do okolic wierzchowiny grzbietu Wielkiej Koszystej (ryc. 2.24).
W odróżnieniu od dwóch poprzednich zlewni nie ma tu stawów.
56
3. Metody badań cech
fizykochemicznych wód
Obieg geochemiczny jonów w środowisku przyrodniczym jest nierozerwalnie
związany z obiegiem wody, który jest szczególnie dynamiczny w obszarach charakteryzujących się rzeźbą wysokogórską.
Zasadniczy cel badań został ukierunkowany na określenie relacji czasowoprzestrzennych cech fizykochemicznych wód w odniesieniu do głównych czynników je kształtujących. Badania przeprowadzono na obszarze Tatr w obrębie T P N,
który charakteryzuje się silnie zróżnicowaną budową tektoniczno-geologiczną
i rzeźbą wysokogórską.
Przeprowadzone badania objęły dwie podstawowe składowe obiegu wody w środowisku przyrodniczym: wody powierzchniowe (potoki) i wody podziemne (źródła, młaki). W pracy zastosowano standardowe w naukach przyrodniczych metody
badań: terenowe, laboratoryjne i kameralne.
3.1. Terenowe metody badań sezonowej zmienności wód potoków
i źródeł
Potoki. W celu identyfikacji czynników kształtujących sezonową zmienność
składu chemicznego wód od czerwca 2007 do grudnia 2009 roku, systematycznie
co miesiąc, pobierano próbki wody z 23 potoków, w tym w roku hydrologicznym
2008/2009 próbki pobierano częściej – dwa razy w miesiącu (tab. 3.1, ryc. 3.1).
Zdecydowana większość objętych badaniami zlewni należy obecnie do tzw. zlewni
58
Dolina Małej Łąki
Mł – Małołącki
Dolina Strążyska
S – Strążyski
Dolina Białego
Bł – Biały
Dolina Bystrej
Bs – Bystra
Dolina Olczyska
O – Olczyski
Dolina Suchej Wody
SW – Sucha Woda
Dolina Filipka
P – Przyporniak
Ł – Łężny
F – Filipczański
Dolina Białki
Bk_Ry – Rybi
Bk_Ro – Roztoka
Bk – Białka
Bv – Biela voda (T A N A P)
Rycina 3.1. Punkty poboru wody w badaniu sezonowej zmienności składu chemicznego wód na tle budowy geologiczno-tektonicznej
Dolina Chochołowska
Ch_WCh – Wyżni Chochołowski
Ch_J – Jarząbczy
Ch_S – Starorobociański
Ch_WK – Wielkie Koryciska
Ch – Chochołowski
Lejowa
L – Lejowy
Dolina Kościeliska
K_P – Pyszniański
K_D – Dolinczański
K_T – Tomanowy
K_M – Miętusi
K – Kościeliski
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
3.1. Terenowe metody badań sezonowej zmienności wód potoków i źródeł
Tabela 3.1. Punkty poboru próbek wody z potoków w cyklu sezonowym
Lp. 1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
10.
11.
12.
13.
14.
15.
16.
17.
18.
19.
20.
21.
22.
23.
Dolina
Chochołowska
Lejowa
Kościeliska
Małej Łąki
Strążyska
Białego
Bystrej
Olczyska
Suchej Wody
Filipka
Białki
Potok
Skrót
nazwy
Wyżni Chochołowski
Jarząbczy
Starorobociański
Wielkie Koryciska
Chochołowski
Lejowy
Pyszniański
Dolinczański
Tomanowy
Miętusi
Kościeliski
Małołącki
Strążyski
Biały
Bystra
Olczyski
Sucha Woda
Przyporniak
Łężny
Filipczański
Rybi
Roztoka
Białka
Ch_WCh
Ch_J
Ch_S
Ch_WK
Ch
L
K_P
K_D
K_T
K_M
K
Mł
S
Bł
Bs
O
SW
P
Ł
F
Bk_Ry
Bk_Ro
Bk
Uwagi (miejsca poboru wód i in.)
założono łaty wodowskazowe
łata wodowskazowa T P N
założono łatę wodowskazową
na granicy z T P N, łaty wodowskazowe T P N
założono łaty wodowskazowe
łata wodowskazowa T P N
na granicy z T P N, posterunek I M G W
na granicy z T P N, reper
leśniczówka T P N, posterunek I M G W
na granicy z T P N, reper
Kuźnice, przed mostem, stacja P K L Kuźnice, reper
przy moście wzdłuż drogi Oswalda Balzera,
założono łaty wodowskazowe i repery
leśniczówka „Na Wancie”, reper
Wodogrzmoty Mickiewicza, reper
ganica państwa, posterunek I M G W Łysa Polona
niekontrolowanych. Do sieci pomiarowej I M G W należą jedynie trzy potoki:
Kościeliski, Strążyski i Białka (Pociask-Karteczka i in. 2010a). W celu zmierzenia
stanu wody w potokach zamontowano łaty wodowskazowe lub punkty odniesienia (tzw. repery). Natężenie przepływu podczas charakterystycznych stanów wód
mierzono w zależności od jego wielkości różnymi metodami (młynkową, pływakową, przelewów cechowanych, wolumetryczną). Cenne informacje dotyczące
stanów wody uzyskano z bazy monitoringu hydrologicznego realizowanego przez
T P N (Pęksa 2010). Monitoring ten jest realizowany z różnym krokiem czasowym
i obejmuje kilkadziesiąt potoków, stawów i wywierzysk.
W terenie z reguły mierzono stan wody oraz wybrane cechy fizykochemiczne:
temperaturę, przewodność (E C 25oC) i odczyn (pH) miernikami: odpowiednio
W T W Multi 350i, Elmetron C P C401 oraz C X401. Przyjęta temperatura odniesienia dla pomiarów przewodności wynosiła 25°C. W części krystalicznej Tatr, ze
względu na bardzo niską przewodność, używano czujników konduktometrycznych o niskiej wartości stałej k i elektrody do pomiaru pH w wodach o niskiej
mineralizacji (tab. 3.2).
59
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
Tabela 3.2. Parametry stosowanych mierników
Elektrody pH
Czujniki
konduktometryczne
Typ czujnika/elektrody
Zakres pomiarowy, stała naczyńka
[k] /zakres pH
CFT-201, Hydromet
0,1–200 µS · cm-1; 0,1 ± 0,02 cm-1
CD-201, Hydromet
0,1–200 µS · cm-1; 0,1 ± 0,02 cm-1
CD-2, Hydromet
1 µS · cm-1–100 mS · cm-1; 0,5 ± 0,1 cm-1
LR-325/01
0,001–200 µS · cm-1; 0,1 ± 0,002 cm-1
Zastosowanie
Miernik
teren,
standardowe
Elmetron
CPC 401,
CX 401
teren, niska mineralizacja wód
WTW Multi 350i
ERH-11, Hydromet
standardowe
ERH-11S, Hydromet
teren, niska mineralizacja wód
Elmetron
CPC 401,
CX 401
teren,
standardowe
Elmetron,
WTW Multi 350i
teren, zima, niska
mineralizacja wód
WTW Multi 350i
Sentix 62, WTW
Polyplast Pro,
Hamilton
0–14
Przy ujemnej temperaturze powietrza w terenie mierzono E C 25oC i temperaturę wody; pH mierzono tylko w czasie odwilży. Z 43 serii pomiarowych zebrano
989 próbek wody.
Źródła. Sezonową zmienność składu chemicznego wód podziemnych badano
w pięciu źródłach o niewielkich wydajnościach, reprezentujących płytki, przypowierzchniowy poziom wód podziemnych (tab. 3.3). Trzy źródła były położone
w części osadowej w Tatrach Zachodnich, dwa – w części krystalicznej w Tatrach
Wysokich. W czasie badań, synchronicznie z poborem wód z potoków, zebrano
211 próbek wody.
Tabela 3.3. Punkty poboru próbek wód źródlanych w cyklu sezonowym
Lp.
60
Skrót
1.
Źr.-1. Ch_WK
2.
Źr.-2. Ch_WK
3.
Źr.-3. K_ PK
4.
Źr.-4. Bk_Ry
5.
Źr.-5. Bk_Ro
Położenie
Dolina Chochołowska, zlewnia Wielkich Korycisk, podstokowe, Wielkie Koryciska kilka metrów nad ciekiem, drenuje pokrywy zwietrzelinowe, triasowe szare
dolomity i wapienie bulaste (Ta)
Dolina Chochołowska zlewnia Wielkich Korycisk, stokowe, Wielkie Koryciska
kilkanaście metrów nad ciekiem, drenuje pokrywy zwietrzelinowe, triasowe
szare dolomity i wapienie bulaste (Ta)
zlewnia Kościeliskiego Potoku, podstokowe, drenuje eoceńsko-oligoceńskie
wapienie organiczne i organodetrytyczne z dużymi otwornicami (Pwo) stoku
Pod Kopką, ujęcie wód do celów bytowo-gospodarczych
Dolina Białki, zlewnia Rybiego Potoku, przykorytowe, lewy brzeg Rybiego
Potoku, w odległości 20 metrów od wodowskazu „Na Wancie”, drenuje granitoidowe utwory morenowe
Dolina Białki, zlewnia Roztoki, podstokowe, kilka metrów od cieku odwadniającego Siwarny Żleb położony w obrębie zlewni Roztoki, kilkanaście metrów
w górę cieku od mostu, drenuje granitoidowe pokrywy zwietrzelinowe
3.1. Terenowe metody badań sezonowej zmienności wód potoków i źródeł
Warunki meteorologiczne odgrywają ważną rolę w kształtowaniu cech fizykochemicznych wód powierzchniowych (potoków) i podziemnych (źródeł). W celu
przedstawienia warunków hydrologiczno-meteorologicznych występujących
w czasie badań na tle ich wieloletniej zmienności w Tatrach opracowano rycinę 3.2.
Przedstawiono na niej wybrane elementy meteorologiczne i hydrologiczne, takie
jak: średnie natężenie przepływu Kościeliskiego Potoku (ryc. 3.2.A), dobowe sumy
opadów na Kasprowym Wierchu (ryc. 3.2.B), roczne sumy opadów na Kasprowym
Wierchu i w Zakopanem (ryc. 3.2.C), średnie miesięczne temperatury powietrza
na Kasprowym Wiechu i w Zakopanem (ryc. 3.2.D), średnie miesięczne sumy
opadów na Kasprowym Wierchu, Hali Gąsienicowej i w Zakopanem (ryc. 3.2.E)
oraz średni miesięczny przepływ dla Kościeliskiego Potoku (ryc. 3.2.F). Na dwóch
rycinach, 3.2.A i F, zamieszczono terminy poboru wód zarówno w czasie badań
sezonowych, jak i w czasie kartowania źródeł. Najwyższa suma dobowa opadu
na Kasprowym Wierchu wyniosła 115 mm (ryc. 3.2.B) i była o połowę niższa od
wartości maksymalnej 232 mm w czerwcu 1973 roku. W latach 1966–2006 średnia
roczna suma opadów w Zakopanem wynosiła 1117,6 mm, a na Kasprowym Wierchu 1797,7 mm (Żmudzka 2010) i była zbliżona do wartości z okresu badawczego
(ryc. 3.2.C). Przepływ Kościeliskiego Potoku był zgodnie z oczekiwaniem wysoki
w czasie wytapiania pokrywy śnieżnej na wiosnę, ale najwyższy wystąpił w lecie
i był związany z obfitymi opadami (ryc. 3.2. A i B). Średnia temperatura powietrza była o około 1oC wyższa niż w wieloleciu 1956–2000 (ryc. 3.2.D) (Bokwa i in.
[b.d.w.]). Sumy opadów rocznych w trakcie badań na tle wielolecia 1956–2000
(ryc. 3.2.D) były podobne. W wieloleciu 1961–2009 Kościeliski Potok charakteryzował się prostym reżimem przepływów, z niskimi wartościami w okresie
jesienno-zimowym i wysokimi na wiosnę i latem (ryc. 3.2.F). Kulminacja związana jest z roztopami (maj) i ulega przedłużeniu w wyniku obfitych opadów letnich (Baścik, Chełmicki 2006). J. Pociask-Karteczka i in. (2010a), na podstawie
badania wartości średnich miesięcznych przepływów (1,70 m3 · s 1) Kościeliskiego
Potoku w latach 1971–2006 zwrócili uwagę na zaskakującą – największą – zmienność (Cv) Kościeliskiego Potoku w porównaniu z innymi potokami tatrzańskimi,
mimo że jest to zlewnia w dużej mierze zbudowana z utworów węglanowych
i powinna się cechować mniejszą zmiennością. W czasie badań najwyższy przepływ Kościeliski Potok miał w okresie letnim; był on związany z intensywnymi
opadami występującymi późnym latem – w sierpniu (ryc. 3.2.A i B). Średni przepływ roczny w czasie badań był nieznacznie wyższy (1,96 m3 · s 1) od średniej wieloletniej 1971–2006 (1,70 m3 · s 1), można więc uznać, że warunki hydrologiczne
w okresie badawczym były zbliżone do średnich. Potwierdzają to również wartości średniego miesięcznego przepływu Kościeliskiego Potoku w czasie badań
(2007–2009) na tle wartości charakterystycznych S N Q i S S Q (ryc.3.2.F) w czterdziestoleciu 1961–2000.
61
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
A.
B.
C.
D.
E.
62
3.1. Terenowe metody badań sezonowej zmienności wód potoków i źródeł
F.
Rycina 3.2. Charakterystyki wybranych elementów hydrologicznych i meteorologicznych: A. dobowy przepływ Kościeliskiego Potoku; B. dobowa suma opadów na Kasprowym Wierchu; C. roczna suma opadów; D. warunki termiczne Zakopanego i Kasprowego
Wierchu; E. średnie miesięczne sumy opadów; F. średnie przepływy Kościeliskiego Potoku
Źródło: * I M G W; ** www.ogimet.com/index.phtml.en (6.04.2011); *** Bokwa i in. (b.d.w.);
**** Baścik, Chełmicki 2006; PB MNiSW N 30508132/2824 we współpracy z TP N.
Przedstawione na rycinie 3.2.F terminy kartowania źródeł wyraźnie wskazują,
że przepływ Kościeliskiego Potoku na tle czterdziestoletnich charakterystycznych przepływów S N Q i S S Q był niski. Do interpretacji hydrochemicznej źródeł
wybrano wyniki badań z kartowań przeprowadzonych w czasie, gdy nawodnienie masywu Tatr było najniższe, o czym świadczy niski przepływ Kościeliskiego
Potoku (~1 m3 · s 1). Warto zauważyć, że niskie nawodnienie masywu górskiego,
uwidaczniające się niskimi wartościami wydajności źródeł, jest odpowiednim
czasem do badania wpływu uwarunkowań geologicznych na wartości cech fizykochemicznych wód. Generalnie można zauważyć, że im dłuższy okres bezopadowy
i związana z nim niższa wydajność źródeł, tym wartości cech fizykochemicznych
wód lepiej oddają obraz uwarunkowań litologiczno-geologicznych drenowanego
obszaru.
63
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
3.2. Terenowe metody badań zróżnicowania przestrzennego
wód źródlanych
Obszary górskie charakteryzuje bogactwo wypływów wód podziemnych. Są one
szczególnie cenne w parkach narodowych, ponieważ z zasady nie wykonuje
się wierceń o charakterze geologicznym, które zarówno pozwoliłyby rozpoznać
budowę geologiczną, jak i mogły służyć do określenia parametrów hydrogeologicznych. Źródła to naturalne odsłonięcia wód podziemnych. Według P. Jokiela
(2007) specyfika umiejscowienia źródła w cyklu obiegu wody sprawia, że pełni
ono rolę swoistego łącznika między podziemnym i powierzchniowym ogniwem
krążenia wody, przy czym samym swym istnieniem dowodzi bardziej jedności
obu tych ogniw niż ich odrębności. Uzyskanie wiarygodnych materiałów hydrochemicznych z obszaru wysokogórskiego, jakim są Tatry, nie należy do zadań
łatwych, niemniej jednak jest zadaniem wykonalnym. Autor założył, że wynik
będzie właściwy wtedy, gdy wody zostaną zebrane w krótkim czasie, w podobnych
warunkach nawodnienia masywu tatrzańskiego, najlepiej podczas występowania
niskich stanów wody (sierpień–październik). Realna trudność wynika z nieprzewidywalności wystąpienia niekorzystnych warunków meteorologicznych, szczególnie opadów atmosferycznych, które znacząco komplikują późniejsze interpretacje hydrochemiczne. Jest to zasadnicza różnica w podejściu do zagadnienia
badania zróżnicowania przestrzennego składu chemicznego wód tatrzańskich –
dotychczasowe badania prowadzone były w zdecydowanie dłuższym czasie, przy
różnym nawodnieniu masywu górskiego (Oleksynowa, Komornicki 1956, 1957a, b,
1958, 1960, 1961, 1964, 1989a, b, 1990; Oleksynowa 1970; Małecka 1989a).
W celu zbadania zróżnicowania składu chemicznego wód źródlanych zastosowano metodę kartowania hydrochemicznego. Aby wzmocnić wartość interpretacyjną wyników, dwukrotnie skartowano obiekty hydrologiczne w T P N. Badania
podzielono na dwa etapy: wstępny i główny.
Etap wstępny polegał na przygotowaniu roboczych map hydrochemicznych
T P N w skali co najmniej 1 : 10 000. Mapy te zostały wykonane na podstawie:
–mapy hydrochemicznej w skali 1 : 50 000 (Oleksynowa, Komornicki 1985),
zamieszczonej w Atlasie Tatrzańskiego Parku Narodowego (1985);
–map, schematów i tabel zawierających cenne opisy hydrologiczne (źródeł, cieków, stawów) i hydrochemiczne tych samych autorów, którzy w dziesięciu artykułach udokumentowali przeprowadzone w latach 50. i 60. XX wieku szczegółowe badania hydrochemiczne wód T P N (Oleksynowa, Komornicki 1956,
1957a, b, 1958, 1960, 1961, 1964, 1989a, b, 1990). Przykład opisu źródła numer
291 wykonany przez K. Oleksynową i T. Komornickiego (1960) w Dolinie Chochołowskiej: „ 18. VIII. Ź[ródło] prawe górnego „wachlarza” prawego ramienia
drugich „wideł” spod moreny; 1490 m; czołowa (?) morena kryst.; 0,25 [L · s-1]”;
64
3.2. Terenowe metody badań zróżnicowania przestrzennego wód źródlanych
–map hydrograficznych w sakli 1 : 50 000 T P N wraz z komentarzami (Wit, Ziemońska 1960a, b, c; Wit-Jóźwik 1970, 1974; Wit-Jóźwik, Ziemońska 1985; Baścik,
Chełmicki 2006; Pociask-Karteczka, Żelazny 2006);
–innych materiałów (np. prac magisterskich dostępnych w T P N w Ośrodku
Dokumentacji Tatrzańskiej im. Zofii i Witolda Paryskich oraz prac doktorskich,
magisterskich i licencjackich dostępnych archiwach), w tym map topograficznych w skali 1 : 10 000, 1 : 50 000, hydrogeologicznych (Małecka i in. 2002a, b).
Etap główny polegał na kartowaniu hydrochemicznym i pomiarze cech fizykochemicznych wody: pH, przewodności, temperatury wody, wydajności źródła (niekiedy szacowana, szczególnie najmniejszych wypływów), a następnie wypełnieniu raptularza źródła. W przypadku wywierzysk notowano stan wody, a natężenia
przepływu mierzono w późniejszym terminie dla podobnego stanu wody ± 2 cm.
W czasie pomiarów terenowych ze szczególną uwagą wybierano miejsce wypływu
wód podziemnych, ponieważ w strefach silnie stektonizowanych lub na granicy
różnych utworów geologicznych nawet w jednej niszy źródliskowej występują
wody o różnym składzie chemicznym.
Według D. Małeckiej i M. Matyjasika (1989) w rozpoznaniu regionalnym
warunków hydrogeologicznych masywu Tatr szczególnie użytecznym parametrem wstępnego rozpoznania cech fizykochemicznych wód jest ich opór właściwy.
W czasie badań pojawiał się niekiedy problem związany z wyborem miejsca,
z którego należało pobrać próbę wody do analizy chemicznej. W przypadku gdy
wypływ wody podziemnej był punktowy, skoncentrowany, właściwie nie było
większych wątpliwości. Jeśli jednak występowało kilka źródeł w jednej niszy źródliskowej, lub też obok źródła / źródeł znajdowały się wycieki, niekiedy młaki,
a czasami wykapy, powstawało pytanie: które z nich najlepiej odzwierciedla
lokalne środowisko hydrochemiczne ? Można zastosować różne kryteria wyboru
miejsca, a nawet punktu, z którego należy pobrać próbę wody, np. typ wypływu
(źródło, wyciek, młaka, wykap), jego wydajność, temperaturę lub przewodność
wody. Podczas kartowania z reguły mierzono wymienione parametry wody, ale
ostatecznym kryterium była jej przewodność. Wtedy to pojawiły się kolejne wątpliwości i pytanie: jaka musi być minimalna różnica, aby pobierać dodatkową
próbę wody ? Według S. Witczaka i A. Adamczyka (1995) przy pomiarze przewodności wody błąd generowany automatyczną kompensacją temperatury może
wynosić do 5%, ponieważ przyjmuje się stały współczynnik α, który w rzeczywistości zależy od składu chemicznego wody. Także sondy temperatury są zwykle
gorzej wycechowane niż sondy konduktometryczne, a to z kolei generuje błąd
o wartości około 1°C. Pomiar można uznać za prawidłowy wtedy, kiedy dwa
kolejne pomiary nie różnią się o więcej niż 2% od średniej z poprzednich pomiarów. W czasie kartowania dodatkową próbkę wody pobierano wówczas, gdy różnica wartości przewodności w wodach była nie mniejsza niż 10%.
65
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
W skrajnych przypadkach, zwykle w strefie kontaktu serii wierchowej z trzonem krystalicznym Tatr, nawet w odległości kilkudziesięciu metrów lub na przestrzeni kilku arów w jednej niszy źródliskowej występowały wypływy wód
podziemnych różniące się o dziesiątki, a w wyjątkowych miejscach o ponad
100 µS · cm 1. W takich niezwykle interesujących pod względem hydrochemicznym miejscach nie było wątpliwości, iż należy pobrać dodatkowo jedną lub kilka
próbek wody do analizy chemicznej. W czasie kartowania pobierano po 0,5 L
wody do jednorazowych, polietylenowych butelek w taki sposób, by pobrana
woda była klarowna. W czasie pierwszego kartowania skorygowano rozmieszczenie wypływów wód podziemnych.
Aby w krótkim czasie zebrać próbki wody, T P N został przez autora podzielony
na kilkanaście obszarów nawiązujących do głównych zlewni tatrzańskich. Każdy
z nich był badany przez doświadczonego koordynatora, osoby współkoordynujące (doktorantów) oraz – w zależności od powierzchni i prawdopodobnej liczby
obiektów wodnych – osoby wspomagające (ryc. 3.3). Z wielkim zaangażowaniem uczestniczyli w pracach terenowych studenci (magistranci i licencjaci) oraz
wolontariusze.
Każdego roku (2007, 2008 i 2009) kartowanie rozpoczynano w sierpniu i prowadzono w taki sposób, aby uzyskać po dwie próbki wody z każdego obiektu
hydrologicznego (jedna próbka wody w czasie jednego sezonu). Ze szczególnie
interesujących obiektów (np. tzw. źródeł siarczanowych) w celu potwierdzenia
spostrzeżeń pobrano wody po raz trzeci, a badania kontynuowano w ramach prowadzonych prac magisterskich lub licencjackich. W czasie tylko jednego kartowania pobrano próbki wody z 1505 obiektów 1 (w tym 487 cieków 2). W dalszej części
opracowania interpretacji podlegają próbki wody pobrane ze źródeł (n=789), młak
(n=83) i źródlisk (n=146) w liczbie 1018, które są nazywane źródłami (ryc. 3.4).
Na potrzeby opracowania przez źródlisko należy rozumieć obszar źródłowy wraz
z wypływem, do którego w czasie kartowania ze względów technicznych nie
można było dotrzeć i pobrać próbki bezpośrednio z miejsca wypływu wody podziemnej.
Określenie wpływu budowy geologicznej na skład chemiczny źródeł wykonano
poprzez przyporządkowanie każdemu z 1018 źródeł prawdopodobnego obszaru
alimentacji. Uznawszy, że mapy geologiczne w skali 1 :10 000 są zbyt szczegółowe,
a w większych skalach nazbyt zgeneralizowane, zdecydowano, że do analizy zostanie wykorzystana Mapa geologiczna Tatr Polskich w skali 1 : 30 000 (Bac-Moszaszwili
W czasie projektu zebrano podczas kartowań około 3500 próbek wód ze źródeł, cieków
i stawów.
2
Interpretacja profili hydrochemicznych przeprowadzona od źródeł wzdłuż potoków
wraz z przyrostem powierzchni zlewni jest przedmiotem odrębnego opracowania.
1
66
3.2. Terenowe metody badań zróżnicowania przestrzennego wód źródlanych
A.
B.
Rycina 3.3. Podział T P N na obszary uwzględnione w kartowaniu hydrochemicznym
wód (A); koordynatorzy i współkoordynatorzy badań (B)
67
Rycina 3.4. Lokalizacja skartowanych źródeł i cieków
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
68
3.2. Terenowe metody badań zróżnicowania przestrzennego wód źródlanych
i in. 1979). Niekiedy tylko korzystano z Map geologicznych Tatr Polskich w skali
1:10 000 (np. Guzik K., Guzik St. 1958; Guzik K. 1959; Michalik, Guzik K. 1959).
Ze względu na uwarunkowania geologiczno-tektoniczne analizę cech fizykochemicznych 1018 wód źródlanych przeprowadzono w odniesieniu do dwóch
zasadniczych części obszaru T P N:
– trzonu krystalicznego (T K) – 489 źródeł,
– części osadowej (Cz O) – 529 źródeł.
Następnie źródła występujące w części osadowej podzielono na te, które drenują
różne utwory litologiczno-stratygraficzne występujące (od południa) w obrębie:
– serii wierchowych (S W) – 117,
– serii reglowych (S R) – 348,
– utworu paleogenu Podhala (P P) – 64.
Warto zauważyć, że na Mapie geologicznej Tatr Polskich w skali 1 : 30 000 (BacMoszaszwili i in. 1979) znajduje się kilkadziesiąt wydzieleń utworów litologicznostratygraficznych (dalej nazywane w skrócie litologią). Powstaje pytanie, w jaki
sposób skomplikowane uwarunkowania litologiczne wpływają na zróżnicowanie
przestrzenne wartości cech fizykochemicznych wód płytkiego krążenia reprezentowanego przez źródła.
Aby określić ten wpływ, każdemu ze źródeł przyporządkowano prawdopodobny
obszar alimentacji, przypisując mu odpowiedni utwór litologiczny, z którego zbudowany jest dany fragment stoku. W tym celu Mapa geologiczna Tatr Polskich
w skali 1 : 30 000 (Bac-Moszaszwili i in. 1979) została nałożona na numeryczny
model terenu T P N; następnie korzystano z raptularza źródła, gdzie na podstawie
kartowania zawarte były szczegółowe informacje dotyczące położenia źródła na
stoku. Po wstępnym przyporządkowaniu źródeł zrezygnowano z przypisania stratygraficznego, ograniczając charakterystykę obszaru alimentacji źródła tylko do
litologii. W ten sposób zredukowano liczbę wydzielonych na mapie utworów litologicznych z kilkudziesięciu do kilkunastu (ryc. 3.5). W interpretacji nie uwzględniono innych kryteriów, m.in. pokrycia terenu, parametrów morfometrycznych,
uwarunkowań geomorfologicznych i zróżnicowania pokrywy glebowej.
W ten sposób wyodrębniono 16 grup źródeł (tab. 3.4); 15 grupom przypisano
utwór litologiczny prawdopodobnego obszaru alimentacji, a jednej grupie źródeł
pod nazwą pozostałe nie przypisano żadnego utworu litologicznego. Do grupy tej
zaliczono za Z. Pazdro (1964) bardzo wydajne źródła (III lub IV klasa wydajności),
m.in. wywierzyska cechujące się bardziej skomplikowanymi strefami zasilania,
a także inne wycieki w obrębie utworów morenowych i w korytach. Wody źródlane w części osadowej charakteryzują się bardziej skomplikowanymi strefami
zasilania, co związane jest z występowaniem krasu w utworach węglanowych (np.
Wrzosek 1933; Głazek 1962, 1964; Głazek, Wójcik 1963; Dąbrowski 1964; Głazek
i in. 1979; Głazek 1995; Małecka 1985b; Głazek, Grodzicki 1996; Barczyk 2008).
69
Trzon krystaliczny n = 487*
Część osadowa
n = 531
70
Część
wapienie dolomityczne, wapienie, dolomity (Tal –
regiel dolny), żółte dolomity, czarne wapienie
i łupki oraz brekcje (Tk – regiel dolny), żółte dolomity, czarne wapienie oraz łupki i brekcje (tzw.
dolomity komórkowe) Tk – seria wierchowa),
ciemne wapienie (miejscami robaczkowe) oraz
dolomity (Tal – seria wierchowa), szare dolomity
i wapienie bulaste (Ta – regiel górny)
granitoidy Goryczkowej
alaskity, mylonity
dolomity /
wapienie
Tatry Zachodnie. Wschodnia część Doliny Bystrej, Doliny Goryczkowa
i Kasprowa.
granitoidy
Goryczkowej
Tatry Wysokie. Sporadycznie wschodnie stoki Filipczańskiego Wierchu.
Tatry Zachodnie. Strefa od Kopy Królowej w Dolinie Jaworzynki; od Dolin:
Bystrej do Małołąckiej w kierunku Kościeliskiej (północne stoki Upłaziańskiej
Kopki), Mały oraz Wielki Opalony Wierch, w kierunku Bobrowca – Dolina Głębowca. Południowe stoki w strefie kontaktu (Tal – Tk) od Bobrowca – Dolina
Bobrowiecka poprzez Kominiarski Wierch (Dolina Iwaniacka i Iwanowska)
oraz południowe stoki Żar od Doliny Tomanowej. Południowe i północne
stoki od Furkaski do Krytej Czuby (Dolina Kryta i Wielkie Koryciska).
55
Tatry Zachodnie. Przygrzbietowe źródła położone w górnej części Doliny
Chochołowskiej w strefie kontaktu alaskitów z mylonitami, Rakoń – Długi
Upłaz – Łuczniańska Przełęcz, przygrzbietowa strefa biegnąca od Trzydniowiańskiego Wierchu – Czubika do Kończystego Wierchu oraz kilka źródeł
w Dolinie Kościeliskiej na południe od Bystrego Karbu (stoki Błyszcza).
alaskity /
mylonity
235
25
162
gnejsy, łupki
metamorficzne – gnejsy, łupki
Tatry Zachodnie. Dolina Chochołowska: w Dolinie Starorobociańskiej
i Jarząbczej w strefie utworów morenowych oraz w żlebach: Litworowym,
Dolinczańskim, w środkowej części Doliny Trzydniowiańskiej oraz w Dolinie
Kościeliskiej (kilka, np. w Dolinie Pyszniańskiej).
Liczba
źródeł
n
245*
Główne obszary występowania źródeł
n = 1018
Tatry Wysokie. Doliny: Rybiego Potoku, Roztoki z Doliną Pięciu Stawów
Polskich, Waksmundzka, górna część Doliny Suchej Wody Gąsienicowej
granitoidy
Skrót
granitoidy wraz z głównymi strefami pegmatytów aplitów
Warstwa wodonośna, prawdopodobny obszar
alimentacji źródła (w nawiasach
podana stratygrafia, niekiedy tektonika)
Tabela 3.4. Podział źródeł ze względu na uwarunkowania litologiczne zinterpretowane na podstawie Mapy geologicznej Tatr Polskich
w skali 1 : 30 000 (Bac-Moszaszwili i in. 1979)
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
Część osadowa
n = 531
Część
wapienie /
piaskowce / łupki
łupki i zielonawe piaskowce oraz wapienie organodetrytyczne (Jh), ciemne wapienie organodetrytyczne z wkładkami czarnych łupków (Tr)
flisz podhalański
zlepieńce
dolomitowe
łupki ilaste (Pł), łupki ilaste i piaskowce (Płp)
zlepieńce (Pz), piaskowce dolomitowe (Pp),
eocen numulitowy
wapienie popielate, ciemne margle z rogowcami
(JK), szare i różowe wapienie, margle z wkładka- margle / wapienie
mi piaskowców (Kac)
piaskowce
kwarcytyczne
wapienie
wapienie organiczne, organodetrytyczne z dużymi otwornicami (Pwo), wapienie plamiste, ciemne, rogowce (Jab) we wschodniej części Tatr,
czerwone wapienie bulaste, zielone i czerwone
radiolaryty (Jbk), wapienie plamiste, jasne (Jdt –
wschodnia część Tatr), piaskowce i jasne kwarcyty
(Js), łupki i zielonawe piaskowce oraz wapienie
organodetrytyczne (Jh)
czerwone piaskowce kwarcytyczne oraz łupki
(Ts)
Skrót
Warstwa wodonośna, prawdopodobny obszar
alimentacji źródła (w nawiasach
podana stratygrafia, niekiedy tektonika)
Tatry Wysokie. Dolina Złotego Potoku – niewielki fragment (2 źródła).
Tatry Zachodnie. Stoki o ekspozycji południowej Przedniej Kopki, Hrubego
i Małego Regla.
Flisz Podhalański. Na północ od eoceńskich wapieni numulitowych. Kilka
źródeł znajduje się poza granicą TPN (np. Siwa Polana, Polana Biały Potok)
Tatry Wysokie. Dolina Filipka, Północne stoki Gęsiej Szyi ( zlewnia Złotego
Potoku).
Tatry Zachodnie. Dolina Chochołowska, fragment stoków Furkaski od strony Doliny Długiej, Dolina Kryta, północne stoki Klinowej Czuby; Dolina Kościeliska: Pośrednia Kopka Wściekły Żleb, zachodnie stoki Kończystej Turni.
Północne stoki Kominiarskiego Wierchu w obrębie Dolin: Chochołowskiej,
Lejowej i Kościeliskiej.
Tatry Wysokie. Stoki o ekspozycji północnej Żółtej Turni i Małej Koszystej.
Tatry Zachodnie. Dolina Chochołowska i Kościeliska. Strefa od północnych
stoków Trzydniowiańskiego Wierchu przez Doliny Iwaniacką i Iwanowską do
Tomanowej. Dolina Bystrej – Dolina Stare Szałasiska.
Tatry Zachodnie. Głównie stoki w Dolinie Olczyskiej oraz Bystrej od
Wielkiego i Małego Kopieńca w kierunku Nosalowej Przełęczy, Nieboraka
do szczytu Wysokie. Także w silnie stektonizowanych częściach Dolin:
Strążyskiej, Spadowca, Długiej, Lejowej i Kościeliskiej.
Tatry Wysokie. Zlewnia Filipczańskiego Potoku w części od Suchego Wierchu Waksmundzkiego – Ostrego Wierchu oraz Zadniej, Średniej, Przedniej
Sołtysiej Kopy, a także stoki żlebu Skalnite w Dolinie Suchej Wody.
Tatry Zachodnie. Stoki o ekspozycji północnej, zbudowane z utworów eocenu numulitowego od polany Molkówka – Przednia Kopka, Hrubego i Małego
Regla w kierunku Doliny Olczyskiej (Jaszczurówka). Dolina Lejowa w okolicy
Polany Jaworzyna Lejowa.
Główne obszary występowania źródeł
n = 1018
20
25
40
44
45
54
Liczba
źródeł
n
3.2. Terenowe metody badań zróżnicowania przestrzennego wód źródlanych
71
72
Skrót
dolomity /
piaskowce / zlepieńce
dolomity
uskok ? / dolomity /
łupki
czarne wapienie / łupki /
uskok ?
pozostałe
Warstwa wodonośna, prawdopodobny obszar
alimentacji źródła (w nawiasach
podana stratygrafia, niekiedy tektonika)
czerwone piaskowce, zlepieńce i łupki oraz dolomity, kajper karpacki (Tkj), strefa silnie stektonizowana, ciemne wapienie organodetrytyczne
z wkładkami czarnych łupków (Tr).
jasnożółtawe, masywne dolomity (Tl),
ciemnoszare dolomity pływowe (Tn)
czerwone piaskowce, zlepieńce i łupki oraz dolomity, kajper karpacki (Tkj), ciemne wapienie
organodetrytyczne z wkładkami czarnych łupków
(Tr); stektonizowana część serii reglowej dolnej,
prawdopodobnie źródła drenują skały kajpru karpackiego i inne.
jak powyżej, oraz: czarne wapienie, wapienie plamiste, spongiolity (Jlk), czerwone wapienie bulaste i krynoidowe oraz jasne wapienie krynoidowe
i spongiolity (Jt), czerwone wapienie bulaste, zielone i czerwone radiolaryty (Jbk), łupki i zielonawe piaskowce oraz wapienie organodetrytyczne
(Jh) i inne.
różne skały związane z krążeniem wody systemami wywierzyskowymi (głębsze krążenie) i źródła
>10–15 L · s-1; także kilka źródeł i wycieków wśród
utworów morenowych.
7
23
Tatry Zachodnie. Dolina Chochołowska, na północ od wymienionej powyżej
Dolin: Długiej – Huciańskiej ; np na stoku Klinowej Czuby.
Tatry. Doliny: Chochołowska, Kościeliska, Bystra, Sucha Woda, Olczyska,
Filpka, Waksmundzka, źródła i wycieki w utworach morenowych, na północ
od występowania skał trzonu krystalicznego. Także źródła znajdujące się
w korytach (np. wzdłuż koryta Suchej Wody).
8
13
Tatry Zachodnie. Północna część Doliny Chochołowskiej: Małe Koryciska,
Wielka Sucha Dolina i Mała Sucha Dolina, Koziniecki Żleb. Także w Dolinie
Lejowej – stoki Cisowej Turni (np. Macicki Żleb).
Tatry Zachodnie. Dolina Chochołowska, wzdłuż Doliny Huciańskiej i Długiej,
(północne stoki: Wierch Spalenisko, Spalona Czuba); dodatkowo wydzielona grupa źródeł ze względu na wysokie stężenie siarczanów
17
Liczba
źródeł
n
Tatry Zachodnie i Wysokie. Wąskie stektonizowaane strefy wzdłuż wychodni kajpru karpackiego, rozproszone, Doliny: Chochołowska, Strążyska,
Bystrej, Filipka i Białka.
Główne obszary występowania źródeł
n = 1018
* Dwa źródła w strefie kontaktu serii wierchowych z trzonem krystalicznym Tatr zostały przyporządkowane do grupy „pozostałe” – dotyczy to
obliczeń w niniejszym rozdziale związanych z uwarunkowaniami litologicznymi.
Część osadowa
n = 531
Część
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
Rycina 3.5. Lokalizacja źródeł ze względu na uwarunkowania litologiczne (zgodnie z tab. 3.4)
3.2. Terenowe metody badań zróżnicowania przestrzennego wód źródlanych
73
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
Na obszarze trzonu krystalicznego w Tatrach Wysokich najliczniejszą grupą są
źródła drenujące granitoidy (245) łącznie z głównymi strefami pegmatytów i aplitów, a najmniej liczną – źródła w granitoidach Goryczkowej w zlewni Bystrej
w Tatrach Zachodnich. W części osadowej najwięcej źródeł (235) drenuje różnego rodzaju utwory triasowe: wapienie dolomityczne, wapienie i dolomity (Tal –
regiel dolny); żółte dolomity, czarne wapienie i łupki oraz brekcje (Tk – regiel
dolny); żółte dolomity, czarne wapienie oraz łupki i brekcje, tzw. dolomity komórkowe, (Tk – seria wierchowa); ciemne wapienie – miejscami robaczkowe oraz
dolomity (Tal – seria wierchowa); szare dolomity i wapienie bulaste (Ta – regiel
górny) opisane skrótem dolomity/wapienie.
3.3. Metody laboratoryjne
Analizy składu chemicznego wód zostały wykonane w Laboratorium Hydrochemicznym Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej U J. Pomiary cech fizykochemicznych wód potoków i źródeł były wykonywane zarówno w terenie, jak
i w laboratorium. W laboratorium ponownie mierzono pH i E C 25oC wszystkich
wód miernikiem W T W Multi 350i lub Elmetron C X-721.
Skład chemiczny wód oznaczono metodą chromatografii jonowej. Przygotowanie wody do analizy chromatograficznej polega na przesączeniu jej przez filtr
strzykawkowy z membraną P T F E o średnicy porów 0,45 μm i ewentualnym rozcieńczeniu wodą dejonizowaną. Jeśli przypuszczano, że w wodzie, np. z młaki,
mogą znajdować się związki organiczne przeszkadzające w oznaczeniu składu
chemicznego, dodatkowo przesączano ją przez kolumny wypełnione usuwającym
interferenty absorbentem Dionex OnGuard II PdR lub OnGuard II P.
Analizę składu chemicznego wód wykonano systemem chromatograficznym
D I O N E X I C S-2000, który składa się z modułu kationowego i anionowego
połączonych z autosamplerem AS-40, działającym pod kontrolą oprogramowania Chromeleon 6.70 (tab. 3.5). System chromatograficzny w takiej konfiguracji
umożliwia jednoczesny rozdział i oznaczenie w wodzie 14 jonów w zakresie:
– jonów głównych: wapń (Ca 2+), magnez (Mg 2+), sód (Na +), potas (K +), wodoro–
–
–
węglany (H C O 3), siarczany (S O 24 ), chlorki (Cl );
–
–związków biogennych – mineralnych form azotu: azotany (N O 3), azotyny
–
–
+
(N O 2), jon amonu (N H 4) oraz fosforany (P O 43 );
–
–
– mikroelementów: lit (Li +), fluorki ( F ) i bromki (Br ).
Przykładowe chromatogramy zarejestrowane dla roztworów wzorcowych
umieszczono na rycinie 3.6. Kalibrację systemu chromatograficznego przeprowadzano metodą serii wzorców, poddając analizie wzorce syntetyczne sporządzone z certyfikowanych wzorców wieloskładnikowych firmy Dionex (Dionex Six
74
3.3. Metody laboratoryjne
Tabela 3.5. Parametry systemu chromatograficznego
Moduł anionowy
Parametr
do 25 XI 2008
od 25 XI 2008
Moduł kationowy
Przedkolumna
AG18 (4mm)
AG18 (2mm)
CG16 (5mm)
Kolumna analityczna
AS18(4mm)
AS18 (2mm)
CS16 (5mm)
Supresor
ASRS ULTRA II (4mm)
ASRS 300 (2mm)
Źródło eluentu – generator
EGC II – KOH
Pułapka jonowa
CR-ATC
Rodzaj eluentu
KOH
Rodzaj elucji i stężenie [mmol · dm ]
CR-CTC
MSA
gradient od 22 do 36
-3
Szybkość przepływu [cm min ]
3·
CSRS 300 (4mm)
zasobnik zewnętrzny
lub EGC II – MSA
1,00
-1
Objętość nastrzyku [µL]
25
Natężenie prądu supresora [mA]
89
Temperatura kolumny [°C]
Temperatura celi [°C]
Rodzaj detekcji
46
0,30
1,00
10
25
27
145
30
40
35
40
konduktometryczna z tłumieniem
A.
B.
Rycina 3.6. Przykładowe chromatogramy : A. anionowy; B. kationowy, nr próbki wody
Rybi 435, odczyn 5,33 pH i przewodność 7,73 µS · cm 1 (w nawiasach podano stężenie jonów
+
w mg · L 1), obliczony błąd względny analizy x po uwzględnieniu kationów H wynosi -3,8%
Cation-II Standard oraz Dionex Seven Anion Standard II) przez ich odpowiednie
rozcieńczenie wodą dejonizowaną (tab. 3.6). W przypadku wzorców anionowych
–
wprowadzono dodatkowo H C O 3 z odrębnego wzorca. Zastosowana metoda oferuje niskie wartości limitów detekcji (LD) jonów (tab. 3.7). Jest to metoda szczegółowo opisana przez R. Michalskiego (2007, 2008), a sposób wykonania oznaczeń
omówiony został w polskich normach PN–EN ISO 14911: 2002 oraz PN–EN ISO
10304–1: 2009.
75
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
Tabela 3.6. Przybliżone stężenia jonów we wzorcach
Kationy
+
Nazwa wzorca
+
4
+
Li Na K +
NH Mg 2+
Ca 2+
-1
[mg L ]
·
Six Cation II Standard
50
K 1:1000
K 1:500
K 1:250
K 1:100
K 1:50
K 1:25
K 1:10
200
0,05
0,1
0,2
0,5
1,0
2,0
5,0
250
0,2
0,4
0,8
2,0
4,0
8,0
20,0
500
0,25
0,5
1,0
2,5
5,0
10,0
25,0
250
0,5
1,0
2,0
5,0
10,0
20,0
50,0
500
0,25
0,5
1,0
2,5
5,0
10,0
25,0
0,5
1,0
2,0
5,0
10,0
20,0
50,0
Aniony
Nazwa wzorca
–
F –
Cl –
NO 2
–
–
Br NO 3
PO 43–
SO 42–
–
HCO 3
[mg L-1]
·
Seven Anion
–
Standard II, dodano HCO 3
A 1:1000
A 1:500
A 1:250
A 1:100
A 1:50
A 1:25
A 1:16,7
A 1:12,5
A 1:10
20
0,02
0,04
0,08
0,2
0,4
0,8
1,2
1,6
2,0
100
0,1
0,2
0,4
1,0
2,0
4,0
6,0
8,0
10,0
100
0,1
0,2
0,4
1,0
2,0
4,0
6,0
8,0
10,0
100
0,1
0,2
0,4
1,0
2,0
4,0
6,0
8,0
10,0
100
0,1
0,2
0,4
1,0
2,0
4,0
6,0
8,0
10,0
200
0,2
0,4
0,8
2,0
4,0
8,0
12,0
16,0
20,0
100
0,1
0,2
0,4
1,0
2,0
4,0
6,0
8,0
10,0
500
0,5
1,0
2,0
5,0
10,0
20,0
30,0
40,0
50,0
Zastosowanie elucji gradientowej podczas oznaczania anionów znacząco skróciło czas retencji jonów fosforanowych, przyspieszając tym samym dwukrotnie
czas analizy chromatograficznej próbki i podwajając wydajność systemu. W praktyce pozwalało to wykonywać na bieżąco analizy chemiczne. Wydajność systemu
chromatograficznego wynosi około 72 próbek wody na dobę.
Dokładność uzyskanych wyników oszacowano na podstawie określenia odzysku analitu (tab. 3.8) i analizy certyfikowanych materiałów odniesienia. Poddano
analizie chromatograficznej materiały referencyjne: wody opadowej o niskim pH
(A Es-02 [nr partii 901]) oraz wody rzecznej (Trois-94 [nr partii 306]). Dokładność oznaczenia kationów metali została dodatkowo sprawdzona na podstawie
analizy porównawczej metodą I C P – M S. Na podstawie analizy średnich wartości
odzysku jonów, które były bliskie 100% (tab. 3.8), można przypuszczać, że zastosowana metoda pozwoli oznaczyć wody w szerokim zakresie stężeń. W przypadku gdy stężenie jonów było poniżej limitu detekcji, wpisano do bazy danych
76
3.3. Metody laboratoryjne
Tabela 3.7. Limity detekcji [LD] jonów
Kation
Ca 2+
2+
Mg +
K +
4
NH LD
[μg L-1]
·
5,0
5,0
Anion
–
HCO 3
2–
4
–
SO 5,0
NO 3
5,0
–
NO 2
–
LD
[μg L-1]
Tabela 3.8. Średnie wartości odzysku jonów
Kation
·
25,0
10,0
2,5
Ca 2+
2+
Odzysk
[%]
99,61
Anion
–
HCO 3
2–
4
–
Odzysk
[%]
102,1
Mg 101,66
SO 102,3
K +
101,10
NO 3
97,4
101,13
–
101,2
+
4
2,5
NH +
NO 2
–
Li 5,0
Cl 2,5
Li 101,51
Cl 100,6
Na +
10,0
F –
1,0
Na +
101,35
F –
101,0
+
–
Br PO 43–
5,0
10,0
–
Br 97,4
PO 43–
99,7
chemicznych i następnie użyto do obliczeń hydrochemicznych wartość równą
50% limitu detekcji. Podobne założenie przyjęli B. Arheimer i in. (1996), A. Astel
i in. (2003); niekiedy w obliczeniach używana jest wartość poziomu detekcji
(Pionke i in. 1996).
W opracowaniu przyjęto, że odczyn, przewodność, mineralizacja, twardość ogólna, temperatura i skład chemiczny wody w zakresie oznaczonych 14 jonów będą
nazywane cechami fizykochemicznymi wody lub niekiedy w skrócie cechami bądź
zmiennymi. Z kolei przez strukturę składu chemicznego wody należy rozumieć
udział jonów wyrażony w procentach miligramorównoważnikowych (% mval · L 1).
W obliczeniu udziału danego jonu w strukturze składu chemicznego wody
uwzględniono 14 oznaczonych jonów oraz stężenie H + obliczone na podstawie
odczynu wody. Odczyn pH wyraża ujemny logarytm aktywności jonów wodorowych (H +) wyrażony w molach: –log10H + = pH, tak więc stężenie jonów wodorowych w molach (H +) obliczono z wartości odczynu (pH), H += 10–pH (Macioszczyk,
Dobrzyński 2007).
Skład chemiczny wód zweryfikowano zgodnie z postulatem zawartym w większości podręczników o tematyce hydrochemicznej metodą bilansu jonów, obliczając
błąd względny analizy x zgodnie z podanym w normie PN–89 C–04638/02 wzorem:
Σ rK – Σ rA
x=
· 100%
Σ rK + Σ rA
[1]
gdzie:
x – błąd względny analizy [%],
∑ rK – suma kationów obliczona w bilansie jonowym wody [mval∙ L-1],
∑ rA – suma anionów obliczona w bilansie jonowym wody [mval∙ L-1].
Ponownie przeanalizowano próbki wody, dla których błąd względny analizy
przekraczał wartości dopuszczalne (tab. 3.9). Według R. G. Semkin i in. (1994)
77
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
Tabela 3.9. Dopuszczalny błąd względny analizy x w zależności od sumy jonów
w wodzie (PN–C–04638/02)
[mval L-1]
Dopuszczalny błąd
względny x [±%]
>15
2
·
5–15
2–5
3–5
5–10
Tabela 3.10. Podział wód ze względu na
odczyn (Pazdro 1964)
Zakres
pH < 5
5<pH<7
pH=7
Woda
kwaśna
słabo kwaśna
obojętna
7<pH<9
słabo zasadowa
9<pH<14
zasadowa
Tabela 3.11. Podział wód ze względu na
klasy twardości ogólnej wody (Pazdro,
Kozerski 1990)
[mval L-1]
Woda
·
Bardzo miękka
<1,5
Miękka
1,5–3,0
Średnio twarda
3,0–6,0
Twarda
6,0–10,0
Bardzo twarda
>10,0
Tabela 3.12. Podział wód ze względu na
mineralizację (Pazdro, Kozerski 1990)
[mg L-1]
Woda
·
≤ 100
Ultrasłodka
Słodka
100< M ≤ 500
Akratopeg
500< M ≤ 1000
Mineralna
> 1000
skład chemiczny wody w przypadku,
gdy bilans anionów i kationów waha
się ±10%, należy uznać za niepewny.
Autorzy dopuszczają jednak większą
niepewność, gdy wody są bardzo rozcieńczone, np. opadowe. Należy zauważyć, że wody tatrzańskie mają bardzo
niskie stężenie jonów: 56,1% z 1018 źródeł ma sumę jonów < 3 mval∙ L-1, wyliczony błąd względny analiz x zmieniał się w zakresie od –5,2% do 5,5%.
Należy zauważyć, że średnia wartość
dopuszczalnego błędu analizy będzie
miarodajna wtedy, kiedy w liczniku
wprowadzimy moduł. Tak obliczony
średni błąd względny wynosił 2,28%,
a wartość jego mediany 2,14%. Uzyskany zakres zmian dopuszczalnego
błędu względnego pomimo bardzo
niskich stężeń oznaczanych jonów
jest bardzo niski, co pozwala uznać
zastosowaną metodę za poprawną do
oznaczania składu chemicznego wód
naturalnych o niezwykle niskim stężeniu jonów.
Pod względem hydrochemicznym
cechy fizykochemiczne wody klasyfikowano według: odczynu, twardości
ogólnej oraz mineralizacji (tab. 3.10,
3.11 i 3.12) zgodnie z często stosowanymi w Polsce podziałami zaproponowanymi przez Z. Pazdro (1964) i Z. Pazdro i B. Kozerskiego (1990).
W pracy wyliczono trzy rodzaje
twarości: ogólną, węglanową i niewęglanową (Pazdro 1964; Hermanowicz
1984; Macioszczyk 1987). Twardość
ogólną obliczono jako sumę stężenia
rCa 2+ i rMg 2+, twardość niewęglanową
obliczono jako różnicę pomiędzy twar-
Errata:
78
w książce wydanej drukiem w główce tabeli 3.12 w drugiej kolumnie została błędnie
podana jednostka: jest [mval · L-1], powinno być, tak jak w obecnej wesji [mg · L-1]
3.3. Metody laboratoryjne
–
dością ogólną i stężeniem rH C O 3, a za twardość węglanową przyjęto stęże–
nie rH C O 3. S. Witczak i A. Adamczyk (1995) rozpatrują dwa rodzaje twardości
występujące w typowych wodach naturalnych. W przypadku twardości nazwanej wodą B, w której twardość ogólna jest równa twardości węglanowej, twardość
niewęglanowa równa się zero. W opracowaniu w przypadku występowania wody
o większej wartości twardości węglanowej niż twardości ogólnej wpisywano do
bazy danych hydrochemicznych wartość zero.
Za mineralizację wody (T D S – total dissolved solids) zwykle przyjmuje się sumę
stężeń wszystkich mineralnych składników w niej zawartych wyrażonych w mg · L 1
(Słownik ... 2002). W niniejszym opracowaniu za wartość mineralizacji (M) przyjęto
sumę oznaczonych jonów, a wody dzielono na grupy według postulatu Z. Pazdro,
B. Kozerskiego (1990) dla ogólnej mineralizacji. W drugiej połowie XX wieku
często za miarę mineralizacji wykorzystywano suchą pozostałość, czyli ilość substancji pozostałych po odparowaniu wody i wysuszeniu do stałej masy. Postulowano suszenie do stałej masy w temperaturze 105°C (PN–78 C–04541; np. Pazdro,
Kozerski 1990), niekiedy 150°C (Pazdro 1964) lub 180°C, Oleksynowa, Komornicki
(1956, 1957a, b, 1958, 1960, 1961, 1964, 1989a, b, 1990), Dynowski, Gołdyn (1973),
Krzemień (1990, 1991) i Żelazny i in. (2009). W interpretacji materiałów histo–
rycznych należy pamiętać o poprawce na H C O 3 , wynoszącej 0,492 (Macioszczyk
[red.] 2006), trzeba również zwrócić uwagę na fakt stosowania różnych temperatur suszenia, gdyż jest to źródłem częstych nieporozumień (Witczak, Adamczyk
1995). Bardzo popularnym wskaźnikiem określającym mineralizację wody, stosowanym przez geomorfologów i hydrologów, jest przewodność właściwa (Pulina
1974; Dynowska, Tlałka 1978; Janiec 1980, 1982; Mazurek 2000, 2010). Obliczenie mineralizacji na podstawie przewodności jest nazwane metodą konduktometryczą. Jej prekursorem był Doroszewski vel Dorochowski (za: Janiec 1997),
a szczegółowo przetestowana została przez B. Jańca (1980, 1982, 1997) na tysiącach
prób wody pochodzących z utworów węglanowych Roztocza i Wyżyny Lubelskiej.
Opracowane przez B. Jańca (1997) sposoby (formuły) obliczenia mineralizacji
całkowitej obarczone są niskim błędem ±3% (poza nielicznymi wyjątkami) i spełnione w zakresie 100–980 µS · cm 1 dla wód węglanowych, w których dominuje
para jonowa HCO3–Ca. Należy jednak zauważyć, że zakres stosowalności formuł,
które badał B. Janiec (1997), rozpoczyna się od około 50 µS · cm 1, natomiast wody
tatrzańskie w części krystalicznej mają niewątpliwie niższe wartości. K. Krzemień
(1990) badał zagadnienie stosowania metody konduktometrycznej w potokach
odwadniających obszary o bardzo zróżnicowanej budowie geologicznej i cechujących się dużą sezonową zmiennością oraz bardzo niską mineralizacją. Badania
te przeprowadził w zlewniach cząstkowych w Dolinie Chochołowskiej w Tatrach
Zachodnich. Na podstawie związku przewodności i koncentracji materiału rozpuszczonego opracował równanie regresji i wykazał, że średnia różnica koncentra79
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
cji materiału rozpuszczonego wynosi 1,5% i waha się w zakresie ± 8,8%. K. Krzemień
(1990) skonkludował, że metoda konduktometryczna – jako szybka i tania –
może być stosowana w obszarze o skomplikowanej budowie geologicznej tylko po
uprzednim określeniu siły skorelowania i jest użyteczna do badania koncentracji
materiału rozpuszczonego w Tatrach i Beskidach. Odnośnie wartości przewodności należy zauważyć, że stosowane są różne temperatury odniesienia (10–25°C), co
wymaga znacznej ostrożności przy interpretowaniu danych z literatury przedmiotu.
Pod względem hydrochemicznym wody podzielono zgodnie z klasyfikacją
Szczukariewa–Prikłońskiego (za: Macioszczyk 1987), która wykorzystuje założenie, że o charakterze chemicznym wód naturalnych decydują jony występujące
w ilości nie mniejszej niż 20% mval · L 1 w odniesieniu do sumy anionów lub sumy
kationów. Jest ona więc w teorii oparta na udziale i stosunkach ilościowych sze–
–
–
ściu głównych jonów: Ca 2+, Mg 2+, Na +, H C O 3, S O 24 oraz Cl , które tworzą kombinacje 49 klas wód. W odniesieniu do wód poddanych presji antropogenicznej
sugerowano, ze względu na coraz silniejsze przeobrażenie składu chemicznego
pod wpływem człowieka, że należy rozszerzyć ilość interpretowanych składników
o azotany i potas. W przypadku 8 jonów liczba kombinacji w klasyfikacji wzrosłaby do 225 oraz do 4 stref (Małecki 1992, 1993).
W opracowaniu typ hydrochemiczny obliczono, uwzględniając 15 jonów
–
–
–
–
–
–
–
–
(Ca 2+, Mg 2+, Na +, K +, H C O 3, S O 24 , Cl , N O 3, N O 2, N H 4+, P O 43 , Li +, F , Br , H+).
Przyjęto zasadę, że pierwszy człon nazwy typu hydrochemicznego jest przypisany
anionom, a drugi kationom. W obrębie anionów i kationów nie uwzględniono
kolejności jonów w odniesieniu do ich udziału procentowego (% mval · L 1). Tak
więc typ hydrochemiczny wody, np. wodorowęglanowo-wapniowo-magnezowy,
zapisano w skrócie jako HCO3–Ca–Mg, który według klasyfikacji Szczukariewa–
Prikłońskiego stanowi klasę nr 18, mimo że czasami struktura składu chemicznego wody wskazywała na większy udział magnezu niż wapnia (% mval · L 1), co
można by zapisać jako HCO3–Mg–Ca. Warto zauważyć, że założenie udziału 20%
mval · L 1 jonów w strukturze typów hydrochemicznych wód tatrzańskich jest niekiedy spełniane także przez inne jony. W takim przypadku zostały one zapisane
w skrótowej nazwie typu hydrochemicznego w kwadratowym nawiasie.
W odniesieniu do wód podziemnych w polskiej literaturze najczęściej wybierana jest klasyfikacja Szczukariewa–Prikłońskiego, czego wyrazem są artykuły dotyczące zagadnień hydrochemicznych i hydrogeochemicznych, wydawane od wielu
lat w ramach organizowanych konferencji tematycznych, takich jak Chemizm wód
opadowych, powierzchniowych i podziemnych w Łodzi, czy też przez lokalne ośrodki
geologiczne, np. Współczesne zagadnienia hydrogeologii. W najnowszym wydaniu
Hydrogeologii Regionalnej Polski. Tom I. Wody Słodkie pod redakcją B. Paczyńskiego
i A. Sadurskiego (2007), w części dotyczącej charakterystyki hydrochemicznej wód
zwykle posługiwano się tą właśnie klasyfikacją.
80
3.4. Metody statystyczne, wizualizacja danych
3.4. Metody statystyczne, wizualizacja danych
W celu scharakteryzowania jednej lub wielu zmiennych fizykochemicznych oraz
identyfikacji czynników kształtujących ich czasowo-przestrzenną zmienność
użyto powszechnie stosowanych w hydrochemii statystyk (wskaźników liczbowych). W opracowaniu wykorzystano miary położenia, zmienności i asymetrii
(Stanisz 1998, 2000; Dobosz 2001; Koronacki, Mielniczuk 2001, Luszniewicz,
Słaby 2001; Węglarczyk 2010). Spośród miar położenia najczęściej w opracowaniu używane są: mediana (Me), średnia arytmetyczna (x–), minimum (min), maksimum (max) oraz kwantyle (kwartyle: Q25% i Q75%; decyle: D10% i D90%). W celu
określenia zmienności cech diagnostycznych użyto miar dyspersji (rozproszenia),
takich jak: rozstęp, rozstęp międzykwartylowy (I Q R, interquartile range), współczynnik zmienności (Cv) zdefiniowany jako iloraz odchylenia standardowego
i średniej wyrażony w procentach. Skomplikowana budowa geologiczna uwidacznia się ekstremalnie dużymi różnicami stężeń i często asymetrycznym rozkładem
wartości cech i dlatego częściej do interpretacji rozproszenia używano kwartylowego współczynnika zmienności (Ψ), który wyraża procentowy iloraz odchylenia kwartylowego i mediany [IQR / (2Me)]. Wstępna analiza statystyczna cech
diagnostycznych została przeprowadzona przy pomocy wykresów pudełkowych
(np. Aczel 2000; Stanisz 1998).
Według A. Macioszczyk (1976, 1990, 1987), dysponując odpowiednio liczną
populacją danych empirycznych pochodzących z jednolitego obszaru, można
uzyskać geometryczny obraz rozkładu populacji ze względu na badaną cechę
diagnostyczną poprzez przedstawienie uporządkowanego szeregu rozdzielczego
w postaci histogramu, diagramu lub diagramu kumulacyjnego (rozkładów empirycznych). Podczas badania diagramów rozkładu cech fizykochemicznych przy
występowaniu rozkładów jednomodalnych można wyróżnić cztery podstawowe
typy, które służą do dalszej interpretacji hydrochemicznej w zakresie np. genezy
jonów czy też ustalenia tła i anomalii hydrochemicznych. Zaleca się, aby szerokość przedziałów była tak dobrana, by histogram był wizualnie czytelny i w zwartej części wykresu miał 6–12 klas. Przedziały powinny mieć jednakową szerokość,
skalę logarytmiczną stosowaną w wyjątkowych przypadkach, w wartościach granicznych należałoby uwzględnić wartości normatywne. Szerokość przedziałów
powinna uwzględniać również dokładność oznaczeń. W literaturze statystycznej
można spotkać się z zaleceniem, aby w przedziale klasowym liczba elementów nie
była mniejsza od 5 do 10 (Węglarczyk 2010). Spełnienie tych wszystkich postulatów nie jest w praktyce możliwe, co można było zauważyć szczególnie w trakcie
intensywnej dyskusji prowadzonej w latach 80. i 90. XX wieku, dotyczącej metodyki wyznaczania zakresu, tła i anomalii hydrochemicznych, podczas której przytaczano argumenty zarówno natury matematyczno-statystycznej, jak i ograniczeń
81
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
wynikających z posiadanych materiałów hydrochemicznych (Macioszczyk 1976,
1987, 1990; Liszkowska 1989a, b; Roszak 1988).
Według S. Węglarczyka (2010), budując histogram (empiryczną funkcję gęstości), którego kształt zależy od arbitralnie przyjętego przedziału klasowego, nie
uzyskujemy jasnego poglądu co do liczby występujących mód. Ponadto, jak wykazali S. Węglarczyk, M. Kulig (2001) w publikacji O wyższości nieparametrycznego
estymatora funkcji gęstości nad histogramem, histogram mimo swojej prostoty jest
strukturą bardzo czułą zarówno ze względu na wybór liczby przedziałów klasowych, jak i wybór punktu początkowego, co może prowadzić do błędnych wniosków dotyczących poszukiwanego rozkładu i jego pewnych charakterystyk, np.
maksimum. S. Węglarczyk (1998) przedstawił alternatywny sposób bezpośredniej
(nieparametrycznej) estymacji nieznanej funkcji gęstości na podstawie informacji zawartej w próbie losowej (danych empirycznych). Metoda ta daje wygładzony
histogram (tj. empiryczną funkcję gęstości), a wielkość wygładzenia zależy od
zadanego współczynnika gładkości h. Wartość h jest krytyczna dla metody, gdyż
jeśli h jest zbyt małe empiryczna funkcja gęstości ukazuje zbyt dużo szczegółów,
a jeśli h jest zbyt duże zbyt wiele szczegółów jest ukrytych. Spośród wielu metod
znajdowania optymalnej wartości h S. Węglarczyk (1998, 2010) oraz S. Węglarczyk, M. Kulig (2001) podają prostą regułę Silvermana (1986):
h = 1,06 σ
[2]
√n
gdzie:
h – współczynnik gładkości,
σ – odchylenie standardowe z próby,
n – liczebność próby.
Ten sposób wstępnej analizy danych – przy użyciu nieparametrycznej estymacji funkcji gęstości – jest bardziej obiektywny, ponieważ metoda nie jest czuła na
szerokość przedziału oraz na wybór punktu początkowego, a maksimum funkcji
gęstości jest precyzyjniej zlokalizowane.
Autor w opracowaniu, w celu identyfikacji rozkładu prawdopodobieństwa
zastosował tę metodę do określenia kształtu rozkładu prawdopodobieństwa badanych cech 1018 źródeł tatrzańskich. Dwu-, trój- lub wielomodalność rozkładu
sugeruje istnienie wielu subpopulacji badanej cechy.
Podany przykład ilustruje sposób badania empirycznej funkcji gęstości stężenia Mg 2+ w źródłach. Badania realizowano kolejno w czterech etapach. W pierwszej kolejności utworzono dla całej populacji (tj. 1018 źródeł) empiryczną funkcję
gęstości prawdopodobieństwa (dalej w skrócie nazywaną funkcją gęstości) stężenia logarytmu Mg 2+ z wartościami logarytmu stężenia zaznaczonymi na osi x
(ryc. 3.7). Wstępnie można wyrazić opinię, iż stężenie Mg 2+ (logarytm) ma rozkład asymetryczny z ujemną skośnością, którą A. Macioszczyk (1976, 1987) nazywa
82
3.4. Metody statystyczne, wizualizacja danych
typem III; jest on jest słabo poznany,
zwykle powstaje w wyniku mieszania
kilku populacji. Kształt funkcji jest
wyraźnie dwumodalny, co sugeruje istnienie co najmniej dwóch subpopulacji.
Naturalny wydaje się podział na
źródła drenujące trzon krystaliczny
i część osadową (ryc. 3.8). W wydzielonych dwóch subpopulacjach źródeł widoczna jest ujemna asymetria
2+ w przypadku źróstężenia logMg deł występujących w części osadowej,
natomiast w źródłach występujących
w trzonie krystalicznym pojawia się
przesłanka, że jest to rozkład dwumodalny, z niewielką dodatnią asymetrią.
Bardziej rozproszone stężenie logMg 2+
występuje w trzonie krystalicznym,
o czym świadczy wartość rozstępu
(oś x). W celu ułatwienia interpretacji
wszystkie wydzielone indywidualne
obrazy funkcji gęstości logMg 2+ (trzon
krystaliczny [T K] lub część osadowa
[Cz O]) posłużyły do skonstruowania jednego zbiorczego wykresu, w tle
którego jest wykres dla całej populacji
(ogólnie); takie zestawienie ułatwia
wykrycie ewentualnej wielomodalności. Widać, że obraz gęstości funkcji
dla stężeń logMg 2+ wszystkich źródeł
(ujemna skośność) ma odmienny charakter niż dla źródeł w trzonie krystalicznym (dodatnia skośność). Ta cecha
2+ dla całej populacji
stężenia logMg źródeł była „maskowana” poprzez
Rycina 3.7. Empiryczna funkcja gęstości
+
logarytmu stężenia Mg 2 w wodach źródeł
+
(z zaznaczonymi wartościami logMg 2 na
osi x)
Rycina 3.8. Empiryczne funkcje gęsto+
ści logarytmu stężenia Mg 2 w części
osadowej (Cz O) i trzonie krystalicznym
(T K) na tle wszystkich źródeł
83
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
nałożenie się stężeń logMg 2+ z dwóch
różnych subpopulacji. Dodatkowo pojawia się przesłanka, że prawdopodobnie
występuje trzecia moda w całej populacji, a może ich być jeszcze więcej!
Na trzecim etapie, źródła w części
osadowej podzielono na występujące
w utworach serii wierchowych (S W),
reglowych (S R) oraz paleogenie Podhala (P P). Łatwo zauważyć, że subpo2+ źródeł drepulacje stężenia logMg nujących utwory S R i P P są bardzo
do siebie podobne i prawdopodobnie
mają dodatkowe subpopulacje, w kierunku ujemnej skośności, charakteryzujące się niższymi stężeniami logMg 2+
(ryc. 3.9). Stężenie logMg 2+ w źródłach
drenujących S W jest niższe, a funkcja
gęstości bardziej symetryczna.
Na ostatnim etapie badania funkcji
gęstości stężenia logMg 2+ ze względu
na uwarunkowania litologiczne wykonano analogiczne obliczenia dla 16 grup
źródeł opisanych w tabeli 3.4 i przedstawionych na rycinie 3.10. Warto zauważyć,
że o ile na poprzednich etapach obliczeń
liczba źródeł była relatywnie duża (najmniejsze n = 64 dla PP), to w nawiązaniu do budowy geologicznej pojawiają
się grupy o małej liczbie źródeł (np.
n = 7; czarne wapienie / łupki / uskok?).
W praktyce nie byłoby możliwe skonstruowanie żadnego obrazu gęstości
Rycina 3.9. Empiryczne funkcje gęstości
+
funkcji
przy pomocy popularnego
logarytmu stężenia Mg 2 w części osadohistogramu. Oczywiście można założyć,
wej podzielonej na trzy grupy źródeł (S W,
S R, P P) na tle wszystkich źródeł
że stężenie logMg 2+ w rozpatrywanych
grupach źródeł ma rozkład normalny
lub lognormalny i obliczyć stosowne statystyki. W ocenie autora takie założenie
odnośnie do źródeł drenujących stoki o tak skomplikowanej budowie geologicznej w obszarze wysokogórskim Tatr, jest jednak zbyt daleko idącym uproszcze84
3.4. Metody statystyczne, wizualizacja danych
+
Rycina 3.10. Empiryczne funkcje gęstości logarytmu stężenia logMg 2 w wodach źródeł
ze względu na uwarunkowania litologiczne
85
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
niem. Należy zatem analizować empiryczne funkcje gęstości prawdopodobieństwa stężenia logMg2+ na każdym poziomie grupowania wód źródeł. Stężenie
logMg 2+ w większości z 16 grup źródeł uwidacznia występowanie generalnie
symetrycznych obrazów gęstości funkcji. Niezwykle interesujący jest przypadek wspomnianej powyżej dwumodalności logarytmu stężenia Mg 2+ w trzonie
krystalicznym. Okazuje się, że zaproponowany podział źródeł sugeruje istnienie
co najmniej trójmodalności; jedynie źródła drenujące alaskity / mylonity są silnie
rozproszone. Także w części osadowej w wydzielonych grupach źródeł ujawniają
się kolejne subpopulacje źródeł (np. stężenie logMg 2+ w grupach źródeł drenujących dolomity lub wapienie itd.), niemniej jednak ograniczają się one do kilku
lub kilkunastu źródeł. Niektóre grupy źródeł charakteryzuje duże rozproszenie
stężenia logMg 2+, np. źródła drenujące margle / wapienie czy też alaskity / mylonity
oraz pozostałe. W ocenie autora trafne wydzielenie grup źródeł dla danej cechy
diagnostycznej (zmiennej) ma miejsce wtedy, kiedy można je wyrazić w prostej formule: „im mniejsze rozproszenie zmiennej i bardziej symetryczny rozkład, to pod względem genetycznym występuje bardziej jednorodne środowisko
hydrogeochemiczne”, co dobrze ilustrują empiryczne funkcje gęstości logarytmu
stężenia Mg 2+ w związku z uwarunkowaniami litologicznymi (ryc. 3.11).
Na tym etapie badań ważne było wskazanie, czy w zakresie stężenia danej cechy
diagnostycznej funkcja gęstości jest jedno-, dwu- czy wielomodalna, a także,
w przypadku jednomodalności, czy jest symetryczna. W celu ułatwienia interpretacji pojedyncze funkcje gęstości zostały przedstawione na syntetycznym wykresie
zbiorczym (ryc. 3.11), na którym ze względów technicznych nie jest możliwe przedstawienie na osi x poszczególnych stężeń. Analiza wykresu zbiorczego logarytmu
stężenia Mg2+ daje silną przesłankę do wskazania kilku mód, można więc przyjąć,
że rozkład stężenia logMg 2+ w źródłach T P N jest wielomodalny. Warto zauważyć,
że nie można połączyć wód tych grup źródeł, które są bardzo podobne, czego
wyrazem są pokrywające się pola funkcji gęstości (np. wapienie/piaskowce – 7;
margle/wapienie – 8; wapienie – 6 lub dolomity – 13; zlepieńce dolomitowe – 11). Taki
sposób generalizacji, pozwalający zmniejszyć liczbę wydzielonych grup źródeł
poprzez łączenie ich w większe grupy na poziomie pojedynczej cechy (logMg 2+),
jest niewłaściwy, ponieważ powstałaby nowa grupa źródeł, a wtedy należałoby od
nowa obliczyć wszystkie statystyki. Policzone wartości współczynników rozproszenia powinny ulec zmniejszeniu, jednak z doświadczeń autora wynika, że nie
zawsze ten oczekiwany efekt występuje, ponieważ istnieje wiele czynników, które
nie są przedmiotem analizy, a mogą wpływać na wartość analizowanej cechy (np.
uwarunkowania geomorfologiczne, stopień pokrycia obszaru alimentacji źródła itd.). Zagadnienie znalezienia wspólnych wzorców jednocześnie dla wszystkich cech diagnostycznych w wielowymiarowej przestrzeni wykracza poza ramy
niniejszego opracowania. Analogiczne wykonano i zinterpretowano obliczenia
86
3.4. Metody statystyczne, wizualizacja danych
+
Rycina 3.11. Empiryczne funkcje gęstości logarytmu stężenia Mg 2 na tle wszystkich źródeł – wykres zbiorczy
–
–
–
–
dla pH, mineralizacji, przewodności, Ca 2+, Na +, K +, H C O 3, S O 24 , Cl , N O 3, uzyskując kilkaset obrazów gęstości funkcji.
Graficzna interpretacja nawet bez charakterystyk liczbowych (skośności, kurtozy, współczynnika zmienności) jest użyteczna, ponieważ na poziomie pojedynczej cechy można dostrzec subpopulacje stężeń, a co za tym idzie, można się
zastanowić, czy istnieje czynnik różnicujący. Można by też odrzucić pojedyncze
subpopulacje i interpretować tylko główną populację jako tę, która właściwie
odzwierciedla stężenie jonu. A. Macioszczyk (1976) postuluje, aby w żadnym
87
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
wypadku nie odrzucać z dalszych badań pojedynczych oznaczeń anomalnych,
ponieważ mogą one zawierać informacje o istnieniu lokalnych, nierozpoznanych
jeszcze warunków hydrogeochemicznych. Na tym etapie badań autor nie wykluczył żadnego źródła, np. dolomity (13), ponieważ nie ma żadnego przyrodniczego
uzasadnienia, aby nietypową wodę lub wody (subpopulację) traktować jako
„przeszkadzające”. Nietypowe źródła charakteryzujące się na obszarze o tak skomplikowanej budowie geologicznej wysoką wartością lub stężeniem, np. grupa wód
–
o niezwykle wysokich stężeniach S O 24 , traktuje jako zadanie badawcze.
Przy badaniu związku dwóch zmiennych zwykle wykorzystuje się współczynnik korelacji liniowej do określenia istotności, siły i kierunku współzależności.
Miara ta jest użyteczna wtedy, kiedy zmienne mają rozkłady zgodne z normalnym
lub są co najmniej symetryczne. Warunek ten jednak w badaniach przyrodniczych częściej nie jest, niż jest spełniony (Reimann, Filzmoser 2000). Pokazany
na rycinie 3.12 przykład badania relacji dwuwymiarowej stężenia Ca 2+, Mg 2+, Na +,
–
S O 24 w 1018 źródłach uwidacznia jej niezwykłe skomplikowanie. Niekiedy uzyskanie istotnego, bardzo wysokiego współczynnika korelacji może być wynikiem
„pozornym”, dlatego autor w opracowaniu korzystał z tej miary tylko w odniesieniu do związku przewodności z mineralizacją.
W zastosowanych wielowymiarowych analizach statystycznych – korelacji,
czynnikowej (F A), składowych głównych (P C A), wariancji (A N O V A) – zmienne
powinny być zgodne z rozkładem normalnym (Łomnicki 1999) oraz powinny być
standaryzowane (Ostasiewicz 1999). Zgodność zmiennych empirycznych (cech
fizykochemicznych i stanu wody (lub przepływu) z rozkładem normalnym sprawdzono przy pomocy testu Kołmogorowa – Lillieforsa (STATISTICA 9.0). Gdy
analizowane zmienne okazywały się niezgodne z rozkładem normalnym, były
transformowane – zwykle poprzez użycie logarytmu dziesiętnego. Jeśli rozkłady
zmiennych pomimo zlogarytmowania w dalszym ciągu nie były zgodne z rozkładem normalnym, to do dalszych obliczeń wybierano zmienną, która charakteryzowała się wartością współczynnika skośności bliższą zeru, czyli taką, której
rozkład był bardziej symetryczny.
Analizę czynnikową oraz analizę składowych głównych zastosowano w celu
wykrycia struktury i ogólnych prawidłowości w związkach między zmiennymi
oraz do identyfikacji i interpretacji nowych (ortogonalnych) przestrzeni zdefiniowanych wyodrębnionymi czynnikami. Czynniki w analizie czynnikowej wyodrębniono metodą składowych głównych. W interpretacji uwzględniono tylko
te czynniki, które zgodnie z kryterium Kaisera mają wartości własne większe
od jedności (Stanisz 2007). A. Macioszczyk (1975) zauważa, że w praktycznych
rozważaniach hydrogeochemicznych wystarczy ograniczyć się najwyżej do kilku
(3–4) czynników i należy rozpatrywać te, które mają wartości większe od jedności,
a ich procentowy udział przekracza 10% ogółu wariancji.
88
Oś x logCa
Oś y logSO 4
Oś x logCa
Oś y logMg
Oś x logMg
Oś y logNa
Histogram dwóch zmiennych
Wygładzony histogram dwóch
zmiennych (nieparametryczny
estymator funkcji gęstości)
–
+
+
Rycina 3.12. Analiza wybranych relacji dwuwymiarowych stężenia Ca 2+, Mg 2 , Na oraz S O 24
Wykres (x,y)
Izolinie jednakowych wartości
funkcji gęstości
3.4. Metody statystyczne, wizualizacja danych
89
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
Jednoczynnikowa analiza wariancji (A N O V A) posłużyła do określenia istotności różnic średnich wartości cech między wydzielonymi grupami. Warunek
jednorodności wariancji w wydzielonych grupach został sprawdzony testem
Levene’a lub Browna–Forsythe’a. W celu porównania średnich międzygrupowych i wewnątrzgrupowych zastosowano statystykę F Snedecora. Następnie,
w celu zidentyfikowania, które spośród nich różnią się istotnie, zastosowano test
post-hoc Scheffego (Stanisz 1998). W przypadku niespełnienia założeń analizy
wariancji stosowano jej nieparametryczny odpowiednik – test A N O V A Kruskala–Wallisa, który bada nieistotność różnic między medianami.
Analiza skupień została zastosowana do wydzielenia najbardziej podobnych
(jednorodnych) grup zmiennych (cech). Za miarę podobieństwa przyjęto odległość euklidesową i wykorzystano hierarchiczną metodę grupowania Warda.
W tej metodzie, podobnie jak w innych metodach klasyfikacji obiektów wielowymiarowych, nie ma jednoznacznej reguły ustalenia liczby skupień, na które
należy podzielić badane obiekty. Decydującą rolę odgrywa intuicja autora, jego
doświadczenie i znajomość badanych obiektów. Ścisłe stosowanie formalnych
reguł podziału nie zawsze prowadzi do uzyskania zadowalającej liczby wewnętrznie jednorodnych skupień. W praktyce przy ustalaniu liczby skupień ważnym
aspektem jest to, w jakim stopniu uzyskane skupienia poddają się interpretacji
(Stanisz 2007).
Do podziału obiektów na grupy (skupienia – S) charakteryzujące się podobną
zmiennością określonej cechy w ciągu roku zastosowano regułę R. Mojeny (1977),
według której poziom „odcięcia” wyznacza odległość wiązania, dla której spełniona jest nierówność:
d i+1 > ds + ksd
[3]
gdzie:
di+1 – odległość wiązania dla i+1 etapu łączenia obiektów w skupienie,
ds oraz sd – odpowiednio: średnia i odchylenie standardowe odległości wiązań di,
k – stała; R. Mojena (1977) sugerował k w zakresie 2,75–3,5, natomiast G. W. Milligan, M. C. Cooper (1985) – 1,25 (za: Stanisz 2007).
Analizę sezonowości hydrochemicznej oparto na unitaryzowanych średnich
miesięcznych wartościach cech. Transformacje przeprowadzono według równania (Ostasiewicz 1999; Walesiak, Gatnar 2009):
x i –min {x i}
i
[4]
zi = max {x } – min {x }
i
i
i
i
gdzie:
zi – unitaryzowana wartość cechy w i-tym miesiącu,
xi – średnia z wielolecia wartość cechy w i-tym miesiącu,
90
3.4. Metody statystyczne, wizualizacja danych
min {x i} – najniższa ze średnich miesięcznych wartości cechy,
i
max {x i} – najwyższa ze średnich miesięcznych wartości cechy.
i
W wyniku zastosowanej transformacji zmienne (cechy) zostały tak przeskalowane, by w każdym punkcie miały jednakowy rozstęp i mieściły się w przedziale 0–1,
gdzie zero oznacza wartość najniższą, a jeden wartości najwyższą. Unitaryzowane
wartości cech pozwalają na relatywnie łatwe porównanie średnich przebiegów
zmiennych (cech) różniących się bezwzględnymi wartościami o rzędy wartości.
Na przykład po wydzieleniu według dowolnego kryterium grupy zlewni i obliczeniu dla nich średniego przebiegu zmienności danej cechy wystarczy wyskalować
oś y w zakresie 0–1; wtedy kiedy w danym miesiącu wartość cechy jest zawsze najniższa, na wykresie ma wartość zero, a gdy jest zawsze najwyższa, ma wartość jeden,
tak więc rytm (przebieg) zmienności hydrochemicznej jest łatwy do zauważenia.
W rozdziale 4 zamieszczono 13 rycin (ryc. 4.4–4.16), które w sposób syntetyczny obrazują sezonową zmienność danej cechy. Na każdej z rycin znajdują się
cztery różne wykresy: A – dendrogram, B – chemogram, C – tzw. mapa ciepła
(heat map) (Biecek 2008) i D – wykres z podwójną osią y (z wyjątkiem stanu wody
na ryc. 4.D – jedna oś y) przedstawiający chemogram (lewa oś) na tle hydrogramu
(y – prawa oś), które ilustrują sezonowy przebieg jednej cechy (zmiennej):
A.Lewa górna część ryciny – dendrogram podzielony na grupy potoków odwadniających zlewnie (skupienia – S) o podobnej wartości zmienności danej cechy;
kolorem podkreślono przynależność zlewni do danego skupienia, oś y to odległość euklidesowa (d) – wartość niemianowana.
B.Prawa górna część ryciny – średni przebieg danej cechy w wydzielonych grupach
potoków; kolor linii jest zgodny z kolorem skupienia, oś y jest niemianiowana.
C.Lewa dolna część ryciny – zmienność, średnie miesięczne wartości danej cechy
w 23 potokach i pięciu źródłach została uporządkowana zgodnie z dendrogramem (A), natomiast do przedstawienia zmienności cechy w potokach zastosowano tzw. mapy ciepła (heat map). Jest to forma graficznej prezentacji danych,
w której wartości zmiennej w dwuwymiarowej przestrzeni przedstawiane są
za pomocą skali barw. Rycina w opracowaniu tworzy siatkę, której kolumny
reprezentują kolejne miesiące, a wiersze odpowiadają poszczególnym obiektom
hydrologicznym (potoki, źródła). Dobór skali barw jest subiektywny; w niniejszym opracowaniu przyjęto podział na 20 klas. Najwyższa wartość ma barwę
przesuniętą w kierunku widma czerwonego, przyjmując odcień ciemnoczerwony, a najniższa jest przesunięta w kierunku barw chłodnych – odcień ciemnogranatowy. Pozostałym wartościom przyporządkowano barwy w oczkach
siatki z krokiem 1/18 części wartości danej cechy. Dla wszystkich cech fizykochemicznych i stanu wody (lub natężenia przepływu potoku i wydajności źródła)
barwy na mapach ciepła są standaryzowane.
91
3. Metody badań cech fizykochemicznych wód
D.Prawa dolna część ryciny – zmienność, średnie miesięczne wartości cechy
w wybranych potokach i źródłach na tle unitaryzowanego stanu wody (lub
przepływu tylko w przypadku Kościeliskiego Potoku i Białki, a w źródłach –
wydajności). Liczba wykresów została uzależniona od liczby skupień, przy
czym górny wykres przedstawia przykład średniego przebiegu danej cechy
dla pierwszego skupienia zachowano identyczny kolor linii, natomiast kolejne
wykresy dotyczą kolejnych skupień. Wybór reprezentanta jest arbitralny.
Na osi y (lewa) wartości danej cechy są rzeczywiste, natomiast z reguły na drugiej osi y (prawa) przedstawiony jest także przebieg stanu wody, przepływu
lub wydajności źródła, który jest wyrażony w jednostkach unitaryzowanych. Na
wszystkich wykresach kolor linii jest jednakowy – niebieski (z wyjątkiem ryc. 4.4).
W opracowaniu średnie miesięczne wartości danej cechy obliczono na podstawie badań 2002–2004. W obliczeniach statystycznych przyjęto w testach statystycznych poziom istotności p = 0,05. Dane empiryczne w odniesieniu do używanych
metod były w zależności od założeń: kodowane, normalizowane, standaryzowane lub unitaryzowane w programach (Statistica 9.0, Aquachem 5.0, Mathematica), a prezentację graficzną przygotowano w CorelDraw X5, ArcView 9.3.
Szczegóły zawarte są w tabelach i rycinach.
Analizę morfometryczną zlewni przeprowadzono w ramach projektu pt. Czynniki warunkujące zróżnicowanie przestrzenne i dynamikę chemizmu wód w Tatrzańskim Parku Narodowym N305 081 32/2824 we współpracy z T P N. Wykorzystano
dane będące w posiadaniu Sekcji do spraw Zarządzania Danymi Przestrzennymi:
numeryczny model terenu (N M T) z 2004 roku, mapy geologiczne (skala 1:10000;
1:30 000), warstwy obrazujące pokrycie terenu poniżej oraz powyżej górnej
granicy lasu opracowane przez M. Guzika (2008) w ramach projektu MNiSzW
(2 P04G 03028). Warstwy zostały poddane kontroli topologicznej w programie
Arc G I S oraz Arc INFO.
W rozdziale 5 dotyczącym zróżnicowania przestrzennego cech fizykochemicznych źródeł, przyjęto na rycinach za granicę przedziałów miary pozycyjne
(kwartyle: Q25% i Q75%, Me, decyle: D10% i D90%). Zastosowanie miar pozycyjnych
pozwala łatwo interpretować zróżnicowanie przestrzenne zmiennych różniących się w wartościach bezwzględnych rzędami wielkości, dodatkowo zmienne
charakteryzują się asymetrią rozkładu, zatem w tym przypadku proponowane
wartości przedziałów są jednoznacznie zdefiniowane. Duże znaczenie miał także
aspekt graficzny, ponieważ tylko w ten sposób w tak małej skali można było czytelnie przedstawić rozmieszczenie 1018 źródeł oraz wskazać generalne prawidłowości. Przyjęto zasadę, że górny wykres przedstawia wartość cechy fizykochemicznej (pH, mineralizacja, twardość ogólna i stężenie jonów), a dolny – udział
(% mval · L 1) danego jonu w strukturze składu chemicznego wody.
92
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa
zmienność cech fizykochemicznych
wód tatrzańskich
Zróżnicowanie przestrzenne i sezonową zmienność cech fizykochemicznych wód
badano w 23 potokach (ciekach) oraz w 5 źródłach pod względem: odczynu wody
(pH), mineralizacji (M), przewodności (EC 25oC) i stężenia głównych jonów. Spośród związków biogennych do analiz statystycznych brano z reguły pod uwagę
–
–
–
N O 3, niekiedy N H 4+, ponieważ stężenia pozostałych jonów (N O 2 , P O 43 ) były śladowe, zazwyczaj poniżej limitu detekcji analizy, podobnie jak pozostałych mikro–
elementów, z których niekiedy interpretowano fluorki (F ). Sezonową zmienność
składu chemicznego wód rozpatrywano na tle temperatury i stanów wód potoków oraz temperatury i wydajności źródeł.
4.1. Zróżnicowanie przestrzenne
Przewodność wód potoków jest najniższa w Tatrach Wysokich w zlewniach
Rybiego Potoku i Roztoki (tab. 4.1). Jest to obszar tzw. trzonu krystalicznego, zbudowanego z trudno rozpuszczalnych granitoidów Tatr Wysokich (Burchart 1962,
1970; Bac-Moszaszwili i in. 1979; Kotański 1971; Kotański i in. 1998a, b). Średnia
przewodność wód potoków w tej części Tatr waha się od 22,2 µS · cm 1 w Roztoce
do 27,6 µS · cm 1 w Rybim Potoku.
Wody źródlane charakteryzują się nieznacznie wyższą od wód potoków średnią
przewodnością, która wynosi: 26,0 µS · cm 1 (źr.-5 Bk_Ro); 32,7 µS · cm 1 (źr.-4 Bk_Ry).
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
Nieco wyższe wartości przewodności (18–35 µS · cm 1) podaje M. Kot (1995) na
podstawie kilkuletnich badań wód powierzchniowych górnej krystalicznej części
Doliny Suchej Wody. W części trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich przewodność wody w potokach jest zdecydowanie wyższa niż w Tatrach Wysokich. Potoki
odwadniające górne części Dolin: Chochołowskiej (Jarząbczy, Wyżni Chochołowski, Starorobociański) i Kościeliskiej (Pyszniański, Dolinczański) prowadzą wody
o przewodności od 45,1 µS · cm 1 (Wyżni Chochołowski) do 65,8 µS · cm 1 (Jarząbczy). Wyższa przewodność wód związana jest z odmienną litologią – trzon krystaliczny Tatr Zachodnich budują skały metamorficzne, głównie granitognejsy, łupki
krystaliczne oraz piaskowce kwarcytowe (Gaweł 1959, Passendorfer 1996, BacMoszaszwili i in. 1979; Kotański i in. 1998a, b; Gawęda, Piwkowski 1996; Gawęda
2001). Utwory te odznaczają się lepszą rozpuszczalnością niż te budujące Tatry
Wysokie (Oleksynowa 1970; Oleksynowa, Komornicki 1996). Tomanowy Potok
ma wielokrotnie wyższą średnią przewodność (108,6 µS · cm 1) niż potoki odwadniające trzon krystaliczny Tatr Wysokich oraz około dwukrotnie wyższą niż
potoki w Tatrach Zachodnich. Wysoka przewodność wód Tomanowego Potoku
jest konsekwencją złożonej budowy geologicznej zlewni. Północne stoki zlewni
Wolarskiego Przechodu i Tomanowego zbudowane są ze skał węglanowych należących do serii wierchowych. Są to skały triasowe – żółte dolomity, czarne wapienie i łupki oraz brekcje (kampil); ciemne wapienie miejscami „robaczkowe” oraz
dolomity – anizyk, ladyn. Południowe i częściowo północne stoki zlewni budują
czerwone piaskowce kwarcytyczne, łupki (seis) i skały metamorficzne (BacMoszaszwili i in. 1979). K. Krzemień (1991) stwierdził wysoko skorelowane z przewodnością wody wartości koncentracji materiału rozpuszczonego (10–55 mg · L 1)
w górnej części Doliny Chochołowskiej w zlewniach potoków: Starorobociańskiego, Wyżniego Chochołowskiego i Jarząbczego.
Generalnie wody potoków odwadniające osadową, północną część Tatr Polskich charakteryzują się wielokrotnie wyższą przewodnością niż wody potoków
odwadniających część południową trzonu krystalicznego. Najwyższa średnia
przewodność (tab. 4.1) występuje w potoku odwadniającym zlewnię reglową
Wielkich Korycisk (318,9 µS · cm 1), nieco niższa występuje w wodach potoków
odwadniających zlewnie reglowo-wierchowe (np. Lejowy, Miętusi, Małołącki,
Biały i Strążyski), a wartości pośrednie charkteryzują potoki odwadniające największe powierzchniowo zlewnie tzw. dolin walnych, zbudowane zarówno
z utworów krystalicznych, jak i osadowych (np. Kościeliski, Chochołowski, Sucha
Woda, Bystra i Białka).
Źródła drenujące stoki zlewni Wielkich Korycisk, zbudowane z triasowych
szarych dolomitów i wapieni bulastych (anizyk), odznaczają się większą mineralizacją niż źródło drenujące stok zbudowany z wapieni organicznych i organodetrytycznych z wielkimi otwornicami w Kirach (źr.-3; K_PK).
94
4.1. Zróżnicowanie przestrzenne
Odczyn wód tatrzańskich wyraźnie nawiązuje do zróżnicowania litologicznego. W pokrywach zwietrzelinowych trzonu krystalicznego Tatr Wysokich
odczyn jest wyraźnie niższy niż w Tatrach Zachodnich. Najniższy, słabo zasadowy,
średni odczyn (7,05 pH) mają wody Roztoki, nieco wyższy – Rybiego (tab. 4.1).
Niski odczyn wód powierzchniowych w górnej krystalicznej części zlewni Suchej
Wody notowali również M. Kot (1995) oraz E. Stuchlík i in. (2006). W górnej
części trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich odczyn potoków jest nieco wyższy
i wynosi od 7,46 pH w Wyżnim Chochołowskim do 7,64 pH w Pyszniańskim.
Wyższą alkaliczność i twardość ogólną wód wypływających ze skał metamorficznych trzonu Tatr Zachodnich niż z granitoidowych Tatr Wysokich zauważyli także
K. Oleksynowa i T. Komornicki (1958, 1960, 1961, 1964, 1989a, 1990, 1996) oraz
E. Stuchlík i in. (2006). Większe zakwaszenie wód Waksmundzkiego Potoku
wykazali również K. Grodzińska-Jurczak i M. Krywult (1992) – w górnej niezalesionej części zlewni wynosiło ono średnio 5,47 pH i zmieniało się w zakresie 5,0–
5,7 pH, a w dolnej zalesionej 4,7–6,8 pH. Wysokim średnim odczynem charakteryzują się potoki odwadniające północne osadowe części Tatr: Strążyski 8,28 pH,
Biały i Wielkie Koryciska 8,32 pH, Miętusi 8,34 pH, a najwyższym Małołącki 8,35
pH, co jest wynikiem ługowania (wymywania) przede wszystkim zlewni zbudowanych ze skał triasowych bogatych w węglan wapnia i magnezu (CaMg[CO3]2),
czyli dolomitów, wapieni dolomitycznych, wapieni (anizyk, ladyn), które znajdują się w obrębie serii wierchowych i reglowych. Uzyskane w tym rejonie Tatr
wartości pH są wyższe od tych stwierdzonych wcześniej przez A. Kotarbę (1972)
– =7,7 pH; min 7,6 pH, max 8,4 pH), M. Pulinę (1974) oraz
w Małołąckim Potoku (x
W. E. Krawczyk i J. Opołkę (1992) w zlewni Kościeliskiego Potoku (zima, Miętusi –x =7,6 pH, Kościeliski –x =7,7 pH). W małych zlewniach Sudetów Zachodnich
o podłożu zbudowanym ze skał krystalicznych (granit, gnejsy, łupki), położonych w strefie dotkniętej w latach 1977–1985 klęską ekologiczną, której efektem
było masowe obumieranie lasów świerkowych, średni roczny odczyn wód potoków
w latach 1994–1995 utrzymywał się w granicach 3,7–4,1 pH (Pierzgalski i in. 2007).
Zróżnicowanie przestrzenne średniego stężenia głównych jonów w wodach
tatrzańskich, podobnie jak przewodności i pH, nawiązuje do zróżnicowania litologicznego. Generalnie najniższe średnie stężenie głównych jonów występuje
w wodach trzonu krystalicznego Tatr Wysokich, a najwyższe – w wodach w północnej, osadowej części Tatr.
Stężenie jonów głównych. Wśród anionów we wszystkich potokach i źródłach
stężenie jonów wyrażone wartościami średnimi z reguły układa się w następującej
kolejności: H C O3 > S O4>N O3>C l>F, natomiast w odniesieniu do kationów relacja ta zwykle zawiera się w sekwencji: Ca > Mg > Na > K> N H4. Podobną sekwencję
pierwszych czterech kationów i dwóch anionów zanotował M. Kot (1995). Wyjątkami są potoki (oraz źródła), które odwadniają zlewnie zbudowane z granito95
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
idów (Roztoka, Rybi), a w których stężenie Na + jest większe niż Mg 2+. Wówczas
sekwencja wśród kationów jest następująca: Ca>Na>Mg>K>N H4.
Zróżnicowanie stężenia Mg 2+ wynika z różnej zawartości kalcytu (CaCO3)
i dolomitu (CaMg[CO3]2) w skałach budujących część osadową T P N (np. dolomity, zlepieńce, margle, wapienie, łupki, piaskowce kwarcytyczne) oraz ze znaczącej różnicy w zawartości magnezu w skałach trzonu krystalicznego Tatr. W obrębie skał metamorficznych Tatr Zachodnich (gnejsy, łupki krystaliczne) zawartość
magnezu jest znacząco większa niż w skałach granitoidowych budujących trzon
krystaliczny Tatr Wysokich (Gawęda 2001). Ta relacja uwidacznia się bardzo
niskimi stężeniami Mg 2+ w wodach odwadniających utwory granitoidowe Tatr
Wysokich i relatywnie wysokimi ich wartościami w wodach odwadniających
metamorficzne utwory Tatr Zachodnich. Według A. Gawędy (2001) zawartość
magnezu jest wysoka w Tatrach Zachodnich w grupie łyszczyków (np. biotyty,
muskowity), szczególnie wysoka zaś w segregacji pegmatytowej w alaskitach Starorobociańskiego Wierchu i w chlorytach pobiotytowych alaskitów Tatr Zachodnich, np. na Ornaku (MgO 10,86–11,71%). Źródłem magnezu są także amfibolity,
które według A. Gawła (1959) tworzą jako skały zwięzłe trzy poziomy (górny –
ograniczony do szczytów Tomanowej Polskiej, Kamienistej aż do Wołowca; średni –
w obrębie cyrków lodowcowych; dolny – w dnie dolin: Chochołowskiej i Kościeliskiej, np. w kopalni „ Na Kunsztach ” ). W obrębie wyspy Goryczkowej według
J. Burcharta (1970) amfibolity nie tworzą większych mas, lecz występują w cienkich
wkładkach zatopionych w granitoidach lub występują jako wtrącenia w gnejsach.
B. Goławska (2000) badała skład chemiczny polimineralnych żył węglanowo–
kwarcowo–siarczkowo–barytowych m.in. w skałach magmowych i metamorficznych Tatr Zachodnich (Krzywy Żleb, Zdrapy, Żleb pod Banie, Banisty Żleb)
i wykazała że najstarsze żyły to węglany z szeregu izomorficznego magnezyt
(MgCO3)–syderyt (FeCO3) oraz automorficzne Fe-dolomity oraz kalcyt magnezowy. Ze względu na ilość MgO wyróżniła człon szeregu izomorficznego: metisyt–pistomesyt oraz pistomesyt–syderyt. Tak więc żyły polimineralne mogą być
źródłem magnezu w wodach w części krystalicznej Tatr. Także relacja stężenia
Na + do K + w kilku potokach (np. Biały, Wielkie Koryciska, Miętusi, Małołącki) jest
odmienna, ponieważ stężenie K + jest większe niż Na + – wówczas sekwencja jest
następująca: Ca>Mg>K>Na>N H4. Prawdopodobnie źródłem potasu w wodzie
jest rozkład materii organicznej.
Wartości bezwzględne stężenia jonów (mg · L-1) informują o podatności skał
na ługowanie jonów ze zlewni. Warto zauważyć, że wody potoków tatrzańskich,
pomimo wielokrotnych różnic stężeń jonów, charakteryzują się dużym podobieństwem, wyrażonym strukturą składu chemicznego wód (% mval · L-1). Bez względu
na stężenie jonów wśród anionów z reguły największy średni udział w składzie
–
chemicznym potoków mają H C O3 (tab. 4.2, ryc. 4.1), a kolejne pozycje zawierają
96
Tabela 4.1. Parametry cech fizykochemicznych wód
4.1. Zróżnicowanie przestrzenne
Odczyn
Dolina
Chochołowska
Lejowa
Kościeliska
Małej Łąki
Strążyska
Białego
Bystrej
Olczyska
Suchej Wody
Filipka
Białki
Potok
Wyżni Chochołowski
Jarząbczy
Starorobociański
Wielkie Koryciska
Chochołowski
Lejowy
Pyszniański
Dolinczański
Tomanowy
Miętusi
Kościeliski
Małołącki
Strążyski
Biały
Bystra
Olczyski
Sucha Woda
Przyporniak
Łężny
Filipczański
Rybi
Roztoka
Białka
Skrót
Ch_WCh
Ch_J
Ch_S
Ch_WK
Ch
L
K_P
K_D
K_T
K_M
K
Mł
S
Bł
Bs
O
SW
P
Ł
F
Bk_Ry
Bk_Ro
Bk
Min.
Q25%
Q75%
Mineralizacja
σ
Ψ
Me
x
7,55
7,68
7,63
8,41
8,17
8,35
7,70
7,70
8,08
8,39
8,30
8,41
8,33
8,37
8,11
8,18
8,11
8,28
8,25
8,35
7,28
7,23
8,00
7,89
7,92
7,88
8,69
8,38
8,46
7,85
7,86
8,25
8,52
8,42
8,52
8,40
8,56
8,28
8,54
8,32
8,36
8,31
8,45
7,36
7,38
8,21
0,16
0,13
0,11
0,13
0,18
0,07
0,09
0,10
0,10
0,08
0,11
0,08
0,06
0,10
0,16
0,13
0,17
0,09
0,11
0,10
0,13
0,19
0,24
1,0
0,9
0,8
0,7
1,2
0,7
0,8
0,9
0,9
0,4
1,0
0,7
0,4
0,4
1,5
1,0
1,3
0,5
1,0
0,7
1,6
1,7
2,6
2,1
1,7
1,5
1,6
2,2
0,8
1,2
1,3
1,2
1,0
1,3
1,0
0,7
1,2
2,0
1,6
2,1
1,1
1,4
1,2
1,8
2,7
3,1
23,17
35,76
34,92
235,61
56,14
230,02
41,18
35,57
56,00
236,30
114,59
222,96
201,87
191,50
55,74
75,92
43,60
169,23
178,86
174,27
19,34
10,63
38,97
33,50
49,92
44,18
276,91
116,67
257,97
50,25
47,72
94,88
260,67
155,72
257,10
233,92
236,14
87,52
116,94
122,27
184,43
229,55
222,85
22,08
14,99
68,83
7,90
8,01
8,05
6,80
7,03
0,14
0,11
0,10
0,15
0,11
1,8
1,4
1,3
2,3
1,6
1,2
1,0
1,0
1,6
1,2
242,69
250,64
242,38
19,68
16,49
Max.
σ
Ψ
Cv
Min.
Max.
Cv
Min.
Q25%
Me
x
Q75%
Przewodność
Max.
σ
Ψ
Cv
39,90
62,20
55,20
291,00
128,90
270,00
59,00
52,10
102,20
271,00
168,00
264,00
249,00
251,00
102,00
127,10
134,80
195,00
236,00
235,00
24,20
19,00
84,00
47,10
69,50
59,90
319,00
151,00
287,00
62,80
59,00
110,00
278,00
179,00
269,00
266,00
271,00
112,30
138,00
155,50
209,00
247,00
247,00
27,80
22,90
106,00
50,00
71,10
63,10
339,00
165,00
301,00
67,00
61,60
117,00
295,00
198,00
294,00
279,00
288,00
129,00
143,00
164,00
221,00
274,00
266,00
30,20
25,70
120,00
54,30
76,00
67,40
384,00
225,00
333,00
72,20
71,40
142,00
322,00
217,00
313,00
311,00
323,00
169,20
172,00
187,00
248,00
313,00
293,00
32,50
27,30
136,00
6,29
7,25
5,20
34,04
30,20
21,33
5,64
7,09
15,94
18,93
23,35
20,16
21,43
26,63
21,32
16,88
29,89
16,60
30,61
25,16
2,93
3,64
22,21
10,7
6,4
6,6
7,5
12,0
5,4
6,4
8,1
6,7
4,3
8,4
5,6
5,6
6,8
12,0
5,8
9,4
6,2
7,7
6,3
10,8
14,6
17,0
13,9
11,0
8,8
10,7
20,5
7,4
9,0
12,3
14,7
6,7
13,0
7,3
8,1
9,9
18,5
12,5
20,8
7,9
12,0
10,1
10,6
16,4
21,7
0,25
0,42
0,39
3,07
0,69
2,75
0,48
0,42
0,70
2,87
1,40
2,78
2,57
2,43
0,70
1,00
0,54
2,13
2,29
2,11
0,22
0,12
0,48
0,39
0,61
0,52
3,52
1,47
3,31
0,62
0,56
1,19
3,38
1,98
3,29
2,98
3,13
1,05
1,49
1,47
2,36
2,89
2,88
0,25
0,18
0,88
0,43
0,65
0,55
3,89
1,72
3,52
0,65
0,64
1,29
3,44
2,18
3,37
3,21
3,30
1,21
1,57
1,78
2,48
3,11
3,01
0,28
0,21
1,25
259,00
269,00
261,00
26,00
20,60
334,30
355,00
306,00
31,00
24,10
372,50
382,50
331,00
33,00
26,40
360,34
378,62
328,40
32,67
26,02
392,00
410,00
352,00
35,20
28,10
426,00
457,00
388,00
39,00
30,30
44,16
44,55
31,86
3,18
2,51
7,74
7,19
6,95
6,36
7,58
12,26
11,77
9,70
9,73
9,65
3,15
3,16
3,08
0,21
0,17
3,98
4,27
3,77
0,24
0,20
4,57
4,67
4,03
0,25
0,22
Min.
Q25%
Me
x
Max.
σ
Ψ
Cv
Min.
23,27
36,31
29,20
242,71
98,00
202,58
35,90
34,19
72,78
207,78
119,19
209,76
194,92
204,79
78,31
94,25
100,08
141,34
184,60
181,75
14,26
10,23
52,76
28,45
44,36
37,95
275,48
150,88
227,86
40,85
40,81
84,18
230,60
135,76
224,40
219,38
225,76
108,23
110,19
115,42
167,33
211,54
203,75
16,04
11,75
61,63
3,85
5,23
3,81
26,91
22,05
15,17
4,54
5,16
10,55
15,27
14,65
15,74
16,83
20,78
14,69
11,31
20,04
13,21
22,12
20,41
1,63
1,91
10,46
8,2
9,0
8,0
8,8
9,7
5,3
12,1
8,8
7,4
5,7
9,8
5,5
6,7
9,2
14,7
8,0
9,6
7,6
8,2
8,7
9,2
18,2
16,7
18,3
15,7
13,9
12,0
25,0
7,9
14,1
16,5
16,0
7,7
13,5
8,0
9,1
11,1
21,7
13,1
23,0
9,9
13,0
12,2
12,6
22,2
23,6
3,16
4,05
4,26
3,80
6,72
9,46
5,41
4,51
4,40
6,23
7,96
4,26
5,54
3,99
3,17
3,91
3,55
8,29
7,42
6,93
2,21
1,70
7,23
280,29
291,60
249,10
13,38
11,30
306,88
319,92
273,95
18,96
13,96
33,19
32,68
25,61
2,67
1,79
8,4
8,5
8,5
16,0
13,2
13,0
12,3
11,2
23,0
18,1
3,77
5,65
5,76
4,33
3,49
38,22
54,90
48,38
322,87
150,19
291,41
57,73
55,39
107,69
286,23
186,04
285,05
263,14
274,77
111,16
135,18
149,53
208,46
270,25
256,62
26,53
20,68
105,60
44,74
67,12
58,61
367,26
212,15
320,27
62,55
64,51
134,69
312,73
204,58
305,37
296,94
304,95
153,91
160,63
172,09
239,68
307,08
283,15
27,65
22,03
119,95
5,22
6,61
4,93
33,47
30,21
21,45
5,80
7,21
15,86
18,96
22,68
19,77
21,75
26,99
20,84
16,38
29,33
17,07
30,08
26,22
2,56
3,18
21,96
6,6
4,7
4,5
7,6
12,5
6,0
6,9
7,2
6,3
4,8
9,0
5,3
5,8
7,6
12,2
7,2
9,8
6,1
8,4
7,1
9,1
16,2
20,3
15,0
12,5
10,7
11,1
22,9
7,8
10,8
14,0
15,9
7,0
13,5
7,4
8,7
10,7
20,8
13,1
22,5
8,6
12,1
11,1
10,6
18,0
25,3
29,90
43,80
46,60
252,00
69,80
241,00
51,00
42,50
65,00
248,00
124,50
240,00
216,00
199,00
69,70
87,00
54,90
182,00
184,00
193,00
22,60
14,30
51,60
321,03
336,20
295,66
24,04
18,42
358,23
364,65
319,52
25,82
21,75
345,38
360,55
318,69
25,99
21,29
376,25
395,92
342,81
27,34
23,06
411,09
436,85
378,44
35,97
27,80
43,57
44,22
32,50
3,22
2,81
7,7
8,2
7,4
6,4
10,7
12,6
12,3
10,2
12,4
13,2
Q25%
Me
x
Max.
σ
Ψ
Cv
7,20
7,32
7,35
7,83
7,60
8,16
7,47
7,44
7,78
8,02
7,93
8,17
8,10
8,08
7,60
7,88
7,59
8,01
7,86
8,04
6,79
6,64
7,25
7,40
7,55
7,51
8,30
7,97
8,24
7,58
7,56
7,94
8,32
8,13
8,30
8,27
8,30
7,87
8,01
7,90
8,19
8,08
8,23
7,05
6,99
7,59
7,48
7,60
7,58
8,35
8,10
8,28
7,65
7,62
7,99
8,35
8,20
8,36
8,30
8,34
7,98
8,10
8,03
8,24
8,15
8,29
7,18
7,09
7,80
7,32
7,61
7,68
6,23
6,62
7,65
7,67
7,77
6,35
6,71
7,74
7,72
7,84
6,46
6,78
7,72
7,75
7,84
6,47
6,80
7,84
7,82
7,92
6,56
6,87
Min.
Q25%
Me
x
Q75%
0,23
0,33
0,42
0,85
0,52
0,63
0,40
0,51
0,61
0,76
0,54
0,73
0,72
0,76
0,45
0,47
0,50
0,53
0,51
0,59
0,20
0,17
0,42
0,29
0,41
0,73
1,56
1,08
0,73
0,49
0,62
0,72
1,37
0,78
1,00
1,83
1,56
0,68
0,71
0,70
0,83
1,04
1,01
0,24
0,23
0,78
0,03
0,06
0,08
0,34
0,19
0,10
0,07
0,08
0,11
0,24
0,12
0,22
0,33
0,35
0,09
0,13
0,12
0,11
0,21
0,16
0,03
0,03
0,12
11,4
16,1
12,2
32,3
18,6
18,6
13,9
9,8
18,4
37,0
17,8
40,4
39,6
48,9
14,1
21,1
21,8
19,0
19,5
20,4
7,5
10,0
18,6
14,3
21,4
21,1
47,9
39,6
19,2
20,0
17,0
21,6
42,9
25,5
41,5
56,9
59,3
22,0
31,7
28,6
24,4
43,8
32,0
15,8
20,0
32,4
0,003
0,002
0,001
0,031
0,010
0,009
0,002
0,001
0,007
0,019
0,020
0,011
0,005
0,009
0,002
0,005
0,003
0,016
0,013
0,003
0,002
0,002
0,004
0,003
0,004
0,003
0,044
0,028
0,028
0,002
0,003
0,022
0,037
0,033
0,039
0,028
0,039
0,006
0,021
0,027
0,032
0,032
0,040
0,003
0,003
0,019
0,91
1,11
0,68
0,43
0,22
1,65
2,04
1,39
0,48
0,29
0,40
0,43
0,26
0,04
0,03
40,2
28,8
35,1
7,3
10,0
54,8
45,3
47,3
10,0
15,0
0,010
0,011
0,012
0,001
0,001
0,039
0,032
0,042
0,003
0,002
Q25%
[%]
Q75%
Max.
Ψ
x
[µS · cm-1]
45,10
65,83
59,19
318,92
147,24
286,37
62,81
57,61
108,63
282,30
180,24
274,84
266,21
269,07
115,21
135,26
143,93
209,27
254,44
248,05
27,65
22,23
102,19
35,49
53,41
46,25
300,80
134,17
277,22
54,28
52,95
101,45
269,00
168,14
262,61
251,21
253,15
96,75
126,57
139,71
196,93
242,74
236,86
24,38
17,52
90,35
[%]
σ
Me
Min.
-1
[mg · L ]
34,80
52,89
46,11
301,45
132,10
275,58
53,47
51,65
99,77
272,60
168,52
267,63
250,95
252,88
100,16
125,18
130,10
198,74
249,52
237,06
24,10
17,70
86,73
(pH)
7,46
7,60
7,57
8,32
8,02
8,29
7,64
7,62
8,00
8,34
8,19
8,35
8,28
8,32
7,96
8,09
7,96
8,21
8,13
8,27
7,13
7,05
7,73
Ca2+
Twardość ogólna
Cv
Min.
Q25%
Me
[%]
x
[mval · L-1]
0,41
0,64
0,55
3,89
1,69
3,51
0,64
0,62
1,27
3,51
2,19
3,44
3,23
3,29
1,24
1,58
1,63
2,52
3,12
3,00
0,28
0,21
1,15
Q75%
Max.
σ
Ψ
Cv
Min.
Q25%
Me
x
Q75%
0,46
0,69
0,59
4,18
1,87
3,71
0,69
0,69
1,36
3,66
2,46
3,61
3,46
3,54
1,40
1,70
1,83
2,65
3,34
3,19
0,30
0,24
1,42
0,53
0,79
0,69
4,79
2,66
4,14
0,75
0,76
1,80
4,19
2,77
4,05
3,96
4,06
1,89
2,02
2,18
3,04
3,87
3,70
0,32
0,26
1,66
0,07
0,07
0,06
0,41
0,39
0,31
0,07
0,09
0,21
0,26
0,31
0,26
0,31
0,35
0,27
0,21
0,37
0,20
0,35
0,34
0,03
0,04
0,31
8,1
6,2
6,4
8,5
11,6
5,7
5,4
10,2
6,6
4,1
11,0
4,7
7,5
6,2
14,5
6,7
10,1
5,8
7,2
5,1
8,9
14,3
21,6
17,1
10,9
10,9
10,5
23,1
8,8
10,9
14,5
16,5
7,4
14,2
7,6
9,6
10,6
21,8
13,3
22,7
7,9
11,2
11,3
10,7
19,0
27,0
3,33
4,74
5,02
39,06
8,87
42,44
5,24
5,10
9,15
44,32
21,78
38,55
31,35
29,84
10,76
13,24
8,15
34,63
41,77
34,91
4,19
2,28
7,53
4,67
6,72
6,29
44,24
19,55
50,58
6,58
6,86
15,41
46,76
29,06
43,83
37,02
36,02
15,94
18,77
24,43
40,21
53,13
43,45
4,70
3,42
12,83
5,42
7,54
6,82
46,06
22,63
52,92
7,22
7,86
17,48
49,44
33,12
46,68
38,97
38,56
18,46
21,27
27,60
42,68
56,67
45,87
5,34
4,03
18,82
[mg· L-1]
5,18
7,32
6,74
46,66
22,93
53,22
6,95
7,60
17,10
49,60
33,49
46,73
39,07
38,12
18,83
20,84
25,86
43,77
56,86
45,81
5,25
3,95
17,50
4,84
4,98
4,35
0,27
0,24
5,34
5,49
4,82
0,34
0,29
0,59
0,57
0,42
0,03
0,03
9,4
7,6
7,2
6,0
9,1
13,4
12,4
10,4
11,5
13,6
33,03
34,59
49,40
3,57
2,94
47,14
47,82
53,60
4,16
3,66
49,56
49,94
56,43
4,38
3,94
48,86
49,55
56,84
4,42
3,88
51,28
51,68
60,81
4,68
4,20
Max.
σ
Ψ
Cv
Min.
Q25%
Me
x
Q75%
[%]
Mg2+
Max.
σ
Ψ
Cv
Min.
Q25%
Me
5,74
7,85
7,29
50,13
27,39
56,75
7,43
8,57
18,71
52,45
37,79
49,43
41,31
40,49
21,59
22,64
29,61
47,60
60,38
48,76
5,83
4,65
21,21
6,47
8,85
8,03
54,98
34,73
61,73
7,93
9,34
24,11
56,27
44,80
53,54
46,68
46,26
26,76
27,33
34,15
52,96
69,92
54,67
6,18
4,98
24,62
0,78
0,89
0,75
3,81
5,63
4,82
0,70
1,11
2,85
3,14
5,38
3,15
3,09
3,71
4,03
2,84
5,92
4,92
5,86
4,18
0,57
0,74
4,84
56,16
57,84
63,89
5,64
4,89
4,73
4,81
3,87
0,43
0,47
Max.
σ
9,9
7,5
7,3
6,4
17,3
5,8
5,9
10,9
9,4
5,8
13,2
6,0
5,5
5,8
15,3
9,1
9,4
8,7
6,4
5,8
10,6
15,3
22,3
x
15,1
12,2
11,1
8,2
24,6
9,1
10,1
14,6
16,7
6,3
16,1
6,7
7,9
9,7
21,4
13,6
22,9
11,2
10,3
9,1
10,9
18,7
27,7
0,78
2,22
1,48
11,31
2,62
5,72
2,52
1,75
2,37
7,15
2,44
8,21
9,68
9,44
1,19
3,91
1,59
1,37
1,44
2,45
0,09
0,06
1,10
1,71
3,03
2,22
16,45
5,98
9,16
3,28
2,68
4,39
10,97
5,42
12,72
13,33
14,87
3,11
5,71
3,34
3,00
2,39
7,31
0,15
0,11
2,72
1,94
3,49
2,64
19,23
6,74
11,15
3,73
2,96
5,22
12,92
6,40
13,72
16,19
17,32
3,60
6,63
4,22
4,52
3,59
8,98
0,18
0,14
3,38
[mg· L-1]
1,90
3,39
2,60
18,93
6,65
10,33
3,62
2,91
5,07
12,63
6,29
13,51
15,60
16,91
3,69
6,62
4,14
4,11
3,44
8,67
0,20
0,14
3,36
9,7
9,7
6,8
9,7
12,1
10,11
15,73
7,50
0,21
0,13
20,24
21,58
11,65
0,33
0,25
26,45
26,81
15,39
0,50
0,35
24,00
25,58
14,71
0,47
0,34
Cv
Min.
Q25%
Me
x
[%]
Q75%
Na+
Max.
σ
Ψ
Cv
Min
Q25%
Me
x
Q75%
Max.
σ
Ψ
Cv
Potok
0,81
0,99
1,01
0,47
0,88
1,07
1,00
0,93
0,72
0,40
0,70
0,40
0,50
0,43
0,86
0,91
1,13
1,33
1,61
1,13
0,81
0,59
0,87
[mg· L-1]
0,81
1,01
1,02
0,49
0,89
1,12
0,99
0,93
0,74
0,48
0,74
0,42
0,58
0,46
0,85
0,93
1,11
1,33
1,61
1,17
0,77
0,59
0,88
0,89
1,11
1,12
0,62
0,96
1,30
1,11
1,03
0,82
0,54
0,83
0,49
0,61
0,53
0,90
1,06
1,26
1,44
1,92
1,28
0,85
0,67
0,97
1,08
1,29
1,21
0,87
1,23
1,67
1,18
1,14
1,08
1,13
1,24
0,79
1,67
0,79
1,15
1,31
1,45
1,82
2,36
1,76
0,96
0,77
1,22
0,10
0,12
0,12
0,18
0,15
0,25
0,13
0,10
0,13
0,18
0,15
0,12
0,27
0,14
0,13
0,18
0,21
0,24
0,40
0,23
0,12
0,10
0,15
8,6
8,6
8,4
28,7
9,1
16,4
8,5
7,5
10,4
23,8
12,9
17,5
16,0
22,1
4,7
14,3
11,5
9,4
18,3
11,1
11,1
13,6
10,9
12,3
11,9
11,8
36,7
16,9
22,3
13,1
10,8
17,6
37,5
20,3
28,6
46,6
30,4
15,3
19,4
18,9
18,0
24,8
19,7
15,6
16,9
17,0
Wyżni Chochołowski
Jarząbczy
Starorobociański
Wielkie Koryciska
Chochołowski
Lejowy
Pyszniański
Dolinczański
Tomanowy
Miętusi
Kościeliski
Małołącki
Strążyski
Biały
Bystra
Olczyski
Sucha Woda
Przyporniak
Łężny
Filipczański
Rybi
Roztoka
Białka
0,30
0,32
0,51
1,57
1,05
0,33
0,36
0,65
1,66
1,19
0,42
0,41
0,65
1,68
1,17
0,43
0,49
0,73
1,78
1,29
1,24
0,77
1,24
2,10
1,43
0,24
0,13
0,19
0,14
0,14
19,7
23,6
16,9
6,3
10,1
57,1
31,7
29,2
8,3
12,0
Źr.-1; Ch_WK
Źr.-2; Ch_WK
Źr.-3; K_PK
Źr.-4; Bk_Ry
Źr.-5; Bk_Ro
Q25%
Me
x
Q75%
Ψ
Cv
0,024
0,025
0,029
0,051
0,033
0,060
0,033
0,029
0,030
0,052
0,047
0,054
0,068
0,060
0,033
0,045
0,049
0,061
0,059
0,056
0,028
0,025
0,036
0,035
0,028
0,040
0,095
0,065
0,099
0,043
0,037
0,075
0,090
0,070
0,097
0,098
0,102
0,056
0,074
0,080
0,118
0,105
0,089
0,037
0,033
0,052
0,080
0,078
0,067
0,043
0,034
0,104
0,113
0,093
0,053
0,043
[%]
2,21
3,74
2,92
21,73
7,38
11,62
4,02
3,12
5,83
14,09
7,04
15,07
17,55
18,84
4,05
7,62
5,12
5,09
4,38
10,20
0,23
0,18
4,20
2,59
4,33
3,50
25,22
11,30
13,14
4,41
3,84
7,30
16,88
8,87
17,08
19,84
21,36
7,63
9,18
6,39
6,02
5,24
12,08
0,32
0,25
5,22
0,39
0,47
0,39
3,31
1,59
1,85
0,50
0,46
1,03
2,22
1,27
2,04
2,46
2,57
1,15
1,21
1,17
1,30
1,08
2,13
0,05
0,04
1,00
12,9
10,2
13,3
13,7
10,4
11,0
9,9
7,4
13,8
12,1
12,7
8,6
13,0
11,5
13,1
14,4
21,1
23,1
27,7
16,1
22,2
25,0
21,9
20,5
13,9
15,0
17,5
23,9
17,9
13,8
15,8
20,3
17,6
20,2
15,1
15,8
15,2
31,2
18,3
28,3
31,6
31,4
24,6
25,0
28,6
29,8
0,58
0,71
0,74
0,22
0,53
0,66
0,63
0,66
0,49
0,29
0,48
0,24
0,30
0,21
0,47
0,64
0,54
0,70
0,68
0,65
0,52
0,37
0,56
0,75
0,94
0,95
0,35
0,80
0,95
0,94
0,89
0,67
0,35
0,65
0,35
0,45
0,34
0,82
0,80
1,00
1,19
1,33
1,03
0,67
0,51
0,78
28,11
29,11
16,93
0,58
0,43
30,86
31,76
20,48
0,76
0,59
5,74
4,36
3,41
0,15
0,12
14,9
14,0
17,2
25,0
25,7
23,9
17,0
23,2
31,9
35,3
0,19
0,22
0,32
1,48
0,85
Max.
σ
Ψ
Cv
Min.
Źródło
Chochołowska
Kościeliska
Białki
Chochołowska
Lejowa
Kościeliska
Małej Łąki
Strążyska
Białego
Bystrej
Olczyska
Suchej Wody
Filipka
Białki
Potok
Wyżni Chochołowski
Jarząbczy
Starorobociański
Wielkie Koryciska
Chochołowski
Lejowy
Pyszniański
Dolinczański
Tomanowy
Miętusi
Kościeliski
Małołącki
Strążyski
Biały
Bystra
Olczyski
Sucha Woda
Przyporniak
Łężny
Filipczański
Rybi
Roztoki
Białka
Skrót
CH_WCh
Ch_J
Ch_S
Ch_WK
Ch
L
K_P
K_D
K_T
K_M
K
Mł
S
Bł
Bs
O
SW
P
Ł
F
Bk_Ry
Bk_Ro
Bk
0,14
0,18
0,23
0,31
0,25
0,31
0,22
0,30
0,31
0,26
0,28
0,20
0,24
0,17
0,28
0,25
0,21
0,30
0,23
0,26
0,12
0,10
0,18
0,18
0,24
0,33
0,45
0,36
0,44
0,30
0,42
0,43
0,36
0,38
0,35
0,34
0,32
0,34
0,31
0,33
0,37
0,35
0,39
0,17
0,14
0,29
0,22
0,28
0,37
0,62
0,43
0,51
0,36
0,46
0,49
0,54
0,45
0,47
0,48
0,45
0,39
0,38
0,39
0,42
0,41
0,49
0,20
0,15
0,35
[mg · L-1]
0,21
0,28
0,38
0,71
0,48
0,52
0,35
0,47
0,51
0,56
0,47
0,53
0,58
0,59
0,41
0,41
0,42
0,45
0,48
0,50
0,19
0,15
0,37
0,23
0,43
0,19
0,31
0,15
0,42
0,66
0,35
0,37
0,18
0,61
0,78
0,47
0,41
0,20
0,73
0,95
0,55
0,40
0,20
–
NH4+
Q75%
HCO3
0,008
0,005
0,005
0,060
0,039
0,050
0,004
0,004
0,034
0,062
0,041
0,057
0,047
0,050
0,015
0,028
0,038
0,046
0,052
0,052
0,007
0,008
0,032
[mg · L-1]
0,010
0,008
0,010
0,079
0,041
0,054
0,010
0,009
0,039
0,095
0,055
0,073
0,084
0,069
0,020
0,036
0,050
0,066
0,062
0,061
0,007
0,013
0,035
0,010
0,011
0,011
0,101
0,048
0,072
0,008
0,008
0,047
0,125
0,064
0,092
0,066
0,085
0,029
0,043
0,055
0,089
0,082
0,072
0,010
0,014
0,049
0,030
0,028
0,051
0,229
0,136
0,133
0,112
0,063
0,103
0,361
0,184
0,330
0,644
0,175
0,065
0,124
0,359
0,189
0,151
0,141
0,022
0,057
0,086
0,009
0,007
0,012
0,049
0,023
0,034
0,024
0,015
0,026
0,086
0,036
0,064
0,133
0,046
0,017
0,025
0,061
0,045
0,039
0,037
0,005
0,016
0,021
43,8
70,0
80,0
47,5
25,6
44,0
75,0
62,5
36,8
71,0
37,8
46,5
40,4
46,0
76,7
39,3
36,8
62,0
48,1
30,8
50,0
68,8
46,9
90,0
87,5
120,0
62,0
56,1
63,0
240,0
166,7
66,7
90,5
65,5
87,7
158,3
66,7
85,0
69,4
122,0
68,2
62,9
60,7
71,4
123,1
60,0
12,54
22,30
19,37
171,85
34,84
164,17
24,08
19,13
36,53
171,70
78,05
163,09
147,37
139,39
35,96
50,96
27,31
112,86
121,30
121,51
9,59
4,28
20,00
19,77
30,36
24,77
203,82
80,78
182,00
28,00
28,58
62,54
185,86
97,60
188,54
170,43
169,96
59,44
80,42
82,20
121,52
156,91
152,65
11,85
7,01
37,23
21,33
33,19
27,54
220,59
88,55
193,55
32,58
31,77
69,43
193,43
110,47
193,81
183,96
189,74
64,02
86,32
92,67
130,25
168,58
167,16
13,14
8,83
46,49
[mg · L-1]
21,08
33,40
27,45
223,33
88,33
193,03
32,30
31,25
65,78
197,11
108,71
197,22
184,11
187,02
67,59
86,07
87,06
133,05
170,39
167,10
12,92
8,61
44,26
0,048
0,045
0,090
0,004
0,006
0,065
0,074
0,092
0,009
0,013
0,081
0,095
0,136
0,008
0,010
0,171
0,412
0,234
0,043
0,060
0,042
0,084
0,060
0,013
0,019
43,8
70,0
52,2
62,5
66,7
64,6
113,5
65,2
144,4
146,2
180,61
184,40
170,38
6,96
6,90
235,65
245,44
209,59
9,82
8,74
266,33
271,35
232,33
11,10
9,72
255,32
265,49
229,67
11,63
9,87
[%]
4,41
4,58
4,05
0,26
0,22
[%]
Q75%
x
3,76
5,32
5,46
6,73
8,75
11,88
6,35
5,76
4,71
7,83
13,33
5,81
6,72
5,27
5,28
6,11
7,75
11,98
12,08
9,88
2,62
2,15
12,67
4,06
5,69
6,14
8,19
10,74
13,23
7,59
6,47
7,27
9,07
16,49
6,21
7,61
6,39
6,39
7,89
9,59
13,13
14,81
11,57
2,93
2,50
17,63
[mg · L-1]
4,28
6,06
6,32
7,92
10,75
14,22
7,47
6,56
8,50
8,78
16,39
6,16
7,45
6,27
6,69
7,92
9,22
12,68
13,98
11,12
2,94
2,52
17,97
4,93
7,19
7,36
9,05
12,80
16,60
8,44
7,40
11,96
9,73
19,40
6,47
8,27
7,17
8,31
10,02
11,09
13,72
15,74
12,20
3,30
2,87
24,63
5,34
7,87
8,25
10,31
15,41
20,79
9,35
8,35
20,48
10,49
23,14
7,70
8,97
9,25
9,77
12,14
12,67
14,50
20,42
13,74
3,67
3,12
28,35
0,65
1,07
1,16
1,42
2,28
3,13
1,14
1,01
4,35
1,18
3,68
0,61
0,93
1,25
1,65
2,27
2,57
1,39
2,90
1,56
0,40
0,43
6,37
14,4
16,4
15,5
14,2
18,9
17,8
13,8
12,7
49,9
10,5
18,4
5,3
10,2
14,9
23,7
24,8
17,4
6,6
12,4
10,0
11,6
14,4
33,9
15,2
17,7
18,4
17,9
21,2
22,0
15,3
15,4
51,2
13,4
22,5
9,9
12,5
19,9
24,7
28,7
27,9
11,0
20,7
14,0
13,6
17,1
35,4
0,14
0,15
0,18
0,41
0,24
0,43
0,17
0,19
0,25
0,36
0,25
0,37
0,44
0,42
0,23
0,25
0,24
0,42
0,38
0,40
0,16
0,15
0,26
0,17
0,18
0,25
0,57
0,33
0,56
0,22
0,21
0,31
0,46
0,34
0,49
0,53
0,53
0,27
0,33
0,42
0,49
0,51
0,54
0,22
0,19
0,34
11,16
13,57
9,36
4,81
4,25
12,42
16,61
10,30
5,03
4,83
11,90
15,77
10,22
5,04
4,76
13,24
18,43
11,63
5,27
5,34
20,40
20,86
12,56
5,98
5,71
2,69
3,73
1,58
0,35
0,64
8,4
14,6
11,0
4,6
11,3
22,6
23,7
15,5
6,9
13,4
0,47
0,46
0,63
0,38
0,25
0,73
0,72
0,74
0,41
0,35
[%]
Q75%
–
Cl –
SO42–
Me
Q25%
4,2
3,9
6,4
5,9
6,9
Kościeliska
Białki
Lejowa
Kościeliska
Małej Łąki
Strążyska
Białego
Bystrej
Olczyska
Suchej Wody
Filipka
Białki
0,21
0,24
0,27
0,64
0,42
0,61
0,24
0,26
0,37
0,52
0,41
0,57
0,60
0,63
0,35
0,40
0,50
0,55
0,60
0,66
0,25
0,22
0,43
[mg · L-1]
0,22
0,25
0,28
0,69
0,43
0,75
0,24
0,27
0,39
0,60
0,47
0,63
0,70
0,68
0,37
0,43
0,51
0,59
0,68
0,75
0,26
0,22
0,50
0,25
0,28
0,30
0,82
0,50
1,01
0,26
0,30
0,43
0,66
0,50
0,72
0,71
0,76
0,42
0,51
0,58
0,68
0,75
0,85
0,30
0,26
0,64
0,40
0,52
0,40
0,99
0,82
1,38
0,36
0,37
0,72
1,19
1,09
1,16
1,60
1,30
0,61
0,76
0,87
0,96
1,38
1,54
0,38
0,30
0,96
0,06
0,07
0,05
0,15
0,14
0,28
0,04
0,05
0,10
0,21
0,19
0,20
0,29
0,22
0,10
0,13
0,14
0,15
0,24
0,31
0,05
0,04
0,20
0,77
0,78
0,81
0,43
0,39
0,82
0,79
0,86
0,44
0,38
0,86
0,87
0,94
0,48
0,42
1,28
1,04
1,35
0,56
0,46
0,18
0,12
0,15
0,04
0,05
[%]
[%]
19,0
20,8
9,3
19,5
20,2
36,9
8,3
17,3
16,2
19,2
19,5
20,2
15,0
18,3
21,4
22,5
16,0
17,3
20,0
23,5
16,0
15,9
34,9
27,3
28,0
17,9
21,7
32,6
37,3
16,7
18,5
25,6
35,0
40,4
31,7
41,4
32,4
27,0
30,2
27,5
25,4
35,3
41,3
19,2
18,2
40,0
0,64
0,73
0,86
0,73
0,94
1,32
1,09
0,98
1,03
1,69
1,08
1,50
1,65
1,16
0,97
1,34
1,15
1,78
0,81
1,13
1,08
1,08
1,28
0,87
0,85
1,02
2,26
1,25
1,95
1,31
1,26
1,49
2,46
1,55
2,17
2,51
2,32
1,57
1,68
1,53
2,38
1,71
1,68
1,33
1,28
1,57
1,11
1,19
1,35
2,62
1,52
2,16
1,56
1,59
1,66
2,77
1,83
2,37
2,82
2,76
1,70
1,94
1,72
2,65
1,98
1,91
1,46
1,48
1,85
0,42
0,26
3,78
1,21
0,39
2,92
1,41
4,69
1,62
0,52
3,30
1,95
5,03
1,78
0,62
[mg · L-1]
1,08
1,17
1,28
2,63
1,59
2,30
1,51
1,64
1,64
2,76
1,90
2,37
2,76
2,76
1,70
1,90
1,71
2,70
2,01
1,89
1,55
1,49
1,85
Q75%
Chochołowska
Kościeliska
Białki
–
NO3
Ψ
F 1,28
1,38
1,46
3,11
1,75
2,71
1,64
1,94
1,82
3,12
2,23
2,57
3,04
3,14
1,85
2,05
1,90
2,99
2,38
2,16
1,79
1,67
2,03
1,77
2,11
1,89
3,78
2,70
3,44
1,95
2,70
2,09
3,53
3,03
3,46
3,65
3,80
2,16
2,65
2,53
3,93
3,42
2,66
2,02
2,17
3,09
0,24
0,30
0,25
0,66
0,42
0,52
0,21
0,36
0,23
0,44
0,46
0,36
0,42
0,59
0,24
0,28
0,28
0,48
0,58
0,41
0,25
0,24
0,36
18,5
22,3
16,3
16,2
16,4
17,6
10,6
21,4
9,9
11,9
18,6
8,4
9,4
14,9
8,2
9,5
10,8
11,5
16,9
12,6
15,8
13,2
12,4
22,2
25,6
19,5
25,1
26,4
22,6
13,9
22,0
14,0
15,9
24,2
15,2
15,2
21,4
14,1
14,7
16,4
17,8
28,9
21,7
16,1
16,1
19,5
0,007
0,011
0,006
0,004
0,002
0,002
0,011
0,010
0,002
0,006
0,002
0,001
0,004
0,006
0,002
0,005
0,002
0,003
0,006
0,003
0,002
0,008
0,004
0,020
0,023
0,024
0,015
0,008
0,015
0,028
0,025
0,014
0,017
0,012
0,017
0,017
0,018
0,023
0,012
0,011
0,017
0,017
0,024
0,023
0,020
0,021
0,021
0,023
0,028
0,042
0,026
0,037
0,031
0,027
0,026
0,028
0,029
0,031
0,043
0,034
0,031
0,031
0,033
0,038
0,036
0,036
0,025
0,022
0,030
[mg · L-1]
0,022
0,023
0,026
0,040
0,026
0,042
0,030
0,027
0,026
0,034
0,029
0,038
0,045
0,041
0,027
0,032
0,033
0,043
0,042
0,042
0,025
0,022
0,029
3,73
2,27
5,47
2,19
0,76
4,69
3,97
7,19
2,63
0,94
0,85
0,73
0,66
0,37
0,14
12,3
22,1
7,8
16,0
19,4
26,2
37,6
12,9
19,7
21,9
0,003
0,004
0,003
0,014
0,015
0,030
0,022
0,025
0,035
0,028
0,050
0,056
0,041
0,039
0,031
0,054
0,053
0,044
0,039
0,031
[%]
Max.
σ
Potok
0,005
0,003
0,007
0,027
0,018
0,027
0,005
0,004
0,018
0,023
0,020
0,027
0,030
0,027
0,013
0,019
0,020
0,031
0,029
0,025
0,006
0,005
0,012
[%]
9,5
4,3
8,9
42,9
48,1
60,8
8,1
7,4
30,8
62,5
60,3
59,7
59,3
61,8
16,1
53,2
57,6
57,9
58,3
44,4
10,0
11,4
25,0
22,7
13,0
26,9
67,5
69,2
64,3
16,7
14,8
69,2
67,6
69,0
71,1
6,7
65,9
48,1
59,4
60,6
72,1
69,0
9,5
4,0
2,7
41,4
Wyżni Chochołowski
Jarząbczy
Starorobociański
Wielkie Koryciska
Chochołowski
Lejowy
Pyszniański
Dolinczański
Tomanowy
Miętusi
Kościeliski
Małołącki
Strążyski
Biały
Bystra
Olczyski
Sucha Woda
Przyporniak
Łężny
Filipczański
Rybi
Roztoka
Białka
0,031
0,033
0,027
0,007
0,005
50,0
50,0
51,2
10,3
9,7
57,4
62,3
61,4
7,9
16,1
Źr.-1; Ch_WK
Źr.-2; Ch_WK
Źr.-3; K_PK
Źr.-4; Bk_Ry
Źr.-5; Bk_Ro
Źródło
Chochołowska
Chochołowska
Źródło
Źr.-1; Ch_WK
Źr.-2; Ch_WK
Źr.-3; K_PK
Źr.-4; Bk_Ry
Źr.-5; Bk_Ro
K+
Dolina
Dolina
[%]
Dolina
Chochołowska
Lejowa
Kościeliska
Małej Łąki
Strążyska
Białego
Bystrej
Olczyska
Suchej Wody
Filipka
Białki
Źródło
Źr.-1; Ch_WK
Źr.-2; Ch_WK
Źr.-3; K_PK
Źr.-4; Bk_Ry
Źr.-5; Bk_Ro
8,4
9,6
12,3
8,1
9,0
22,0
15,2
17,4
9,1
13,2
3,25
1,94
5,13
1,88
0,64
Chochołowska
Kościeliska
Białki
97
Tabela 4.2. Struktura składu chemicznego wód
4.1. Zróżnicowanie przestrzenne
H +
Dolina
Chochołowska
Lejowa
Kościeliska
Małej Łąki
Strążyska
Białego
Bystrej
Olczyska
Suchej Wody
Filipka
Białki
Potok
Wyżni Chochołowski
Jarząbczy
Starorobociański
Wielkie Koryciska
Chochołowski
Lejowy
Pyszniański
Dolinczański
Tomanowy
Miętusi
Kościeliski
Małołącki
Strążyski
Biały
Bystra
Olczyski
Sucha Woda
Przyporniak
Łężny
Filipczański
Roztoka
Rybi
Białka
Skrót
CH_WCh
Ch_J
Ch_S
Ch_WK
Ch
L
K_P
K_D
K_T
K_M
K
Mł
S
Bł
Bs
O
SW
P
Ł
F
Bk_Ro
Bk_Ry
Bk
0,00295
0,00174
0,00200
0,00005
0,00018
0,00010
0,00196
0,00175
0,00041
0,00009
0,00016
0,00008
0,00011
0,00008
0,00031
0,00014
0,00024
0,00015
0,00014
0,00010
0,01427
0,01232
0,00045
0,00548
0,00284
0,00363
0,00010
0,00033
0,00012
0,00279
0,00276
0,00062
0,00011
0,00022
0,00011
0,00014
0,00012
0,00056
0,00041
0,00041
0,00020
0,00018
0,00014
0,02165
0,01697
0,00072
0,00667
0,00350
0,00420
0,00011
0,00044
0,00015
0,00324
0,00336
0,00068
0,00013
0,00027
0,00012
0,00015
0,00014
0,00079
0,00047
0,00049
0,00022
0,00022
0,00016
0,03236
0,02207
0,00130
x
[% mval · L-1]
0,00815
0,00367
0,00454
0,00012
0,00064
0,00015
0,00337
0,00372
0,00079
0,00013
0,00030
0,00013
0,00016
0,00015
0,00096
0,00051
0,00078
0,00024
0,00023
0,00018
0,04126
0,02396
0,00195
0,00025
0,00022
0,00022
0,03539
0,02851
0,00033
0,00034
0,00030
0,07166
0,04752
0,00042
0,00041
0,00037
0,10947
0,05709
0,00046
0,00040
0,00036
0,10607
0,06030
Min
Q25%
Me
Ca2+
Q75%
σ
Max.
Ψ
Min
Cv
Q25%
Me
0,01957
0,00760
0,00869
0,00033
0,00343
0,00023
0,00564
0,00701
0,00225
0,00027
0,00081
0,00022
0,00028
0,00029
0,00342
0,00128
0,00376
0,00041
0,00055
0,00042
0,14608
0,06029
0,01110
0,00426
0,00130
0,00145
0,00004
0,00060
0,00003
0,00092
0,00133
0,00034
0,00003
0,00012
0,00003
0,00003
0,00005
0,00062
0,00020
0,00068
0,00006
0,00009
0,00007
0,02896
0,00964
0,00194
27,6
18,1
21,2
13,6
39,8
13,3
13,9
23,1
19,1
11,5
24,1
12,5
10,0
14,3
39,2
20,2
36,7
13,6
15,9
15,6
42,5
25,2
93,5
52,3
35,4
31,9
33,3
93,8
20,0
27,3
35,8
43,0
23,1
40,0
23,1
18,8
33,3
64,6
39,2
87,2
25,0
39,1
38,9
70,2
40,2
99,5
52,38
48,06
49,62
53,88
55,74
69,99
45,97
52,89
59,82
64,85
69,88
62,23
55,23
50,35
65,13
58,49
70,29
76,51
85,26
69,04
77,30
79,03
67,44
55,05
50,83
53,72
57,07
63,33
71,98
48,37
55,21
62,30
66,92
71,66
65,28
57,46
55,48
70,08
61,14
73,39
79,63
86,59
72,69
80,48
81,40
70,95
0,00054
0,00045
0,00042
0,14213
0,07701
0,00122
0,00068
0,00052
0,16696
0,09269
0,00020
0,00009
0,00008
0,03467
0,01822
25,0
13,4
16,2
32,2
25,8
43,5
22,5
22,2
32,7
30,2
50,05
50,27
63,52
60,43
65,29
51,82
51,90
65,90
62,45
66,56
Max.
Ψ
55,54
51,55
54,81
58,18
64,31
73,20
49,16
55,78
63,80
68,80
73,20
65,96
58,47
56,18
72,52
62,40
75,10
83,24
88,53
73,88
82,79
83,10
71,75
58,04
54,03
56,48
62,20
66,29
76,25
51,64
56,62
65,81
72,94
76,75
69,80
60,59
57,26
75,46
65,99
78,63
88,17
90,99
75,83
83,90
84,08
73,81
65,73
58,89
62,43
72,00
77,36
83,19
54,36
61,86
73,15
78,80
85,98
75,12
67,74
67,19
87,72
72,33
85,10
93,55
93,12
88,55
86,49
85,69
81,35
3,22
2,42
2,90
3,57
4,03
3,44
2,09
2,00
3,57
3,73
4,06
3,34
3,55
3,41
3,90
3,49
3,62
4,77
2,39
4,04
2,35
1,85
3,17
2,7
3,1
2,5
4,4
2,3
2,9
3,3
1,3
2,8
4,4
3,5
3,4
2,7
1,6
3,7
3,9
3,5
5,1
2,5
2,1
2,1
1,6
2,0
5,7
4,6
5,2
6,0
6,2
4,6
4,2
3,5
5,5
5,3
5,4
5,0
5,9
6,0
5,4
5,5
4,8
5,7
2,7
5,4
2,9
2,2
4,4
22,34
32,62
27,75
26,76
19,47
15,30
37,09
30,03
22,37
20,30
12,01
24,09
30,36
31,46
8,42
24,90
11,94
4,46
4,40
9,35
2,77
2,84
12,02
31,72
38,06
34,31
36,60
30,57
22,07
42,06
35,09
30,70
26,22
21,34
29,46
38,19
42,00
21,36
31,78
17,82
9,33
6,70
21,30
4,05
3,72
22,02
52,27
52,39
68,04
64,26
68,78
55,33
53,77
69,69
64,44
69,66
57,79
56,50
73,70
66,13
72,60
73,54
60,74
79,36
69,86
76,77
6,32
3,00
4,42
2,68
3,27
5,7
4,4
5,7
2,9
4,4
11,4
5,6
6,3
4,2
4,7
24,64
38,57
19,86
5,39
4,35
41,58
42,72
25,27
8,38
7,41
[%]
0,00916
0,00411
0,00541
0,00013
0,00068
0,00016
0,00369
0,00431
0,00088
0,00014
0,00035
0,00014
0,00017
0,00016
0,00118
0,00060
0,00077
0,00026
0,00025
0,00019
0,04914
0,02808
0,00315
Mg 2+
Q75%
σ
x
[% mval · L-1]
56,81
52,50
55,70
59,51
65,33
74,46
49,84
56,44
64,81
69,83
74,67
67,19
59,70
57,27
72,81
63,61
76,09
84,09
88,67
74,87
82,37
82,71
72,68
Cv
Min
Q25%
Me
Na +
Max.
Ψ
35,57
41,26
36,15
40,17
32,58
25,03
43,21
36,11
32,60
30,14
24,74
32,88
40,31
42,66
23,57
34,46
21,43
14,24
9,00
24,14
4,87
4,95
23,76
36,37
41,94
37,15
41,77
33,56
26,31
44,10
36,76
34,20
32,15
25,93
33,90
41,27
43,17
25,73
36,01
22,77
17,11
10,79
25,66
6,32
6,47
25,13
39,85
45,39
43,14
44,65
39,49
28,20
47,92
39,28
36,38
33,89
27,70
37,21
43,80
47,38
32,37
38,16
25,31
19,58
12,12
28,37
7,59
7,68
27,75
3,70
2,91
3,40
3,66
3,76
3,49
2,50
2,07
3,67
3,76
3,99
3,36
3,54
3,33
4,01
3,48
3,40
4,38
2,25
4,17
1,40
1,36
3,27
6,5
4,7
3,9
6,4
4,6
8,5
2,4
2,3
5,4
9,8
9,3
6,8
3,8
1,4
9,3
6,1
11,5
27,3
22,7
9,0
23,3
27,8
6,5
10,9
7,3
9,6
9,3
11,9
14,7
5,9
5,8
11,6
12,9
17,2
10,6
9,1
8,0
17,2
10,5
16,8
33,3
25,8
18,2
27,9
26,6
14,2
6,35
5,54
5,86
0,21
1,20
0,95
4,79
5,26
1,55
0,33
0,91
0,31
0,42
0,28
1,90
1,73
2,30
1,25
1,18
1,11
9,23
8,52
2,13
7,02
5,86
6,84
0,40
1,90
1,16
5,79
5,81
2,15
0,45
1,25
0,43
0,58
0,46
2,44
2,20
2,63
1,86
1,87
1,40
10,08
9,88
2,78
46,88
46,70
30,87
11,85
10,80
43,79
45,29
29,22
11,02
9,92
47,36
47,11
32,89
13,50
12,29
49,31
48,76
35,28
14,53
13,60
6,57
2,97
4,40
2,80
2,83
6,2
4,7
12,3
21,6
22,6
15,0
6,6
15,1
25,4
28,5
0,17
0,21
0,36
20,06
16,27
0,28
0,30
0,55
20,50
17,69
[%]
Q75%
σ
x
[% mval · L-1]
34,09
40,08
35,28
39,41
31,49
23,75
42,62
35,63
31,57
29,10
23,24
31,84
39,00
41,61
23,37
33,20
20,21
13,14
8,72
22,97
5,02
5,12
23,00
Cv
Min
Q25%
Me
K +
Max.
Ψ
7,81
6,18
7,27
0,51
2,27
1,30
6,06
6,01
2,49
0,49
1,48
0,49
0,68
0,56
2,97
2,44
2,78
2,22
2,15
1,63
10,65
10,62
3,13
8,44
6,82
7,92
0,72
2,72
1,54
6,67
6,28
2,77
0,69
1,60
0,58
0,79
0,75
3,39
2,76
2,98
2,60
2,50
1,82
11,44
11,39
3,85
10,36
8,01
8,45
1,07
4,64
1,92
7,37
7,32
4,98
1,41
2,21
0,98
2,04
1,00
4,14
3,11
4,43
3,12
3,26
2,65
13,10
11,73
6,13
0,95
0,62
0,65
0,22
0,67
0,25
0,60
0,43
0,59
0,23
0,26
0,15
0,34
0,18
0,55
0,36
0,48
0,46
0,43
0,36
0,99
0,89
0,85
9,1
7,8
7,4
31,4
18,1
14,6
7,3
3,9
12,4
24,5
11,8
15,3
15,4
25,9
16,0
11,5
6,3
16,7
14,7
12,9
6,4
7,1
17,1
12,1
9,8
8,8
40,0
28,6
18,4
9,7
7,1
23,5
39,0
17,9
28,3
44,2
30,0
18,7
14,6
16,5
20,4
19,9
21,6
9,2
8,4
25,2
0,82
0,74
1,25
0,20
0,28
0,23
0,96
1,33
0,64
0,19
0,27
0,14
0,23
0,12
0,44
0,35
0,33
0,28
0,18
0,22
1,13
1,13
0,45
1,05
0,90
1,43
0,31
0,55
0,33
1,18
1,63
0,85
0,27
0,47
0,26
0,29
0,25
0,71
0,54
0,48
0,38
0,27
0,31
1,43
1,40
0,61
1,15
0,99
1,56
0,40
0,63
0,38
1,28
1,72
0,97
0,36
0,52
0,33
0,38
0,39
0,80
0,59
0,64
0,41
0,33
0,43
1,63
1,57
0,75
0,34
0,36
0,66
21,51
18,51
0,43
0,39
0,69
21,39
18,37
0,38
0,47
0,86
21,92
19,12
1,53
0,81
1,25
23,37
20,36
0,33
0,12
0,19
0,89
1,02
14,7
23,6
23,5
3,3
3,9
76,7
30,8
27,5
4,2
5,6
0,18
0,30
0,15
2,53
1,43
0,27
0,38
0,21
2,79
1,71
0,33
0,44
0,30
2,99
1,89
[%]
Q75%
σ
x
[% mval · L-1]
7,86
6,34
7,35
0,55
2,34
1,36
6,18
6,09
2,51
0,59
1,45
0,53
0,77
0,60
2,94
2,47
2,91
2,25
2,16
1,67
10,77
10,54
3,37
Cv
Min
Q25%
Me
[%]
x
Q75%
[% mval · L-1]
1,20
1,25
1,04
1,17
1,63
1,76
0,46
0,54
0,73
0,83
0,38
0,42
1,29
1,42
1,78
1,93
1,00
1,13
0,40
0,56
0,55
0,65
0,38
0,52
0,45
0,50
0,45
0,61
0,83
0,92
0,63
0,72
0,66
0,80
0,44
0,53
0,38
0,42
0,42
0,47
1,67
1,89
1,55
1,67
0,83
0,89
Max.
σ
Ψ
Potok
Cv
Dolina
[%]
2,48
1,48
2,73
1,00
1,59
0,51
1,80
2,53
1,87
1,01
0,86
0,71
1,53
1,22
1,58
1,02
1,24
0,74
0,79
0,82
2,32
1,95
1,95
0,28
0,18
0,29
0,21
0,29
0,07
0,18
0,23
0,24
0,17
0,14
0,15
0,26
0,25
0,22
0,16
0,22
0,11
0,15
0,13
0,30
0,20
0,34
8,7
13,6
10,6
28,8
22,2
11,8
9,4
8,7
14,4
40,3
17,3
39,4
27,6
46,2
13,1
15,3
25,0
18,3
22,7
18,6
14,1
8,6
18,7
23,3
17,3
17,8
45,7
39,7
18,4
14,0
12,9
24,0
42,5
25,5
39,5
57,8
55,6
26,5
25,4
33,3
25,0
39,5
31,0
18,0
12,9
41,0
Wyżni Chochołowski
Jarząbczy
Starorobociański
Wielkie Koryciska
Chochołowski
Lejowy
Pyszniański
Dolinczański
Tomanowy
Miętusi
Kościeliski
Małołącki
Strążyski
Biały
Bystra
Olczyski
Sucha Woda
Przyporniak
Łężny
Filipczański
Roztoka
Rybi
Białka
0,93
0,97
0,78
3,69
2,34
0,21
0,19
0,15
0,28
0,24
37,9
26,1
33,3
6,7
9,5
50,0
37,3
44,1
9,4
12,7
Źr.-1; Ch_WK
Źr.-2; Ch_WK
Źr.-3; K_PK
Źr.-4; Bk_Ry
Źr.-5; Bk_Ro
Chochołowska
Lejowa
Kościeliska
Małej Łąki
Strążyska
Białego
Bystrej
Olczyska
Suchej Wody
Filipka
Białki
Źródło
Chochołowska
Kościeliska
Białki
Źródło
Źr.-1; Ch_WK
Źr.-2; Ch_WK
Źr.-3; K_PK
Źr.-4; Bk_Ry
Źr.-5; Bk_Ro
+
Dolina
Chochołowska
Lejowa
Kościeliska
Małej Łąki
Strążyska
Białego
Bystrej
Olczyska
Suchej Wody
Filipka
Białki
Potok
Wyżni Chochołowski
Jarząbczy
Starorobociański
Wielkie Koryciska
Chochołowski
Lejowy
Pyszniański
Dolinczański
Tomanowy
Miętusi
Kościeliski
Małołącki
Strążyski
Biały
Bystra
Olczyski
Sucha Woda
Przyporniak
Łężny
Filipczański
Roztoka
Rybi
Białka
Skrót
CH_WCh
Ch_J
Ch_S
Ch_WK
Ch
L
K_P
K_D
K_T
K_M
K
Mł
S
Bł
Bs
O
SW
P
Ł
F
Bk_Ry
Bk_Ro
Bk
–
0,032
0,015
0,010
0,043
0,048
0,015
0,012
0,010
0,032
0,031
0,051
0,015
0,008
0,015
0,009
0,022
0,019
0,040
0,025
0,005
0,051
0,027
0,024
0,044
0,033
0,031
0,059
0,089
0,052
0,019
0,022
0,089
0,056
0,079
0,064
0,046
0,063
0,032
0,073
0,081
0,072
0,057
0,066
0,087
0,067
0,094
0,012
0,012
0,014
0,015
0,027
0,046
0,039
0,057
0,044
0,055
0,063
0,056
0,115
0,057
0,098
Q25%
Me
Q75%
Max.
σ
Ψ
Cv
Min
Q25%
0,110
0,082
0,116
0,141
0,158
0,108
0,062
0,059
0,189
0,196
0,158
0,139
0,099
0,136
0,129
0,177
0,168
0,184
0,132
0,147
0,329
0,159
0,203
0,468
0,300
0,414
0,287
0,700
0,196
0,910
0,523
0,458
0,471
0,487
0,484
0,967
0,283
0,219
0,450
1,236
0,412
0,252
0,240
1,052
0,404
0,601
0,135
0,067
0,102
0,064
0,114
0,049
0,196
0,123
0,103
0,118
0,102
0,095
0,204
0,072
0,059
0,087
0,213
0,096
0,061
0,064
0,317
0,092
0,111
35,5
55,7
101,2
45,6
29,0
37,3
63,2
44,0
37,3
72,2
37,6
39,5
34,4
44,0
57,7
52,5
35,7
54,9
43,1
43,5
73,3
41,1
34,7
103,1
97,1
114,6
58,2
79,7
59,8
233,3
164,0
65,2
83,7
70,3
84,1
151,1
64,9
71,1
70,7
125,3
68,1
59,2
59,8
105,3
70,2
67,3
66,23
70,33
66,31
92,39
76,98
86,29
66,57
64,66
71,16
91,19
76,54
93,44
91,62
92,26
82,70
82,26
79,75
84,10
86,45
88,12
48,77
62,05
54,01
0,092
0,112
0,175
0,135
0,210
0,277
0,444
0,301
0,656
1,112
0,061
0,091
0,077
0,201
0,394
36,5
65,2
51,3
79,8
79,1
72,6
105,8
64,2
140,6
141,7
89,98
89,98
90,67
43,48
48,11
Q75%
Max.
σ
Ψ
71,60
74,47
69,06
93,32
82,51
88,43
70,71
71,84
80,34
92,16
80,31
93,96
92,58
93,39
84,69
84,85
84,67
85,80
87,72
89,25
59,77
66,35
60,89
x
[% mval · L-1]
74,45
74,84
78,77
77,94
74,55
73,46
94,03
94,08
83,66
84,23
90,16
89,89
74,00
73,58
75,78
74,64
84,40
83,54
92,93
92,91
82,35
82,24
94,45
94,55
92,93
93,13
93,86
93,99
85,97
86,02
87,21
87,15
85,80
85,73
86,56
86,90
88,74
88,99
90,52
90,52
63,06
62,23
68,57
68,98
63,94
63,85
77,20
80,82
77,01
94,80
86,91
91,13
75,79
77,71
88,76
93,31
84,33
95,08
93,60
94,80
87,60
89,16
86,71
87,96
90,52
91,26
65,11
71,05
66,93
82,51
84,67
82,49
96,94
90,63
93,51
81,54
81,28
90,14
95,30
86,74
96,25
95,30
95,68
91,78
91,50
89,64
90,86
92,58
93,32
70,31
77,43
72,00
3,98
3,97
4,44
0,95
2,96
1,65
3,82
3,80
5,32
0,99
2,59
0,67
0,84
0,93
1,90
2,34
1,76
1,61
1,68
1,40
4,83
3,34
4,23
3,8
4,0
5,3
0,8
2,6
1,5
3,4
3,9
5,0
0,6
2,4
0,6
0,5
0,8
1,7
2,5
1,2
1,2
1,6
1,1
4,2
3,4
4,7
5,3
5,1
6,0
1,0
3,5
1,8
5,2
5,1
6,4
1,1
3,1
0,7
0,9
1,0
2,2
2,7
2,1
1,9
1,9
1,5
7,8
4,8
6,6
14,05
13,27
14,48
2,27
7,02
5,26
15,44
15,10
7,14
3,60
10,73
2,57
3,53
2,90
6,03
6,23
8,45
7,25
6,00
5,76
19,15
14,96
23,25
92,36
91,14
91,48
51,21
53,85
92,73
91,69
92,19
54,95
56,46
93,21
92,37
92,52
60,22
59,45
97,03
96,41
95,32
66,06
67,38
1,17
1,28
0,83
5,97
4,21
0,5
0,7
0,6
8,2
5,0
1,3
1,4
0,9
10,8
7,4
2,27
3,03
2,58
23,00
26,89
[%]
Me
Cv
Min
Q25%
Q75%
Cl Max.
σ
Ψ
17,89
15,93
18,69
3,78
11,47
7,20
20,15
18,06
7,78
4,79
13,72
3,46
4,45
3,52
9,51
7,81
10,74
9,66
7,98
7,01
22,18
18,76
28,74
x
[% mval · L-1]
20,02
19,59
17,13
18,13
20,32
21,60
4,26
4,25
14,07
13,44
7,74
8,40
21,15
21,78
19,16
20,10
12,69
13,40
5,32
5,28
15,67
15,69
3,74
3,77
4,86
4,80
3,99
4,00
10,86
10,85
9,86
10,10
11,52
11,49
11,03
10,61
9,43
9,27
7,75
7,70
23,42
23,49
20,32
19,99
31,21
31,98
21,31
19,84
24,41
4,78
15,10
9,71
23,69
21,94
16,75
5,87
17,92
4,08
5,29
4,32
11,86
12,07
12,75
11,80
10,43
8,63
24,67
21,65
35,36
24,40
24,65
28,10
5,49
18,86
11,64
28,13
26,53
25,92
6,61
21,46
4,66
5,98
5,48
13,61
14,39
13,91
12,94
12,15
9,24
29,69
23,15
42,54
2,57
3,11
3,70
0,67
2,62
1,64
3,23
2,62
5,52
0,73
2,56
0,45
0,56
0,63
1,62
2,29
1,43
1,50
1,52
1,04
2,48
1,95
4,61
8,5
11,4
14,1
11,7
12,9
16,2
8,4
10,1
35,3
10,2
13,4
8,3
8,6
10,0
10,8
21,6
8,7
9,7
13,0
10,5
5,3
7,1
10,6
13,1
17,2
17,1
15,8
19,5
19,5
14,8
13,0
41,2
13,8
16,3
11,9
11,7
15,8
14,9
22,7
12,4
14,1
16,4
13,5
10,6
9,8
14,4
0,77
0,55
0,78
0,26
0,45
0,34
0,59
0,73
0,50
0,28
0,35
0,28
0,37
0,33
0,53
0,46
0,44
0,46
0,34
0,33
2,14
1,52
0,65
4,97
6,15
4,92
27,99
32,67
5,50
7,07
5,23
32,27
35,16
5,91
7,69
5,64
33,58
37,30
8,63
8,71
6,30
37,25
41,17
1,13
1,24
0,65
3,73
3,30
8,5
10,9
6,9
8,7
6,6
20,6
18,0
12,5
11,9
9,4
0,38
0,34
0,42
2,53
2,37
[%]
Me
Cv
Min
Q25%
Ψ
Q75%
1,01
0,75
1,05
0,42
0,56
0,45
0,83
0,85
0,67
0,35
0,49
0,40
0,44
0,47
0,63
0,63
0,75
0,55
0,41
0,48
2,28
1,93
0,88
1,69
1,20
1,41
0,62
0,83
0,79
1,08
1,28
1,00
0,57
0,65
0,57
0,64
0,68
0,94
0,84
1,03
0,76
0,78
0,84
3,27
2,70
1,49
3,07
2,11
1,94
0,82
2,18
1,05
1,53
1,65
1,65
0,98
1,17
0,98
1,35
1,18
1,52
1,42
1,76
1,20
1,39
1,86
4,60
3,45
3,84
0,55
0,34
0,28
0,13
0,30
0,22
0,20
0,26
0,26
0,17
0,20
0,16
0,25
0,19
0,22
0,19
0,29
0,18
0,25
0,35
0,67
0,50
0,61
26,2
22,5
14,0
20,4
20,8
34,0
13,2
19,7
20,9
25,0
14,3
17,7
18,2
19,1
19,9
14,8
16,9
16,9
31,9
28,6
18,7
15,9
27,2
38,7
33,7
21,7
25,5
40,5
36,7
20,8
23,4
30,2
34,7
32,8
30,8
41,0
32,2
26,8
25,3
31,9
26,9
40,3
48,6
23,3
20,8
47,3
2,20
1,44
2,05
0,34
0,81
0,53
2,26
2,62
1,31
0,78
0,80
0,70
0,76
0,57
1,43
1,27
0,96
1,10
0,37
0,53
7,89
5,66
1,73
2,95
1,97
2,72
0,87
1,26
0,91
2,83
2,91
1,70
1,14
1,16
0,98
1,24
1,20
1,91
1,74
1,49
1,58
0,85
0,81
9,66
7,24
2,09
0,44
0,42
0,50
3,30
3,29
0,49
0,47
0,57
3,68
3,85
0,55
0,52
0,66
4,03
4,25
0,84
0,69
0,90
4,56
5,37
0,11
0,07
0,11
0,47
0,69
11,2
10,6
14,0
9,9
12,5
21,2
14,9
18,3
12,7
17,9
0,20
0,11
1,33
5,33
2,43
1,06
0,48
1,83
7,04
3,05
Cv
Min
Q25%
[%]
Me
x
[% mval · L-1]
3,84
3,91
2,63
2,74
3,39
3,43
1,06
1,11
1,46
1,53
1,01
1,06
3,46
3,46
3,79
3,94
2,04
2,11
1,30
1,29
1,46
1,42
1,12
1,12
1,37
1,39
1,35
1,38
2,10
2,20
1,88
1,92
1,58
1,78
1,73
1,74
1,03
1,06
0,99
1,02
10,39
10,88
8,02
8,18
2,48
2,77
Q75%
Chochołowska
Kościeliska
Białki
–
NO 3
Max.
σ
x
[% mval · L-1]
1,30
1,42
1,00
1,01
1,29
1,29
0,49
0,51
0,65
0,74
0,50
0,60
0,95
0,96
1,09
1,11
0,79
0,86
0,44
0,49
0,56
0,61
0,48
0,52
0,55
0,61
0,55
0,59
0,78
0,82
0,71
0,75
0,83
0,91
0,62
0,67
0,58
0,62
0,63
0,72
2,65
2,88
2,42
2,40
1,12
1,29
[%]
Me
0,52
0,61
0,41
3,19
2,07
–
–
SO 42–
HCO 3
NH 4
x
[% mval · L-1]
0,093
0,131
0,044
0,069
0,042
0,089
0,090
0,110
0,119
0,143
0,075
0,082
0,034
0,084
0,042
0,075
0,134
0,158
0,097
0,141
0,105
0,145
0,095
0,113
0,077
0,135
0,083
0,111
0,084
0,083
0,099
0,123
0,122
0,170
0,102
0,141
0,087
0,103
0,093
0,107
0,165
0,301
0,112
0,131
0,157
0,165
Min
0,42
0,51
0,34
2,99
1,89
F Max.
σ
Ψ
4,49
3,32
3,87
1,27
1,68
1,20
3,81
4,46
2,27
1,46
1,57
1,25
1,51
1,61
2,44
2,05
1,86
1,86
1,24
1,20
11,17
9,00
3,34
7,58
4,96
5,60
1,96
3,09
1,69
5,59
6,86
3,73
1,73
2,39
1,65
2,05
2,10
3,97
3,34
5,42
2,69
2,47
1,69
17,13
11,84
5,98
1,19
0,84
0,81
0,35
0,40
0,24
0,75
1,12
0,53
0,22
0,29
0,18
0,25
0,33
0,51
0,34
0,71
0,28
0,40
0,26
2,19
1,33
0,92
20,1
25,7
17,0
18,9
14,4
14,4
14,2
20,4
14,0
12,3
14,0
12,1
9,9
15,2
12,6
8,2
11,7
8,1
18,9
19,7
7,3
11,0
25,2
30,4
30,7
23,6
31,5
26,1
22,6
21,7
28,4
25,1
17,1
20,4
16,1
18,0
23,9
23,2
17,7
39,9
16,1
37,7
25,5
20,1
16,3
33,2
0,076
0,068
0,054
0,007
0,006
0,003
0,088
0,077
0,008
0,008
0,005
0,002
0,007
0,009
0,008
0,015
0,007
0,005
0,010
0,005
0,192
0,049
0,014
0,214
0,162
0,196
0,022
0,021
0,021
0,202
0,174
0,060
0,026
0,030
0,026
0,030
0,033
0,095
0,040
0,035
0,038
0,026
0,044
0,467
0,389
0,080
x
[% mval · L-1]
0,238
0,255
0,175
0,180
0,219
0,223
0,061
0,053
0,077
0,080
0,059
0,063
0,219
0,226
0,205
0,210
0,107
0,110
0,044
0,053
0,058
0,070
0,045
0,058
0,070
0,073
0,056
0,064
0,128
0,119
0,104
0,105
0,112
0,111
0,086
0,093
0,063
0,068
0,063
0,071
0,533
0,533
0,432
0,430
0,147
0,141
1,32
0,78
2,20
11,12
4,20
1,69
1,38
3,51
14,76
5,62
0,26
0,26
0,44
2,41
0,79
11,1
22,7
9,4
24,7
16,2
22,4
38,8
21,4
26,5
21,6
0,003
0,004
0,003
0,257
0,241
0,034
0,026
0,032
0,552
0,526
0,064
0,065
0,050
0,590
0,561
Cv
Min
Q25%
[%]
Me
Q75%
Max.
σ
Ψ
Cv
Potok
0,291
0,194
0,259
0,074
0,111
0,093
0,255
0,241
0,126
0,081
0,107
0,084
0,110
0,097
0,155
0,157
0,164
0,132
0,095
0,097
0,617
0,501
0,183
0,445
0,253
0,346
0,130
0,215
0,167
0,327
0,356
0,471
0,124
0,158
0,151
0,186
0,145
0,207
0,244
0,302
0,241
0,173
0,167
0,879
0,573
0,261
0,080
0,032
0,062
0,034
0,056
0,041
0,045
0,052
0,093
0,034
0,046
0,040
0,048
0,039
0,057
0,061
0,074
0,065
0,044
0,040
0,116
0,100
0,064
16,2
9,1
14,4
42,6
58,4
61,0
12,1
16,3
30,8
62,5
66,4
64,4
57,1
57,1
23,4
56,3
57,6
54,7
54,8
42,1
14,1
13,0
35,0
31,4
17,8
27,8
64,2
70,0
65,1
19,9
24,8
84,5
64,2
65,7
69,0
65,8
60,9
47,9
58,1
66,7
69,9
64,7
56,3
21,8
23,3
45,4
Wyżni Chochołowski
Jarząbczy
Starorobociański
Wielkie Koryciska
Chochołowski
Lejowy
Pyszniański
Dolinczański
Tomanowy
Miętusi
Kościeliski
Małołącki
Strążyski
Biały
Bystra
Olczyski
Sucha Woda
Przyporniak
Łężny
Filipczański
Roztoka
Rybi
Białka
0,093
0,090
0,076
0,674
0,676
0,112
0,128
0,119
0,872
0,902
0,034
0,038
0,033
0,107
0,135
46,1
49,2
44,0
10,3
13,4
54,0
63,3
58,9
17,6
23,1
Źr.-1; Ch_WK
Źr.-2; Ch_WK
Źr.-3; K_PK
Źr.-4; Bk_Ry
Źr.-5; Bk_Ro
Źródło
Chochołowska
Kościeliska
Białki
Dolina
[%]
Chochołowska
Lejowa
Kościeliska
Małej Łąki
Strążyska
Białego
Bystrej
Olczyska
Suchej Wody
Filipka
Białki
Źródło
Źr.-1; Ch_WK
Źr.-2; Ch_WK
Źr.-3; K_PK
Źr.-4; Bk_Ry
Źr.-5; Bk_Ro
0,084
0,086
0,120
0,143
0,278
92,78
91,93
92,09
55,34
56,81
5,49
6,88
5,22
31,26
35,10
0,52
0,47
0,60
3,69
3,85
1,17
0,66
1,97
8,26
3,55
1,16
0,67
2,06
9,10
3,65
0,063
0,060
0,056
0,607
0,585
Chochołowska
Kościeliska
Białki
99
Rycina 4.1. Zróżnicowanie przestrzenne struktury składu chemicznego wód
4.1. Zróżnicowanie przestrzenne
101
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
się w sekwencji: HCO3 > SO4 > NO3 > Cl > F. Podobieństwo struktury składu chemicznego wód dla kationów wyraża się w kolejności: Ca > Mg > Na > K > NH4 > H;,
wyjątkami są potoki odwadniające zlewnie Roztoki i Rybiego Potoku, w których
udział Na + jest większy niż Mg2+ (ryc. 4.1, 4.2A, B).
W strukturze składu chemicznego wód potoków odwadniających zlewnie
położone w trzonie krystalicznym Tatr (ryc. 4.3) można zauważyć mniejszy udział
–
–
H C O3 , a większe znaczenie odgrywają S O 42 (np. Białka, Roztoka, Pyszniański, Starorobociański, Dolinczański, Rybi), niekiedy też azotany (Roztoka, Rybi). Potoki
odwadniające zlewnie reglowe lub reglowo-wierchowe (np. Małołącki, Wielkie Koryciska, Biały, Strążyski, Miętusi, Filipczański) charakteryzują się bardzo
–
wysokim (> 90% mval · L-1) średnim udziałem H C O3 wśród anionów. AnalogiczA.
102
4.1. Zróżnicowanie przestrzenne
B.
Rycina 4.2. A. Udział kationów w strukturze składu chemicznego wód ; B. Udział anionów
w strukturze składu chemicznego wód
nie średni udział Ca 2+ wśród kationów w strukturze składu chemicznego wód jest
wysoki w potokach odwadniających zlewnie zbudowane z serii reglowych w większości z utworów wapiennych (Łężny, Przyporniak) oraz w trzonie krystalicznym
Tatr Wysokich (Rybi, Roztoka) a niski – w trzonie krystalicznym Tatr Zachodnich
(np. Pyszniański, Jarząbczy, Starorobociański, Dolinczański, Wyżni Chochołowski)
oraz w trzonie krystalicznym Tatr Wysokich (Rybi, Roztoka). Udział Mg 2+ w strukturze składu chemicznego wód charakteryzuje duże zróżnicowanie – w niektórych wodach potoków jest on niewielki (Roztoka, Rybi), a w innych znaczący;
103
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
dotyczy to zarówno wód potoków w trzonie krystalicznym Tatr Zachodnich (np.
Pyszniański, Jarząbczy), jak i w części osadowej (np. Biały, Wielkie Koryciska).
Sód ma duży udział w kształtowaniu składu chemicznego wód tylko w zlewni
Roztoki i Rybiego, gdzie jego średni udział przekracza 10% mval · L-1; w zlewniach
reglowo-wierchowych jego wartość nie przekracza 2% mval · L-1.
Związki biogenne. Stężenie związków biogennych w T P N jest bardzo niskie.
H 4+ w części krystalicznej Tatr Wysokich i Zachodnich,
Średnie stężenie N zarówno w wodach potoków, jak i źródeł, nie przekracza 0,02 mg · L-1. Podobne
wartości zanotowali w latach 1994–1996 w Długim i Zielonym Stawie Gąsienicowym E. Lydersen i in. (1997). W zbliżonym zakresie mieszczą się również wyniki
uzyskane przez D. Rzychoń (1998) dla Długiego i Zielonego Stawu Gąsienicowego, chociaż zdarzają się wśród nich sporadycznie wyższe wartości w przedziale
+
0,08–0,17 mg · L 1. W północnej części Tatr średnie stężenia N H 4 są nieco
wyższe, ale zwykle nie przekraczają 0,1 mg · L 1. Warto zaznaczyć, że stężenia
N H 4+ w Tatrach w wodach potoków są niższe niż w wodach opadowych, np.
M. Żelazny i M. Kasina (2009) dla świeżej pokrywy śnieżnej podają średnią
jego wartość 0,16 mg · L 1, a ich udział wśród kationów wynosi 14–21% mval · L 1.
J. Kopáček i in. (2004) zjawisko to wyjaśniają procesami nitryfikacyjnymi, które
–
–
zubażają wodę o N H 4+, a wzbogacają w N O 3. Wartości średnie N O 3 w wodach
potoków są niskie i zazwyczaj nie przekraczają 3 mg · L 1, a w źródłach ich naj–
wyższe średnie stężenie wynosi 5,13 mg · L 1 (Źr.-3; K_PK). Niskie stężenie N O 3
stwierdzili również inni autorzy, np. E. Lydersen i in. (1997), W. E. Krawczyk
i J. Opołka (1992), J. Kopáček i in. (2005), E. Stuchlík i in. (2006) oraz A. Wolanin
i M. Żelazny (2010a).
–
Średnie stężenie P O 43 w wodach tatrzańskich jest bardzo niskie i zazwyczaj
nie przekracza 0,01 mg · L 1. Według J. Kopáčka i in. (1995) rozwój fitoplanktonu
w wodach jezior tatrzańskich jest ograniczany przez niskie stężenie fosforu.
Niekiedy wyższe stężenie związków biogennych notowano w wodach poniżej
zrzutów podczyszczonych ścieków z różnych obiektów związanych z infrastrukturą turystyczną, ewentualnie obiektów gospodarczych (np. leśniczówki) znajdujących się na terenie T P N. Współcześnie, według J. Partyki i J. Pociask-Karteczki
(2008), właśnie nadmierny ruch turystyczny i pobór wód ma znaczący wpływ na
stan czystości wód potoków w T P N. Prowadzony przez T P N monitoring jakości
wód wykazał, iż największy wpływ na stan czystości potoków i stawów górskich
ma przede wszystkim sprawność oczyszczalni ścieków w budynkach znajdujących
się na obszarze T P N (Pęksa 2010). Dotyczy to zwłaszcza okresu letniego, kiedy
to notuje się największy ruch turystyczny (Kownacki i in. 1996; Pęksa 2010). W miesiącach wakacyjnych koncentracja ruchu turystycznego wynosi około 50% całorocznego ruchu turystycznego na terenie T P N (Baścik i in. 2007). W zimie stężenia
jonów, w tym związków biogennych, są zdecydowanie niższe (Piotrowicz 2007).
104
4.1. Zróżnicowanie przestrzenne
-
Rycina 4.3. Średni udział jonów (% mval · L 1) od największego do najmniejszego w odniesieniu do ich średniego udziału w wodach potoków
105
4.1. Zróżnicowanie przestrzenne
Na zmianę chemizmu wód potoków na pewnym odcinku cieku wpływają jednak
punktowe zrzuty zanieczyszczeń – dotyczy to przede wszystkim związków biogennych (Chełmicki i in. 2007). Badania wpływu ścieków zrzucanych ze schronisk na skład chemiczny wód potoków, wykonane przez Ł. Piotrowicza (2007)
oraz J. Siwka i in. (2009), wykazały, że jest on zauważalny do kilkunastu metrów
poniżej punktów zrzutu. Spośród związków biogennych tylko jon amonu powodował (według ówczesnej klasyfikacji wód) obniżenie ich jakości z I do II klasy;
na dalszym odcinku stężenie jonu amonowego spadło i wody ponownie przynależały do I klasy. Niewielki wpływ ścieków związany był z dużym rozcieńczeniem
stosunkowo niewielkiej objętości ścieku (0,54 L · s 1) w znacznie większej objętości
potoku (176 L · s 1). W miejscach rozsączkowania ścieków M. Majocha (2011) rozpoznał szczaw alpejski i pokrzywę zwyczajną, które są roślinami wysoce azotolubnymi. Wykonane przez M. Majochę (2011) badania składu chemicznego podczyszczonych ścieków w 17 oczyszczalniach zlokalizowanych w T P N wykazały,
że ich funkcjonowanie nie jest zadowalające. Jedynie sześć z 17 ścieków spełniało wszystkie warunki dotyczące poszczególnych jonów w zakresie dopuszczalnych dawek substancji odprowadzanych do środowiska. Warto zauważyć,
że już w latach 80. XX wieku M. Bombówna (1977) zwracała uwagę na silne
oddziaływanie ścieków na chemizm wód Rybiego Potoku 400 m poniżej miejsca zrzutu.
Zróżnicowanie stężenia Mg2+ wynika z różnej zawartości kalcytu (CaCO3)
i dolomitu (CaMg[CO3]2) w skałach budujących część osadową T P N (np. dolomity, zlepieńce, margle, wapienie, łupki, piaskowce kwarcytyczne) oraz ze znaczącej różnicy w zawartości magnezu w skałach trzonu krystalicznego Tatr. W obrębie skał metamorficznych Tatr Zachodnich (gnejsy, łupki krystaliczne) zawartość
magnezu jest znacząco większa niż w skałach granitoidowych budujących trzon
krystaliczny Tatr Wysokich (Gawęda 2001). Ta relacja uwidacznia się bardzo
niskimi stężeniami Mg 2+ w wodach odwadniających utwory granitoidowe Tatr
Wysokich i relatywnie wysokimi ich wartościami w wodach odwadniających
metamorficzne utwory Tatr Zachodnich. Według A. Gawędy (2001) zawartość
magnezu jest wysoka w Tatrach Zachodnich w grupie łyszczyków (np. biotyty,
muskowity), szczególnie wysoka zaś w segregacji pegmatytowej w alaskitach Starorobociańskiego Wierchu i w chlorytach pobiotytowych alaskitów Tatr Zachodnich, np. na Ornaku (MgO 10,86–11,71%). Źródłem magnezu są także amfibolity,
które według A. Gawła (1959) tworzą jako skały zwięzłe trzy poziomy (górny –
graniczony do szczytów Tomanowej Polskiej, Kamienistej aż do Wołowca; średni –
w obrębie cyrków lodowcowych; dolny – w dnie dolin: Chochołowskiej i Kościeliskiej, np. w kopalni „ Na Kunsztach ” ). W obrębie wyspy Goryczkowej według
J. Burcharta (1970) amfibolity nie tworzą większych mas, lecz występują w cienkich
wkładkach zatopionych w granitoidach lub występują jako wtrącenia w gnejsach.
107
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
Zmienność stężeń wyrażona wskaźnikiem Ψ dla poszczególnych jonów
–
(tab. 4.1), odniesiona do pojedynczych zlewni, jest niska w przypadku H C O 3 oraz
Ca 2+ i występuje w potokach odwadniających zlewnie zbudowane ze skał osado–
wych (np. Lejowy: Ca 2+ Ψ = 5,8%, H C O 3 Ψ = 5,3%). Wysoka zmienność charakteryzuje wody potoków odwadniających zlewnie walne (np. Białka: Ca 2+ Ψ = 22,3%,
–
–
H C O 3 Ψ = 16,7%) oraz wody Roztoki (Ca 2+ Ψ=15,3%, H C O 3 Ψ =18,2%), odwadniającej trzon krystaliczny Tatr Wysokich (tab. 4.1). Magnez wykazuje mniejszą
zmienność stężenia w potokach odwadniających zlewnie trzonu krystalicznego
Tatr Zachodnich (np. Dolinczański, Pyszniański, Jarząbczy: Ψ = 7,4–10,2%), nieco
większą w części Tatr osadowych (np. Małołącki, Chochołowski, Lejowy, Biały,
Miętusi: Ψ = 8,6–12,1%), większą w zlewniach, Suchej Wody, Białki, Rybiego, Przyporniaka, Roztoki (Ψ = 21,1–25,0%) i największą w zlewni Łężnego (Ψ = 27,7%).
–
Zmienność stężenia S O 24 jest większa niż magnezu – największa występuje
w wodach odwadniających trzon krystaliczny Tatr Zachodnich w zlewni Tomanowego Potoku (Ψ = 49,9%), zdecydowanie mniejsza jest w zlewni Białki (Ψ = 33,9%),
natomiast najmniejsza – w zlewni Małołąckiego Potoku (Ψ = 5,3%).
W odniesieniu do Na + zauważono wyraźną trójdzielność zmienności stężenia
na obszarze T P N: najmniejsza występuje w zlewni Bystrej (Ψ = 4,7%), nieco większą charakteryzują się wszystkie potoki odwadniające zlewnie trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich, a największą – zbudowana z dolomitów zlewnia Wielkich
Korycisk (Ψ = 28,7%). Wartości pośrednie charakteryzują zlewnie dolin walnych.
W przypadku K + zaobserwowano większą zmienność stężenia niż Na +, jednak pod względem zróżnicowania przestrzennego jest ona podobna. Największa
zmienność (Ψ > 30%) występuje w potokach odwadniających zlewnie w części
osadowej T P N (Wielkie Koryciska, Miętusi, Strążyski i Małołącki); najwyższa
w zlewni Białego (Ψ = 48,9%). Potoki odwadniające trzon krystaliczny cechuje
mniejsza zmienność, przy czym najmniejsza występuje w granitoidowej zlewni
Rybiego (Ψ = 7,5%), a nieco większa – w zlewni Dolinczańskiego odwadniającego trzon krystaliczny Tatr Zachodnich (Ψ = 9,8%) i kolejne zlewnie z tej części
Tatr. Potoki odwadniające doliny walne cechuje średnia zmienność, podobnie jak
w przypadku zróżnicowania zmienności sodu.
–
Wartości skrajne zmienności N O 3 występują w zlewniach Tatr Zachodnich,
przy czym najniższa jest w Bystrej (Ψ = 8,2%), a najwyższa – w górnej krystalicznej
części Doliny Chochołowskiej w Jarząbczym (Ψ = 22,3%).
–
W przypadku Cl zmienność wyrażona wskaźnikiem Ψ nie wykazuje prostych
relacji z budowa geologiczną, zmienność fluorków jest wielokrotnie mniejsza
w wodach potoków odwadniających zlewnie trzonu krystaliczego Tatr niż z części osadowej.
Analiza zmienności struktury składu chemicznego (% mval · L 1) wyrażonej
wskaźnikiem Ψ (tab. 4.2) w odniesieniu do poszczególnych zlewni wykazuje, że
108
4.2. Zmienność sezonowa
–
najmniejszą zmiennością charakteryzują się H C O 3 (max Ψ = 5,3%) oraz Ca 2+
(max Ψ = 5,1%), czyli jony, które mają największy udział w kształtowaniu składu
chemicznego potoków tatrzańskich bez względu na budowę geologiczną danej
zlewni (tab. 4.2). Pozostałe jony cechuje wielokrotnie większa zmienność. Obraz
przestrzenny zmienności składu chemicznego wyrażony wartościami względnymi (% mval · L 1) jest z reguły podobny do obrazu uzyskanego z wartości bewzględnych (mg · L 1), z wyjątkiem Ca 2+.
4.2. Zmienność sezonowa
Kluczowe znaczenie w badaniu zmienności sezonowej cech fizykochemicznych
odgrywa zmienność stanu wody, temperatury powietrza i aktywność biologiczna
zlewni związana z aktywnością mikrobiologiczną pokrywy zwietrzelinowo-glebowej oraz z zapotrzebowaniem na substancje mineralne roślinności w cyklu rocznym.
Stan wody. Biorąc pod uwagę przebieg zmienności stanów wód w ciągu roku,
w wyniku analizy taksonomicznej Warda wyodrębniono w Tatrach dwie grupy
potoków (ryc. 4.4). Pierwsza grupa (S1) 15 potoków obejmuje zarówno odwadniane duże zlewnie tzw. dolin walnych (np. Białka, Chochołowski), jak i małe
zlewnie cząstkowe, położone w wysokiej, krystalicznej części Tatr Zachodnich
(np. Dolinczański, Jarząbczy). Drugą grupę (S2) stanowi 8 potoków odwadniających osadową część Tatr, m.in. Biały, Strążyski, Wielkie Koryciska. W obu grupach (S1, S2) wysokie stany wód występują wiosną (kwiecień–maj), a niskie utrzymują się latem (sierpień–wrzesień). Zasadnicza różnica w wydzielonych grupach
polega na wystąpieniu najniższego stanu wody w zimie w potokach odwadniających duże doliny walne i wysoko położone zlewnie krystaliczne, a w potokach
odwadniających zlewnie części osadowej latem. We wszystkich potokach najwyższe stany wód występują na wiosnę, w okresie roztopowym, jednak w niżej
położonych zlewniach reglowych wyższe stany wód występują wcześniej (zazwyczaj w kwietniu) niż w pozostałych potokach (zazwyczaj w maju). Ze względu
na przyczynę wezbrania Z. Ziemońska (1966) wydzieliła w dorzeczu Czarnego
Dunajca typ wezbrania warunkowany topnieniem pokrywy śnieżnej wywołanej
dodatnimi temperaturami powietrza i nazwała go termiczno-roztopowym. Stopniowy przybór wód w Tatrach trwa od 10 dni do 1,5 miesiąca.
Wydajność źródeł położonych w węglanowej zlewni Wielkich Korycisk jest
wysoka w czasie wiosennych roztopów, a źródeł w trzonie krystalicznym Tatr
Wysokich – w czasie opadów w miesiącach letnich. Niskie wartości wydajności
obserwowano późnym latem i jesienią.
Temperatura wody. Różnice w przebiegu temperatury wody w ciągu roku są
zdecydowanie mniej wyraźne niż różnice w przebiegu stanów wód w potokach,
109
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
A.
B.
C.
D.
Rycina 4.4. Sezonowa zmienność stanu wody: A. grupy potoków (S1, S2) o podobnej
zmienności stanu wody; B. średni przebieg stanu wody w wydzielonych grupach potoków
(S1, S2); C. średni przebieg stanu wody potoków i wydajności źródeł; D. średni przebieg
unitaryzowanych stanów wody w wybranych potokach i źródle
110
4.2. Zmienność sezonowa
o czym świadczą niższe wartości odległości euklidesowych pomiędzy wyróżnionymi trzema grupami potoków (ryc. 4.5). Najwyższe temperatury wody, zgodnie
z oczekiwaniem, występują latem (lipiec–sierpień), a najniższe zimą (styczeń–luty).
Temperatura wód źródlanych osiąga najwyższe wartości z pewnym opóźnieniem w stosunku do temperatury wód potoków.
Odczyn wody. Na podstawie analizy taksonomicznej Warda wyróżniono
w Tatrach trzy grupy potoków odznaczających się podobnym przebiegiem
odczynu wody (ryc. 4.6). Pierwsza grupa (S1) obejmowała potoki odwadniające
duże doliny zarówno Tatr Wysokich, jak i Zachodnich (np. Białka, Roztoka, Chochołowski, Kościeliski) oraz potoki odwadniające mniejsze zlewnie cząstkowe
w wysokiej krystalicznej części Tatr (np. Dolinczański, Starorobociański). Drugą
grupę (S2) stanowiły przede wszystkim potoki odwadniające osadową część Tatr
(np. Filipczański, Miętusi). W większości potoków skupionych w tych dwóch grupach najwyższe pH występowało w miesiącach zimowych, przy czym w potokach
odwadniających obszar reglowy zaznaczał się także wyraźny wzrost pH latem.
Najniższe pH w większości przypadków występowało w czasie wiosennych roztopów, które w potokach odwadniających nisko położony obszar reglowy występowały wcześniej (kwiecień) niż w potokach odwadniających duże doliny walne
i wysoko położone zlewnie krystaliczne (maj). Wzrost zakwaszenia wód w okresie
roztopowym związany był z zasilaniem kwaśnymi wodami pochodzącymi z topniejącego śniegu. Grupa trzecia (S3) skupiała potoki odwadniające zarówno zlewnie reglowe (np. Wielkie Koryciska), jak i małe zlewnie krystaliczne Tatr Zachodnich (np. Jarząbczy). Różnice polegały głównie na nieregularnym pojawianiu się
w różnym czasie wartości minimalnych, np. w Lejowym Potoku występowały one
w styczniu, w Wielkich Koryciskach w październiku, a w Łężnym Potoku w lipcu.
Najwyższy odczyn notowany był zwykle w grudniu.
Okres roztopowy zaznaczał się również spadkiem pH w wodach źródlanych,
następowało to jednak z pewnym opóźnieniem w stosunku do zmian odczynu
wód potoków. Wyższe wartości pH notowano w źródłach w miesiącach zimowych, podobnie jak w przypadku potoków.
Mineralizacja. Biorąc pod uwagę podobieństwo zmienności mineralizacji
wody w ciągu roku, potoki tatrzańskie można podzielić na trzy grupy (ryc. 4.7).
Pierwsza (S1) obejmuje głównie potoki odwadniające duże doliny walne i granitoidowy trzon krystaliczny Tatr Wysokich (np. Białka, Roztoka, Kościeliski,
Chochołowski) z wyjątkiem Przyporniaka. Do grupy drugiej (S2) należały przede
wszystkim potoki odwadniające małe wysoko położone zlewnie trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich (np. Jarząbczy, Pyszniański), a także potoki odwadniające część osadową (Biały i Lejowy). Grupę trzecią (S3) stanowiły głównie potoki
odwadniające zlewnie reglowe i reglowo-wierchowe (np. Filipczański, Strążyski,
Wielkie Koryciska). We wszystkich potokach najniższa mineralizacja występo111
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
A.
B.
C.
D.
Rycina 4.5. Sezonowa zmienność temperatury wody: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
o podobnej zmienności temperatury wody; B. średni przebieg temperatury wody
w wydzielonych grupach potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg temperatury wody potoków i źródeł; D. średni przebieg temperatury wody (°C) w wybranych potokach i źródle
na tle unitaryzowanego stanu wody
112
4.2. Zmienność sezonowa
A.
B.
C.
D.
Rycina 4.6. Sezonowa zmienność odczynu (pH) wody: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
o podobnej zmienności pH; B. średni przebieg pH wody w wydzielonych grupach potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg pH wody potoków i źródeł; D. średni przebieg pH
wody wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody
113
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
A.
B.
C.
D.
Rycina 4.7. Sezonowa zmienność mineralizacji wody: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
o podobnej zmienności mineralizacji wody; B. średni przebieg mineralizacji wody
w wydzielonych grupach potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg mineralizacji wody
potoków i źródeł; D. średni przebieg mineralizacji (mg · L 1) wody wybranych potoków
i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody
114
4.2. Zmienność sezonowa
wała w czasie wiosennych roztopów (kwiecień–maj), a wysoka – w pozostałych
miesiącach. Warto zaznaczyć, że potoki zgrupowane w S1 najwyższe wartości
mineralizacji mają podczas tatrzańskiej zimy (marzec), a pozostałe potoki, w tym
większość z grupy S3, późnym latem (wrzesień). Przebieg zmienności mineralizacji koresponduje z przebiegiem stanów wody. W potokach odwadniających trzon
krystaliczny Tatr zwykle najniższe stany wód występowały zimą lub wczesną wiosną (marzec), a w potokach odwadniających część reglową – latem. Najniższa
mineralizacja towarzysząca wiosennym roztopom występuje wcześniej w potokach odwadniających zlewnie reglowe (kwiecień), a w pozostałych potokach później (zazwyczaj w maju).
Zmiany mineralizacji w źródłach, szczególnie w trzonie krystalicznym, odbiegają nieco od zmian mineralizacji w wodach potoków – niskie wartości częściej
występują w miesiącach zimowych, a wysokie w miesiącach letnich i jesiennych.
Wapń. Na podstawie analizy taksonomicznej Warda wskazano w Tatrach
trzy grupy potoków charakteryzujące się podobnym przebiegiem stężenia Ca 2+
(ryc. 4.8). Pierwsza (S1) obejmowała głównie największe zlewnie tatrzańskie
(np. Roztoka, Sucha Woda, Bystra, Kościeliska). Drugą grupę (S2) stanowiły
małe zlewnie położone w trzonie krystalicznym Tatr Zachodnich (np. Jarząbczy, Wyżni Chochołowski) oraz zlewnie potoków odwadniających część osadową
(np. Lejowy), a grupę trzecią (S3) – potoki odwadniające część reglową (np. Wielkie Koryciska, Filipczański). W większości potoków przebieg zmienności stężenia
Ca 2+ wyraźnie korespondował ze zmianami mineralizacji – wysokie stężenia Ca 2+
występowały w okresie letnio-jesienno-zimowym, a niskie – w czasie wiosennych roztopów. Podobnie jak w przypadku mineralizacji najniższe stężenia Ca 2+
występują wcześniej w potokach odwadniających zlewnie reglowe (kwiecień) niż
w potokach odwadniających zlewnie położone wyżej (maj). Jedyna różnica dotyczy małych potoków trzonu krystalicznego Tatr, w których najwyższe stężenie
Ca 2+ występuje zimą, a nie jak w przypadku mineralizacji – późnym latem (wrzesień). Warto zauważyć, że potoki odwadniające zlewnie należące do grupy S3
wykazują z reguły najwyższe stężenie Ca 2+ we wrześniu.
Odmienny przebieg stężenia Ca 2+ charakteryzował wody źródlane, w których
niskie stężenia występują zimą i wiosną, a wysokie – latem i jesienią, podobnie jak
w przypadku mineralizacji.
Magnez. Ze względu na zmienność stężenia Mg 2+ w ciągu roku potoki tatrzańskie można podzielić na cztery grupy (ryc. 4.9). Pierwszą i drugą (S1, S2) stanowią
przede wszystkim potoki odwadniające trzon krystaliczny Tatr oraz doliny walne
Tatr Zachodnich i Wysokich (np. Kościeliski, Roztoka, Białka, Sucha Woda).
Grupa trzecia (S3) skupiała głównie mniejsze potoki trzonu krystalicznego Tatr
Zachodnich (np. Jarząbczy, Pyszniański) oraz części osadowej (np. Biały, Filipczański), a grupa czwarta (S4) – potoki odwadniające zlewnie położone w wier115
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
A.
B.
C.
D.
+
Rycina 4.8. Sezonowa zmienność stężenia Ca 2 w wodach: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
+
+
o podobnej zmienności Ca 2 ; B. średni przebieg stężenia Ca 2 w wodach wydzielonych
+
grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg stężenia Ca 2 w wodach potoków i źródeł;
+
D. średni przebieg stężenia Ca 2 (mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle na tle
unitaryzowanego stanu wody
116
4.2. Zmienność sezonowa
A.
B.
C.
D.
+
Rycina 4.9. Sezonowa zmienność stężenia Mg 2 w wodach: A. grupy potoków (S1, S2, S3,
+
+
S4) o podobnej zmienności Mg 2 ; B. średni przebieg stężenia Mg 2 w wodach wydzielo+
nych grup potoków (S1, S2, S3, S4); C. średni przebieg stężenia Mg 2 w wodach potoków
+
i źródeł; D. średni przebieg stężenia Mg 2 (mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle
na tle unitaryzowanego stanu wody
117
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
chowo-reglowej części Tatr (np. Lejowy, Przyporniak). Przebieg zmienności Mg 2+
w potokach należących do grup S1 i S2 oraz do grup S3 i S4 był bardzo podobny,
o czym świadczą niewielkie odległości euklidesowe pomiędzy nimi. Cechą charakterystyczną dla wszystkich potoków było występowanie niskiego stężenia Mg 2+
w okresie roztopowym oraz w przypadku potoków grupy S2 (Bystra, Roztoka
i Rybi) relatywnie niskich stężeń w lecie. Jest to prawdopodobnie wynik intensywnej asymilacji Mg 2+ przez roślinność, ponieważ granitoidy budujące trzon krystaliczny Tatr Wysokich i górną część zlewni Bystrej są niezwykle ubogie w magnez.
Warto jednak zaznaczyć, że w potokach odwadniających wysoko położone
małe zlewnie krystaliczne, inaczej niż w przypadku analizowanych wcześniej cech
fizykochemicznych, najniższe stężenie Mg 2+ występowało wcześniej – w kwietniu,
a nie w maju. W potokach odwadniających duże doliny walne wysokie stężenie
utrzymywało się od późnego lata do końca zimy. Cechą charakterystyczną potoków skupionych w grupie S4 była „podwójna” reguła polegająca na występowaniu najwyższych stężeń Mg 2+ tylko we wrześniu, a najniższych tylko w kwietniu.
W pozostałych potokach wysokie stężenia pojawiały się wcześniej: w potokach
krystalicznej części Tatr zazwyczaj w czerwcu, a w potokach wypływających z części reglowej nawet w maju.
Zmienność stężenia Mg 2+ w źródłach przypominała zmiany charakterystyczne
dla potoków, tzn. najniższe stężenie występuje w okresie roztopowym, a najwyższe latem.
Sód. Biorąc pod uwagę przebieg zmienności stężenia Na + w potokach tatrzańskich w cyklu rocznym, wyróżniono trzy grupy (ryc. 4.10), które charakteryzuje
duża nieregularność. Do grupy pierwszej (S1) należy większość potoków (14),
które odwadniają duże doliny (np. Rybi, Kościeliski), jak i małe zlewnie cząstkowe trzonu krystalicznego Tatr (np. Dolinczański, Wyżni Chochołowski), oraz
zlewnie osadowe Białego i Lejowego. Wysokie stężenia Na + występowały w tych
potokach w miesiącach zimowych (grudzień–luty oraz marzec), a niskie w większości z nich – w czasie wiosennych roztopów (maj). Wyjątek stanowią wody
potoków odwadniające najwyższe partie granitoidowe Tatr: Białki, Rybiego, Roztoki i Bystrej, które mają najniższe stężenie Na + w czerwcu w czasie wysokich
stanów wody, które są związane z opadami letnimi i wytapianiem płatów śniegu.
Do grupy drugiej (S2) i trzeciej (S3) należą przede wszystkim potoki odwadniające zlewnie reglowe i reglowo-wierchowe (np. Wielkie Koryciska, Małołącki,
Filipczański). Przebieg stężenia Na + w potokach należących do tych dwóch grup
był bardzo nieregularny, w ciągu roku jest bowiem kilka okresów z podwyższonymi i z obniżonymi stężeniami Na +. Niemniej najczęściej najwyższe stężenie Na+
w wodach potoków przynależących do grupy S2 występowało w grudniu, a w grupie S3 – w styczniu. W potokach należących do grupy S3 najniższe stężenie Na +
najczęściej było notowane w październiku. Generalnie wyższe stężenie Na + przy118
4.2. Zmienność sezonowa
A.
B.
C.
D.
+
Rycina 4.10. Sezonowa zmienność stężenia Na w wodach: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
+
+
o podobnej zmienności Na ; B. średni przebieg stężenia Na w wodach wydzielonych
+
grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg stężenia Na w wodach potoków i źródeł;
+
D. średni przebieg stężenia Na (mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle na tle
unitaryzowanego stanu wody
119
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
pada na okres zimowy i marzec. Warto odnotować wyższe stężenie Na + w porze
letniej występujące w tych potokach, które odwadniają zlewnie trzonu krystalicznego Tatr zarówno Wysokich (Roztoka), jak i Zachodnich (Dolińczański). Jest
to efekt wymywania Na +, który pochodzi z wietrzenia krzemianów i glinokrzemianów bogatych w sód. Podobną relację, tj. występowanie wyższego stężenia
Na + w lecie niż zimą notowano w zlewniach Sudetów Zachodnich po klęsce ekologicznej przejawiającej się obumieraniem drzewostanów świerkowych w zlewniach Czerniawki, Płóczki i Ciekonia (Pierzgalski i in. 2007).
Przebieg zmienności stężenia Na + w źródłach nie różnił się od przebiegu
w wodach potoków: niskie stężenia występują zazwyczaj zimą i wiosną, a wysokie
późnym latem i jesienią. Warto zauważyć, że najwyższe stężenie Na + występuje
źródłach drenujących stoki zbudowane z granitoidów w sierpniu. W przypadku
źródeł przebieg zmienności charakteryzuje jednak znaczna nieregularność.
Potas. W Tatrach można wyróżnić trzy grupy potoków charakteryzujących się
podobnym przebiegiem zmienności stężenia K + w ciągu roku (ryc. 4.11). W grupie pierwszej (S1) znalazły się trzy potoki odwadniające duże doliny walne (Białka,
Chochołowski, Bystra) oraz Przyporniak odwadniający reglową część Tatr. Grupa
druga (S2) skupia przede wszystkim potoki wypływające z reglowo-wierchowej
części Tatr (np. Biały, Strążyski) oraz potoki odwadniające duże doliny walne
zarówno Tatr Zachodnich (np. Kościeliski), jak i Wysokich (np. Sucha Woda).
Przebieg zmienności potasu był odmienny niż powyżej analizowanych jonów,
ponieważ najwyższe średnie stężenie K + we wszystkich grupach występowało
w okresie pozazimowym, późnym latem (wrzesień). Jest to szczególnie widoczne
w grupie zlewni S2, które w większości są znacznie zalesione. Jest to prawdopodobnie efekt selektywnego pobierania K + przez roślinność w okresie wegetacyjnym (lasy). W końcowym etapie wegetacji, z powodu mniejszego zapotrzebowania na K + przez roślinność, następuje jego wymywanie ze zlewni. Do grupy
trzeciej (S3) należały potoki trzonu krystalicznego Tatr Wysokich i Zachodnich.
W większości potoków najwyższe stężenie K + występowało w miesiącach letnich
i jesiennych (sierpień–wrzesień, listopad) a najniższe wiosną. Niemniej jednak
w potokach odwadniających zlewnie reglowe i walne okres z obniżonymi stężeniami K + występował wcześniej (marzec–kwiecień) niż w wysoko położonych potokach krystalicznej części Tatr (maj–czerwiec). Najbardziej nieregularny przebieg
zmienności stężenia K + w ciągu roku, z kilkoma okresami podwyższonego i obniżonego stężenia (np. Białka), charakteryzował potoki grupy S1. Jest to jon łatwo
wymywany z koron drzew i gleby, dlatego letnie opady mogą dodatkowo modyfikować jego stężenie (np. Białka, Bystry, Lejowy, Wielkie Koryciska). W zlewniach
odwadniających trzon krystaliczny w Tatrach Zachodnich (S3) relatywnie wyższe
stężenie K + można dostrzec w zimie – wtedy źródłem K + są skały metamorficzne.
W lecie część K + także może być związana z dekompozycją materii organicznej.
120
4.2. Zmienność sezonowa
A.
B.
C.
D.
+
Rycina 4.11. Sezonowa zmienność stężenia K w wodach: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
+
+
o podobnej zmienności K ; B. średni przebieg stężenia K w wodach wydzielonych grup
+
potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg stężenia K w wodach potoków i źródeł; D. średni
+
przebieg stężenia K (mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody
121
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
W wodach źródlanych okres roztopowy również zaznaczał się niskimi stężeniami K +, jednak w przeciwieństwie do wód potoków (S3) stężenie K + jest
w większości przypadków niskie zimą, a wysokie latem.
Jon amonu. Zmienność stężenia N H 4+ w ciągu roku w potokach tatrzańskich
nie wykazuje wyraźnych podobieństw, była ona słabo ukierunkowana (ryc. 4.12).
Mimo że na podstawie analizy taksonomicznej Warda pogrupowano potoki
w trzy skupienia, to charakteryzują się one niewielkim wewnętrznym podobieństwem (duże odległości euklidesowe pomiędzy potokami w poszczególnych grupach) i jednocześnie niewielkimi różnicami przebiegu zmienności N H 4+ między
tymi grupami. Grupę pierwszą (S1) stanowiły głównie potoki odwadniające krystaliczną część Tatr Zachodnich (np. Wyżni Chochołowski, Pyszniański) oraz
potoki odwadniające duże doliny Tatr Wysokich (np. Białka, Roztoka). Grupa
druga (S2) skupiała przede wszystkim potoki wypływające z części osadowej Tatr
(np. Biały, Filipczański, Przyporniak). W grupie trzeciej (S3) znajdowały się potoki
odwadniające zarówno krystaliczną część Tatr Zachodnich (np. Dolinczański), jak i Tatry reglowo-wierchowe (np. Strążyski) oraz duże doliny (np. Sucha
Woda). W większości potoków niskie stężenie N H 4+ występowało w czasie roztopów wczesnowiosennych (marzec–kwiecień) i w okresie jesiennym (październik),
a podwyższone stężenie w grupach potoków (S2 i S3) zazwyczaj wczesnym latem
(czerwiec) i latem. Podwyższone stężenie w lecie należy wiązać z opadami atmosferycznymi, ponieważ jest to jon łatwo wymywany zarówno z koron drzew, jak
i z gleby. Przebieg zmienności stężenia N H 4+ w ciągu roku był jednak nieregularny
i zróżnicowany, szczególnie w potokach należących do grupy S1. Zmiany stężenia
N H 4+ w wodach źródlanych Tatr były również nieregularne.
Wodorowęglany. Na podstawie analizy taksonomicznej Warda wskazano
w Tatrach trzy grupy potoków charakteryzujące się odmiennymi przebiegami
–
stężenia H C O 3 w ciągu roku (ryc. 4.13). Największe różnice występują między
potokami należącymi do grupy S1, a potokami z dwóch pozostałych grup (S2, S3).
Do pierwszej grupy (S1) należały przede wszystkim potoki odwadniające duże
doliny walne (np. Chochołowski, Kościeliski, Białka) oraz najwyższy granitoido–
wy trzon krystaliczny Tatr Wysokich (np. Roztoka). Najwyższe stężenia H C O 3
występują w potokach późną zimą / wczesną wiosną tatrzańską (marzec), a najniższe na wiosnę – z reguły w maju. Wyjątek stanowi Przyporniak, w którym stężenie
–
–
H C O 3 charakteryzuje się dużą nieregularnością. Podwyższone stężenia H C O 3
występowało także w okresie letnim i wczesnojesiennym (sierpień–wrzesień).
Do grupy S2 należały głównie cieki odwadniające trzon krystaliczny Tatr
Zachodnich (np. Jarząbczy, Dolinczański), a także trzy potoki odwadniające
zlewnie zbudowane z utworów skalnych serii wierchowo-reglowych (np. Biały).
–
Najwyższe stężenia H C O 3 występują w tych potokach nie w okresie przełomu
zimowo-wiosennego w marcu, lecz w okresie letnim (sierpień–wrzesień), przy
122
4.2. Zmienność sezonowa
A.
C.
B.
D.
Rycina 4.12. Sezonowa zmienność stężenia N H 4+ w wodach: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
+
+
o podobnej zmienności N H 4; B. średni przebieg stężenia N H 4 w wodach wydzielonych
+
grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg stężenia N H 4 w wodach potoków i źródeł;
+
D. średni przebieg stężenia N H 4 (mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle na tle
unitaryzowanego stanu wody
123
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
A.
B.
C.
D.
–
Rycina 4.13. Sezonowa zmienność stężenia H C O 3 w wodach: A. grupy potoków (S1, S2,
–
–
S3) o podobnej zmienności H C O 3; B. średni przebieg stężenia H C O 3 w wodach wydzie–
lonych grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg stężenia H C O 3 w wodach potoków
–
i źródeł; D. średni przebieg stężenia H C O 3 (mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody
124
4.2. Zmienność sezonowa
czym okres z podwyższonymi stężeniami występował także zimą. Najniższe wartości występują na wiosnę (kwiecień–maj), utrzymują się one jednak dłużej niż
w przypadku potoków odwadniających duże doliny walne. Związane jest to z wolniejszym tajaniem pokrywy śnieżnej w wysokich partiach gór.
Grupę trzecią (S3) stanowią potoki odwadniające doliny reglowe i reglowowierchowe (np. Łężny, Strążyski). Cechą charakterystyczną zmienności stężenia
–
H C O 3 w potokach należących do tej grupy jest występowanie podwyższonych
stężeń w okresie letnio-jesiennym, częściej z maksimum w sierpniu, oraz obniżonych wartości w okresie zimowo-wiosennym, z minimum występującym z reguły
–
w kwietniu. Taki przebieg stężenia H C O 3 jest silnie związany z aktywnością biologiczną zlewni, szczególnie z dostępnością dwutlenku węgla, którego głównym
źródłem jest pokrywa zwietrzelinowo-glebowa. Zlewnie potoków należących do
grup S2 i S3 są pokryte roślinnością (lasy i kosodrzewina) i są zbudowane ze skał
podlegających krasowieniu, o różnym udziale kalcytu i dolomitu.
–
W wodach źródlanych niskie stężenie H C O 3 stwierdzano wczesną wiosną, przy
czym minimum występowało zazwyczaj w kwietniu, a wysokie stężenia – latem
i jesienią, co należy wiązać z większym tempem wietrzenia chemicznego powodowanym wyższą temperaturą powietrza.
Siarczany. Na podstawie analizy Warda wyodrębniono dwie duże grupy potoków (S1 i S2) charakteryzujących się podobnymi wewnątrzgrupowymi zmianami
–
stężenia S O 24 oraz odrębne skupienie (S3), które stanowi tylko Tomanowy Potok
(ryc. 4.14). Do grupy pierwszej należą potoki odwadniające duże doliny (np. Roztoka, Bystra, Chochołowski) oraz mniejsze doliny w trzonie krystalicznym Tatr
–
(np. Jarząbczy, Dolinczański). Najwyższe stężenia S O 24 występują w tych potokach zimą (częściej w lutym niż w marcu), a najniższe – późną wiosną i wczesnym
latem (częściej w maju niż w czerwcu, czasami w lipcu). Drugą grupę stanowiły
przede wszystkim cieki odwadniające osadową, reglowo-wierchową część Tatr
(np. Lejowy, Strążyski). Podobnie jak w przypadku grupy S1, w potokach nale–
żących do grupy S2 najwyższe stężenie S O 24 występuje zimą (grudzień, styczeń).
Różnica polega przede wszystkim na wcześniejszym występowaniu wartości
–
niskich (kwiecień) oraz na pojawieniu się podwyższonych wartości S O 24 późną
wiosną i wczesnym latem (maj–czerwiec), które należy wiązać z wymywaniem ich
z gleby w czasie opadów.
–
Na szczególną uwagę zwraca zmienność stężenia S O 24 w Tomanowym Potoku,
spektakularnie odbiegająca od zmienności w potokach grupy S1 i S2 – najwyższe
–
–
stężenie S O 24 występuje tam latem, najniższe – zimą. Zmienność stężenia S O 24
w Tomanowym Potoku nie nawiązuje do zmienności stanu wody analogicznie
do innych zlewni, w których niskim stanom wody w zimie zwykle towarzyszą
–
wysokie stężenia S O 24 , a w czasie roztopów – niskie. W zlewni Tomanowego
–
Potoku przebieg stężenia S O 24 jest odmienny. W okresie zimowym występują
125
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
A.
B.
C.
D.
–
Rycina 4.14. Sezonowa zmienność stężenia S O 24 w wodach: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
–
–
o podobnej zmienności S O 24 ; B. średni przebieg stężenia S O 24 w wodach wydzielonych
–
grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg stężenia S O 24 w wodach potoków i źródeł;
–
D. średni przebieg stężenia S O 24 (mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle na tle
unitaryzowanego stanu wody
126
4.2. Zmienność sezonowa
–
niskie stężenia S O 24 (~4 mg · L 1), natomiast wraz ze wzrostem stanów wody na
wiosnę (wysokie – kwiecień, maksimum – maj), związanym z pojawieniem się
wód roztopowych, nie następuje spadek ich stężenia, lecz utrzymuje się ono na
podobnym poziomie (±0,1 mg · L 1), po czym od czerwca systematycznie rośnie
i najwyższe, kilkukrotnie wyższe niż w zimie, występuje w sierpniu (14 mg · L 1)
przy relatywie niskich stanach wody. Wskazanie prawdopodobnej genezy tej
–
dodatkowej puli S O 24 pojawiającej się w okresie letnim nie jest łatwe. W zimie
–
stężenie S O 24 w Tomanowym jest zbliżone do ich stężenia w wodach odwadniających pozostałe zlewnie metamorficzne Tatr Zachodnich. Podczas roztopów woda,
–
która zawiera wielokrotnie niższe stężenie S O 24 , powinna generalnie obniżyć ich
stężenie w wyniku procesu rozcieńczenia.
–
W literaturze dotyczącej genezy S O 24 w wodach powierzchniowych i podziemnych T P N zwracano uwagę na dominującą rolę depozycji atmosferycznej
(Oleksynowa 1970; Małecka 1989a, 1991; Kownacki i in. 1996; Rzychoń 1998, 2009),
aczkolwiek K. Oleksynowa (1970) wskazywała jeszcze na związek ze skałami oraz
z roślinnością i glebą. D. Rzychoń i in. (2009) stwierdzili najwyższą atmosfe–
ryczną depozycję S O 24 właśnie późną wiosną i wczesnym latem (maj–czerwiec).
–
Gdyby przyjąć depozycję z opadu atmosferycznego jako zasadnicze źródło S O 24
w wodzie Tomanowego, to analogiczny przebieg zmienności powinien wystąpić
w innych zlewniach, niemniej jednak taki przebieg nie został odnotowany. Można
–
zatem przypuszczać, że dodatkowa pula (ładunek) S O 24 po wykluczeniu czynnika antropogenicznego związanego z depozycją atmosferyczną jest konsekwencją budowy geologicznej zlewni. Północny fragment Doliny Tomanowej stanowią stoki Czerwonych Wierchów (Żar, Wolarski Przechód, Tomanowy Grzbiet,
Tomanowe Rzędy, Ciemniak, Stoły), zbudowane z różnych skał węglanowych (np.
Tal – ciemne wapienie (miejscami „robaczkowe”) oraz dolomity; Tk – żółte dolomity, czarne wapienie i łupki oraz brekcje; TKj – czerwone i zielone łupki, zlepieńce, żółtawe dolomity; Tr – czarne łupki z oolitami żelazistymi i piaskowcami
i wapienie; J K – szare, różowawe i ciemne wapienie). W zlewni Tomanowego
w tym rejonie w czasach historycznych prowadzono prace górnicze, które świadczą o występowaniu rud, co udokumentowano zaznaczonymi szybikami poszukiwawczymi na mapie Złoża, Dawne górnictwo i przemysł w skali 1 : 50 000 (Jost,
Paulo 1985). Ponadto B. Bąk i B. Radwanek (1978) opisują dwie sztolnie w rejonie
Hali Smytniej w zboczach Żaru, gdzie występują zmineralizowanie hematytem
dolomity środkowego triasu wierchowego płaszczowiny Czerwonych Wierchów.
Chociaż tlenki żelaza nie stanowią źródła siarczanów, to mogą tam występować
inne rudy, a także żyły polimineralne wzbogacone w siarkę.
W wodach krasu na Słowacji S. Pavlarčik (1986) odnotował wysokie stężenie
–
S O 24 w wodach perkolacyjnych występujących w krasie Demänovskiej Jaskini
Mieru, wskazując, że ich geneza ma związek z utlenianiem pirytu lub rozpusz-
127
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
czaniem ewaporatów, które obserwował na ścianach jaskiń w postaci wytrąceń
gipsowych (speleotherms). Badania składu chemicznego wód perkolacyjnych
w jaskiniach słowackich, przeprowadzone przez J. Motykę i in. (2005) w Dolinie
Demänovskiej (Demänovská cave of Peace and cave of Liberty) i w Słowackim
Krasie (Krásnohorská, Diviaéia i Attilova Cave), wykazały w wodach krążących
–
w jaskiniach Doliny Demänovskiej stężenie 10,1–41,6 mg · L 1 S O 24 , a w Słowackim
–
Krasie 16,9–44,2 mg · L 1 S O 24 (Krásnohorská Cave). Autorzy wskazali, że geneza
–
S O 24 w wodach perkolacyjnych wynika z ich kontaktu z gipsem lub utlenianiem
pirytu, przy czym został wykluczony ich związek z zanieczyszczeniem powietrza
i depozycją z opadów atmosferycznych (Motyka i in. 2005).
–
Analogicznie można przypuszczać, że wzrost stężenia S O 24 w wodzie Tomanowego w lecie wynika z pojawienia się descensyjnych wód drenujących skały
osadowe, co zostało potwierdzone dodatkowymi badaniami przeprowadzonymi
już po zakończeniu projektu. Znaleziono dwie strefy źródeł drenujących stoki
–
Czerwonych Wierchów. W pierwszej strefie źródeł stężenie S O 24 wynosiło około
14 mg · L 1, nie tłumaczy to jednak wystarczająco całego zagadnienia, ponieważ ich
wydajność jest zbyt niska (do kilkunastu L · s 1) w porównaniu z przepływem Tomanowego Potoku. Warto zauważyć, że wyższe stężenie siarczanów autor notował
w wodach wypływających spod Raptawickiej Turni (35 mg · L 1) – vide: rozdział 5,
ryc. 5.9. A. Kowancki i in. (1996) podał (za: Dumnicka, Wojtan 1989) stężenie
–
S O 24 38,8 mg · L 1 w małym stawku w jaskini Wodnej pod Pisaną, jednak wskazał
na ich atmosferyczne pochodzenie. Warto nadmienić, że w dolnej części zlewni
Tomanowego Potoku znaleziono także drugą strefę wód o niezwykle wysokim
–
stężeniu S O 24 . Ta strefa wypływów (wycieki, źródła) uwidoczniła się na przełomie zimy i wiosny w strefie przykorytowej Tomanowego i charakteryzuje się eks–
tremalnie wysokimi stężeniami S O 24 (170–470 mg · L 1) przy ogólnej mineralizacji
–
sięgającej 850 mg · L 1. Podobne niezwykle wysokie stężenie S O 24 w dwóch źródłach udokumentował w słowackiej części T A N A P W. Humnicki (1991) wskazując na ich naturalną litologiczno-tektoniczną genezę. Strefa ta znajduje się poniżej
wodowskazu, przy którym pobierano wodę, zatem nie powinna mieć wpływu
na przebieg zmienności składu chemicznego Tomanowego. Możliwy jest jednak
ascensyjny dopływ wód w czasie coraz większego nawodnienia masywu spowodowanego wodami roztopowymi i letnimi opadami, ponieważ odległość tej
strefy od wodowskazu nie jest duża (kilkadziesiąt metrów), a różnica wysokości
pomiędzy tą strefą a wodowskazem wynosi około kilkunastu metrów. Być może
ta strefa źródeł ma związek z uskokiem, który na Mapie geologicznej Tatr Polskich
(Bac-Moszaszwili i in. 1979) występuje wzdłuż osi potoku Doliny Kościeliskiej.
Drugi uskok przebiega poza zlewnią Tomanowego (NNE – SSW) od turń: Ratusz,
Saturn w kierunku Gubalca i Polany Smytniej i raczej nie powinien mieć związku
ze źródłami. Obecnie nie można jednoznacznie określić genezy niezwykle wyso128
4.2. Zmienność sezonowa
–
kich stężeń S O 24 , np. jako efektu utleniania pirytów lub innych siarczków metali.
Można by powiązać je z głębszym krążeniem związanym z uskokami, jednak bardziej prawdopodobne jest ługowanie ewaporatów, np. gipsu i anhydrytu. Według
mapy geologicznej Tatr Polskich (Bac-Moszaszwili i in. 1979) na tym obszarze
występuje kontakt utworów triasu wierchowego (kampil) „ dolomitów komórkowych ” z ciemnymi wapieniami (miejscami „ robaczkowymi ”) i dolomitami (anizyk, ladyn). E. Passendorfer (1978) ze względu na występowanie struktur komórkowych w określonej pozycji stratygraficznej uznał je za analogiczne do utworów
alpejskiej facji cargneule, która powstała w wyniku wyługowania kryształów gipsu
zlepionych spoiwem dolomitowym. J. R. Kasiński (1981) badając „ in situ ” sekwencje dolomitów komórkowych w żlebie pod przełęczą Gładkie, wykazał, że komórki
te wypełniają m.in. gips, anhydryt, halit, chloryt i inne minerały; na tej podstawie
wskazał, że powstały one w środowisku hipersalinarnym w wyniku dolimityzacji gipsów i anhydrytów. J. R. Kasiński zauważa, że trudności z poborem „ in situ ”
niezwietrzałych próbek do celów analitycznych związane jest z dużą ich podatnością na wietrzenie. Warto zauważyć, że badając skład chemiczny wody drenującej
zwietrzeliny i skały uzyskujemy informacje dotyczące pośrednio budowy geologicznej szczególnie cenne tam, gdzie z powodu ochrony przyrody nie prowadzi się
wierceń w celu poznania uwarunkowań geologiczno-hydrogeologicznych.
Przebieg stężenia siarczanów w źródłach nawiązuje do ich przebiegu w ciekach,
wyraźnie zaznacza się jednak tylko okres jesienny z podwyższonymi stężeniami.
–
Chlorki. Biorąc pod uwagę podobieństwo zmienności stężenia Cl w ciągu
roku potoki tatrzańskie pogrupowano w trzy skupienia (ryc. 4.15). Grupę pierwszą (S1) stanowiły zarówno potoki odwadniające duże doliny (np. Chochołowski, Sucha Woda), jak i niewielkie zlewnie potoków krystalicznej części Tatr (np.
Jarząbczy, Starorobociański) oraz doliny reglowe (np. Łężna, Filipka). Grupę
drugą (S2) stanowiły tylko trzy potoki: Kościeliski, Tomanowy i Biały, a grupę trzecią (S3) – przede wszystkim potoki odwadniające reglowo-wierchową część Tatr
–
oraz Pyszniański Potok. W większości potoków najwyższe stężenie Cl występuje
w okresie jesienno-zimowym, a najniższe w okresie wiosenno-letnim, szczególnie
–
w czerwcu. Przebieg zmian stężenia Cl w potokach tatrzańskich w ciągu roku
charakteryzował się znaczną nieregularnością, co widać na przykładzie potoków:
Kościeliskiego i Miętusiego. Warto zaznaczyć, że w potokach odwadniających
–
trzon krystaliczny Tatr stężenie Cl wzrasta na początku okresu roztopowego
(np. Roztoka), co wskazuje na selektywne odprowadzanie jonów z topniejącej
–
pokrywy śnieżnej. Podobny wzrost stężenia występował tylko w przypadku N O 3,
–
natomiast był słabiej notowany w przypadku S O 24 .
Według S. J. Kauffman i in. (2003) jony chlorkowe nie mogą być uznawane za
konserwatywne, ponieważ uczestniczą w procesie fotosyntezy. Po wycięciu lasu
ich odpływ ze zlewni wzrósł o ponad 900%. Tak więc wyraźnie obniżone wartości
129
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
A.
B.
C.
D.
–
Rycina 4.15. Sezonowa zmienność stężenia Cl w wodach: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
–
–
o podobnej zmienności Cl ; B. średni przebieg stężenia Cl w wodach wydzielonych grup
–
potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg stężenia Cl w wodach potoków i źródeł; D. średni
–
przebieg stężenia Cl (mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody
130
4.2. Zmienność sezonowa
–
stężenia Cl w okresie intensywnej wegetacji w Tatrach, szczególnie w czerwcu
i lipcu, prawdopodobnie uwidacznia ich uczestniczenie w procesie fotosyntezy.
–
–
–
Wyraźnie wyższe stężenia jonów Cl , N O 3 i S O 24 w wodach roztopowych
w początkowej fazie zaniku pokrywy śnieżnej w porównaniu z fazą końcową
zostały stwierdzone w innych obszarach górskich, np. w Górach Cairngorm
w Szkocji (Helliwell i in. 1998), w Japonii (Iida i in. 2000), w Górach Sierra Nevada
w U S A oraz w potoku Ratanica (Grodzińska, Laskowski [red.] 1996).
–
Zmienność stężenia Cl w źródłach w Tatrach Zachodnich była bardzo nieregularna, natomiast w Tatrach Wysokich bardziej regularna: najwyższe stężenie
notowano zimą i wczesną wiosną, a najniższe – latem.
Azotany. Na podstawie analizy taksonomicznej Warda wskazano w Tatrach
trzy grupy potoków charakteryzujących się dużym wewnętrznym podobieństwem
–
zmian N O 3 w ciągu roku (ryc. 4.16). Do grupy pierwszej (S1) należą głównie potoki części osadowej Tatr (np. Biały, Wielkie Koryciska, Lejowy) oraz potoki odwadniające duże doliny walne (Białka, Bystra, Chochołowski). Grupę drugą (S2) stanowią przede wszystkim potoki wypływające z reglowo-wierchowej części Tatr
(np. Łężny, Olczyski) oraz Sucha Woda, a grupę trzecią (S3) – potoki trzonu krystalicznego Tatr metamorficznych i granitoidowych (np. Dolinczański, Jarząbczy,
–
Roztoka). Przebieg zmienności stężenian N O 3 we wszystkich potokach jest bardzo podobny, o czym świadczą niskie wartości odległości euklidesowych zarówno
wewnątrz wyodrębnionych grup, jak i pomiędzy nimi. We wszystkich potokach
–
wyraźnie niskie stężenie N O 3 występuje w miesiącach letnich (czerwiec–sierpień)
a najwyższe – w miesiącach zimowych i wczesnowiosennych (styczeń–kwiecień).
–
Tak wyraźny spadek stężenia N O 3 w okresie wegetacyjnym dowodzi zwiększonego poboru tego jonu przez rośliny. Warto zaznaczyć, że czas trwania okresu
–
obniżonych stężeń N O 3 we wszystkich potokach jest podobny.
–
Niezwykle interesujący jest fakt wzrostu stężenia N O 3 na początku okresu
roztopowego wraz ze wzrostem przepływu w większości potoków tatrzańskich,
–
co wskazuje, że potencjalnym źródłem N O 3 jest topniejący śnieg. Podobne
–
i wyraźne sezonowe zmiany stężenia N O 3 na tle nasycenia azotem w górnej części
Suchej Wody obserwuje D. Rzychoń (2009) w wodach odpływających z Długiego
i Zielonego Stawu.
–
Przebieg zmienności stężenia N O 3 w źródłach jest bardzo podobny do tego
występującego w potokach. Wyniki badań są jednak odmienne od wyników prezentowanych przez J. Kopáčka i in. (2005), którzy nie stwierdzili wyraźnych zmian
–
stężenia N O 3 w stawach zarówno w polskiej, jak i słowackiej części Tatr.
131
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
A.
B.
C.
D.
–
Rycina 4.16. Sezonowa zmienność stężenia N O 3 w wodach: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
–
–
o podobnej zmienności N O 3; B. średni przebieg stężenia N O 3 w wodach wydzielonych
–
grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg N O 3 w wodach potoków i źródeł; D. średni
–
przebieg stężenia N O 3 (mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody
132
4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową
4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową
W celu wydzielenia czynników kształtujących sezonową zmienność składu chemicznego wód zastosowano analizę czynnikową. Do interpretacji wykorzystano,
stan wody lub natężenie przepływu (Kościeliski i Białka), wydajność źródeł (poza
Źr.-3; K_PK), cechy fizykochemiczne wody (temperaturę, pH, EC25c), stężenie
–
–
–
–
jonów (Ca 2+, Mg 2+, Na +, K +, N H 4+, H C O 3, S O 24 , Cl , N O 3) z 23 potoków i 5 źródeł
(ryc. 3.1).
W większości potoków tatrzańskich w wyniku przeprowadzenia analizy
czynnikowej wyróżniono po trzy niezależne czynniki, których wartość własna
według kryterium Kaisera była większa od jedności. W sumie analiza wyjaśnia
przy pomocy czynników od 84,2% całkowitej zmienności w Roztoce do 69,1%
w zlewni Kościeliskiego (ryc. 4.17). W trzech małych potokach odwadniających
zlewnie trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich (Starorobociańskim, Dolinczańskim, Pyszniańskim) oraz w Suchej Wodzie, odwadniającej dużą zlewnię o złożonej budowie geologicznej, wyróżniono tylko po dwa czynniki. W trzech innych
potokach, odwadniających osadową część Tatr (Przyporniaku, Łężnym i Miętusim) wyróżniono po cztery, a pozostałe potoki posiadały po trzy (tab. 4.3). Jeśli
przyjmiemy zgodnie z postulatem J. I. Drevera (1997), że im mniejsza liczba czynników wyjaśniających analizowaną zmienność składu chemicznego wód, tym
łatwiej można zidentyfikować procesy je kształtujące, to za najprostszy pod względem hydrochemicznym mechanizm krążenia wód należy uznać ten w potokach
odwadniających skały metamorficzne trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich,
a także w zlewni Suchej Wody, która odwadnia dużą zlewnię o niezwykle złożonej budowie hydrogeologicznej (zlewnia nieszczelna). Pierwszy, najważniejszy
czynnik (ładunki czynnikowe >0,5) w większości potoków związany był ze zmianami stanów wody (lub przepływu) oraz przewodnością i stężeniem większości
głównych jonów (ryc. 4.18). Zauważono następującą zależność: im wyższy stan
wody, tym niższa przewodność i stężenie głównych jonów. Według D. Caissiego
i in. (1996) tak silna zależność składu chemicznego wody potoków od stanu wody
świadczy o tym, że geneza jonów jest warunkowana podłożem geologicznym
i procesami wietrzeniowymi. Zatem czynnik pierwszy (F1) można nazwać hydrologiczno-geologicznym. Jedynie w Olczyskim Potoku nie stwierdzono związku
pomiędzy czynnikiem F1 i stanem wody, a w Przyporniaku zależność niektórych
jonów, np. Mg 2+ i Na +, od stanu wody była dodatnia. Fakt ten sugeruje, że w czasie
wyższych stanów wody wzrasta dostawa jonów, którą można prawdopodobnie
wiązać z szybkim przemywaniem pokrywy zwietrzelinowo-glebowej zasobnej
w dolomit lub łupki przez wody roztopowe lub opadowe.
Czynnik F1 wyjaśniał największą część zmienności całkowitej (>50%) w potokach odwadniających głównie trzon krystaliczny Tatr (np. Sucha Woda, Bystra,
133
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
Rycina 4.17. Wyniki analizy czynnikowej w wodach
Białka, Roztoka, Dolinczański i Rybi). W potokach odwadniających zlewnie zbudowane głównie z utworów osadowych serii wierchowych i reglowych (Miętusi,
Przyporniak i Małołącki) (ryc. 4.18) czynnik ten wyjaśnił stosunkowo małą część
zmienności całkowitej (~36%). Wskazuje to na prostszy mechanizm kształtowania składu chemicznego wód w nawiązaniu do krążenia wody w zlewniach krystalicznych od bardziej złożonego w zlewniach o charakterze osadowym. W zlewniach zbudowanych z utworów krystalicznych (granitoidów – Roztoka, Rybi) lub
skał metamorficznych Tatr Zachodnich z niewielką częścią trudno rozpuszczalnych piaskowców kwarcytycznych (np. Dolinczański) krążenie wody jest płytkie
ze względu na brak przepuszczalności skał i znikome uszczelnienie tej części
masywu. Według J. Chowańca (2009) sięga ono na stokach jedynie kilkunastu
134
4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową
Tabela 4.3. Czynniki i ładunki czynnikowe cech fizykochemicznych wód zgodne z kryterium Kaisera
Dolina
Potok
Stan wody *
Temperatura **
Chochołowska
Wyżni Chochołowski
F 1
F 2
F 3
0,92
0,11
-0,06
Jarząbczy
Lejowa
Starorobociański
Wielkie Koryciska
Chochołowski
Kościeliska
Lejowy
F 1
F 2
F 3
F 1
F 2
F 1
F 2
F 3
F 1
F 2
F 3
0,77
0,31
0,16
-0,92
0,10
0,97
0,00
0,10
0,74
-0,04
Pyszniański
Dolinczański
Tomanowy
Miętusi
Kościeliski
Małej Łąki
Strążyska
Białego
Bystrej
Małołącki
Strążyski
Biały
Bystra
F 1
F 2
F 3
F 1
F 2
F 1
F 2
F 1
F 2
F 3
F 1
F 2
F 3
F 4
F 1
F 2
F 3
F 1
F 2
F 3
-0,24
-0,91
-0,01
-0,08
-0,87
0,05
0,83
0,31
0,89
-0,21
0,01
0,88
0,24
-0,03
0,08
0,55
0,28
-0,42
0,84
-0,01
0,37
0,83
-0,15
0,51
0,70
0,23
-0,56
-0,71
-0,45
0,56
0,49
0,37
-0,60
0,62
0,10
-0,91
-0,24
-0,15
0,87
0,53
-0,72
-0,12
-0,88
0,04
EC 25oC
-0,96
0,08
0,07
-0,80
0,45
-0,24
0,93
-0,21
-0,98
-0,01
-0,14
-0,96
-0,07
0,17
0,97
-0,05
-0,02
0,87
0,29
-0,93
-0,27
-0,97
-0,06
0,18
-0,51
-0,96
F 1
F 2
F 3
F 1
F 2
F 3
-0,14
-0,92
-0,08
0,03
0,94
0,06
-0,08
Olczyska
Olczyski
F 1
F 2
F 3
F 1
F 2
F 3
0,89
-0,09
-0,25
0,44
-0,67
-0,48
0,68
0,24
-0,03
0,52
0,58
-0,16
-0,06
0,85
-0,11
0,43
0,59
-0,43
-0,14
-0,89
0,02
0,70
0,00
0,40
0,40
-0,67
0,13
-0,15
-0,08
-0,04
-0,92
0,19
-0,18
-0,93
0,26
0,04
0,98
0,03
0,03
-0,97
-0,16
0,11
-0,95
0,08
0,21
-0,94
-0,11
-0,06
-0,01
pH
-0,70
0,08
-0,01
0,05
0,40
-0,87
0,51
-0,08
0,11
0,40
-0,28
-0,80
-0,13
-0,01
0,39
-0,32
0,35
0,36
0,01
-0,70
0,14
-0,36
0,67
0,26
-0,10
-0,03
-0,09
0,95
-0,64
-0,36
0,17
-0,21
-0,26
0,31
0,33
-0,06
-0,07
-0,56
0,04
0,00
-0,87
-0,15
0,12
-0,59
0,33
Ca2+
-0,92
0,21
0,16
-0,88
0,37
0,11
0,86
-0,40
-0,83
0,00
-0,15
-0,95
0,01
0,12
0,84
0,30
-0,16
0,94
-0,11
-0,96
-0,03
-0,91
-0,00
0,17
-0,58
-0,40
-0,15
0,15
-0,89
-0,08
-0,15
-0,76
0,05
0,14
0,83
-0,06
0,31
-0,85
0,10
0,19
-0,92
-0,09
0,24
-0,88
0,05
0,03
Mg 2+
-0,67
0,57
-0,22
-0,37
0,85
-0,08
0,22
-0,85
-0,88
-0,07
-0,03
-0,80
-0,15
0,31
0,58
-0,59
0,33
0,79
0,42
-0,87
-0,38
-0,80
-0,19
0,18
-0,78
0,04
-0,12
-0,15
-0,42
0,38
-0,44
-0,64
0,39
0,33
0,81
0,15
-0,06
-0,84
-0,28
0,00
-0,73
0,37
0,18
-0,69
-0,47
-0,31
Na +
-0,88
-0,18
-0,02
-0,95
-0,01
0,02
0,94
-0,03
0,30
0,64
-0,56
-0,11
-0,79
-0,36
0,71
0,44
-0,24
0,83
-0,42
-0,92
-0,02
-0,34
0,08
-0,85
0,19
-0,64
0,64
0,13
-0,61
0,40
0,47
-0,46
-0,47
-0,61
0,19
-0,81
-0,43
-0,35
0,31
-0,73
-0,63
-0,29
-0,41
-0,78
-0,16
0,35
+
K -0,40
-0,19
-0,83
-0,61
0,20
0,35
0,53
-0,37
-0,40
0,67
-0,14
-0,18
-0,79
-0,32
0,41
-0,50
-0,54
0,75
-0,07
-0,72
-0,07
-0,48
-0,29
-0,70
-0,51
-0,19
0,74
0,06
-0,24
0,67
0,45
-0,63
-0,03
-0,60
0,48
-0,46
-0,51
-0,36
-0,42
-0,70
-0,29
-0,86
0,06
-0,46
-0,58
0,54
HCO –3
-0,74
0,58
-0,02
-0,46
0,81
0,14
0,31
-0,84
-0,98
0,06
-0,08
-0,92
-0,12
0,25
0,95
-0,05
-0,12
0,76
0,54
-0,82
-0,50
-0,90
0,19
0,24
-0,95
-0,01
0,00
-0,04
-0,84
0,35
-0,31
-0,90
0,34
0,05
0,96
0,13
0,00
-0,95
-0,26
0,11
-0,92
0,12
0,24
-0,86
-0,29
-0,04
SO 2–
4
-0,84
-0,33
0,21
-0,89
-0,29
0,12
0,86
0,31
-0,50
-0,55
-0,51
-0,65
0,12
-0,07
0,41
-0,21
0,66
0,66
-0,66
-0,81
0,43
-0,53
-0,68
0,01
-0,12
-0,77
-0,31
0,04
-0,80
-0,26
0,16
-0,28
-0,76
0,44
0,44
-0,52
0,60
-0,72
0,55
0,17
-0,87
0,25
-0,12
-0,79
0,50
0,00
Cl –
-0,06
-0,83
-0,37
-0,39
-0,68
-0,22
0,53
0,66
0,36
0,36
-0,73
-0,58
-0,04
-0,63
0,33
0,80
-0,27
0,05
-0,77
-0,38
0,72
-0,24
0,43
-0,63
0,36
-0,61
0,38
-0,18
-0,69
0,14
0,10
-0,38
-0,62
-0,36
-0,09
-0,83
-0,33
-0,29
0,68
-0,40
-0,65
-0,44
-0,20
-0,74
-0,25
-0,09
NO –3
-0,20
-0,85
0,20
-0,44
-0,77
0,02
0,45
0,74
0,21
-0,68
-0,40
-0,72
0,44
-0,25
0,19
0,59
0,54
-0,17
-0,83
-0,30
0,85
-0,17
0,54
-0,00
0,10
-0,76
-0,42
-0,13
-0,64
-0,26
-0,42
-0,30
-0,56
0,33
0,06
-0,51
0,51
-0,21
0,74
0,22
-0,50
0,33
-0,67
-0,59
0,09
-0,55
3,00
1,01
1,48
1,03
1,39
1,10
2,01
1,07
Wariancja wyjaśniana
Wariancja wyjaśniana [%]
Dolina
Potok
5,92
49,3
25,0
5,03
8,4
41,9
3,64
30,3
1,11
9,2
5,57
46,3
Suchej Wody
F 2
5,21
43,4
2,24
18,7
1,66
13,8
5,97
49,8
1,87
15,6
1,36
11,3
4,85
40,4
2,86
23,8
1,49
12,4
Filipka
Sucha Woda
F 1
3,37
28,1
Przyporniak
F 1
F 2
F 3
F 1
F 2
3,23
26,9
6,90
2,53
57,5
4,89
21,1
40,8
Filipczański
F 3
F 4
F 1
F 2
Rybi
F 3
F 1
F 2
Roztoka
F 3
F 1
F 2
2,39
19,9
1,80
15,0
4,27
35,6
2,70
22,5
12,3
8,6
5,45
45,4
1,62
13,5
1,22
10,2
4,33
36,1
2,64
1,43
22,0
4,85
11,9
Białka
F 3
F 1
F 2
F 3
Źródło
Wydajność
2,48
40,4
Dolina
Białki
Łężny
F 4
5,47
45,6
20,6
1,46
12,1
5,38
2,56
1,32
44,8
21,3
11,0
Chochołowska
7,06
58,8
11,6
9,2
Kościeliska
Źr.–1; Ch_WK
Źr.–2; Ch_WK
F 2
F 3
F 4
F 1
F 2
F 3
0,91
0,06
-0,05
0,07
0,93
-0,08
0,08
F 1
F 2
16,8
8,9
Białki
Źr.–3; K_PK
F 1
5,92
49,3
Źr.–4; Bk_Ry
F 3
nie mierzono
Źr.–5; Bk_Ro
F 1
F 2
F 3
F 1
F 2
F 3
-0,84
0,37
-0,07
0,90
-0,17
-0,11
-0,15
Stan wody *
0,93
0,00
0,86
0,31
-0,07
-0,19
-0,92
0,01
0,06
-0,11
-0,94
0,05
0,06
0,85
-0,28
0,02
0,91
0,20
-0,02
0,88
-0,20
Temperatura **
EC 25oC
0,44
-0,74
-0,08
-0,23
0,81
0,04
0,42
-0,77
0,31
-0,09
0,46
0,77
0,17
0,60
0,69
0,05
0,37
-0,76
0,35
0,50
-0,05
0,76
-0,45
0,60
-0,09
-0,35
-0,55
0,43
0,33
0,46
-0,63
0,59
0,23
-0,22
-0,30
0,83
-0,05
-0,91
-0,37
0,07
0,04
0,98
-0,04
-0,01
0,03
0,98
-0,05
-0,04
-0,90
0,19
0,22
-0,94
-0,06
-0,17
-0,96
0,19
0,12
Temperatura **
EC 25oC
-0,46
-0,97
-0,98
0,06
0,00
0,04
-0,97
0,14
-0,09
0,94
0,16
0,18
0,83
-0,39
0,09
-0,92
-0,21
0,14
pH
-0,76
-0,06
-0,05
0,01
-0,67
0,36
0,20
0,27
-0,60
-0,60
0,65
-0,17
0,29
-0,37
0,08
0,41
-0,66
-0,30
-0,06
-0,83
0,05
0,05
pH
-0,12
-0,45
-0,11
0,77
0,39
-0,34
-0,66
-0,45
-0,28
0,58
0,32
0,63
0,39
-0,43
-0,51
-0,51
Ca2+
-0,96
0,01
-0,93
-0,11
-0,18
-0,03
0,93
0,08
-0,11
0,11
0,87
-0,20
-0,01
-0,86
0,14
0,43
-0,87
-0,26
-0,36
-0,97
0,15
0,08
Ca2+
-0,71
-0,43
-0,14
-0,37
-0,93
0,02
-0,06
0,82
0,16
-0,11
0,85
-0,36
-0,10
-0,90
-0,07
0,34
-0,87
0,35
0,13
0,17
-0,90
0,16
-0,06
0,82
0,19
0,32
0,77
0,36
0,00
-0,67
0,45
-0,46
-0,04
Mg -0,74
-0,31
0,55
-0,56
0,36
0,13
0,73
0,04
0,26
0,16
0,82
-0,03
-0,08
-0,32
0,43
-0,67
-0,49
-0,22
0,71
-0,79
0,29
0,17
Mg 2+
Na +
-0,89
-0,26
0,53
-0,68
-0,10
0,20
0,73
0,47
-0,01
-0,04
0,08
-0,76
0,55
-0,94
0,08
-0,05
-0,96
-0,04
0,06
-0,71
-0,60
0,05
Na +
0,47
-0,77
-0,10
-0,18
-0,31
-0,82
0,17
0,53
-0,62
-0,24
0,93
0,04
-0,08
-0,90
0,06
-0,05
+
K -0,32
-0,68
0,20
-0,64
-0,07
-0,51
0,41
0,13
0,68
-0,46
0,25
0,06
0,83
-0,62
0,32
-0,53
-0,67
-0,09
0,49
-0,42
-0,68
0,37
K +
-0,54
-0,32
0,52
0,14
-0,74
-0,32
0,02
0,69
-0,26
-0,35
0,71
0,44
0,10
-0,54
0,50
-0,42
HCO –3
-0,95
-0,11
-0,90
-0,32
0,18
0,05
0,96
-0,15
0,03
-0,02
0,96
0,08
0,01
-0,70
0,56
0,31
-0,82
-0,45
-0,25
-0,91
0,19
0,23
HCO –3
-0,98
0,10
0,03
0,06
-0,97
0,10
-0,06
0,92
0,15
0,22
0,93
0,00
0,09
-0,82
0,30
0,26
-0,12
SO 2–
4
-0,62
-0,32
-0,39
-0,36
-0,75
0,34
-0,30
0,63
-0,28
0,23
0,26
-0,66
-0,34
-0,73
-0,40
0,35
-0,41
-0,35
-0,60
0,31
-0,56
-0,45
-0,13
0,23
-0,87
-0,15
0,24
-0,27
0,83
-0,23
-0,64
-0,51
-0,70
0,45
-0,28
-0,06
-0,23
0,36
0,66
-0,34
-0,07
-0,52
-0,50
-0,46
0,46
-0,47
-0,75
-0,08
5,78
1,85
1,28
1,06
6,25
1,71
1,23
4,74
1,70
1,46
5,77
1,91
1,27
5,76
2,70
2+
2–
4
SO -0,93
0,24
0,34
-0,56
-0,41
0,50
0,68
0,48
-0,22
0,21
0,47
-0,71
-0,33
-0,83
-0,46
0,22
-0,88
0,26
-0,32
-0,92
0,26
–
Cl -0,54
0,07
0,04
-0,32
-0,42
-0,76
-0,28
0,74
0,40
-0,32
-0,53
-0,59
0,42
-0,64
-0,20
-0,62
-0,62
0,49
0,47
-0,56
-0,69
-0,08
Cl –
NO 3–
-0,45
0,60
-0,59
0,00
-0,31
-0,02
-0,33
0,53
0,24
0,55
-0,06
-0,76
-0,37
-0,59
-0,72
-0,14
-0,65
0,63
0,14
-0,41
-0,24
-0,63
NO 3–
7,23
1,60
4,32
2,00
1,77
1,32
5,69
1,99
1,27
1,08
5,40
2,67
1,54
6,06
2,00
1,68
6,92
1,75
1,43
7,03
1,65
1,24
Wariancja wyjaśniana
13,7
10,3
Wariancja wyjaśniana [%]
Wariancja wyjaśniana
Wariancja wyjaśniana [%]
60,3
13,5
36,0
16,7
14,8
11,0
47,4
16,6
10,6
9,0
45,0
22,3
12,8
50,5
16,6
14,0
57,7
14,6
11,9
58,6
48,2
15,4
10,7
8,8
52,1
14,3
10,2
43,1
15,4
13,3
48,0
15,9
10,6
48,0
22,5
1,28
10,7
wartości logarytmowane,
* stan wody na ryc. 4.18 oznaczono jako SW,
** temperatura wody na ryc. 4.18 oznaczono jako T.
135
4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową
Rycina 4.18. Projekcja składu chemicznego wód potoków i źródeł na płaszczyznę czynnika F1 i F2
137
137
4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową
metrów. Większa infiltracja może zachodzić jedynie w pokrywach morenowych
(Wit, Ziemońska 1960a, b; Gieysztor 1961; Wit-Jóźwikowa, Ziemońska 1962; Ziemońska 1966, 1974; Wit-Jóźwik 1974; Wit-Jóźwik, Ziemońska 1985; Krzemień 1986,
1991; Łajczak 1996, 2006). Woda w części krystalicznej krąży w obrębie granic wyznaczonych przez powierzchniowe działy wodne, co czyni ten system zamkniętym.
Warto jednak zauważyć, ze czynnik F1 wyjaśnia również bardzo dużą (>45%)
część zmienności całkowitej składu chemicznego wód w zlewniach o bardzo
skomplikowanych systemach krążenia wód. Granice topograficzne tych zlewni, tj.
powierzchniowych działów wodnych, nie pokrywają się z granicami działów podziemnych. Tak jest – poza już wyżej wymiennymi zlewniami Suchej Wody, Bystrej
i Białki – w przypadku dwóch kolejnych potoków (Olczyskiego i Kościeliskiego)
i Chochołowskiego. W obrębie tych zlewni, zbudowanych w górnych częściach ze
skał krystalicznych (w tym także zlewni Olczyskiego, ze względu na podziemny
kaptaż Doliny Pańszczycy, zbudowanej z granitoidów) znajdują się obszary zbudowane ze skał krasowiejących (wapienie i dolomity mezozoiczne); wykształciły
się w nich ponory i wywierzyska. Zlewnia Suchej Wody w ponorach w okolicy
Stawu Litworowego traci wodę na rzecz Bystrej, która wypływa po stosunkowo
krótkim czasie (10–23 godzin) w Goryczkowym Wywierzysku (Głazek 1995; Barczyk, Humnicki 1999; Barczyk 2008). Duża rola czynnika F1 w zlewni Bystrej
związana jest najprawdopodobniej z podobną litologią obszaru alimentacyjnego
Wywierzyska Goryczkowego i zlewni Bystrej, a przede wszystkim z wydajnością
wywierzyska. Oba te obszary charakteryzuje duży udział skał krystalicznych
(granodiorytów) oraz niewielki udział skał węglanowych (wapieni i dolomitów).
Według K. Oleksynowej i T. Komornickiego (1996) woda pochodząca z obszaru
krystalicznego zlewni Suchej Wody znika wśród krystalicznych głazów morenowych zalegających na utworach węglanowych i płynie w kierunku Goryczkowego
Wywierzyska w głębszych jej partiach, mając jedynie nikły kontakt ze skałami
osadowymi. Kolejna ucieczka wody ze zlewni Suchej Wody ma miejsce w zlewni
Pańszczycy, skąd systemami krasowymi woda dociera po około dwóch dobach do
Olczyskiego Wywierzyska w zlewni Olczyskiego Potoku (np. Dąbrowski, Głazek
1968; Gradziński i in. 1985) lub szybciej w zależności od zawodnienia masywu
(m.in. Małecka, Humnicki 1989; Barczyk 2008). Według D. Małeckiej (1993) zlewnię Suchej Wody cechuje najniższy współczynnik odpływu (C = 0,37), co oznacza,
że zaledwie 37% wód opadowych opuszcza ją u wylotu Tatr. Fakt ten potwierdza
skomplikowane uwarunkowania hydrogeologiczne zlewni Suchej Wody. W dolnej części zlewni Sucha Woda jest stale zasilana przez duże źródło zwane niekiedy
wywierzyskiem Koziarczysk, które w zimie oraz po dłuższym okresie bezopadowym w porze letniej, gdy Sucha Woda nie prowadzi wody w części środkowej
zlewni w obrębie T P N, stanowi główne źródło zasilania potoku w odniesieniu do
punktu poboru wody na granicy z T P N.
139
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
Być może obszarem alimentacyjnym wywierzyska Koziarczysk jest dolna lub
środkowa część zlewni Suchej Wody, co pod względem hydrochemicznym czyniłoby ten system mniej skomplikowanym, ponieważ woda byłaby genetycznie
związana ze skałami znajdującymi się w zlewni. Taka sytuacja ma miejsce, według
J. Głazka (1962), w zlewni Białki, gdzie mimo istnienia ponorów i wywierzysk
woda krąży w obrębie macierzystej zlewni topograficznej. Także zlewnia Chochołowskiego Potoku, pomimo znajdującego się w niej wywierzyska Chochołowskiego, jest obecnie uważana za zamkniętą (szczelną) (Solicki, Koisar 1973),
chociaż wielokrotnie sugerowano ucieczkę wody w kierunku N W do Doliny
Bobrowieckiej położonej w T A N AP na Słowacji.
Pomimo tak skomplikowanego krążenia wód Sucha Woda i Bystra zostały
wskazane w analizie czynnikowej jako jedne z najprostszych pod względem sezonowego kształtowania składu chemicznego wody. Być może skomplikowany pod
względem hydrogeologicznym system krążenia wód, skutkujący „nieszczelnością”
zlewni Suchej Wody, powoduje pod względem hydrochemicznym uproszczenie
funkcjonowania cieku w odniesieniu do zmienności sezonowej. Tylko po przekroczeniu wartości progowych przepływu, gdy w czasie wyższych przepływów,
ponory nie mogą wchłonąć takiej ilości wody, potok wypełnia koryto i następuje funkcjonalne połączenie górnej krystalicznej części zlewni Suchej Wody
z jej środkową i dolną częścią. Z kolei w czasie niskich przepływów u progu T P N
występuje tylko woda z wywierzyska Koziarczysk o zupełnie odmiennym składzie
chemicznym. Taka funkcjonalna hydrochemiczna dwudzielność potoku powoduje silny zindywidualizowany rytm sezonowej zmienności, uwidaczniający się
albo bardzo niskimi stężeniami jonów w czasie wyższych przepływów, albo „nienaturalnie” wysokimi stężeniami w czasie niskich stanów wody. Podobna sytuacja ma miejsce w przypadku potoków Olczyskiego i Bystrej, które – przeciwnie –
poprzez podziemny kaptaż przechwytują wodę z górnych części Suchej Wody;
objętość przechwytywanej wody jest tak duża, że w pewnym sensie pod względem
hydrochemicznym ich skład chemiczny w odniesieniu do zmienności sezonowej
jest stabilizowany i dlatego sezonowa zmienność zilustrowana analizą czynnikową wskazuje na jej prosty charakter.
Rola czynnika F1 jest stosunkowo mała w potokach odwadniających mniejsze zlewnie w obrębie krasowiejących skał osadowych (np. Miętusi, Przyporniak
i Małołącki). Woda z górnej części zlewni potoków Miętusiego i Małołąckiego
(Pasmo Czerwonych Wierchów) jest drenowana systemem jaskiń (m.in. Miętusiej, Wielkiej Śnieżnej, Koziej) przez Lodowe Źródło w zlewni Kościeliskiego
Potoku (Barczyk 2008).
Szczególnym przypadkiem jest Olczyski Potok – czynnik F1 nie był tu pierwszy i najważniejszy w kształtowaniu składu chemicznego wód. Związane jest
to ze specyficznym sposobem zasilania tego cieku, którego główny obszar ali140
4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową
mentacyjny znajduje się poza granicami zlewni topograficznej. Zlewnia Olczyskiego Potoku zbudowana jest niemal wyłącznie z mezozoicznych skał osadowych, mało zasobnych w wodę. Potok zasilany jest przez Olczyskie Wywierzysko,
którego obszarem alimentacyjnym są górne partie zlewni Suchej Wody (zlewnia
Pańszczycy) (Dąbrowski, Głazek 1968) zbudowane przede wszystkim ze skał
krystalicznych (granodiorytów). Według D. Małeckiej i W. Humnickiego (1989)
w czasie niskich stanów wód (zima, wczesna wiosna) potok ten zasilany jest niemal wyłącznie wodami podziemnymi z Olczyskiego Wywierzyska. Niewątpliwie podczas wiosennych i wczesnoletnich roztopów, a także w okresie letnich
opadów w zasilaniu tego potoku wyraźnie wzrasta udział wód pochodzących ze
stoków w zlewni Olczyskiego; dostają się one do potoku przede wszystkim wraz
ze spływem powierzchniowym i śródpokrywowym. Ważną rolę w zakłócaniu
związku pomiędzy składem chemicznym a przepływem odgrywa także długi
czas dopływu wody z obszaru alimentacyjnego do wywierzyska. Nawet przy
podwyższonym stanie zawodnienia masywu jest on stosunkowo długi i wynosi
około dwóch dób (m.in. Dąbrowski, Głazek 1968; Małecka, Humnicki 1989; Barczyk 2008). W czasie pierwszych kilkudziesięciu godzin po wystąpieniu opadów deszczu lub roztopów zwiększona wydajność wywierzyska generowana jest
przez wody już wcześniej krążące w masywie, a dostające się do wywierzyska na
skutek wzrostu ciśnienia wywołanego naporem wód wezbraniowych. Dochodzi
także do uruchomienia wysokozmineralizowanych wód zalegających w syfonach
i jeziorkach krasowych (Barczyk 2008).
W większości potoków istniał bardzo silny związek pomiędzy stężeniem Ca 2+
–
i H C O 3 (ładunki czynnikowe >0,75) a czynnikiem hydrologiczno-geologicznym; w siedmiu z badanych potoków związek ten był jeszcze silniejszy (>0,90).
Z reguły z czynnikiem F1 jest silnie związana także przewodność wody. Wynika
to z powszechności tych jonów w wodach tatrzańskich i ich dominacji w składzie chemicznym wód bez względu na budowę geologiczną zarówno w trzonie
krystalicznym, jak i w osadowej części Tatr. Interesujące wydaje się jednak to, że
najwyższe ładunki czynnikowe (>0,90) Ca 2+ osiąga w potokach odwadniających
zlewnie, w których znaczący jest udział wód pochodzących z trzonu krystalicznego T P N (np. Białki, Dolinczańskiego, Suchej Wody, Chochołowskiego, Pyszniańskiego), a nie, jak można by oczekiwać, w zlewniach węglanowych zbudowanych generalnie z wapieni i dolomitów. Związane jest to z prostszym sposobem
odwadniania zlewni krystalicznych i bardziej skomplikowanym krążeniem wody
w zlewniach węglanowych z rozwiniętymi systemami wywierzyskowymi. Stąd
też ujemny związek korelacyjny pomiędzy Ca 2+ i przepływem nie jest tak mocny,
jakby to wynikało z budowy geologicznej ich zlewni topograficznych. Ponadto
ujemny związek korelacyjny Ca 2+ z przepływem jest zaburzany uruchamianiem
w czasie wezbraniowym wód stagnujących w syfonach krasowych, które charak141
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
teryzują się wyższym stężeniem Ca 2+ ze względu na dłuższy kontakt z podłożem
skalnym niż wody krążące stale w korytarzach krasowych (Barczyk 2008).
–
W przypadku H C O 3 najwyższe ładunki czynnikowe (>0,90) występowały
w potokach odwadniających generalnie zalesione zlewnie węglanowe, w których
system krasowy jest zamknięty w granicach zlewni topograficznej (np. Wielkie
Koryciska, Strążyski, Biały) oraz w tzw. dolinach walnych (Sucha Woda, Białka,
Chochołowski). Warto zauważyć, że w zlewniach potoków Starorobociańskiego
–
i Jarząbczego jony H C O 3 (F1: 0,31–0,46) osiągają najniższy ładunek czynnikowy
i nie wykazują wysokiego, zwykle ujemnego związku korelacyjnego ze stanem
–
wody, zatem czynnik hydrologiczno-geologiczny ma w odniesieniu do H C O 3 drugorzędne znaczenie (F2) (tab. 4.3). W tych zlewniach czynnik hydrologiczno-geologiczny uwidacznia jednak inną relację – otóż silnie kontroluje ujemną korelację
pomiędzy stanem wody a stężeniem Na +. Ta relacja jest także charakterystyczna
dla pozostałych potoków odwadniających trzon krystaliczny Tatr, ale uwidacznia
–
się w czynniku F1 wraz z H C O 3 (np. Roztoka, Rybi, Pyszniański, Wyżni Chochołowski) oraz dla źródeł drenujących granitoidową pokrywę zwietrzelinowoglebową.
–
Jednym z czynników determinujących występowanie H C O 3 w wodach jest
dostępność minerałów węglanowych oraz CO2. Według J. D. Hema (1985) około
połowa wodorowęglanów związana jest z CO2 pochodzącym z wody przepływającej przez pokrywy zwietrzelinowo-glebowe. Tak więc łatwo zauważyć, że niższe
wartości ładunku czynnikowego w czynniku F1 występują w zlewniach o mniejszym zalesieniu albo tam, gdzie stoki nie mają pokrywy glebowej. Ich silniejszy
związek z temperaturą (vide: F2) wynika z uzależnienia od okresu wegetacji, który
koresponduje z zasobnością w CO2. Natężenie procesu wietrzenia chemicznego
rośnie wraz ze wzrostem temperatury powietrza, wysokości opadów atmosferycznych i wilgotności pokryw (Ollier 1984; White, Blum 1995a, b; Riebe i in. 2004a, b).
Intensywna aktywność biologiczna zlewni w sezonie wegetacyjnym i związany
z nią rozwój szaty roślinnej intensyfikują ten rodzaj wietrzenia (Drever 1994,
1997). Na podstawie analizy morfometrycznej i genetycznej powierzchniowych
mikroform krasowych oraz analizy chemicznej wody krążącej na stokach Czerwonych Wierchów A. Kotarba (1972) wykazał istnienie pionowego zróżnicowania
współczesnej powierzchniowej denudacji chemicznej w wapienno-dolomitowej
części Tatr Zachodnich. Wykazał, że w każdym piętrze wysokościowym rozmiary
denudacji zależą od ilości opadów i warunków rozpuszczania, określonych przez
typowe dla danego piętra zespoły roślinne. Według M. Puliny (1974) w skałach
węglanowych Tatr Zachodnich ze strefy powierzchniowej i podpowierzchniowej
masywu Czerwonych Wierchów następuje rozpuszczanie 80% całej masy usuwanych węglanów, z czego połowa przypada na powierzchnię; wnętrze masywu jest
denudowane w zaledwie 20%. W większości potoków, szczególnie tych odwad142
4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową
niających małe zlewnie zbudowane ze skał dolomitowych, wysoko skorelowane
z czynnikiem F1 było także stężenie Mg 2+. Równie wysokie ładunki czynnikowe
Mg 2+ były w większości potoków odwadniających małe zlewnie w metamorficznej
części Tatr Zachodnich, natomiast bardzo niskie w potokach odwadniających granitoidową część Tatr Wysokich.
Wysoka ujemna korelacja Mg 2+ z czynnikiem hydrologiczno-geologicznym,
notowana w potokach odwadniających utwory reglowe lub reglowo-wierchowe
(np. Wielkie Koryciska, Biały, Strążyski), związana była z dużym udziałem w tej
jednostce bogatych w magnez dolomitów środkowego triasu. Wysokie ładunki
czynnikowe Mg 2+ w potokach odwadniających górną metamorficzną część zlewni
Kościeliskiego (Dolinczański, Pyszniański) są z pewnością związane ze znacznymi
zasobami tego pierwiastka w skałach podłoża, na co wskazuje duży udział Mg 2+
w składzie chemicznym wód, a źródłem Mg 2+ mogą być m.in. gnejsy, amfibolity
występujące w skałach metamorficznych Tatr Zachodnich (Nemčok [red.] 1994).
Dwa potoki odwadniające górną część zlewni Chochołowskiego, Jarząbczy i Starorobociański, charakteryzuje dodatkowa silna zależność Mg 2+ od temperatury
wody, wyrażona przez czynnik F2. Im wyższa temperatura wody, tym wyższe stężenie Mg 2+ w wodzie. Tak silna relacja temperatura – magnez nie występuje w żadnej innej zlewni odwadniającej trzon krystaliczny Tatr, musi zatem istnieć czynnik środowiskowy, który ją kontroluje. Obie zlewnie mają jedną cechę wspólną,
odwadniają grzbiet Trzydniowiańskiego Wierchu, tam więc powinno znajdować
się źródło magnezu. Dodatni związek korelacyjny z temperaturą wody wskazuje,
że prawdopodobnie Mg 2+ jest silniej wypłukiwany z pokrywy zwietrzelinowo-glebowej w porze letniej. Niskie ładunki czynnikowe Mg 2+ w potokach odwadniających granitoidową część Tatr Wysokich (Rybi, Roztoka) wskazują na niewielką
zawartość magnezu w podłożu geologicznym co potwierdza zarówno ich niskie
stężenie, jak i niewielki udział Mg 2+ w strukturze składu chemicznego wód. Interesująca wydaje się duża różnica ładunków czynnikowych Mg 2+ w potokach Chochołowskim i Kościeliskim (odpowiednio: 0,80 i 0,42), a więc odwadniających zlewnie
o, wydawałoby się, podobnej budowie geologicznej. Szczegółowa analiza budowy
geologicznej i uwarunkowań hydrogeologicznych tych zlewni wskazuje jednak na
zdecydowanie większy udział dolomitów serii reglowych w zlewni Chochołowskiego niż Kościeliskiego. W zlewni Kościeliskiego dominują natomiast wapienie
serii wierchowych, w których rozwinęły się zjawiska krasowe. Różnica ta jest konsekwencją większego udziału wód podziemnych w zasilaniu Kościeliskiego Potoku
związanego z systemem wywierzyskowym Lodowego Źródła, drenującego obszar
poza wododziałem topograficznym zlewni. We wszystkich potokach z wyjątkiem
Przyporniaka korelacja Mg 2+ ze stanami wody była ujemna.
W potokach odwadniających krystaliczną część Tatr zarówno Zachodnich
(Wyżni Chochołowski, Jarząbczy, Starorobociański, Pyszniański, Dolinczański)
143
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
jak i Wysokich (Roztoka i Rybi) w czynniku F1 istniała także bardzo silna ujemna
–
zależność pomiędzy stanem wody a jonami S O 24 i Na +. W potokach odwadniających utwory osadowe związek ten był na ogół bardzo słaby. We wszystkich
–
potokach z wyjątkiem Przyporniaka korelacja S O 24 i Na + ze stanami wody była
ujemna. W potokach odwadniających krystaliczną część Tatr istniała silniejsza
ujemna korelacja pomiędzy stężeniami K + (ładunki czynnikowe >0,5), z wyjątkiem zlewni osadowych Małołąckiego i Miętusiego, a stanami wody niż w potokach odwadniających część osadową (ładunki czynnikowe<0,4) z wyjątkiem
zlewni Wyżniego Chochołowskiego. Mocna ujemna zależność pomiędzy jonami
–
S O 24 , Na + i K + a czynnikiem hydrologiczno-geologicznym w potokach odwadniających krystaliczną część Tatr Zachodnich i Wysokich wynika niewątpliwie
ze stosunkowo dużej zawartości związków siarki, sodu i potasu w skałach krysta–
licznych tej części Tatr. Genezę S O 24 w wodach tatrzańskich wiązano z depozycją atmosferyczną, szczególnie w latach 80. XX wieku. D. Małecka (1989a, 1991)
wykazła znaczącą rolę opadów atmosferycznych w kształtowaniu składu chemicznego wód tatrzańskich pod koniec lat 70. i w latach 80. XX wieku. Ówczesne wody ultrasłodkie, odwadniające szczytowe partie części krystalicznej Tatr,
zawierały aż do 90% rozpuszczonych składników stałych z wód opadowych.
W części osadowej ten udział w wodach szczelinowych i szczelinowo-krasowych
gwałtownie spadał, ponieważ wzrastało znaczenie ługowania środowiska skalnego. W wodach drenujących serie wierchowe wynosił 33%, w seriach reglowych
i eocenie węglanowym 22% i zmniejszał się do 10% w wodach eocenu węglanowego, pod fliszem podhalańskim na głębokości 1000–1600 m p.p.t. Podobne relacje,
lecz nieco mniejsze znaczenie opadów, wykazał W. Humnicki (2007), który oszacował udział wód opadowych w kształtowaniu chemizmu wód podziemnych Pienin
–
na 12–15%. Ówczesne stężenia S O 24 w południowej Polsce w pobliżu zakładów
przemysłowych było niezwykle wysokie. I tak np. w strefie ochronnej Huty im.
–
Lenina w Krakowie stężenie S O 24 wynosiło 99–159 mg · L 1, max 445 mg · L 1 (Fiszer
–
i in. 1983). W latach 70. i na początku lat 80. XX wieku opad siarki (S O 24 ), która
była przedmiotem wielu badań, osiągnął na obszarze Krakowa poziom typowy
wówczas dla silnie uprzemysłowionych obszarów Europy – około 18 mg · L 1
–
(Kasina 1981). Także w latach 80. stężenie S O 24 w opadach było wielokrotnie wyższe niż obecnie: w Krakowie 28,3 mg · L 1, w Puszczy Niepołomickiej 18,7 mg · L 1,
w Dobczycach 15,9 mg · L 1 (Turzański 1991). W zlewni Ratanicy na Pogórzu Kar–
packim zanotowano w latach 1991–1995 średnie stężenie S O 24 w opadach było
7,07 mg · L 1 (Szarek-Łukaszewska 1997, 2003), a w Łazach, położonych na wschód
od Ratanicy, stwierdzono ich niższe stężenie: 4,25 mg · L 1 (Żelazny 2000). W 2006
roku w pobliżu zakładów przemysłowych wschodniej części aglomeracji Kra–
kowa średnie stężenie S O 24 w pokrywie śnieżnej wyniosło 0,73 mg · L 1 (Stachnik i in. 2010). Współcześnie w dalszym ciągu wskazuje się opady atmosferyczne
144
4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową
–
jako główne źródło S O 24 w jeziorach tatrzańskich (Rzychoń 1998, 2009; Rzychoń
i in. 2009), jednak J. Kopáček i in. (2004) wskazują także siarkę zdeponowaną
w pokrywie zwietrzelinowo-glebowej oraz możliwość dostawy siarki do jednego
ze stawów słowackich (Malé Hincovo) z podłoża geologicznego. Wyniki przeprowadzonych badań wskazują na znaczącą rolę pokrywy zwietrzelinowej jako
–
źródła pochodzenia S O 24 , za czym przemawia to, że w czasie niskich stanów wód,
–
szczególnie w zimie, w potokach odwadniających trzon krystaliczny stężenia S O 24
są wyższe niż w czasie stanów podwyższonych, kiedy to są rozcieńczane wodami
opadowymi (z wyjątkiem Tomanowego Potoku, którego hydrochemiczna wyjątkowość została omówiona wcześniej). Badania składu chemicznego świeżego
–
śniegu w 19 punktach T P N w 2007 roku wykazało średnie stężenie S O 24 na poziomie 0,74 mg · L 1 (Żelazny, Kasina 2009). Stężenie to w ciekach odwadniających
granitoidowy trzon krystaliczny Tatr jest wielokrotnie wyższe (Rybi 2,93 mg · L 1,
Roztoka 2,50 mg · L 1), natomiast w wodach potoków odwadniających metamorficzną część trzonu krystalicznego jest jeszcze wyższe (Wyżni Chochołowski
4,06 mg · L 1, Jarząbczy 5,69 mg · L 1, Starorobociański 6,14 mg · L 1).
Warto zaznaczyć, że potoki odwadniające trzon krystaliczny Tatr, mimo rela–
tywnie niskich stężeń S O 24 , mają znaczny udział w strukturze składu chemicz–
nego wód, i wchodzą w skład typów hydrochemicznych. Geneza S O 24 w wodach
Tatr skał krystalicznych w klimacie umiarkowanym jest związana z utlenianiem pirytu, niekiedy także z kwaśną depozycją atmosferyczną (Macioszczyk,
–
Dobrzyński 2007). W trzonie krystalicznym źródłem S O 24 mogą być towarzyszące żyłom kwarcytowym minerały kruszcowe: antymonit, chalkopiryt, galena,
tetraedryt, które zostały rozpoznane w skałach krystalicznych górnej części
zlewni potoków Kościeliskiego i Chochołowskiego, a także na Granatach (Michalik 1959; Bac-Moszaszwili, Jurewicz 2010; Gawęda 2001, 2009). W wyniku kwaśnej
hydrolizy minerałów zawierających siarkę, wchodzących w skład skał krystalicznych, powstają rozpuszczalne w wodzie siarczany sodu, potasu, wapnia i magnezu
(Oleksynowa 1970; Oleksynowa, Komornicki 1996). W potokach odwadniających
–
część osadową związek jonów S O 24 i Na + z czynnikiem hydrologiczno-geologicznym jest na ogół słabszy – udział tych jonów w składzie chemicznym wód był niewielki. Interesujący jest przypadek Przyporniaka jako jedynego z potoków, w któ–
rym związek S O 24 i Na + (podobnie jak Mg 2+) ze stanem wody był dodatni, czyli
wraz ze wzrostem stanu wody następował wzrost ich stężenia. Być może Przyporniak stanowi odrębny, niewielki systemem wywierzyskowy, podobny do oddalonego nieco na zachód wywierzyska Koziarczysk. Dalsze systematyczne badania
źródeł Przyporniaka, przeprowadzone w roku hydrologicznym 2010, wskazują,
że jest to woda głębszego krążenia, ponieważ w czasie zimy, mimo ich niewielkiej wydajności, temperatura wód była wysoka – powyżej 7°C. Warto zauważyć,
że dalej w kierunku zachodnim występuje ciepłe źródło (Jaszczurówka) repre145
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
zentujące system głębokiego krążenia, co potwierdza współcześnie relatywnie
wysoka temperatura wody, która w zimie wynosiła 11,6°C (Solarz 2011) i była
o 9°C niższa niż w XIX i w pierwszej połowie XX wieku (np. Zejszner 1844; Aleksandrowicz 1861; Ściborowski 1877; Kowalski 1920). Prace wiertnicze, prowadzone
w 1957 roku, doprowadziły do połączenia źródła Jaszczurówki z zimnymi wodami
odwiertu (12°C), czego konsekwencją był spadek temperatury jego wody (Pęksa,
Pęksa 2006). Nad ciepłymi wodami wypływającymi z odwiertu stracono kontrolę,
co uniemożliwiło zabezpieczenie wypływu i ukierunkowanie wody, zgodnie
z założeniem, do basenów. Stało się to powodem samoistnego niekontrolowanego
wyprowadzenia wód z odwiertu przez rumosz bezpośrednio do koryta potoku.
W kilku potokach, szczególnie tych odwadniających duże doliny (np. Chochołowski, Bystra, Roztoka, Rybi) występowała ujemna zależność między stężeniem
–
N O 3, a czynnikiem F1.
Drugi czynnik (F2) wyjaśniał 11,6–30,3% całkowitej zmienności. W większości potoków był bardzo mocno związany z temperaturą wody. Najczęściej wyra–
żał ujemną korelację między stężeniem N O 3 a temperaturą wody. Można go
nazwać sezonowo-termicznym, ponieważ uwidacznia procesy związane z sezonową aktywnością biologiczną zlewni. W naturalnych ekosystemach ta relacja
odnosi się także do innych związków biogennych, np. fosforany uważane są za
jeden z najbardziej deficytowych i limitujących produkcję pierwotną związków
biogennych (Föllmi 1996; Allan 1998). Warto zauważyć, że ich stężenie w wodach
potoków tatrzańskich było tak niskie (zwykle poniżej limitu detekcji) i skrajnie
asymetryczne, że nie zostało uwzględnione w obliczeniach. Największą część zmienności całkowitej składu chemicznego wód (udział wariancji wyjaśnionej ≥25%)
czynnik F2 wyjaśniał w potokach odwadniających wysoko położone małe zlewnie trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich: Jarząbczym, Starorobociańskim,
Pyszniańskim i Wyżnim Chochołowskim. Jedynie w kilku potokach, szczególnie
tych o skomplikowanych uwarunkowaniach hydrogeologicznych (Bystra, Białka,
Przyporniak, Olczyski, Kościeliski, Chochołowski) czynnik F2 nie był zwią–
zany z temperaturą wody i stężeniem N O 3 lub był słabiej skorelowany. Stężenie
–
N O 3 było najsilniej skorelowane z czynnikiem F2 w potokach odwadniających
wysoko położone zlewnie krystaliczne, słabiej zaś w zlewniach odwadniających
część osadową. W bardziej zalesionych zlewniach części osadowej słabsza relacja
–
między temperaturą wody a stężeniem N O 3 może wynikać z wieku drzewostanu.
Mniejsze zużycie związków biogennych przez starzejący się drzewostan zostało
udokumentowane przez P. M. Vitousek i W. A. Reiners (1975) oraz P. S. Murdocha
–
i J. L. Stoddarda (1992). Ujemny związek stężenia N O 3 z temperaturą wody
–
potwierdza intensywny pobór N O 3 – jednego z najważniejszych związków biogennych – przez rośliny w czasie krótkiego sezonu wegetacyjnego w Tatrach.
Zjawisko takie jest często dokumentowane i szczególnie wyraźne w zalesionych
146
4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową
zlewniach naturalnych (Johnson i in. 1969; Betton i in. 1991; Reynolds i in. 1992;
Lepistö 1995; Arheimer i in. 1996; Grodzińska, Laskowski [red.] 1996; Bhangu,
Whitfield 1997; Miller, Hirst 1998; Pekárová i in. 1999; Holloway, Dahlgren 2001;
Sullivan, Drever 2001; Clark i in. 2004; Navrátil i in. 2010; Cai i in. 2011). W sudeckiej zlewni Ciekonia, wylesionej w ponad 40% w wyniku katastrofy ekologicznej
związanej z obumieraniem drzewostanów, gdzie obecnie stoki w większości porastają młodsze wiekiem drzewostany, obserwuje się lepsze wykorzystanie azotu niż
w zlewniach Czerniawki i Płóczki, w których deforestacja była mniejsza (Pierzgalski i in. 2007). Jest to szczególnie widoczne w drzewostanach świerkowych,
w których wymywanie netto azotu z powierzchni z 5–40-letnimi drzewostanami
świerkowymi jest wielokrotnie większe niż w drzewostanach starszych. A. Rothe
i K. H. Mellert (2004) na podstawie badań stężeń azotu w wodach z lizymetrów
poniżej strefy korzeni zauważyli większy jego pobór przez młodsze drzewostany.
–
Spadek stężenia N O 3 w potokach w sezonie wegetacyjnym wskazuje, że zlewnie
tatrzańskie nie są nasycone azotem docierającym spoza zlewni wraz z opadami.
Badania przeprowadzone pod koniec lat 90. XX wieku przez J. Kopáčka i in.
–
(2005) wskazywały jedynie na słabe spadki stężenia N O 3 w czasie sezonu wegetacyjnego w jeziorach tatrzańskich. Według D. Rzychoń i A. Worsztynowicz (2008)
zlewnie Długiego i Zielonego Stawu jeszcze w latach 90. XX wieku (1994) nie były
w stanie zagospodarować azotu deponowanego w sezonie zimowym i wiosennym
i dlatego zlewnia Długiego Stawu została zaliczona do 3. stopnia nasycenia azotem,
a Zielonego Stawu do 2. stopnia. Systematyczne, wieloletnie badania D. Rzychoń
(2009) wykazały, że w ciągu 10 lat nastąpił spadek stężenia azotu w zlewni, który
spowodował obniżenie nasycenia azotem wód zlewni Długiego Stawu o jeden
stopień, a wód Zielonego Stawu do blisko 1. stopnia. Odpowiedzialne za to są
procesy biologiczne oraz redukcja zakwaszenia, ocieplenie klimatu, zwiększony
udział N H 4+ w opadach, który jest łatwiej asymilowany przez rośliny, a także inne
przyczyny (Rzychoń 2009).
W większości potoków w czynniku F2 występował ujemny związek stężenia
–
–
jonów Cl , S O 24 i Na + z temperaturą wody z licznymi wyjątkami. Prawdopodobnie jest to efekt zwiększonej dostawy tych jonów do potoków wraz z wodą
–
–
topniejącej pokrywy śnieżnej. Zwykle zmienność Cl jest synchroniczna z N O 3,
–
co sugeruje, że Cl aktywnie uczestniczy w tzw. życiu biologicznym zlewni i jest
–
asymilowany przez roślinność. Potwierdzają to wysokie ładunki czynnikowe Cl ,
–
niekiedy nawet wyższe niż N O 3, w czynniku F2, np. w Wyżnim Chochołowskim
i Lejowym (tab. 4.3).
W ciekach wypływających z południowej, krystalicznej (wysokogórskiej) części
–
Tatr dodatni związek z temperaturą wody wykazywały jony H C O 3, a w potokach
+
odwadniających północną, reglową część Tatr – jon K . Ma to prawdopodobnie związek z dostawą tych jonów do koryta w ciepłej porze roku wraz z woda147
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
mi infiltrującymi pokrywy zwietrzelinowo-glebowe. Pokrywy glebowe, według
–
J. D. Hema (1985), stanowią ważnie źródło H C O 3 i K +. Zimą wody glebowe są częściowo unieruchomione na skutek zmrożenia gleby, zwłaszcza na początku zimy,
kiedy pokrywa śnieżna jest skąpa. Po utworzeniu się grubej warstwy śniegu może
nastąpić częściowe rozmarznięcie wcześniej zamarzniętego gruntu (Kot 1995).
–
Wzrost stężenia jonów H C O 3 i K + wraz ze wzrostem temperatury może mieć
także związek z intensywnymi w ciepłej porze roku procesami rozkładu materii
organicznej, które prowadzą do zwiększenia zasobów jonów w glebie.
Czynniki trzeci (F3) i czwarty (F4) wyjaśniały niewielką – do kilkunastu procent – części całkowitej zmienności (ryc. 3.17). Czynnik F3 częściej kierował zmia–
nami stężenia Na + i K +, a F4 – pH i N O 3. Powiązanie ich z konkretnymi procesami odnoszącymi się do wszystkich potoków tatrzańskich, w których występują,
jest trudniejsze ze względu na brak wyraźnych prawidłowości w relacjach między
badanymi zmiennymi. Niemniej to, że w niektórych potokach są to zwykle relacje
–
–
między Na +, K +, N O 3 i pH, niekiedy także S O 24 , może sugerować związek między
procesami o charakterze nitryfikacyjnym a płytkim krążeniem wody.
Na podstawie analizy czynnikowej cech fizykochemicznych pięciu wód źródlanych drenujących dwa zasadniczo odmienne środowiska hydrogeochemiczne
(trzon krystaliczny oraz część osadową) wyodrębniono maksymalnie cztery
czynniki. Ich interpretacja jest analogiczna do przedstawionej powyżej interpretacji dotyczącej wód potoków. Czynnik F1, hydrologiczno-geologiczny, związany
z procesem rozcieńczania, wyjaśniał maksymalnie 52,1% całkowitej zmienności,
natomiast czynnik F2, sezonowo-termiczny 22,5%. W osadowej części Tatr czynnik F1 wskazuje na silny ujemny związek korelacyjny między wydajnością źródeł
–
a wartością przewodności i stężeniem H C O 3, Ca 2+ i Mg 2+, natomiast w trzonie krystalicznym Na + w tym czynniku ma wysoki ładunek ujemny z wydajnością, prze–
wodnością oraz H C O 3 i Ca 2+.
4.4. Reżim hydrochemiczny wód potoków tatrzańskich
Biorąc pod uwagę przedstawione powyżej prawidłowości dotyczące przebiegu
zmienności wartości cech fizykochemicznych pojedynczych jonów oraz czynników je kształtujących, należy zadać pytanie o reżim hydrochemiczny potoków
T P N. Reżim hydrochemiczny można zdefiniować analogicznie do przyjętego
przez I. Dynowską (1971) i W. Chełmickiego i in. (1998–1999) pojęcia reżimu
hydrologicznego, czyli uznać reżim hydrochemiczny za zmienność cech fizykochemicznych wód w cyklu rocznym.
Do wydzielenia typu reżimu hydrochemicznego zastosowano metodę taksonomiczną Warda; w grupowaniu wykorzystano: stan wody (lub natężenie przepływu
148
4.4. Reżim hydrochemiczny wód potoków tatrzańskich
w przypadku Kościeliskiego Potoku i Białki), cechy fizykochemiczne wody (tem–
–
peraturę, pH, E C 25oC), stężenie jonów: Ca 2+, Mg 2+, Na +, K +, N H 4+, H C O 3, S O 24 ,
–
–
Cl , N O 3) z 23 potoków.
Na podstawie metody taksonomicznej Warda podzielono cieki tatrzańskie
na dwie grupy (skupienia) charakteryzujące się odmiennym przebiegiem analizowanych cech (ryc. 4.19). Do pierwszego skupienia należy 13 potoków odwad-
Rycina 4.19. Dendrogram reżimu hydrochemicznego potoków: S1 – reżim wysokogórski;
S2 – reżim średniogórski
niających trzon krystaliczny Tatr Wysokich i Zachodnich oraz największe
doliny tatrzańskie; drugą grupę tworzy 10 potoków odwadniających zlewnie
położone w części osadowej w obrębie serii reglowo-wierchowych. Potoki
odwadniające zlewnie trzonu krystalicznego należące do pierwszego skupienia reprezentują wysokogórski (S1), a pozostałe średniogórski (S2) typ reżimu
hydrochemicznego.
149
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
4.4.1. Reżim wysokogórski
Do grupy 13 potoków charakteryzujących się wysokogórskim reżimem hydrochemicznym należą potoki odwadniające największe doliny tatrzańskie (np. Białki,
Kościeliskiej, Chochołowskiej, Suchej Wody), a także mniejsze zlewnie odwadniające trzon krystaliczny Tatr Zachodnich (np. Dolinczańskiego, Pyszniańskiego,
Jarząbczego) oraz Tatr Wysokich (Rybiego, Roztoki) (ryc. 4.19). Do tego reżimu
została także przyporządkowana zlewnia Olczyskiego, charakteryzująca się złożonym zasilaniem – Olczyskie Wywierzysko drenuje trzon krystaliczny górnej
części Suchej Wody z Doliny Pańszczycy (m.in. Dąbrowski, Głazek 1968; Barczyk
2008). W T P N w rocznym cyklu krążenia wody A. Łajczak (1996) wyróżnia okres
pasywny i aktywny, które uzależnia od pory roku i temperatury powietrza. Przy
ujemnych temperaturach powietrza zaznacza się zahamowanie obiegu wody i jej
magazynowanie w postaci pokrywy śnieżnej, przy czym czas trwania obu okresów jest uzależniony od wysokości położenia zlewni. W wysokogórskim reżimie hydrochemicznym w okresie pasywnym najwyższe wartości przewodności
–
–
–
i stężeń jonów występują w marcu (H C O 3, Ca 2+, Na +, Cl ) oraz w lutym (S O 24 )
+
z wyjątkiem stężenia K , które osiąga maksimum w sierpniu (ryc. 4.20). Wysokim
stężeniom jonów w okresie pasywnym towarzyszy zwykle niski stan wody z najniższym notowanym w marcu. Wiosną, kiedy wzrasta temperatura i stan wody,
–
notowany jest spadek stężenia praktycznie wszystkich jonów (z wyjątkiem N O 3),
związany z procesem rozcieńczania wód potoków niskozmineralizowanymi
wodami z topniejącej pokrywy śnieżnej. W reżimie wysokogórskim najniższe stę–
–
–
żenia Ca 2+, H C O 3, Mg 2+ i S O 24 notowano zwykle w maju, a K + i Cl nieco później
(w czerwcu).
–
Przebieg zmian N O 3 charakteryzuje odrębność wyrażająca się osiągnięciem
najwyższego stężenia w początkowej fazie roztopów, tj. w kwietniu. W czasie najwyższych stanów wody, w maju, stężenia te nadal są relatywnie wysokie. Prawdopodobnie świadczy to o wysokim tempie nitryfikacji amonu do azotanów w czasie
wytapiania pokrywy śnieżnej, w której azot występuje w postaci jonu amonowego.
Rola azotanów w środowisku jest ogromna, ponieważ stanowią one podstawowe
źródło azotu dla roślin wyższych, niemniej ze względu na to, że są łatwo rozpuszczalne, mają tendencję do „ ucieczki ” z ekosystemów lądowych (Weiner 1999).
Biorąc to pod uwagę, należy zauważyć, że wiosną występuje najintensywniejsza
–
ucieczka N O 3 ze zlewni wysokogórskich T P N.
Odmienny przebieg stężenia w czasie roztopów ma N H 4+ – jest ono wtedy
–
najniższe; jednocześnie występuje najwyższe stężenie N O 3. Chociaż jon amonu,
z uwagi na powinowactwo dodatnio naładowanej grupy amonu z minerałami ilastymi zawartymi w glebie, nie ulega szybkiemu wymyciu z gleby, oszacowano, że
15% N H 4+ opuszcza ekosystem lądowy (Weiner 1999). Głównym źródłem azotu
150
4.4. Reżim hydrochemiczny wód potoków tatrzańskich
Rycina 4.20. Sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód reżimu wysokogórskiego i średniogórskiego
–
+
Uwaga: przebieg stężenia N O 3 powtórzono na rycinach w obu reżimach celem łatwiejszego porównania z przebiegiem stężenia N H 4
151
4.4. Reżim hydrochemiczny wód potoków tatrzańskich
amonowego i azotanowego podczas roztopów jest ich pula zawarta w pokrywie
śnieżnej. Według M. Kłapowej (1974) trudności w prognozowaniu reżimu hydrologicznego potoków górskich wynikają z ogromnego zróżnicowania grubości
pokrywy śnieżnej oraz różnego tempa jej zanikania; retencja w niektórych płatach śniegu osiąga nawet 2000 mm wody, a jej wytapianie trwa np. w okolicach
Morskiego Oka do połowy sierpnia. Zgodnie z wydzielonymi przez M. Kłapową
(1974) trzema stadiami metamorfozy śniegu, w stadium trzecim następuje zanikanie pokrywy śnieżnej, poczynając od górnych najmłodszych warstw, w których
obserwuje się wzrost ciężaru właściwego śniegu 0,40–0,60 g · cm 3. Wyrównanie
temperatury wewnętrznej śniegu sprzyja wzrostowi kryształów ze względu na
obecność wolnej wody, która zamarza. Przeciętna grubość w okresie poprzedzającym roztopy wynosi na ogół 0,5–1,5 m, lokalnie 3 m (Łajczak 1996), a najlepszymi
miejscami do agradacji są kotły polodowcowe, gdzie jest śnieg dodatkowo nawiewany oraz gromadzony poprzez lawiny śnieżne (Kłapowa 1974). Według M. Hessa
(1974) liczba dni z pokrywą śnieżną zwiększa się od 100 u podnóża do około 200
w najwyższych partiach Tatr; na każde 100 m wzrostu wysokości przybywa 10 dni
z pokrywą śnieżną, a między temperaturą powietrza a liczbą dni z pokrywą istnieje bardzo ścisła prosta zależność: wraz ze spadkiem średniej temperatury roku
o 1°C przybywa 20 dni z pokrywą śnieżną. Trudności w prognozowaniu reżimu
hydrologicznego jeszcze bardziej się komplikują, jeśli dodatkowo chcemy poznać
zmienność hydrochemiczną potoku górskiego.
W latach 70. XX wieku M. Johannessen i A. Henriksen (1978) na podstawie
badań terenowych i laboratoryjnych wykazali, że wytapiania pokrywy śnieżnej
powoduje selektywne uwalnianie jonów. Jest to skomplikowany proces, zwany
frakcjonowaniem jonów (melt fractionation). Autorzy ci stwierdzili, że na wcze–
–
snym etapie wytapiania stężenie H +, S O 24 i N O 3 było 3–6 razy większe niż ich
średnia wartość w pokrywie śnieżnej. Dodatkowo występuje drugi proces, tzw.
preferencyjna elucja (preferential eluation), która powoduje, że nie wszystkie jony
są wymywane z tą samą efektywnością i w tej samej kolejności w pierwszej fazie
topnienia i odpływu wód. P. Brimblecombe i in. (1985) i M. Tranter i in. (1986)
sugerują następującą kolejność preferencyjnej elucji: SO4 > NO3 > NH4 > K > Ca > Mg > H > Na > Cl.
W okresie zimowym, gdy występują ujemne temperatury powietrza, pokrywa
śnieżna jest z reguły stabilna pod względem składu chemicznego do momentu,
gdy temperatura w pokrywie śnieżnej nie przekroczy 0°C (Sigg i in. 1987). Sytuacja
zmienia się wtedy, kiedy z pokrywy śnieżnej zaczynają odpływać wody roztopowe
(Cadle in. 1984a, b). W czasie pomiędzy pojawieniem się temperatur powyżej 0°C
a odpłynięciem wód roztopowych zachodzą metamorfoza i przesiąkanie wolnej
wody do gruntu, co może trwać nawet 10 dni w przypadku wysokiej pokrywy
śnieżnej (Kłapowa 1974). Według M. Johannessena i A. Henriksena (1978) oraz
153
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
S. H. Cadle i in. (1984a, b) pierwsze 30% wód roztopowych uwalnia z pokrywy
50–80% zawartych w śniegu jonów. Z powodu piętrowości roślinno-klimatycznej T P N, ekspozycji stoków, intensywnych opadów atmosferycznych w postaci
ciekłej, które mogą wystąpić od wczesnej wiosny, wody roztopowe w zależności
od miejsca występowania mogą mieć różny skład chemiczny. Podwyższone stężenie Ca 2+, Mg 2+, Na + i K +, świadczy o eolicznej dostawie pyłów wywiewanych
z gleb oraz drobin skalnych z wietrzejących skał (Williams i in. 1992; DeWalle
i in. 1983). Pyły te mogą obniżać zakwaszenie wód roztopowych. W większości
zlewni tatrzańskich, szczególnie w pobliżu form skałkowych w części osadowej T P N, zwłaszcza zbudowanej z wapieni i dolomitów, intensywne wietrzenie
fizyczne w zimie, a szczególnie wiosną w czasie przekraczania temperatury 0oC,
powoduje odpadanie drobin skał. Następuje wówczas proces wzbogacania śniegu
o drobiny skał, w których są tlenki wapnia i magnezu, które prawdopodobnie
podczas wytapiania śniegu zobojętniają wody. Tak więc kwaśna pokrywa śnieżna
o niskim pH (śr. 4,68pH) jest częściowo alkalizowana w sposób naturalny (Żelazny, Kasina 2009).
Z powodu frakcjonowania i preferencyjnej elucji jonów woda uwalniana
z pokrywy śnieżnej jest silniej zakwaszona na początku wytapiania (niskie pH),
w pierwszej kolejności uwalniane są z niej zakwaszające aniony (ryc. 4.20). W potokach T P N frakcjonowanie i preferencyjna elucja jonów są wyraźne na początku
–
–
–
wytapiania pokrywy śnieżnej w odniesieniu do H +, S O 24 , N O 3 i Cl . Wskazanie kolejności uwalniania wszystkich jonów wymaga dalszych badań, ponieważ
potoki odwadniają zlewnie gdzie wytapianie pokrywy śnieżnej ma różne tempo
związane z wysokością bezwzględną, rzeźbą i ekspozycją stoków.
Przebieg reżimu typu wysokogórskiego obejmuje swym zasięgiem zlewnie charakteryzujące się zarówno skomplikowanym krążeniem wód w dolinach walnych,
jak i prostym w zlewniach odwadniających trzon krystaliczny Tatr Wysokich
i Zachodnich (np. Roztoki, Rybiego, Pyszniańskiego).
4.4.2. Reżim średniogórski
Do grupy potoków o średniogórskim reżimie hydrochemicznym należą potoki
odwadniające niżej położony obszar reglowo-wierchowy, zbudowany ze skał osadowych (np. wapieni, dolomitów, piaskowców). Podobnie jak w reżimie wysoko–
–
górskim najniższe wartości stężeń większości jonów (Ca 2+, H C O 3, Mg 2+, S O 24 )
występuje w czasie najwyższych stanów wody, tj. podczas roztopów wiosennych,
z tą różnicą, że stężenia pojawiają się wcześniej (w kwietniu) niż w reżimie wysokogórskim. Zdecydowanie inna relacja przebiegu stężeń występuje w przypadku
–
dwóch jonów. W obu reżimach najniższe stężenie Cl występuje później, ale jed–
nocześnie, tj. w czerwcu, a N O 3 w reżimie średniogórskim później, tj. w sierpniu.
154
4.4. Reżim hydrochemiczny wód potoków tatrzańskich
Zasadnicza różnica przebiegu zmian wartości cech między reżimem hydrochemicznym średniogórskim a wysokogórskim polega na tym, że najwyższe stężenia
jonów w reżimie wysokogórskim występują nie zimą (okres pasywny), lecz póź–
nym latem (okres aktywny), np. H C O 3 – sierpień, Mg 2+, Na +, E C 25oC, K + – wrzesień. Wysokim stężeniom jonów w lecie towarzyszy niski stan wody z najniższym
–
–
zaobserwowanym we wrześniu. W zimie tylko Cl , Na + i S O 24 mają najwyższe
stężenie, korespondujące z relatywnie wyższymi niż w lecie i jesienią stanami
–
i najniższymi temperaturami wody. Przebieg stężenia N O 3 jest podobny jak
w reżimie wysokogórskim, czyli w czasie wyższych stanów wody podczas roztopów ich stężenie jest nie tylko wysokie, lecz osiąga wartość najwyższą. Jest to efekt
–
wypłukiwania azotu ze zlewni w postaci N O 3, co jest przwdopodobnie związane
+
z procesem nitryfikacji N H 4 zawartego w pokrywie śnieżnej. Bardzo wczesną
–
wiosną N O 3 nie może być asymilowane przez roślinność ze względu na początkowy wtedy etap wegetacji i dodatnią, lecz nadal niską temperaturę powietrza.
To, że zasadnicze czynniki kształtujące zmienność składu chemicznego wody
zależą od warunków hydrologiczno-meteorologicznych (czynnik F1) oraz sezonowej aktywności biologicznej zlewni (czynnik F2) może skłaniać do pytania
o zmienność składu chemicznego wód w odniesieniu do wartości względnej
(ryc. 4.21 i 4.22) wyrażonej strukturą składu chemicznego wód (% mval · L 1). Sezonowa zmienność struktury składu chemicznego wód podkreśla ukierunkowane
zindywidualizowanie wód potoków odwadniających poszczególne zlewnie głównie ze względu na relacje Ca 2+–Na + oraz Ca 2+–Mg 2+. Wyodrębniono, co najmniej
trzy grupy potoków odwadniających zróżnicowane pod względem geologicznym
zlewnie. Ta trójdzielność środowisk hydrogeochemicznych T P N odnosi się do:
–potoków odwadniających zlewnie zbudowane z granitoidów Tatr Wysokich:
Rybi i Roztoka;
–potoków odwadniających zlewnie głównie zbudowane z metamorficznych
gnejsów i łupków krystalicznych Tatr Zachodnich: Wyżni Chochołowski,
Jarząbczy, Pyszniański i Dolinczański;
– potoków odwadniających małe zlewnie dolomitowo-wapienne w części osadowej oraz potoków odwadniających największe zlewnie tatrzańskie, tzw. walne.
Warto zauważyć, że do tej grupy należą potoki odwadniające małe zlewnie
o skrajnie dużych różnicach w udziale Ca 2+ i Mg 2+. Potoki odwadniające zlewnie dolomitowe, np. Biały, Wielkie Koryciska, mają w wodach do kilkudziesięciu
% mval · L 1 Mg 2+ wśród kationów, natomiast w potokach odwadniających bardziej wapienne zlewnie, np. Łężny, Przyporniak ich udział maleje do kilku, kilkunastu % mval · L 1. Wyjątkową pozycję ze względu na udział Ca 2+ i Mg 2+ zajmują
potoki odwadniające zlewnie o skomplikowanych uwarunkowaniach hydrogeologicznych (np. Chochołowski, Kościeliski, Bystra, Sucha Woda). Ich wody
u wylotu Tatr mają skład chemiczny bardziej podobny do wód odwadniających
155
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
część osadową niż trzon krystaliczny. Wynika to z roli wód głębszego krążenia,
które są związane z wywierzyskami.
Gdyby analizować wymienione powyżej relacje między jonami z pominięciem
zlewni o skomplikowanych uwarunkowaniach hydrogeologicznych, to łatwo
byłoby zauważyć, że małe zlewnie tatrzańskie reprezentują co najmniej cztery
oddzielne środowiska hydrogeochemiczne, a piątą grupę stanowiłyby zlewnie
o skomplikowanych uwarunkowaniach hydrogeochemicznych. Także relacje
–
–
–
–
jonów H C O 3–S O 24 , Ca 2+–S O 24 i Mg 2+–S O 24 , mimo że zdecydowanie słabiej podkreślają trójdzielność hydrogeochemiczną wód, pozwalają dodatkowo zauważyć,
że potoki odwadniające zlewnie zbudowane głównie z utworów budujących serie
reglowo-wierchowe cechuje wyraźna hydrochemiczna wielodzielność. Właściwie
każda ze zlewni stanowi odrębny hydrogeochemiczny obiekt, który zachowuje
swoją indywidualność bez względu sezonową zmienność.
Wody powierzchniowe T P N podzieliły K. Oleksynowa (1970) i D. Małecka
(1989a). W obu podziałach stosowano różne kryteria (niekiedy także różne miejsca poboru wód), niemniej jednak skrajne środowiska hydrogeochemiczne są
podobne, pomimo różnic w wartościach bezwzględnych i względnych.
Potoki tzw. krystaliczne „ K ” według K. Oleksynowej (1970) to: Rybi, Białka,
Roztoka i Waksmundzki, a według D. Małeckiej (1989a) subpopulację D (Rybi,
Roztoka, Wołoszyński) cechuje niska mineralizacja i niskie stężenie jonów. Natomiast najwyższym stężeniem odznaczają się w większości te same zlewnie, przez
K. Oleksynową (1970) nazywane osadowymi „ O ”, a przez D. Małecką (1989a) subpopulacją A. z wyjątkiem Przyporniaka. Zasadnicza różnica dotyczy zlewni trzeciej
grupy potoków, tzw. mieszane „ M ” według K. Oleksynowej (1970), a którą według
D. Małeckiej (1989a) wyraźnie można podzielić na subpopulacje C (Olczyski,
Bystra, Waksmundzki, Ulisów) oraz B (Chochołowski, Kościeliski, Sucha Woda).
Oba te podziały odróżnia od rozważanego powyżej przez autora skład chemiczny
–
wód potoków, w których duże znaczenie mają Mg 2+ i S O 24 , odwadniających zlewnie zbudowane ze skał metamorficznych, które tworzą zupełnie odmienne środowisko hydrogeochemiczne – do tej pory nie badane w sposób systematyczny.
W celu uogólnienia czasowo-przestrzennego obrazu zmian składu chemicznego wód tatrzańskich zastosowano powszechnie używaną w Polsce klasyfikację hydrochemiczną wód według Szczukariewa–Prikłońskiego. Chociaż nie jest
to klasyfikacja o charakterze genetycznym – granica typu hydrochemicznego jest
umowna i wynosi zwykle 20% mval · L 1 – to w sposób poglądowy umożliwia określenie roli poszczególnych jonów w kształtowaniu struktury składu chemicznego
wód w czasie sezonowych wahań (ryc. 4.22).
We wszystkich zlewniach tatrzańskich, w każdym typie hydrochemicznym –
bez względu na porę roku, aktywność biologiczną zlewni i nawodnienie masywu
–
górskiego – zawsze występują H C O 3 i Ca 2+, reprezentując powszechny w stre156
4.4. Reżim hydrochemiczny wód potoków tatrzańskich
Rycina 4.22. Zmiany typów hydrochemicznych wód
-
Rycina 4.21. Relacje jonów (% mval · L 1) w wodach potoków
157
4.4. Reżim hydrochemiczny wód potoków tatrzańskich
fie umiarkowanej typ wody HCO3 – Ca. Jonami różnicującymi typ są najczęściej
–
Mg 2+ i S O 24 , tworząc dodatkowe trzy typy hydrochemiczne wód: HCO3 – Ca – Mg,
HCO3 – SO4 – Ca – Mg i HCO3 – SO4 – Ca; natomiast w wodach źródlanych występuje większe stężenie Na+, skutkujące pojawieniem się typu HCO3 –SO4 – Ca – Na.
Tylko osiem potoków nie zmienia typu hydrochemicznego wody w czasie roku
mimo zmieniających się warunków hydrologiczno-meteorologicznych. Wody
potoków odwadniających zlewnie Łężnego i Przyporniaka w Dolinie Filipka
należą tylko do typu HCO3 – Ca. Zdecydowanie więcej potoków (Biały, Wielkie
Koryciska, Miętusi, Małołącki, Olczyski, Strążyski) w części osadowej ma wody,
w których w typie hydrochemicznym znajduje się dodatkowy jon Mg 2+, tworząc typ
HCO3 – Ca – Mg, genetycznie związany z ługowaniem skał zawierających dolomity.
W pozostałych zlewniach występują bardziej złożone relacje hydrochemiczne
i wody potoków w czasie roku zmieniają typy hydrochemiczne. W metamorficznej części trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich z reguły występują wody typu
HCO3 – Ca– Mg, a dodatkowo, zazwyczaj w zimie, w strukturze hydrochemicz–
nej wód potoków pojawiają się S O 24 , które najprawdopodobniej są związane
z odwadnianiem bardziej zasobnych w wodę moren; w tym czasie rola płytkiego
zasilania stokowego ulega prawdopodobnie zmniejszeniu. W zlewniach Rybiego
i Roztoki najczęściej występują wody typu HCO3 – SO4 – Ca, przy czym rzadziej
(53%) pojawia się on w wodach Rybiego Potoku. W lecie w zlewni Rybiego Potoku
częściej występują wody proste dwujonowe typu HCO3 – Ca niż w wodzie potoku
Roztoka. Warto zauważyć, że wody Białki mają najczęściej (83,7%) nieoczekiwany czterojonowy typ hydrochemiczny HCO3 – SO4 – Ca – Mg, a tylko niekiedy,
w czasie niskich stanów wody, pojawiają się wody z mniejszym udziałem Mg 2+,
i wtedy są one podobne pod względem hydrochemicznym do wód odwadniających zlewnie Roztoki i Rybiego Potoku. Źródło Mg 2+ w wodach Białki nie
może znajdować się w wodach odwadniających polską części T P N w obrębie
trzonu krystalicznego (Rybi, Roztoka, Waksmundzki), ani też w obrębie części
krystalicznej Tatr należących do Słowacji w zlewni Żabiego Potoku czy w górnej części zlewni Bielej Vody (T A N A P), ponieważ zlewnie te mają podobną
budowę geologiczną (Nemčok [red.] 1994). Analiza zmian typów hydrochemicznych wzdłuż profilu hydrochemicznego Białki, wykonana w czasie dodatkowych, dwukrotnych badań wód potoków odwadniających słowacką część
T A N A P wskazuje, iż Mg 2+ pochodzi ze zlewni zbudowanych z utworów osadowych, odwadniających słowacką część Tatr. Wysokie bezwzględne stężenie
jonów mają niewielkie cieki odwadniające stoki Horvátskiego vrch., np. Michalovy potok w Spismichalovej dolinie, który jest dopływem Bielej vody. Według
Geologickiej Mapy Tatier (Nemčok [red.] 1994) obszar zbudowany jest ze skał
triasowych od Tomanowá formation (wydzielenie nr 75), do Lúžna formation
(wydzielenie nr 80); w tych utworach prawdopodobnie występują ewaporaty,
159
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód tatrzańskich
podobnie jak, w części Tatr Polskich, np. w Dolinie Tomanowej, które mogą
być źródłem wysokich stężeń siarczanów, wapnia i częściowo magnezu. Jego
wody przy mineralizacji wynoszącej 257 mg · L 1 mają stężenie Ca 2+: 48,2 mg · L 1,
–
+
68,1% mval · L 1, Mg 2 : 13,1 mg · L 1, 30,6% mval · L 1 oraz H C O 3: 95,9 mg · L 1,
43,6% mval · L 1, sprawiając tym samym, że następuje relatywny wzrost Mg 2+
zmieniający typ hydrochemiczny wód Białki. Warto zwrócić uwagę na jeszcze jeden interesujący aspekt związany z omawianym typem hydrochemicznym. Otóż dominujący udział w strukturze wody wśród anionów w potoku
–
tej części T A N A P mają wśród anionów nie H C O 3, jak można by oczekiwać,
–
ale S O 24 . Ich bardzo wysokie stężenie (96,5 mg · L 1, 55,6% mval · L 1) sprawia, że
w wodach Białki w przekroju wodowskazowym na Łysej Polanie wystę–
puje najwyższy udział S O 24 spośród wszystkich potoków tatrzańskich, dobrze
–
widoczny w relacji Ca 2+–S O 24 (ryc. 4.21). W. Humnicki (1991) udokumentował
dwa źródła w zlewni Białki odwadniającej T A N A P oddalone od siebie o około
1,5 km o anomalnym składzie chemicznym i mineralizacji (sucha pozostałość
726–980 mg · L 1). Pierwsze znajduje się w strefie kontaktu krystaliniku z serią wierchową (Dolina Spismichalova), a drugie u podnóża Golicy w rejonie nasunięcia łuski
Golicy–Zadniej Kopy (jednostka reglowa) na jednostkę wierchową. Oba źródła
mają wysokie stężenie siarczanów oraz wysoką twardość ogólną (do 7,2 mval · L 1).
Tak więc wody z tej części T A N A P wpływają na skład chemiczny wody Białki.
Pozostałe potoki tatrzańskie mają wody trójjonowe, które zwykle w zimie,
wskutek zmniejszenia względnego udziału magnezu, prowadzą wody proste,
dwujonowe (np. Sucha Woda, Lejowy, Kościeliski). W części metamorficznej
Tatr Zachodnich, częściej w zimie niż w lecie, w strukturze hydrochemicznej wód
–
potoków pojawiają się S O 24 i wtedy wody HCO3 – Ca – Mg zmieniają typ hydrochemiczny na HCO3 – SO4 – Ca – Mg. Najbardziej skomplikowany przebieg stężeń
względnych składu chemicznego wód charakteryzuje Kościeliski Potok, który
prowadzi wody czterech typów hydrochemicznych, chociaż najczęściej są to wody
trójjonowe HCO3 – Ca – Mg. Jest to wynik skomplikowanego zasilania Kościeliskiego Potoku wodami Lodowego Źródła, którego system wywierzyskowy wykracza poza granice topograficzne zlewni i podziemnym kaptażem drenuje znaczną
część masywu Czerwonych Wierchów. G. Barczyk (2008) zauważa, że wody Lodowego Źródła są typu HCO3–Ca, w cyklu hydrologicznym mają wyższe wartości
mineralizacji podczas niżówki zimowej i na początku roztopów, a niższe są związane są z zasilaniem opadowym. Stosunkowo szybki przepływ podstawowej masy
wód przez systemy wywierzyskowe powoduje, że w składzie chemicznym wód nie
występują istotne i znaczące zmiany jakościowe związane z sezonowością (Barczyk 2008, za: Barczyk 1994). Natomiast A. Wolanin i M. Żelazny (2010c) wykazali, że w czasie roku zmiany stężenia Mg2+ są na tyle duże, iż powodują zmianę
typu hydrochemicznego wody Lodowego Źródła na HCO3 – Ca – Mg. Także wody
160
4.4. Reżim hydrochemiczny wód potoków tatrzańskich
wywierzyska Chochołowskiego zmieniają typ hydrochemiczny, przy czym zwią–
zane jest to z S O 24 ; z wód typu HCO3 – Ca – Mg tworzy się typ HCO3 – SO4 – Ca – Mg.
Warto także zauważyć, że istota wpływu głębszego zasilania nie wyraża się w relatywnej zmianie jonów skutkującej zmianą typu hydrochemicznego wody samego
wywierzyska, ale ewentualną zmianą typu hydrochemicznego potoku do którego wpływa. To zagadnienie było zbadane w zlewni Chochołowskiego Potoku.
M. Żelazny i in. (2011) uzyskali dziewięć naturalnych wzorców (klasterów) zmienności cech fizykochemicznych wód w zlewni Chochołowskiego Potoku, analizując w czasie jednego roku comiesięczne dane z 31 potoków, 12 stanowisk wzdłuż
Chochołowskiego oraz 13 źródeł (w tym wywierzysko Chochołowskie). Stosując
metodę S O M (self-organizing maps), wykazali ci autorzy, że klaster nr 4 dotyczy
zasięgu i wpływu wywierzyska Chochołowskiego na skład chemiczny wód Chochołowskiego Potoku. Wywierzysko, którego wody zasilają Chochołowski Potok,
zmienia i determinuje skład chemiczny wody potoku aż do granic zlewni. Mimo
że poniżej tego wywierzyska dopływają do potoku wysokozmineralizowane
wody z bocznych małych zlewni, skład chemiczny wód Chochołowskiego Potoku
u wylotu z T P N jest bardzo podobny do tego w punkcie tuż poniżej dopływu
z wywierzyska Chochołowskiego. Wpływ wywierzyska uwidacznia się szczególnie w okresie niżówki jesienno-zimowej.
Przeprowadzone badania wskazują, że wyjątkowo skomplikowana budowa
geologiczno-tektoniczna, uwarunkowania hydrogeologiczne oraz piętrowość środowiska przyrodniczego Tatr nie tylko skutkują różnymi wartościami bezwzględnymi i względnymi cech fizykochemicznych i stężenia jonów, lecz także wywołują
ukierunkową i wybitnie zindywizdualizwaną sezonowa zmienność hydrochemiczną badanych wód.
161
6. Podsumowanie
i wnioski
Zmienność sezonowa cech fizykochemicznych wód
Cechy fizykochemiczne wód 23 potoków i 5 źródeł obszaru wysokogórskiego polskich Tatr wykazują zmienność sezonową i zróżnicowanie przestrzenne.
1. Cztery wyodrębnione czynniki (F1, F2, F3, F4) wyjaśniają do 84,2% sezonowej zmienności cech fizykochemicznych wód potoków. Zidentyfikowany pierwszorzędny czynnik hydrologiczno-geologiczny (F1), wyjaśniający do 60,3% całkowitej zmienności, związany z procesem rozcieńczania wód potoków przez wody
opadowe lub roztopowe infiltrujące pokrywy zwietrzelinowo-glebowe, wyraża się
w formule: im wyższy stan wody tym niższe wartości większości cech fizykochemicznych. W tym czynniku, zwykle z silną ujemną korelacją między stanem wody
–
a przewodnością, związane są jony Ca 2+ i H C O 3 , a w potokach odwadniających
–
+
trzon krystaliczny także S O 24 i Na . Z czynnikiem pierwszym często silnie skorelowany jest także Mg 2+, jednak jego relacje są niezwykle zindywidualizowane, zmieniają się od silnego związku w mniejszych zlewniach dolomitowo-wapiennych
do słabszego w zlewniach ze skomplikowanymi uwarunkowaniami hydrogeolo–
gicznymi. Wyjątkami są Starorobociański i Jarząbczy Potok, gdzie związek H C O 3
+
i Mg 2 ze stanem wody jest słaby. Drugorzędny czynnik termiczno-sezonowy (F2)
wyjaśnia do 30,3% zmienności całkowitej i wyraża się w formule: im wyższa tem–
peratura wody, tym niższe stężenie jonów N O 3. Można go związać z procesami
opisującymi tzw. aktywność biologiczną zlewni, w której ważną rolę odgrywają:
roślinność (gdyż w cyklu rocznym, mając różne zapotrzebowanie na substancje mineralne, wpływa na cykle biogeochemiczne pierwiastków, także na obieg
6. Podsumowanie i wnioski
wody) i aktywność mikrobiologiczna pokrywy zwietrzelinowo-glebowej (wpływająca m.in. na tempo wietrzenia związane np. z dostępnością dwutlenku węgla).
Skomplikowane uwarunkowania hydrogeologiczne wynikające z pojawiania się
wód krasowych głębszego krążenia zaburzają powyższe relacje – wówczas stan
i temperatura wody są ściślej skorelowane, czego dobrymi przykładami są m.in.
Olczyski, Bystra i Kościeliski Potok. Pozostałe dwa czynniki (F3 i F4) wyjaśniają
niewielką część zmienności cech fizykochemicznych i powiązanie ich w skali generalnej odnoszącej się do wszystkich potoków jest trudniejsze, aczkolwiek fakt, że
–
w niektórych potokach są to zwykle relacje między Na +, K +, N O 3 i pH, niekiedy
–
także S O 24 , może sugerować, iż w poszczególnych zlewniach w ten sposób wyraża
się czynnik nitryfikacyjno-krążeniowy. Przedstawione powyżej wyniki pozwalają
stwierdzić, że bez względu na uwarunkowania przyrodnicze wartości cech fizykochemicznych wód potoków są zdeterminowane w większym stopniu procesem
rozcieńczania niż aktywnością biologiczną zlewni. Widać też, że im większy udział
w wodach potoków mają wody krasowe głębszego krążenia, tym silniej dodatnio
skorelowany jest stan wody z temperaturą wody w mniejszym stopniu zaś uwidacznia się związek temperatury wody z sezonową aktywnością biologiczną zlewni.
2. Potoki tatrzańskie odwadniające różne pod względem budowy geologicznej zlewnie charakteryzuje silne zindywidualizowana odrębność hydrogeochemiczna, uwidaczniająca się w wartościach cech fizykochemicznych. Relacje
między stężeniami jonów wyrażone strukturą składu chemicznego (% mval · L 1)
pomiędzy np. Ca–Na, Ca–Mg, w mniejszym stopniu także Ca–SO4 i Mg–SO4 oraz
HCO3–SO4 wykazują istnienie co najmniej trzech odmiennych środowisk hydrogeochemicznych:
–potoków odwadniających zlewnie zbudowane z granitoidów Tatr Wysokich:
Rybi i Roztoka;
–potoków odwadniających zlewnie zbudowane z metamorficznych gnejsów
i łupków krystalicznych Tatr Zachodnich: Wyżni Chochołowski, Jarząbczy,
Pyszniański i Dolinczański;
– potoków odwadniających małe zlewnie dolomitowo-wapienne w części osadowej oraz potoków odwadniających największe zlewnie tatrzańskie, tzw. walne,
które charakteryzuje ogromne zróżnicowanie przestrzenne wartości cech fizykochemicznych. W kilku zlewniach uwidacznia się także wpływ skomplikowanej budowy hydrogeologicznej związanej z wodami wywierzysk drenującymi
kras (np. potoki Kościeliski, Chochołowski), polegający na „maskowaniu”
składu chemicznego wody potoków odwadniających trzon krystaliczny silniej
zmineralizowanymi wodami krasowymi. Wody potoków wypływających z polskich Tatr, w których funkcjonują wywierzyska, są pod względem fizykochemicznym bardziej podobne do wód odwadniających część osadową niż do wód
odwadniających trzon krystaliczny.
232
6. Podsumowanie i wnioski
3. Względne relacje między jonami, wyrażone typami hydrochemicznymi
wód potoków wykazują, że bez względu na porę roku i stopień nawodnienia
–
masywu, zawsze w wodach potoków w typie występują H C O 3 i Ca 2+, a wpływ
uwarunkowań geologiczno-tektonicznych, litologicznych i hydrogeologicznych
–
uwidacznia się obecnością w typie jonów dodatkowych: Mg 2+ i S O 24 . Wody
potoków tatrzańskich należą do czterech typów hydrochemicznych: HCO3–Ca;
HCO3–Ca–Mg; HCO3–SO4–Ca–Mg i HCO3–SO4–Ca.
4. Pomimo zmieniających się w ciągu roku warunków hydrometeorologicznych zakres zmian udziału jonów w strukturze składu chemicznego wód potoków
wyrażony typami hydrochemicznymi w ośmiu potokach odwadniających część
osadową nie ulega zmianie, co świadczy o większej jednorodności środowiska
hydrogeochemicznego tych zlewni, niż zlewni w których takie zmiany występują.
Najbardziej skomplikowane kształtowanie struktury składu chemicznego wody
występuje w zlewni Kościeliskiego Potoku, ponieważ w ciągu roku pojawiają się
wszystkie wyodrębnione w Tatrach typy hydrochemiczne wód. Nie mniej skomplikowana sytuacja występuje w potoku Białka, którego wody pod względem wartości cech fizykochemicznym są pozornie niezgodne z budową geologiczną części
zlewni położonej w polskich Tatrach. Zupełnie wyjątkowe środowisko hydrogeochemiczne, nie znajdujące analogii w żadnym z badanych potoków tatrzańskich,
reprezentuje zlewnia Tomanowego Potoku. Wody tego potoku wykazują m.in.
nietypową sezonową zmienność stężenia siarczanów.
5. Wody potoków odwadniających trzon krystaliczny, zarówno Tatr Zachodnich, jak i Wysokich, przynależą do wszystkich typów hydrochemicznych Tatr.
W Tatrach Zachodnich są to wody trójjonowe HCO3–Ca–Mg lub czterojonowe
HCO3–SO4–Ca–Mg, w Tatrach Wysokich zaś wody trójjonowe, z tą różnicą, że
trzecim jonem w typie są tam siarczany (HCO3–SO4–Ca), oraz wody dwujonowe (HCO3–Ca), powszechne w umiarkowanej strefie klimatycznej. W części
osadowej reglowo-wierchowej w wodach potoków przeważa typ HCO3–Ca–Mg,
a mniej jest wód typu HCO3–Ca. Zmienność sezonowa wartości cech fizykochemicznych wyrażona typami hydrochemicznymi wód wskazuje na większe zróżnicowanie czasowo-przestrzenne wód potoków odwadniających trzon krystaliczny
Tatr niż zlewni części osadowej (reglowo-wierchowej).
Reżim hydrochemiczny wód potoków
6. Pomimo skomplikowanej budowy geologicznej, uwarunkowań hydrogeologicznych i piętrowości środowiska przyrodniczego zidentyfikowane współzależności między stanem i temperaturą wody oraz wartościami cech fizykochemicznych wykazują hydrochemiczną zmienność sezonową. Analiza sezonowej
zmienności wartości cech fizykochemicznych pozwala wyodrębnić wysokogórski
(13 potoków) oraz średniogórski reżim hydrochemiczny (10 potoków). Pod wzglę233
6. Podsumowanie i wnioski
dem przestrzennym reżim wysokogórski obejmuje zasięgiem zlewnie charakteryzujące się zarówno bardzo skomplikowanym krążeniem wód w dolinach walnych, jak i prostszym – w potokach odwadniających zlewnie trzonu krystalicznego Tatr Wysokich i Zachodnich (np. Roztoka, Rybi, Pyszniański) z wyjątkiem
Olczyskiego Potoku. Reżim średniogórski jest związany z potokami odwadniającymi zlewnie zbudowane z utworów serii reglowych i reglowo-wierchowych
z wyjątkiem Tomanowego Potoku.
7. Cechą wspólną przebiegu obu reżimów jest wystąpienie najniższych stężeń
–
–
większości jonów (np. Ca 2+, H C O 3, Mg 2+, S O 24 ) i przewodności w czasie najwyższych stanów wody podczas roztopów wiosennych, z tą tylko różnicą, że w reżimie średniogórskim występują one wcześniej (w kwietniu) niż w wysokogórskim
(w maju). W tym czasie, szczególnie na początku roztopów w procesach frakcjonowania i preferencyjnej elucji jonów można obserwować uwalnianie jonów
–
–
–
z pokrywy śnieżnej w prawdopodobnej kolejności H +, S O 24 , N O 3 i Cl .
8. Zasadnicza różnica pomiędzy reżimami hydrochemicznymi dotyczy
odmiennego czasu występowania wysokich stężeń jonów. W reżimie wysokogórskim wysokie stężenia większości jonów występują w zimie (okres pasywny),
–
a w średniogórskim – późnym latem (np. H C O 3 – sierpień, Mg 2+, Na +, także
+
przewodność, K – wrzesień). Wysokim stężeniom jonów w lecie w reżimie średniogórskim towarzyszy zwykle niski stan wody, także w reżimie wysokogórskim
wysokim stężeniom jonów w okresie pasywnym towarzyszy niski stan wody.
–
9. Przebieg stężenia N O 3 w czasie wyższych stanów wody jest odmienny,
ponieważ podczas roztopów ich stężenie jest nie tylko wysokie, lecz także osiąga
wartość najwyższą (reżim średniogórski). Jest to efekt wypłukiwania azotu ze
–
zlewni w postaci N O 3, związanego prawdopodobnie z procesem nitryfikacji N H 4+
(pochodzącego z wód wytapianej pokrywy śnieżnej). W okresie wegetacyjnym
–
wyraźny spadek stężenia N O 3 występuje synchronicznie we wszystkich zlewniach
i jest związany ze zwiększonym poborem tego jonu przez rośliny.
Zróżnicowanie przestrzenne cech fizykochemicznych źródeł
10. Zróżnicowanie przestrzenne cech fizykochemicznych 1018 źródeł potwierdza znane prawidłowości polegające na występowaniu niższych wartości: odczynu,
przewodności, mineralizacji, twardości ogólnej i stężenia jonów w trzonie krystalicznym (z wyjątkiem Na +) niż w części osadowej.
11. Analiza empirycznych funkcji gęstości wartości poszczególnych cech fizykochemicznych wód źródeł wskazuje, że kluczowym czynnikiem je kształtującym są uwarunkowania litologiczne. Wyrazem tego jest uzyskana dla większości
jonów wielomodalność rozkładów ich wartości, spektakularnie uwidaczniająca
–
–
się w przypadku stężenia Na +, logMg 2+, logS O 24 i logCl . Rozkłady wielomodalne
można traktować jako mieszaniny rozkładów jednomodalnych. Jeżeli funkcje
234
6. Podsumowanie i wnioski
gęstości tych rozkładów są od siebie oddalone, prawie symetryczne i skupione,
to obraz ten sugeruje występowanie różnych odrębnych środowisk hydrogeochemicznych.
12. Zastosowana metoda badania zróżnicowania przestrzennego wartości cech
fizykochemicznych empiryczną funkcją gęstości okazała się narzędziem efektywnym, pozwalającym zidentyfikować w jednowymiarowej przestrzeni odmienne
środowiska hydrogeochemiczne.
13. Typy hydrochemiczne wód źródeł, podobnie jak wód potoków, cechuje
reguła, że bez względu na stężenie jonów, w typie hydrochemicznym zawsze
–
występuje wśród anionów H C O 3, a wśród kationów – Ca 2+. Zasadnicza różnica
dotyczy liczby występujących typów hydrochemicznych. Wody źródeł przynależą
do 15 typów hydrochemicznych przy czym typem dodatkowym – w porównaniu
z wodami potoków najczęściej występującym (ponad 1%) – jest woda czterojonowa (HCO3 – SO4 – Ca – Na). Wody źródeł drenujące stoki o zróżnicowanej litologii są pod względem hydrochemicznym bardziej zróżnicowane w trzonie krystalicznym niż w części osadowej. W trzonie krystalicznym najczęściej w typach
–
–
hydrochemicznych występują S O 24 , a często pojawiają się Mg 2+, Na + i N O 3, nato–
+
miast w części osadowej wielokrotnie częściej występuje w typach Mg 2 niż S O 24 .
Zróżnicowanie typów hydrochemicznych wód źródeł charakteryzuje mozaikowy
układ ściślej nawiązujący do uwarunkowań litologicznych niż do wydzieleń geologiczno-tektonicznych. Trzon krystaliczny charakteryzuje większe zróżnicowanie typów hydrochemicznych niż część osadową.
14. Wielowymiarowa analiza (P C A) zróżnicowania przestrzennego wartości
bezwzględnych cech fizykochemicznych i struktury składu chemicznego wód
źródeł na terenie T P N wykazuje istnienie dwóch typów środowisk hydrogeochemicznych, tj. Tatr krystalicznych i Tatr osadowych, w obrębie których wydzielono
podtypy środowisk hydrogeochemicznych. Źródła w obrębie środowiska hydrogeochemicznego Tatr osadowych przyporzadkowano do trzech podtypów środowisk hydrogeochemicznych: dolomitowo-wapiennych, dolomitowo-wapiennych i siarczanowych oraz wapiennych. Analiza struktury składu chemicznego
wód w części należącej do środowiska hydrogeochemicznego Tatr krystalicznych
umożliwia wyodrębnienie dwóch podtypów środowisk hydrogeochemicznych:
metamorficznego i granitoidowego z granicą przebiegającą w obrębie granitoidów
Goryczkowej. W typie środowiska hydrogeochemicznego Tatr krystalicznych
występują obszary gdzie często siarczany, rzadziej sód i niekiedy azotany modyfikują strukturę składu chemicznego wód występujących tam źródeł.
Przedstawione tu wyniki badań mogą być reprezentatywne dla gór o rzeźbie
wysokogórskiej w umiarkowanych szerokości geograficznych, charakteryzujących się dobrze wykształconymi piętrami roślinno-klimatycznymi, oraz skomplikowaną budową geologiczną i hydrogeologią.
235
Podziękowania
Prezentowane opracowanie jest częścią zrealizowanego projektu, w którym newralgiczne było kartowanie hydrochemiczne źródeł, cieków i stawów w Tatrzańskim Parku Narodowym. Uzyskanie miarodajnego próbkowania źródeł w skali
Tatr wymagało niezwykłego zaangażowania wielu osób. Nie sposób wymienić
wszystkie prace, które trzeba było wykonać, i wszystkie Osoby które w jakikolwiek
sposób pomagali w realizacji zadań badawczych.
Jestem wdzięczny za życzliwość Dyrektorowi Tatrzańskiego Parku Narodowego, dr. inż. Pawłowi Skawińskiemu za wszelką pomoc logistyczną i udostępnienie materiałów źródłowych.
Zastępcy Dyrektora Oddziału IMGW w Krakowie mgr. inż. Jerzemu Niedbale
dziękuje za udostępnienie danych hydrologiczno-meteorologicznych.
Dziękuję dr. Januszowi Siwkowi i dr. Markowi Kotowi wykonawcom projektu
za twórczą współpracę.
Pracownikom Działu Nauki i Edukacji Tatrzańskiego Parku Narodowego, jego
kierownikowi dr. inż. Marcinowi Guzikowi, w szczególności Sekcji do spraw
Zarządzania Danymi Przestrzennymi, Zespołowi Badań i Monitoringu, Zespołowi
Ochrony Ekosystemów Nieleśnych i Środowiska: mgr. inż. Markowi Pęksie, mgr.
inż. Józefowi Chowańcowi i mgr. inż. Łukaszowi Pęksie za współpracę w zakresie monitoringu hydrologicznego oraz inż. Marcinowi Bukowskiemu, mgr Katarzynie Dąbrowskiej, mgr Marii Król za współpracę w zakresie wykonania warstw
cyfrowych środowiska abiotycznego Tatr. Kierownikowi Ośrodka Dokumentacji
Tatrzańskiej im. Zofii Radwańskiej-Paryskiej i Witolda H. Paryskiego, mgr. Wiesławowi Siarzewskiemu za pomoc w udostępnieniu materiałów źródłowych.
W Dolinie Chochołowskiej i Lejowej badałem fale wezbraniowe i zmienność
dobową wód. Zadania zostały efektywnie wykonane dzięki wsparciu logistycz-
Podziękowania
nemu i życzliwości pana Józefa Babicza, Prezesa Wspólnoty Uprawnionych 8 Wsi
w Witowie oraz panów: mgr. Jana Piczury, inż. Tadeusza Zięby, Mariana Sobka,
Tomasza Piczury, śp. Wojciecha Ratułowskiego, Tadeusza Rosińskiego, Stanisława
Kuli, Kazimierza Bzdyka i Stanisława Stopki.
Poniżej pragnę serdecznie podziękować kolegom i koleżankom, którzy z ogromnym zaangażowaniem dwukrotnie kartowali obiekty wodne T P N. Koordynatorom:
dr. hab. Dariuszowi Ciszewskiemu (I O P P A N, A G H), dr. hab. Markowi Drewnikowi (I G i G P U J), dr. Michałowi Kasinie (U P, I M G W), dr. Markowi Kotowi (TPN),
prof. dr hab. Joannie Pociask-Karteczce (I G i G P U J), dr. inż. Bartłomiejowi Rzoncy
(I G i G P U J), dr. Januszowi Siwkowi (I G i G P U J), dr Joannie Siwek (A W F, I G i G P U J)
i dr. Marcinowi Żyle (I G i G P U J) za bezcenną pomoc w pracach terenowych.
Współkoordynatorom, doktorantom: mgr Anecie Arct, mgr Darii Chmielewskiej-Błotnickiej, mgr Joannie Fidelus, mgr. Adamowi Kołodziejowi, mgr Ewie Luberze, mgr Joannie Plenzler, mgr Elizie Płaczkowskiej, mgr Barbarze Jaśkowiec,
mgr Annie Wolanin, mgr Sabinie Wójcik oraz mgr Elżbiecie Ziółkowskiej.
Studentom, licencjatom i magistrantom IGiGP UJ, Instytutu Nauk o Środowisku Wydziału Biologii i Nauk o Ziemi U J oraz kierunku Ochrona Środowiska
Wydziału Chemii U J, którzy wspomagali kartowanie: mgr Katarzynie Antosz,
mgr Agnieszce Bacy, mgr Natalii Błaszczyk, mgr. Kamilowi Dąbrowskiemu,
mgr. Marcinowi Fiedorowiczowi, panu Michałowi Florkowi, mgr. Arturowi Jachimowskiemu, mgr. Jakubowi Kopyckiemu, Marcinowi Kowalczykowi, mgr Amandzie Kosmowskiej, mgr. Pawłowi Krukowi, mgr Annie Matkowskiej, mgr. Marcinowi Majosze, mgr Katarzynie Nickel, mgr Edycie Pałkowskiej, mgr. Krzysztofowi
Paszudzie, mgr Małgorzacie Pelczar, mgr Agnieszce Ptak, mgr Teresie Rusinek,
mgr Agnieszce Sitarz, mgr Annie Solarz, mgr. Pawłowi Szabatowi, mgr Bogumile
Wańczyk, mgr. Tomaszowi Wilkoszowi, mgr. Leszkowi Ziółkowskiemu i mgr Alinie Żyle. Bardzo serdecznie dziękuję wolontariuszom za okazaną pomoc: Andrzejowi Balonowi, mgr Jolancie Balon, Wojciechowi Koteckiemu, Wojciechowi
Mazurkiewiczowi, mgr Ariadnie Zawadzie i mgr. Markowi Bojarczukowi oraz
pracownikom I G i G P U J mgr Mariuszowi Bonieckiemu i panu Leszkowi Gałce.
Zebranie w ciągu trzech lat około 7000 prób wody to wykonanie w Laboratorium Hydrochemicznym I G i G P U J ponad 110 000 oznaczeń chemicznych.
Serdecznie dziękuję mgr inż. Barbarze Jaszczyńskiej (do maja 2008 rokus) oraz
mgr. Łukaszowi Jelonkiewiczowi (od maja 2008 roku) za wykonanie wszystkich
analiz chemicznych. W pracach laboratoryjnych pomagali: mgr Agnieszka Bilińska, mgr Marzena Kalata, dr Michał Kasina, mgr Anna Solarz, mgr Arleta Szczepaniec, mgr Anna Wolanin, mgr Ewelina Wolanin i mgr Agnieszka Wójcik.
Szczególnie serdecznie dziękuję za systematyczną pomoc w sezonowym poborze prób wody z potoków, piezometrów i źródeł w czasie badania zmian sezono-
238
Podziękowania
wych: mgr Annie Wolanin, dr. Michałowi Kasinie, dr. Markowi Kotowi i mgr Małgorzacie Kot, dr. Januszowi Siwkowi, dr Joannie Siwek i mgr Ewie Luberze.
Dziękuję ing. Peterowi Fleischerowi PhD i RNDr. Stanislavowi Pavlarčíkowi za
pomoc w zorganizowaniu badań wód na terenie T A N A P ze względu na nieplanowane w projekcie, ale konieczne badanie składu chemicznego Białki. W tym kontekście badań dziękuję szczególnie dr. hab. Jarosławowi Balonowi, dr. Januszowi
Siwkowi i dr. inż. Marcinowi Guzikowi za współkoordynowanie badań.
Dyrektorom firmy Trax elektronik mgr inż Mariuszowi Tomeckiemu i śp. Leszkowi Turczyńskiemu za współpracę w zakresie udoskonalania mierników hydrologiczno-meteorologicznych, w tym kolektora opadów.
Dziękuję leśniczym i podleśniczym Tatrzańskiego Parku Narodowego: mgr.
inż. Zbigniewowi Kowalskiemu, mgr. inż. Grzegorzowi Bachledzie, panu Jackowi
Bzdykowi, panu Adamowi Tylce (Dolina Chochołowska), mgr. inż. Tadeuszowi
Zwijaczowi (Dolina Strążyska), panu Stanisławowi Dziadoniowi (Dolina Pięciu
Stawów Polskich), panu inż Krzysztofowi Cudzichowi (Dolinie Rybiego Potoku),
mgr. inż. Tadeuszowi Figurze, pani mgr Irenie Figurze (Łysa Polana) oraz panom:
Zygmuntowi Doleżuchowiczowi, Wojciechowi Skupniowi i Andrzejowi Mrowcy,
za pomoc logistyczną.
Dziękuję za pomoc gospodarzom schronisk: panu Józefowi Krzeptowskiemu
(Dolina Chochołowska), pani Marii Łapińskiej (Morskie Oko) oraz paniom Marcie Krzeptowskiej i Marii Krzeptowskiej (Schronisko w Dolinie Pięciu Stawów
Polskich).
Państwu Marii i Andrzejowi Styrczulom za wsparcie logistyczne – „Baza Kiry 9”
to miejsce, które dla wielu z nas pozostanie niezapomniane.
Serdecznie dziękuje dr. Pawłowi Strusiowi za nieocenioną pomoc przy wykonaniu wektorowych map roboczych z zakresu hydrologii i hydrochemii.
Szczególnie serdecznie pragnę podziękować dr. hab. Jarosławowi Balonowi,
mgr Marii Baścik, dr Elżbiecie Bilskiej-Wodeckiej, dr. Michałowi Kasinie, mgr
Amandzie Kosmowskiej, dr. Łukaszowi Quirini-Popławskiemu, dr Joannie Siwek,
mgr Sabinie Wójcik za nieocenioną pomoc na etapie opracowywania wyników.
Dziekanowi Wydziału BiNoZ prof. dr hab. Kazimierzowi Krzemieniowi oraz
Dyrektorowi Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej U J prof. dr. hab. Bolesławowi Domańskiemu dziękuję za pomoc i zainteresowanie pracami badawczymi.
Serdecznie dziękuję recenzentom pracy, prof. dr hab. Stanisławowi Węglarczykowi z Politechniki Krakowskiej oraz dr. hab. inż. Stanisławowi Małkowi, prof. UR
w Krakowie za poświęcony mi czas, wsparcie i wiele cennych uwag merytorycznych, które ubogaciły i nadały ostateczny kształt mojej pracy.
Pani korektor mgr Dorocie Trzcince za cenne uwagi podczas adiustacji i korekty
językowej tekstu oraz mgr Małgorzacie Ciemborowicz za skład i redakcję techniczną książki.
239
Literatura
Aczel A.D., 2000, Statystyka w zarządzaniu, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa,
ss. 999.
Alekin O.A., 1958, Podstawy hydrochemii, Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa, ss. 311.
Aleksandrowicz A., 1861, Rozbiór chemiczny wody Jaszczurowéj: cieplicy w Tatrach, Drukarnia C.K. Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, ss. 28.
Allan J.D., 1998, Ekologia wód płynących, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, ss. 450.
Andrews J.E., Brimblecombe P., Jickells T.D., Liss P.S., 1999, Wprowadzenie do chemii środowiska, Wydawnictwa Naukowo-Techniczne, Warszawa, ss. 236.
Antosz K., 2006, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych i podziemnych górnej części Doliny Gąsienicowej, niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Antosz K., 2008, Naturalne czynniki warunkujące zróżnicowanie przestrzenne i zmiany
składu chemicznego wód powierzchniowych i podziemnych dolin wierchowych na przykładzie Doliny Strążyskiej, niepublikowana praca magisterska, arch. Wydz. Chemii UJ,
Kraków.
Arct A., 2006, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych
i podziemnych Doliny Bystrej (Tatry Zachodnie), niepublikowana praca licencjacka,
arch. IGiGP Wydz. BiNoZ UJ, Kraków.
Arheimer B., Andersson L., Lepistö A., 1996, Variation of nitrogen in forest streams – influences of flow, seasonality and catchment characteristics, Journal of Hydrology 179 (1–4):
281–304.
Astel A., Mazerski J., Polkowska Ż., Zygmunt B., Namieśnik J., 2003, Effect of transregional
transport of pollutants on atmospheric air quality in the tricity area of (Poland), Polish
Journal of Environmental Studies 12 (1): 27–33.
Literatura
Astel A., Małek S., Krakowian K., 2008a, Sustainable afforestation as a tool of spring water
sources protection in the mountain ecosystem, Polish Journal of Environmental Studies
17 (3A): 22–27.
Astel A., Małek S., Makowska S., 2008b, Effect of environmental conditions on chemical
profile of stream water in sanctuary forest area, Water, Air, and Soil Pollution 195 (1–4):
137–149.
Atlas Tatrzańskiego Parku Narodowego, 1985, K. Trafas (red.), Tatrzański Park Narodowy,
Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Baca A., 2008, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód podziemnych
i powierzchniowych w krystalicznej i węglanowej części Tatr Zachodnich na przykładzie
Doliny Iwanowskiej, niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Bac-Moszaszwili M., Jurewicz E., 2010, Wycieczki geologiczne w Tatry, Wydawnictwa
Tatrzańskiego Parku Narodowego, Zakopane, ss. 155.
Bac-Moszaszwili M., Burchart J., Głazek J., Iwanow A., Jaroszewski W., Kotański Z., Lefeld
J., Mastella L., Ozimkowski W., Roniewicz P., Skupiński A., Westwalewicz-Mogilska E.,
1979, Mapa geologiczna Tatr Polskich (Geological Map of the Polish Tatra), skala 1:30 000,
Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa.
Balon J., 1983, Typy stoków urwistych w Tatrach Wysokich, Czasopismo Geograficzne
54 (1): 55–63.
Balon J., 1995, The upper forest limit in the Tatra Mountains as a physico-geographical line,
Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne 98: 171–188.
Balon J., 2000, Piętra fizycznogeograficzne Polskich Tatr, Prace Geograficzne Instytutu
Geografii UJ 105: 211–233.
Balon J., 2001, Physicogeographical regionalization of the Tatra National Park (Poland),
Ekológia (Bratislava) 20, Supplement 4: 116–122.
Balon J., 2002a, Pasowość fizycznogeograficzna Polskich Tatr, [w:] Z. Górka, A. Jelonek
(red.), Geograficzne uwarunkowania rozwoju Małopolski, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, 111–116.
Balon J., 2002b, Antropogeniczne przemiany środowiska w Tatrach na przykładzie zlewni
Białki, [w:] W. Borowiec, A. Kotarba, A. Kownacki, Z. Krzan, Z. Mirek (red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo
Przyjaciół Nauk o Ziemi Oddział Kraków, Kraków–Zakopane, 341–347.
Balon J., 2006, Wpływ piętrowości na stabilność środowiska przyrodniczegoo w Karpatach
Zachodnich powyżej górnej granicy lasu, [w:] A. Kotarba, W. Borowiec (red.), Tatrzański
Park Narodowy na tle innych górskich terenów chronionych, t. 1, Nauki o Ziemi, Materiały
III Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek
2005, Zakopane, 13–15 października 2005, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 51–58.
Balon J., 2007, Stabilność środowiska przyrodniczego Karpat Zachodnich powyżej górnej
granicy lasu, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, ss. 262.
Balon J., German K., Kozak J., Widacki W., Ziaja W., 1995, Regiony fizycznogeograficzne,
[w:] J. Warszyńska (red.), Karpaty Polskie: przyroda, człowiek i jego działalność, Uniwersytet Jagielloński, Kraków, 117–130.
242
Literatura
Barczyk G., 1994, Wody krasowo–szczelinowe Tatr Zachodnich i problemy ich ochrony,
praca doktorska, archiwum IHiGI UW, Warszawa.
Barczyk G., 1997, Wykorzystanie obserwacji stacjonarnych wywierzysk tatrzańskich w obliczeniach hydrogeologicznych, [w:] J. Górski, E. Liszkowska (red.), Współczesne Problemy Hydrogeologii 8, „WIND” Poznań, 447–450.
Barczyk G., 1998a, Obserwacje stacjonarne wybranych wywierzysk tatrzańskich, Przegląd
Geologiczny 46 (1): 42–43.
Barczyk G., 1998b, Denudacja chemiczna krasu węglanowego w świetle badań stacjonarnych zlewni potoków Chochołowskiego i Kościeliskiego (Tatry Zachodnie), Kras i Speleologia 9: 223–233.
Barczyk G., 1998c, Denudacja chemiczna krasu węglanowego w świetle badań stacjonarnych
zlewni potoków Chochołowskiego i Kościeliskiego (Tatry Zachodnie), [w:] A. Kotarba
(red.), Z badań fizycznogeograficznych w Tatrach 3, Dokumentacja Geograficzna 12:
25–34.
Barczyk G., 2003a, Circulation in present day karst systems sourcing the vaucluse springs in
the Polish Tatra Mts., based on tracer methods and limnimetric observations, Geological
Quarterly 47 (1): 97–106.
Barczyk G., 2003b, Karst and vaucluse springs from the Polish Tatra Mts. results of long –
term stationary investigations, Acta Carsologica 32 (1): 145–155.
Barczyk G., 2004, Recent results of dye tracer tests of the Chochołowskie vaucluse spring
karst system (Western Tatra Mts.), Acta Geologica Polonica 54 (1): 169–177.
Barczyk G., 2006, Monitoring wód krasowych na terenie polskich Tatr Zachodnich, [w:]
A. Kotarba, W. Borowiec (red.), Tatrzański Park Narodowy na tle innych górskich terenów chronionych, t. 1, Nauki o Ziemi, Materiały III Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda
Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek 2005, Zakopane, 13–15 października 2005,
Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 73–79.
Barczyk G., 2008, Tatrzańskie wywierzyska: krasowe systemy wywierzyskowe Tatr Polskich,
Wydawnictwa Tatrzańskiego Parku Narodowego, Zakopane, ss. 178.
Barczyk G., 2010, Hydrologiczne badania krasu tatrzańskiego – stan obecny i perspektywy,
[w:] A. Kotarba (red.), Nauka a zarządzanie obszarem Tatr i ich otoczeniem, t. 1, Nauki
o Ziemi, Materiały IV Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek, Zakopane, 14–16 października 2010, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 23–26.
Barczyk G., Humnicki W., 1999, Wpływ zawodnienia masywu na migrację wód w krasowym systemie Wywierzyska Goryczkowego w Tatrach, [w:] S. Krajewski, A. Sadurski
(red.), Współczesne Problemy Hydrogeologii, t. 9, Państwowy Instytut Geologiczny,
Warszawa, 21–28.
Barczyk G., Humnicki W., Żurawska G., 2002a, Dependence of the karstic waters in the
Tatra Mts. on changing atmospheric conditions, Acta Geologica Polonica 52 (1): 117–127.
Barczyk G., Humnicki W., Żurawska G., 2002b, Limnimetryczna sieć obserwacyjna wywierzysk tatrzańskich, [w:] W. Borowiec, A. Kotarba, A. Kownacki, Z. Krzan, Z. Mirek
(red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, Tatrzański Park Narodowy, Polskie
Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział Kraków, Kraków–Zakopane, 77–88.
243
Literatura
Baścik M., Chełmicki W., 2006, Komentarz do mapy hydrograficznej w skali 1:50 000,
arkusz M-34-100-B Zakopane, Główny Urząd Geodezji i Kartografii, Warszawa.
Baścik M., Czubernat S., Pociask-Karteczka J., 2007, Tendencje ruchu turystycznego na
obszarze Tatrzańskiego Parku Narodowego, [w:] J. Pociask-Karteczka, A. Matuszyk, P.,
Skawiński (red.), Stan i perspektywy rozwoju turystyki w Tatrzańskim Parku Narodowym, Studia i Monografie–Akademia Wychowania Fizycznego im. Bronisława Czecha
w Krakowie 46: 121–130.
Baścik M., Pociask-Karteczka J., 2006, Turystyka w Dolinie Kościeliskiej wczoraj i dziś, [w:]
Z. Krzan (red.), Tatrzański Park Narodowy na tle innych górskich terenów chronionych,
t. 3, Człowiek i środowisko, Materiały III Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek 2005, Zakopane, 13–15 października 2005, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 87–107.
Bąk B., Radwanek B., 1978, Charakterystyka mineralogiczna rud żelaza w triasowych utworach Tatr Polskich, Geologia 4 (3): 69–74.
Bąk B., Piestrzyński A., Radwanek-Bąk B., 1996, Ślady górnictwa w Tatrach Zachodnich,
[w:] Z. Krzan (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek, t. 3, Wpływ
człowieka, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października
1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Tatrzański
Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 94–96.
Bednarek R., Dziadowiec H., Pokojska U., Prusinkiewicz Z., 2005, Badania ekologicznogleboznawcze, Wydawnictwo Naukowe PWN, ss. 344.
Bednarek A., Zalewski M., 2002, Eksperymentalna ocena odporności ekosystemu rzeki górskiej na różne formy antropopresji, [w:] W. Borowiec, A. Kotarba, A. Kownacki, Z. Krzan,
Z. Mirek (red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, Tatrzański Park Narodowy,
Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział Kraków, Kraków–Zakopane,
349–356.
Betton C., Webb B.W., Walling D.E., 1991, Recent trends in NO3-N concentrations and loads
in British rivers, IAHS Publication 203: 169–180.
Bhangu I., Whitfield P.H., 1997, Seasonal and long-term variations in water quality of
the Skeena river at Usk, British Columbia, Water Research 31 (9): 2187–2194.
Biecek P., 2008, Przewodnik po pakiecie R, Oficyna Wydawnicza GiS, Wrocław, ss. 292.
Birkenmajer L., 1901, O stosunkach temperatury głębokich jezior tatrzańskich w różnych
głębokościach i różnych porach roku (z 16 rycinami w tekście), Akademia Umiejętności,
Kraków, ss. 228.
Błaszczyk N., 2008, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych i podziemnych w reglowej części Tatr na przykładzie zlewni Kozinieckiego Żlebu oraz
Małych Korycisk, niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Bokwa A., Wypych A., Ustrnul Z., (b.d.w.), Climate changes in the vertical zones of the
Polish Carpathians in the last 50 years, [w:] J. Kozak, K. Ostapowicz, A. Bytnerowicz,
B. Wyżga (red.), Integrating nature and society towards sustainability integrating nature
and society towards sustainability, Springer (w druku).
244
Literatura
Bombówna M., 1965, Hydrochemical investigations of the Morskie Oko Lake and the Czarny
Staw Lake above the Morskie Oko in the Tatra Mountains, [w:] Limnological investigations in the Tatra Mountains and Dunajec River Basin: XVI Limnologorum Conventus in Polonia MCMLXV, Zeszyt–Polska Akademia Nauk. Wydział Nauk Rolniczych
i Leśnych, Komitet Zagospodarowania Ziem Górskich 11: 7–17.
Bombówna M., 1968, Hydrochemiczna charakterystyka potoku Białka Tatrzańska, Acta
Hydrobiologica 10 (1–2): 27–37.
Bombówna M., 1971, Skład chemiczny wody potoków Polskich Tatr Wysokich ze szczególnym uwzględnieniem Suchej Wody, Acta Hydrobiologica 13 (4): 379–391.
Bombówna M., 1977, Biocenoza potoku wysokogórskiego pozostającego pod wpływem turystyki, 1, Chemizm wody Rybiego potoku i zawartość chlorofilu w glonach osiadłych oraz
sestonie a zanieczyszczenie, Acta Hydrobiologica 19 (3): 243–255.
Bombówna M., Wojtan K., 1996, Zmiany składu chemicznego wody jezior tatrzańskich na
przestrzeni lat, [w:] Z. Krzan (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek, t. 3, Wpływ człowieka, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane,
6–9 października 1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Tatrzański Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 56–59.
Bormann F.H., Likens G.E., 1979, Pattern and process in a forested ecosystem: disturbance,
development and the steady state based on the Hubbard Brook ecosystem study, Springer–
Verlag, New York, ss. 253.
Borowiak D., 1996, Transformacja struktury wewnętrznej stawów tatrzańskich pod wpływem postępującej acidyfikacji wód powierzchniowych, [w:] Z. Krzan (red.), Przyroda
Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek, t. 3, Wpływ człowieka, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan
i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października 1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi.Oddział w Krakowie, Tatrzański Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 60–64.
Borowiak D., 2002, Zmiany właściwości termicznych jezior tatrzańskich, [w:] W. Borowiec,
A. Kotarba, A. Kownacki, Z. Krzan, Z. Mirek (red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi.
Oddział Kraków, Kraków–Zakopane, 89–94.
Brimblecombe P., Tranter M., Abrahams P.W., Blackwood I., Davies T.D., Vincent C.E.,
1985, Relocation and preferential elution of acidic solute through the snowpack of a small,
remote, high-altitude Scottish catchment, Annals of Glaciology 7: 141–147.
Buczyńska S., 2006, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych i podziemnych węglanowej części Tatr Zachodnich na przykładzie Potoku Długiego,
niepublikowana praca licencjacka, arch. IGiGP Wydz. BiNoZ UJ, Kraków.
Burchart J., 1962, Minerały i skały Tatr, [w:] W. Szafer (red.), Tatrzański Park Narodowy,
Zakład Ochrony Przyrody PAN, Kraków, Wydawnictwa Popularnonaukowe 21: 139–148.
Burchart J., 1970, Skały krystaliczne wyspy goryczkowej w Tatrach, Studia Geologica Polonica 32, ss. 183.
245
Literatura
Cadle S.H., Dasch J.M., Grossnickle N.E., 1984a, Retention and release of chemical species
by a northern Michigan snowpack, Water, Air, and Soil Pollution 22: 303–319.
Cadle S.H., Dasch J.M., Grossnickle N.E., 1984b, Northern Michigan snowpack – a study of
acid stability and release, Atmospheric Environment 18: 807–816.
Cai M., Schwartz J.S., Robinson R.B., Moore S.E., Kulp M.A., 2011, Long-term annual and
seasonal patterns of acidic deposition and stream water quality in a Great Smoky Mountains high-elevation watershed, Water, Air, and Soil Pollution 219: 547–562.
Caissie D., Pollock T.L., Cunjak R.A., 1996, Variation in stream water chemistry and hydrograph separation in a small drainage basin, Journal of Hydrology 178: 137–157.
Černý J., Pačes T., 1995, Acidification in the Black Triangle Region: Acid reign ‚ 95, 5th International Conference on Acidic Deposition: Science and Policy, Göteborg, Sweden, 26–30
June 1995: Excursion, June 21–24, 1995, Czech Geological Survey, Prague, ss. 98.
Chełmicki W., 2001, Woda: zasoby, degradacja, ochrona, Wydawnictwo Naukowe PWN,
Warszawa, ss. 307.
Chełmicki W., Kot. M., Siwek J., Siwek J.P., Żelazny M., 2007, Wpływ infrastruktury
turystycznej na jakość wód powierzchniowych w Tatrzańskim Parku Narodowym, [w:]
J.P. Siwek, J. Siwek (red.), Stan i perspektywy rozwoju turystyki w Tatrzańskim Parku
Narodowym: konferencja naukowa: streszczenia i abstrakty, Akademia Wychowania
Fizycznego im. B. Czecha, Tatrzański Park Narodowy, Kraków–Zakopane, 14.
Chełmicki W., Skąpski W., Soja R., 1998–1999, Reżim hydrologiczny rzek Karpackich
w Polsce, [w:] W. Chełmicki, R. Soja (red.) Hydrologia karpacka z perspektywy końca
XX wieku, Folia Geographica, Series Geographica-Physica 29–30: 67–79.
Chmielewska D., 2007, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych i podziemnych krystalicznej części Tatr Wysokich, na przykładzie regionu Morskiego Oka, niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Chowaniec J., 2009, Studium hydrogeologii zachodniej części Karpat Polskich, Biuletyn
Państwowego Instytutu Geologicznego 434, Hydrogeologia 8, ss. 98.
Clark M.J., Cresser M.S., Smart R., Chapman P.J., Edwards A.C., 2004, The influence
of catchment characteristics on the seasonality of carbon and nitrogen species concentrations in upland rivers of Northern Scotland, Biogeochemistry 68: 1–19.
Czarnecka H., (red.), 1983, Podział hydrograficzny Polski, cz. 1, Zestawienie liczbowo-opisowe, Wydawnictwa Komunikacji i Łączności, Warszawa, ss. 924.
Czarnecka H., (red.), 2005a, Atlas podziału hydrograficznego Polski, cz. 1, Mapy w skali
1:200 000, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Warszawa, ss. 117.
Czarnecka H., (red.), 2005b, Atlas podziału hydrograficznego Polski, cz. 2, Zestawienie
zlewni, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Warszawa, ss. 562.
Dąbrowski K., 2010, Naturalne czynniki wpływające na chemizm tatrzańskich wód na przykładzie osadowej części Doliny Kościeliskiej, niepublikowana praca licencjacka, arch.
Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Dąbrowski T., 1964, Geneza i rozwój podziemnych przepływów Potoku Kościeliskiego, Seminarium Speleologiczne I Ogólnopolskiego Zjazdu Badaczy Krasu, Kielce, 15–20.
246
Literatura
Dąbrowski T., 1967a, Zagadnienia hydrogeologii krasu Wyżniej Bramy Chochołowskiej,
Prace Muzeum Ziemi 11: 267–269.
Dąbrowski T., 1967b, Podziemne przepływy krasowe potoków w Tatrach Zachodnich, Acta
Geologica Polonica 17 (4): 593–622.
Dąbrowski T., Głazek J., 1968, Badania przepływów krasowych we wschodniej części Tatr
Polskich, Speleologia 3 (2): 85–98.
Dąbrowski T., Rudnicki J., 1967, Wyniki badań przepływów krasowych w Masywie Czerwonych Wierchów, Speleologia 3 (1): 31–34.
Dereń M., 2007, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód podziemnych
i powierzchniowych w Tatrach Wysokich, na przykładzie Doliny Roztoki, niepublikowana
praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
DeWalle D.R., Sharpe W.E., Izbicki J.E., Writes D.L., 1983, Acid snowpack chemistry in Pennsylvania, 1979–81, Journal of the American Water Resources Association 19(6): 993–1001.
Dobija A., 1981, Sezonowa zmienność odpływu w zlewni górnej Wisły (po Zawichost),
Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne 53: 51–112.
Dobosz J., 1984, Gospodarka wodno-ściekowa oraz stan czystości potoków Tatr i powietrza
w TPN, Sprawozdanie z obozu naukowego Koła ZSP II Oś Politechniki Wrocławskiej,
maszynopis w bibliotece TPN.
Dobosz M., 2001, Wspomagana komputerowo statystyczna analiza wyników badań, Akademicka Oficyna Wydawnicza EXIT, Warszawa, ss. 452.
Dojlido J.R., 1995, Chemia wód powierzchniowych, Wydawnictwo Ekonomia i Środowisko,
Białystok, ss. 342.
Drewnik M., 2002, Rozkład materii organicznej a poziomy próchnicze w glebach Tatr, [w:]
W. Borowiec, A. Kotarba, A. Kownacki, Z. Krzan, Z. Mirek (red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół
Nauk o Ziemi. Oddział Kraków, Kraków–Zakopane, 101–106.
Drewnik M., 2006, Kierunki procesu glebotwórczego w piętrze alpejskim granitoidowej części Tatr, [w:] A. Kotarba, W. Borowiec (red.), Tatrzański Park Narodowy na tle innych
górskich terenów chronionych, t. 1, Nauki o Ziemi, Materiały III Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek 2005, Zakopane, 13–15 października 2005, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 81–89.
Drewnik M., 2008, Geomorfologiczne uwarunkowania rozwoju pokrywy glebowej w obszarach górskich na przykładzie Tatr, Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków,
ss. 118.
Drever J.I., 1994, The effect of land plants on weathering rates of silicate minerals, Geochimica et Cosmochimica Acta 58 (10): 2325–2332.
Drever J.I., 1997, The geochemistry of natural water: surface and groundwater environments,
Prentice Hall, Upper Saddle River, ss. 436.
Dumnicka E, Wojtan K., 1989, L’influence du milieu et des parametres physico-chimiques
de l’eau sur les peuplements des oligochètes et la variabilité des populations de Propappus volki (Enchytraeidae) dans la grotte Wodna (Tatras Montagnes, Pologne), Mémoires
de Biospéléologie 16: 225–232.
247
Literatura
Dynowska I., 1971, Typy reżimów rzecznych w Polsce, Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne 28, ss. 153.
Dynowski J., Gołdyn J., 1973, Analiza chemiczna wód: skrypt dla geografów, Nakładem
Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, ss. 158.
Dynowska I., Tlałka A., 1978, Hydrografia, cz. 2, (limnologia, glacjologia, bilans wodny,
właściwości fizyczne i chemiczne wód, oceanografia), Skrypty Uczelniane Uniwersytetu
Jagiellońskiego 281, ss. 226.
Dziewulski E., 1879, Rybie Jezioro w Tatrach Polskich, Pamiętnik Towarzystwa Tatrzańskiego 4: 115–123.
Dziewulski E., 1880, Morskie oko powyżej Rybiego Jeziora w Tatrach, Pamiętnik Towarzystwa Tatrzańskiego 5: 36–43.
Dziewulski E., 1881, Pięć Stawów w Dolinie Roztoki w Tatrach Polskich, Pamiętnik Towarzystwa Tatrzańskiego 6: 86–98.
Dziewulski E., 1882, Czarny Staw Gąsienicowy pod Kościelcem, Pamiętnik Towarzystwa
Tatrzańskiego 7: 81–85.
Dz.U., 1955, nr 4, poz. 23, Rozporządzenie Rady Ministrów z dnia 30 października 1954 r.
w sprawie utworzenia Tatrzańskiego Parku Narodowego.
Fabijanowski J., Dziewolski J., 1996, Gospodarka leśna, [w:] Z. Mirek, Z. Głowaciński,
K. Klimek, H. Piękoś-Mirkowa (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry
i Podtatrze 3, Tatrzański Park Narodowy, Kraków–Zakopane, 675–696.
Fiedorowicz M., 2007, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych i podziemnych, w krystalicznej części Tatr Wysokich, na przykładzie Doliny Pięciu Stawów, niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Fiedorowicz M., 2009, Naturalne czynniki warunkujące zróżnicowanie przestrzenne,
zmiany wewnątrzdobowe i sezonowe chemizmu wód na przykładzie potoków Huciańskiego, Iwaniackiego i Trzydniowiańskiego w Tatrach Zachodnich, niepublikowana praca
magisterska, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Fiszer J., Płaza E., Sarna S., Trela J., 1983, Ocena stanu czystości wód w rejonie strefy ochronnej – wpływ Huty im. Lenina na jakość wód powierzchniowych i opadowych (z wyłączeniem skażeń metalami ciężkimi), maszynopis w arch. Politechniki Krakowskiej, Kraków.
Flakus A., 2006, Porosty piętra turniowego – wstępne wyniki badań, [w:] Z. Mirek,
B. Godzik (red.), Tatrzański Park Narodowy na tle innych górskich terenów chronionych.
t. 2, Nauki biologiczne, Materiały III Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego
Parku Narodowego a Człowiek 2005, Zakopane, 13–15 października 2005, Tatrzański Park
Narodowy, Zakopane, 57–59.
Föllmi K.B., 1996, The phosphorus cycle, phosphogenesis and marine phosphate-rich deposits, Earth-Science Reviews 40 (1–2): 55–124.
Fott J., Prazáková M., Stuchlík E., Stuchlíková Z., 1994, Acidification in Sumava (Bohemia)
and the High Tatra Mountain, Hydrobiologia 274 (1–3): 37–47.
Galas J., 2002, Stan zakwaszenia Długiego Stawu Gąsienicowego (Tatry Wysokie), [w:]
W. Borowiec, A. Kotarba, A. Kownacki, Z. Krzan, Z. Mirek (red.), Przemiany środo-
248
Literatura
wiska przyrodniczego Tatr, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół
Nauk o Ziemi. Oddział Kraków, Kraków–Zakopane, 357–360.
Galas J., Dumnicka E., Kawecka B., Kownacki A., Jelonek M., Stós P., Wojtan K., 1996, Ekosystemy wybranych jezior tatrzańskich – polski udział w międzynarodowym programie
AL:PE2, [w:] A. Kownacki (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek,
t. 2, Biologia, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października
1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi Oddział w Krakowie, Tatrzański
Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 96–99.
Gaweł A., 1959, Zagadnienia petrograficzne trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich, Biuletyn–Instytut Geologiczny 149, Z Badań Geologicznych Wykonanych w Tatrach i na
Podhalu 5: 107–116.
Gawęda A., 2001, Alaskity Tatr Zachodnich: zapis wczesnowaryscyjskiej kolizji w prakontynencie Karpat, Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego w Katowicach 1997, ss. 142.
Gawęda A., 2009, Enklawy w granicie Tatr Wysokich, Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego w Katowicach 2637, ss. 180.
Gawęda A., Piwkowski R., 1996, Skały metamorficzne polskich Tatr Zachodnich, [w:]
A. Kotarba (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek, t. 1, Nauki
o ziemi, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października
1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Tatrzański
Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 75–78.
German K., 2001, Tendencje rozwoju popowodziowych form w Karpatach w latach 1997–
2000, [w:] K. German, J. Balon (red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Polski
a jego funkcjonowanie, Problemy Ekologii Krajobrazu 10, 577–583.
Gieysztor I., 1961, Studia hydrologiczne nad potokami tatrzańskimi: opady i odpływ na
obszarze zlewni Białki i Potoku Kościeliskiego, Prace Geograficzne IG PAN 26, ss. 80.
Głazek J., 1962, O hydrografii krasowej wschodniej części Tatr Polskich, Speleologia 2: 115–119.
Głazek J., 1964, Kras podmorenowy Doliny Pańszczycy w Tatrach, Kwartalnik Geologiczny
8: 161−170.
Głazek J., 1995, Hydrografia krasowa Tatr Polskich, [w:] J. Grodzicki (red.), Wielkie jaskinie
Doliny Kościeliskiej, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Narodowego 4: 11–30.
Głazek J., Grodzicki J., 1996, Kras i jaskinie, [w:] Z. Mirek, Z. Głowaciński, K. Klimek,
H. Piękoś-Mirkowa (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry i Podtatrze
3, Tatrzański Park Narodowy, Kraków–Zakopane, 139–168.
Głazek J., Grodzicki J., Rudnicki J., Wójcik Z., 1979, Kras tatrzański, Przegląd Geologiczny
27 (7): 377−381.
Głazek J., Wójcik Z., 1963, Zjawiska krasowe wschodniej części Tatr Polskich, Acta Geologica Polonica 13 (1), 91–124.
Goławska B., 2000, Mineralizacja węglanowa stref ścinania, trzonu krystalicznego Tatr
Zachodnich, niepublikowana praca magisterska, arch. Wydz. Nauk o Ziemi UŚ, Sosnowiec.
249
Literatura
Gradziński R., Borowiec W., Górny A., Haczewski G., Wiśniewski A., 1985, Hydrogeologia,
Speleologia, skala 1 50 000, [w:] K. Trafas (red.), Atlas Tatrzańskiego Parku Narodowego,
Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział
w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Grochocka-Piotrowska K., 1970, Fotointerpretacja i geneza struktur nieciągłych w masywie
granitowym polskiej częsci Tatr Wysokich, Acta Geologica Polonica 20 (2): 365–411.
Grodzińska K., Laskowski R. (red.), 1996, Ocena stanu środowiska i procesów zachodzących
w lasach zlewni potoku Ratanica (Pogórze Wielickie, Polska Południowa), PIOŚ, Warszawa, Biblioteka Monitoringu Środowiska, ss. 143.
Grodzińska-Jurczak M., 1996a, Acidification and chemistry of stream water on the example
of the Waksmudzki and Miętusi Streams in the Tatra Mountains (southern Poland), Acta
Hydrobiologica 38 (1–2): 35–44.
Grodzińska-Jurczak M., 1996b, Kwaśne deszcze a zniszczenia lasów tatrzańskich, [w:]
Z. Krzan (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek, t. 3, Wpływ człowieka, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października
1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Tatrzański
Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 79–82.
Grodzińska-Jurczak M., Krywult M., 1992, Acidification of the Waksmundzki Stream
(the Polish Tatra Mountains) affected by the atmospheric pollution, Acta Hydrobiologica
34 (1–2): 19–28.
Grodziński W., Weiner J., Maycock P.F. (red.), 1984, Forest ecosystem in industrial regions:
studies on the cycling of energy nutrients and pollutants in the Niepołomice Forest Southern
Poland, Springer-Verlang, Berlin, Ecological Studies 49, ss. 277.
Grucza K., 2010, Czynniki kształtujące chemizm wód tatrzańskich ze szczególnym uwzględnieniem metodyki badań stężenia jonów na przykładzie Tatr Wysokich, niepublikowana
praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Guzik K., 1959, Mapa geologiczna Tatr Polskich, 1:10 000, B 1 Bobrowiec, Instytut Geologiczny.
Guzik K., Guzik St., 1958, Mapa geologiczna Tatr Polskich, 1:10 000, A 1 Furkaska, Instytut
Geologiczny.
Guzik M., 2008, Analiza wpływu czynników naturalnych i antropogenicznych na kształtowanie się zasięgu lasu i kosodrzewiny w Tatrach, praca doktorska, Ośrodek Dokumentacji Tatrzańskiej im. Zofii i Witolda Paryskich, TPN, Zakopane, ss. 173.
Helliwell R.C., Soulsby C., Ferrier R.C., Jenkins A., Harriman R., 1998, Influence of snow
on the hydrology and hydrochemistry of the Allt a’Mharcaidh, Cairngorm mountains,
Scotland , The Science of the Total Environment 217 (1–2): 59–70.
Hem J.D., 1985, Study and interpretation of the chemical characteristics of natural water,
U.S. Government Printing Office, Washington, ss. 263.
Henriksen A., Mill W., Kot M., Rzychoń D., Wathne B., 1992, Critical loads of acidity to surface waters: A case study from the Polish Tatra Mountains, Acid Rain Research Report
29: 2–25.
250
Literatura
Hermanowicz W., 1984, Chemia sanitarna, Arkady, Warszawa, ss. 538.
Hess M.T., 1965, Piętra klimatyczne w Polskich Karpatach Zachodnich, Zeszyty Naukowe
UJ, Prace Geograficzne 11, ss. 267.
Hess M.T., 1974, Piętra klimatyczne Tatr, Czasopismo Geograficzne 45 (1): 75–94.
Hess M., 1996, Klimat, [w:] Z. Mirek, Z. Głowaciński, K. Klimek, H. Piękoś-Mirkowa
(red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry i Podtatrze 3, Tatrzański Park
Narodowy, Kraków–Zakopane, 53–68.
Hess M., Leśniak B., Olecki Z., 1985, Klimat II, 1:130 000, 1:700 000, [w:] K. Trafas (red.),
Atlas Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Holloway J.M., Dahlgren R.A., 2001, Seasonal and event-scale variations in solute chemistry for four Sierra Nevada catchments, Journal of Hydrology 250 (1–4): 106–121.
Hornbeck J.W. Martin C.W., Pierce R.S, Bormann F.H, Likens G.E, Eaton J.S., 1987, The
Northern hardwood forest ecosystem: ten years of recovery from clearcutting, NE-RP-596.
Broomall, PA: U.S. Department of Agriculture, Forest Service, Northeastern Forest
Experiment, ss. 30.
Humnicki W., 1991, Antropogeniczne czy naturalne przyczyny występowania anomalii
hydrochemicznej w Tatrach Wysokich, [w:] S. Krajewski, F. Knyszyński, T. Macioszczyk,
D. Małecka, B. Paczyński, Z. Płochniewski (red.), Współczesne Problemy Hydrogeologii, Warszawa–Jachranka, Wydawnictwo Szkoły Głównej Gospodarstwa Wiejskiego,
127–133.
Humnicki W., 2007, Hydrogeologia Pienin, Wydawnictwa Uniwersytetu Warszawskiego,
Warszawa, Dissertationes 476, ss. 239.
Hydronimy, cz. 1, Wody płynące, źródła, wodospady, 2006a, Główny Urząd Geodezji i Kartografii, Warszawa, ss. 348.
Hydronimy, cz. 2, Wody stojące, 2006b, Główny Urząd Geodezji i Kartografii, Warszawa,
ss. 410.
Iida T., Ueki K., Tsukahara H., Kajihara A., 2000, Point physical model of movement of ions
through natural snow cover, Journal of Hydrology 235 (3–4): 170–182.
Izak E., 2006, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych
i podziemnych krystalicznej części Tatr Zachodnich na przykładzie Potoku Dolinczańskiego,
niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Jachimowski A., 2010, Czynniki kształtujące chemizm wód tatrzańskich, ze szczególnym
uwzględnieniem metodyki badań stężenia jonów, niepublikowana praca magisterska,
arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Janiec B., 1980, Przystosowanie wzoru Doroszewskiego do badań denudacji chemicznej na
przykładzie wód drenujących węglanowe zbiorniki Wyżyny Lubelskiej, Przegląd Geologiczny 28 (8): 457–459.
Janiec B., 1982, Badanie denudacji chemicznej metodą konduktometryczną, Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, Sectio B, Geographia, Geologia, Mineralogia
et Petrographia 37: 119–140.
251
Literatura
Janiec B., 1997, Transformacje i translokacje jonowe w wodach naturalnych Roztocza
Zachodniego, Wydawnictwo UMCS, Lublin, Rozprawy Habilitacyjne 57, ss. 214.
Jodłowski M., 2007, Górna granica kosodrzewiny w Tatrach, na Babiej Górze i w Karkonoszach: struktura i dynamika ekotonu, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej
Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, ss. 188.
Johannessen M., Henriksen A., 1978, Chemistry of snow meltwater: changes in concentration during melting, Water Resources Research 14(4): 615–619.
Johnson N.M., Likens G.E., Bormann F.H., Fisher D.W., Pierce R.S., 1969, A working model
for the variation in stream water chemistry at the Hubbard Brook Experimental Forest,
New Hampshire, Water Resources Research 5 (6): 1353–1363.
Jokiel P., 2007, Źródła – wodne perełki na granicy terry i hadesu, [w:] P. Jokiel, P. Moniewski., M. Ziułkiewicz (red.), Źródła Polski: wybrane problemy krenologiczne, Regina Poloniae, Łódź, Częstochowa, 7–13.
Jost H., 1962, O górnictwie i hutnictwie w Tatrach Polskich, Wydawnictwa Naukowo-Techniczne,Warszawa, ss. 187.
Jost H., 1979, Woda w górnictwie tatrzańskim po polskiej stronie Tatr, Gospodarka Wodna
4, 127–128.
Jost H., Paulo A., 1985, Złoża, Dawne górnictwo i przemysł, skala 1:50 000, [w:] K. Trafas (red.), Atlas Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatrzański Park Narodowy, Polskie
Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Kasina S., 1981, Procesy przemieszczania, transformacji oraz usuwania związków siarki
z atmosfery, Instytut Kształtowania Środowiska, Warszawa, ss. 101.
Kasiński, J. R., 1981. Dolomity komórkowe triasu wierchowegoTatr Polskich, Przegląd Geologiczny, 29(10): 524–529.
Kaszowski L., 1973, Morphological activity of the mountain streams (with Biały Potok in the
Tatra MTS. as example), Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne 31, ss. 107.
Kaszowski L., Kotarba A., 1985, Mapa współczesnych procesów morfogenetycznych, skala
1:50 000,[w:] K. Trafas (red.), Atlas Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatrzański Park
Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi, Oddział w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Kawecka B., 1977, Biocenoza potoku wysokogórskiego pozostającego pod wpływem turystyki,
3, Zbiorowiska glonów osiadłych w Rybim Potoku (Tatry Wysokie) zanieczyszczonym ściekami bytowymi, Acta Hydrobiologica 19 (3): 271–292.
Kauffman S.J., Royer D.L., Chang S., Berner R.A., 2003, Export of chloride after clear-cutting in the Hubbard Brook sandbox experiment, Biogeochemistry 63: 23–33.
Klimaszewski M., 1985, Geomorfologia, skala 1:30 000, [w:] K. Trafas (red.), Atlas Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół
Nauk o Ziemi, Oddział w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Klimaszewski M., 1988, Rzeźba Tatr Polskich, PWN, Warszawa, ss. 668.
Klimaszewski M., 1996, Geomorfologia, [w:] Z. Mirek, Z. Głowaciński, K. Klimek, H. Piękoś-Mirkowa (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry i Podtatrze 3,
Tatrzański Park Narodowy, Kraków–Zakopane, 97–137.
252
Literatura
Kłapowa M., 1974, Szata śnieżna Tatr, Czasopismo Geograficzne 45 (1): 95–112.
Komornicki T., Skiba S., 1985, Gleby, skala 1:50 000, [w:] K. Trafas (red.), Atlas Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół
Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Komornicki T., Skiba S., 1996, Gleby, [w:] Z. Mirek, Z. Głowaciński, K. Klimek, H. Piękoś-Mirkowa (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry i Podtatrze 3,
Tatrzański Park Narodowy, Kraków–Zakopane, 215–226.
Konćek M. (red.), 1974, Klima Tatier, Vydavatel’stvo Slovenskej Akadémie Vied, Bratisalava, ss. 856.
Kopáček, J., Brzáková M., Hejzlar J., Kaňa J., Porcal P., Vrba J., 2003, Mass balance
of nutrients and major solutes in the Plešné watershed-lake ecosystem in the 2001 hydrological year, Silva Gabreta 9: 33–52.
Kopáček J., Hejzlar J., Stuchlík E., Fott J., Vesely J., 1998, Reversibility of acidification of
mountain lakes after reduction in nitrogen and sulphur emissions in central Europe, Limnology and Oceanography 43 (2): 357–361.
Kopáček J., Hejzlar J., Vrba J., Stuchlík E., 2011, Phosphorus loading of mountain lakes:
Terrestrial export and atmospheric deposition, Limnology and Oceanography 56 (4):
1343–1354.
Kopáček J., Kaňa J., Šantrůčková H., Picek T., Stuchlík E., 2004, Chemical and biochemical
characteristics of alpine soils in the Tatra Mountains and their correlation with lake water
quality, Water, Air and Soil Pollution 153 (1–4): 307–327.
Kopáček J., Procháazkov L., Stuchlík E., Blažka P., 1995, The nitrogen-phosphorus relationship in mountains lakes: influence of atmospheric input, watershed, and pH, Limnology
and Oceanography 40 (5): 930–937.
Kopáček J., Stuchlík E., 1994, Chemical characteristics of lakes in the High Tatra Mountains,
Slovakia, Hydrobiologia 274 (1–3): 49–56.
Kopáček J., Stuchlík E., Hardekopf D., 2006, Chemical composition of the Tatra Mountain
lakes: recovery from acidification, Biológia (Bratislavia) 61, Supplement 18: 21–33.
Kopáček J., Stuchlík E., Straškrabová V., Pšenáková P., 2000, Factors governing nutrient
status of mountain lakes in Tatra Mountain, Freshwater Biology 43 (3): 369–383.
Kopáček J., Stuchlík E., Vyhnálek V., Závodský D., 1996, Concentration of nutrients in selected lakes in the High Tatra Mountains, Slovakia: effect of season and watershed, Hydrobiologia 319 (1): 47–55.
Kopáček J., Stuchlík E., Wright R.F., 2005, Long-term trends and spatial variability in
nitrate leaching from alpine catchment-lake ecosystems in the Tatra Mountains (SlovakiaPoland), Environmental Pollution 136 (1): 89–101.
Kopáček J., Vesely J., Stuchlík E., 2001, Sulphur and nitrogen fluxes and budgets in the Bohemian Forest and Tatra Mountains during the Industrial Revolution (1850–2000), Hydrology and Earth System Sciences 5 (3): 391–405.
Koronacki J., Mielniczuk J., 2001, Statystyka dla studentów kierunków technicznych i przyrodniczych, Wydawnictwa Naukowo-Techniczne, Warszawa, ss. 491.
253
Literatura
Kosek J., 2006, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych
i podziemnych krystalicznej części Tatr Wysokich na przykładzie potoku Roztoka, niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Kosmowska A., 2006, Naturalne uwarunkowania właściwości fizykochemicznych wód
powierzchniowych Tatrzańskiego Parku Narodowego, niepublikowana praca licencjacka,
arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Kosmowska A., 2008, Naturalne czynniki warunkujące zróżnicowanie przestrzenne
i zmiany właściwości fizykochemicznych wód powierzchniowych i podziemnych dolin
wierchowych na przykładzie Doliny Białego, niepublikowana praca magisterska, arch.
Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Kot M., 1992a, Recent changes of surface water chemistry in the granitic part of the Tatra
National Park – Poland, Acid Rain Research Report 29: 28–34.
Kot M., 1992b, Współczesne zakwaszenie wód tatrzańskich, Tatry 3: 20–22.
Kot M., 1993a, Zagrożenia ekosystemów wodnych Tatr Wysokich w świetle przebiegu rocznego parametrów fizykochemicznych wód powierzchniowych pod wpływem zanieczyszczeń atmosfery, Prądnik 7–8: 97–105.
Kot M., 1993b, Sezonowe zmiany chemizmu wód Tatr w warunkach zakwaszenia opadów –
wpływ na biocenozy a możliwość przeciwdziałania ich negatywnym skutkom, [w:]
W. Cichocki (red.), Ochrona Tatr w obliczu zagrożeń: referaty z sesji popularno-naukowej
„Zanim zginą sasanki”, 5–7 czerwca 1993 r., Zakopane, Wydaw. Muzeum Tatrzańskie,
Zakopane, 87–94.
Kot M., 1995, Denudacja chemiczna Tatr Wysokich, rozprawa doktorska, Ośrodek Dokumentacji Tatrzańskiej im. Zofii i Witolda Paryskich, ss. 109.
Kot M., 1996, Denudacja chemiczna Tatr Wysokich, [w:] A. Kotarba (red.), Przyroda
Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek, t. 1, Nauki o ziemi, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października 1995, Polskie Towarzystwo
Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Tatrzański Park Narodowy, Komitet
Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 117–119.
Kot M., 2006, Zmiany chemizmu wód powierzchniowych Doliny Suchej Wody powyżej
górnej granicy lasu od roku 1935, [w:] A. Kotarba, W. Borowiec (red.), Tatrzański Park
Narodowy na tle innych górskich terenów chronionych, t. 1, Nauki o Ziemi, Materiały III
Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek 2005,
Zakopane, 13–15 października 2005, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 127–129.
Kotański Z., 1971, Przewodnik geologiczny po Tatrach, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 280.
Kotański Z., Piotrowska K., Piotrowski J., 1998a, Mapa geologiczna Polski A – mapa utworów powierzchniowych, Tatry Zachodnie, Tatry Wysokie, 1:200 000, PIG, Wydawnictwo
Kartograficzne Polskiej Agencji Ekologicznej S.A. Warszawa.
Kotański Z., Piotrowska K., Piotrowski J., 1998b, Mapa geologiczna Polski B – mapa bez
utworów czwartorzędowych, Tatry Zachodnie, Tatry Wysokie, 1:200 000, PIG, Wydawnictwo Kartograficzne Polskiej Agencji Ekologicznej S.A. Warszawa.
254
Literatura
Kotarba A., 1972, Powierzchniowa denudacja chemiczna w wapienno-dolomitowych Tatrach
Zachodnich, Prace Geograficzne IG PAN 96, ss. 116.
Kotarba A., 1976, Współczesne modelowanie węglanowych stoków wysokogórskich: na przykładzie Czerwonych Wierchów w Tatrach Zachodnich, Prace Geograficzne IGiGP PAN
120, ss. 128.
Kotarba A., 1996, Współczesne procesy rzeźbotwórcze, [w:] Z. Mirek, Z. Głowaciński,
K. Klimek, H. Piękoś-Mirkowa (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry
i Podtatrze 3, Tatrzański Park Narodowy, Kraków–Zakopane, 125–137.
Kotarba A., 2002, Współczesne przemiany przyrody nieożywionej w Tatrzańskim Parku
Narodowym, [w:] W. Borowiec, A. Kotarba, A. Kownacki, Z. Krzan, Z. Mirek (red.),
Przemiany Środowiska Przyrodniczego Tatr, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk
o Ziemi. Oddział w Krakowie, Tatrzański Park Narodowy Kraków–Zakopane, 13–19.
Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K., 1987, High-mountains denudational system of the
Polish Tatra Mountains, Geographical Studies, Special Issue 3, ss. 106.
Kowalski L., 1920, Podreglowe źródła północnej strony Tatr, Sprawozdanie Komisji Fizjograficznej 53/54: 12–27.
Kownacki A., 1977, Biocenoza potoku wysokogórskiego pozostającego pod wpływem turystyki, 4, Fauna denna Rybiego Potoku (Tatry Wysokie), Acta Hydrobiologica 19 (3): 293–312.
Kownacki A., Kawecka B., Kot M., Wojtan K., Żurek R., 1996, Wpływ człowieka na ekosystemy wodne, [w:] Z. Mirek, Z. Głowaciński, K. Klimek, H. Piękoś-Mirkowa (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry i Podtatrze 3, Tatrzański Park Narodowy,
Kraków–Zakopane, 655–674.
Krawczyk W.E., Opołka J., 1992, Interpretacja analiz fizykochemicznych wody na przykładzie zlewni Potoku Kościeliskiego (Tatry Zachodnie), [w:] A. Kostrzewski, M. Pulina
(red.), Metody hydrochemiczne w geomorfologii dynamicznej: wybrane problemy, Prace
Naukowe Uniwersytetu Śląskiego w Katowicach 1254: 40–64.
Kresic N., Stevanovic Z., 2010, Groundwater hydrology of springs: engineering, theory,
management, and sustainability, Elsevier, Amsterdam, ss. 573.
Krywult M., 1990, Effect of acidification of small ponds in the Polish High Tatra Mountains
by fallout pollutants, Acta Hydrobiologica 32 (3–4): 329–344.
Krzemień K., 1982, Removal of dissolved material from the Starorobociański Stream crystalline catchment basin, The Western Tatra Mts, Studia Geomorphologica Carphato-Balcanica 15: 71–79.
Krzemień K., 1986, Dynamika transportu fluwialnego w polodowcowej dolinie krystalicznej
części Tatr Zachodnich, Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne 64: 93–120.
Krzemień K., 1990, Związek przewodności właściwej wody i koncentracji materiału rozpuszczonego w obszarach o różnej budowie geologicznej, Zeszyty Naukowe UJ, Prace
Geograficzne 77: 81–91.
Krzemień K., 1991, Dynamika wysokogórskiego systemu fluwialnego na przykładzie Tatr
Zachodnich, Uniwersytet Jagielloński, Kraków, Rozprawy Habilitacyjne 215, ss. 160.
255
Literatura
Krzyżanowski K., 1890, O składzie chemicznym źródeł tatrzańskich i zakopiańskich, Rozprawy i Sprawozdania z Posiedzeń Wydziału Matematyczno Przyrodniczego Akademii
Umiejętności 20: 7–10.
Lepistö A., 1995, Increased leaching of nitrate at two forested catchments in Finland over
a period of 25 years, Journal of Hydrology 171 (1–2): 103–123.
Likens G.E., Bormann F.H., Pierce R.S., Reiners W.A., 1978, Recovery of a deforested ecosystem, Science 199 (4328): 492–496.
Likens G.E., Driscoll C.T., Buso D.C., Siccama T.G., Johnson C.E., Lovett G.M., Fahey T.J.,
Reiners W.A., Ryan D.F., . Martin C.W, Bailey S.W., 1998, The biogeochemistry of calcium
at Hubbard Brook, Biogeochemistry 41: 89–173.
Liszka K., 2005, Wybrane cechy fizyko-chemiczne wód powierzchniowych i podziemnych
w zlewni potoku Dolinczańskiego (Tatry Zachodnie – Dolina Chochołowska), niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Liszkowska E., 1989a, O możliwości zobiektywizowania metodyki określania tła i anomalii
hydrochemicznych, Prace Naukowe Instytutu Geotechniki Politechniki Wrocławskiej
29, Konferencje 58: 447–453.
Liszkowska E., 1989b, Cechy diagnostyczne typów strukturalnych anomalii hydrogeochemicznych, [w:]Współczesne problemy geologiczne Polski Centralnej: materiały Sesji
Naukowej z okazji 25-lecia Koła SIiTG przy Wydziale Geologii UW, Warszawa, 5 maja
1989, UW, Warszawa, 247–260.
Lityński A., 1913, Zmarzłe Stawy w Tatrach, Pamiętnik Towarzystwa Tatrzańskiego 34: 48–54.
Lovett G.M. Likens G.E., Buso D.C., Driscoll C.T., Bailey S.W., 2005, The biogeochemistry
of chlorine at Hubbard Brook, New Hampshire, USA, Biogeochemistry 72 (2): 191–232.
Luszniewicz A., Słaby T., 2001, Statystyka z pakietem komputerowym STATISTICATMPL:
teoria i zastosowanie, Wydawnictwo C.H. Beck, Warszawa, ss. 499.
Lydersen E., Rzychoń D., Worsztynowicz A., Tørseth K., Hanssen J.E., Mill W.A., Kot M.,
Henriksen A., Wathne B.M., 1997, Critical loads of acidity to lakes in the Polish Tatra
Mountains, Final report, Report 44, NIVA Acid Rain Research, Oslo, ss. 49.
Łajczak A., 1988, Opady i odpływ w polskich Tatrach w świetle pomiarów wieloletnich, Czasopismo Geograficzne 59 (2): 137–170.
Łajczak A., 1996, Hydrologia, [w:] Z. Mirek, Z. Głowaciński, K. Klimek, H. Piękoś-Mirkowa (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry i Podtatrze 3, Tatrzański
Park Narodowy, Kraków–Zakopane, 169–196.
Łajczak A., 2006, Przestrzenne zróżnicowanie zasobów wodnych Tatr na tle innych gór, [w:]
A. Kotarba, W. Borowiec (red.), Tatrzański Park Narodowy na tle innych górskich terenów chronionych, t. 1, Nauki o Ziemi, Materiały III Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda
Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek 2005, Zakopane, 13–15 października 2005,
Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 19–34.
Łomnicki A., 1999, Wprowadzenie do statystyki dla przyrodników, Wydawnictwo Naukowe
PWN, Warszawa, ss. 264.
256
Literatura
Macioszczyk A., 1975, Zastosowanie analizy czynnikowej – sposób R do interpretacji danych
hydrochemicznych, Biuletyn Geologiczny 20: 47–68.
Macioszczyk A., 1976, Wyznaczanie tła i anomalii hydrochemicznych w badaniach hydrogeologicznych, Biuletyn Geologiczny 21: 67–84.
Macioszczyk A., 1987, Hydrogeochemia, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 475.
Macioszczyk A., 1990, Tło i anomalie hydrogeochemiczne: metody badania, oceny i interpretacji, Wydawnictwo SGGW–AR, Warszawa, ss. 75.
Macioszczyk A. (red.), 2006, Podstawy hydrogeologii stosowanej, Wydawnictwo Naukowe
PWN, Warszawa, ss. 572.
Macioszczyk A., Dobrzyński D., 2007, Hydrogeochemia: strefy aktywnej wymiany wód
podziemnych, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, ss. 448.
Majocha M., 2011, Wpływ punktowych źródeł zanieczyszczeń na chemizm potoków tatrzańskich, niepublikowana praca magisterska, arch. IGiGP Wydz. BiNoZ UJ, Kraków.
Małecka D., 1976, Chemizm wód podziemnych środkowego Podhala, Biuletyn Geologiczny
21: 279–309.
Małecka D., 1980, Charakterystyka hydrochemiczna wód podziemnych południowego skrzydła niecki Podhala, Przegląd Geologiczny 28 (1): 37–44.
Małecka D., 1981, Problemy hydrogeologii i ochrony wód tatrzańskich, [w:] Z. Wójcik, (red.),
Ochrona Tatr w Polsce Ludowej: materiały na sympozjum „Tatry’81”, Zarząd Główny
Polskiego Towarzystwa Przyjaciół Nauk o Ziemi, Warszawa, 309–346.
Małecka D., 1984, Rola masywu tatrzańskiego w kształtowaniu warunków hydrogeologicznych górnej części zlewni Dunajca, Parki Narodowe i Rezerwaty Przyrody 5 (1), 128–147.
Małecka D., 1985a, Znaczenie badań stacjonarnych w rozpoznaniu reżimu hydrogeologicznego źródeł i wywierzysk krasowych w Tatrach, [w:] A.S. Kleczkowski, B. Kamiński,
S. Witczak, A. Adamczyk (red.), Aktualne problemy hydrogeologii: materiały III Ogólnopolskiego Sympozjum Kraków–Karniowice 28–30 maja 1985, Wydawnictwo Akademii
Górniczo-Hutniczej, Kraków, 119–131.
Małecka D, 1985b, Studia hydrogeologiczne krasu Tatr Polskich, Gacek 2: 14–30.
Małecka D., 1989a, Wpływ opadów atmosferycznych na kształtowanie chemizmu wód
w obrębie masywu tatrzańskiego, Przegląd Geologiczny 37 (10): 504–510.
Małecka D., 1989b, Wody szczelinowo–krasowe Tatr, [w:] Materiały Konferencji Naukowej
„Wody szczelinowo-krasowe i problemy ich ochrony”, Karniowice, 117–123.
Małecka D., 1989c. Metodyczne aspekty określania tła i strefowości hydrochemicznej młodych
masywów górskich, Prace Naukowe Instytutu Geotechniki Politechniki Wrocławskiej
29, Konferencje 58: 231–238.
Małecka D., 1991, Opady atmosferyczne jako ważny czynnik kształtujący chemizm wód podziemnych, Przegląd Geologiczny 39 (1): 14–19.
Małecka D., 1993, Hydrogeologia krasu tatrzańskiego, [w:] J. Grodzicki (red.), Jaskinie wschodniego zbocza Doliny Kościeliskiej, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Narodowego 3, Polskie
Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi, Tatrzański Park Narodowy, Warszawa, 11–35.
257
Literatura
Małecka D., 1996, Hydrogeologiczna charakterystyka Tatr w świetle badań monitoringowych, [w:] A. Kotarba (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek,
t. 1, Nauki o ziemi, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku
Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października 1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie,
Tatrzański Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 19–30.
Małecka D., 1997, Źródła masywu tatrzańskiego, Acta Universitatis Lodziensis, Folia Geographica Physica 2: 9–26.
Małecka D., Chowaniec J., Małecki J., 2007, Region górnej Wisły, [w:] B. Paczyński,
A. Sadurski (red.), Hydrogeologia regionalna Polski, t. 1, Wody słodkie, Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa, 108–158.
Małecka D., Humnicki W., 1989, Rola warunków hydrodynamicznych w kształtowaniu
reżimu wywierzyska Olczyskiego, Przegląd Geologiczny 37 (2): 78–84.
Małecka D., Humnicki W., Barczyk G., 2002a, Mapa hydrogeologiczna Polski 1:50 000,
Arkusz 1060 – Tatry Zachodnie (M-34-100-B), wraz z objaśnieniami, PIG, Warszawa.
Małecka D., Humnicki W., Małecki J.J., 2002b, Mapa hydrogeologiczna Polski 1:50 000,
Arkusz 1061 – Tatry Wysokie (M-34-101-A), wraz z objaśnieniami, PIG, Warszawa.
Małecka D., Kuberski D., Zaczkiewicz W., 1985, Hydrogeologiczne problemy wywierzyska
Goryczkowego w świetle badań stacjonarnych, [w:] A.S. Kleczkowski (red.), Aktualne
problemy hydrogeologii: materiały III Ogólnopolskiego Sympozjum Kraków–Karniowice
28–30 maja 1985, Wydawnictwo AGH, Kraków, 575–588.
Małecka D., Małecki J.J., 2000, Udział opadów atmosferycznych w kształtowaniu chemizmu
wód strefy hipergenicznej, [w:] J. Burchard (red.), Stan i antropogeniczne zmiany jakości
wód w Polsce, Wydawnictwo UŁ, Łódź, 71–87.
Małecka D., Matyjasik M., 1989, Opór właściwy wód jako wskaźnik rozpoznania warunków
hydrogeologicznych zlewni potoku Waksmundzkiego, Prace Naukowe Instytutu Geotechniki Politechniki Wrocławskiej 29, Konferencje 58: 239–245.
Małecka D., Poprawa D., 1979, Wybrane zagadnienia dotyczące hydrogeologii Tatr oraz
południowego skrzydła niecki Podhala, [w:] J. Lefeld (red), Przewodnik LI Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Zakopane 13–15 września 1979, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, 220–244.
Małecki J.J., 1992, Próba adaptacji klasyfikacji Szczukariewa–Prikłońskiego w celu udokumentowania antropogenicznych przekształceń składu chemicznego wód podziemnych,
[w:] J. Burchard (red.), Chemizm opadów atmosferycznych, wód powierzchniowych
i podziemnych: V konferencja naukowa, Łódź 17–19 IX 1992, Wydawnictwo Uniwersytetu Łódzkiego, Łodź, 41–43.
Małecki J.J., 1993, A proposal of hydrochemical classification of groundwaters anthropogenetically transformed, Geological Quarterly 37 (1): 97–108.
Małecki J.J., 1998, Rola strefy areacji w kształtowaniu składu chemicznego płytkich wód
podziemnych wybranych środowisk hydrogeochemicznych, Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego 381, ss. 219.
258
Literatura
Małecki J.J., Szostakiewicz M., 2006, The role of evapotranspiration in the formation of the
chemical composition of shallow groundwater (the Polish Tatras), Acta Geologica Polonica 56 (4): 485–492.
Małecki J.J., Szostakiewicz-Hołownia M., 2008, Wykorzystanie modelu numerycznego
do obliczeń denudacji chemicznej zlewni potoku Białego (Tatry Zachodnie), Biuletyn
Państwowego Instytutu Geologicznego 431: 127–134.
Małek S., 2002, Zmiany składu chemicznego opadów atmosferycznych po przejściu przez
okap drzewostanów świerkowych, Czasopismo Techniczne, Inżynieria Środowiska 2-Ś: 37–43.
Małek S., Gawęda T., 2004, Charakterystyka wód powierzchniowych zlewni Potoku Dupniańskiego oraz Olzy w Beskidzie Śląskim, Zeszyty Naukowe Uniwersytetetu Zielonogórskiego 131, Inżynieria Środowiska 12: 257–264.
Małek S., Gawęda T., 2006, Charakterystyka chemiczna źródeł Potoku Dupniańskiego
w Beskidzie Śląskim, Sylwan 3: 39–46.
Małek S., Krakowian K., 2007, Charakterystyka chemiczna wód źródeł Malinowskiego
Potoku i Czyrnej w Beskidzie Śląskim, [w:] A. Kostrzewski, I.J. Szpilkowski (red.), Procesy ekstremalne w środowisku geograficznym, Funkcjonowanie Geoekosystemów
Zlewni Rzecznych 4: 50–53.
Małek S., Krakowian K., 2009, The effect of environmental conditions on surface water quality in the Zimnik and Czyrna catchments of the Beskid Śląski, Journal of Water and Land
Development 13a: 205–223.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-a-1 Magura Witowska 1:10 000, 1997, Główny
Geodeta Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-a-2 Witów, 1:10 000, 1997, Główny Geodeta Kraju,
Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-a-3 Góra Furkaska, 1:10 000, 1997, Główny Geodeta Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-a-4 Kiry, 1:10 000, 1997, Główny Geodeta Kraju,
Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-b-1 Gubałówka, 1:10 000, 1997, Główny Geodeta
Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-b-2 Zakopane, 1:10 000, 1997, Główny Geodeta
Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-b-3 Kościelisko, 1:10 000, 1997, Główny Geodeta
Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-b-4 Zakopane, 1:10 000, 1997, Główny Geodeta
Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-c-1 Góra Rakoń, 1:10 000, 1997, Główny Geodeta
Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-c-2 Schronisko Ornak, 1:10 000, 1997, Główny
Geodeta Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
259
Literatura
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-c-3 Jarząbczy Wierch, 1:10 000, 1997, Główny Geodeta Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-c-4 Góra Błyszcz, 1:10 000, 1997, Główny Geodeta
Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-d-1 Czerwone Wierchy, 1:10 000, 1997, Główny
Geodeta Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B-d-2 Kasprowy Wierch, 1:10 000, 1997, Główny Geodeta Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-101-A-a-1 Murzasichle, 1:10 000, 1998, Główny Geodeta
Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych„1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-101-A-a-2 Małe Ciche, 1:10 000, 1998, Główny Geodeta
Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-101-A-a-3 Zakopane Toporowa Cyrhla, 1:10 000, Główny
Geodeta Kraju, Warszawa, 1998, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-101-A-a-4 Łysa Polana, 1:10 000, 1998, Główny Geodeta
Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-101-A-b-1 Brzegi, 1:10 000, 1998, Główny Geodeta Kraju,
Warszawa, układ współrzędnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-101-A-b-3 Dolina Białki, 1:10 000, 1998, Główny Geodeta
Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-101-A-c-1 Schronisko Murowaniec, 1:10 000, 1998, Główny
Geodeta Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-101-A-c-2 Dolina Roztoki, 1:10 000, 1998, Główny Geodeta Kraju, Warszawa, układ współrzędnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-101-A-c-3 Mięguszowiecki Szczyt, 1:10 000, 1997, Główny
Geodeta Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-100-B Zakopane, 1:50 000, 1998, Główny Geodeta Kraju,
Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Mapa topograficzna, arkusz M-34-101-A Murzasichle, 1:50 000, 1996, Główny Geodeta
Kraju, Warszawa, układ współrzędnych geodezyjnych „1992”.
Matkowska A., 2009, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych i podziemnych na przykładzie Doliny Pięciu Stawów Polskich, niepublikowana
praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Mazurek M., 2000, Zmienność transportu materiału rozpuszczonego w zlewni Kłudy jako
przejaw współczesnych procesów denudacji chemicznej (Pojezierze Zachodnie), Wydawnictwo Naukowe Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza w Poznaniu, Seria Geografia
62, ss. 125.
Mazurek M., 2010, Hydrogeomorfologia obszarów źródliskowych (dorzecze Parsęty, Polska NW), Wydawnictwo Naukowe Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza w Poznaniu,
Seria Geografia 92, ss. 304.
260
Literatura
Michalczyk Z., 2009, Średnie i skrajne odpływy z obszaru Polski, [w:] R. Bogdanowicz,
J. Fac-Beneda (red.), Zasoby i ochrona wód: obieg wody i materii w zlewniach rzecznych,
Fundacja Rozwoju Uniwersytetu Gdańskiego, Gdańsk, 37–46.
Michalik A., 1959, Zdjęcie geologiczne trzonu krystalicznego Tatr Wysokich, Biuletyn –
Instytut Geologiczny 149, Z badań geologicznych wykonanych w Tatrach i na Podhalu
5: 127–130.
Michalik A., 1985a, Geologia (litologia i stratygrafia), skala 1:50 000, [w:] K. Trafas (red.),
Atlas Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Michalik A., 1985b, Geologia – utwory czwartorzędowe, skala 1:50000, [w:] K. Trafas (red.),
Atlas Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Michalik A., 1985c, Tektonika, skala 1:50 000, [w:] K. Trafas (red.), Atlas Tatrzańskiego
Parku Narodowego, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk
o Ziemi. Oddział w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Michalik A., Guzik K., 1959, Mapa geologiczna Tatr Polskich, 1:10 000, C 1 Wołowiec, Instytut Geologiczny.
Michalski R., 2007, Walidacja metodyki oznaczania nieorganicznych kationów metodą
chromatografii jonowej, [w:] R. Michalski (red.), Chromatografia jonowa nowoczesna
metoda oznaczania anionów i kationów w wodach i ściekach, Works & Studies – Institute
of Environmental Engineering of the Polish Academy of Science 70: 89–98.
Michalski R., 2008, Różne oblicza chromatografii jonowej, [w:] R. Michalski (red.), Zastosowania chromatografii jonowej w analityce środowiskowej, Works & Studies – Institute
of Environmental Engineering of the Polish Academy of Science 74: 7–38.
Miller J. D., Hirst D., 1998, Trends in concentrations of solutes in an upland catchment in
Scotland, The Science of the Total Environment 216: 77–88.
Milligan, G.W., Cooper, M.C., 1985, An examination of procedures fordetermining
the number of clusters in a data set, Psychometrika 50 (2): 159–179.
Mirek Z., 1996, Tatry i Tatrzański Park Narodowy, [w:] Z. Mirek, Z. Głowaciński, K. Klimek, H. Piękoś-Mirkowa (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry
i Podtatrze 3, Tatrzański Park Narodowy, Kraków–Zakopane, 17–26.
Mojena R., 1977, Hierarchical grouping methods and stopping rulet: an evaluation, Computer Journal 20 (4): 359–363.
Moldan B., Černý J. (red.), 1994, Biogeochemistry of small catchments: a tool for environmental research, John Wiley & Sons Ltd., Chichester–New York–Brisbane–Toronto–
Singapore, ss. 419.
Motyka J., Gradziński M., Bella P., Holúbek P., 2005, Chemistry of waters selected caves in
Slovakia – a reconnaissance study, Environmental Geology 48 (6): 682–692.
Mulder J., Cresser M.S., 1994, Soil and soil solution chemistry, [w:] B. Moldan, J. Černý
(red.), Biogeochemistry of small catchments: a tool for environmental research, John
Wiley & Sons Ltd. Chichester–New York–Brisbane–Toronto–Singapore, 107–131.
261
Literatura
Murdoch P.S., Stoddard J.L., 1992, The role of nitrate in the acidification of streams in the
Catskill Mountains of New York, Water Resources Research 28 (10): 2707–2720.
Navrátil T., Stephen A., Norton S.A., Fernandez I.J., Sarah J., Nelson S. J., 2010, Twentyyear inter-annual trends and seasonal variations in precipitation and stream water chemistry at the Bear Brook Watershed in Maine, USA, Environmental Monitoring and
Assessment 171 (1–4): 23–45.
Nemčok, J. (red.), Bezák V., Biely A., Gorek A., Gross P., Halouzka R., Janák M., Kahan
Š., Kotański,Z., Lefeld J., Mello J., Reichwalder P., Raczkowski W., Roniewicz P., Ryka
W., Wieczorek J., Zelman J., 1994, Geologická Mapa Tatier (Geological Map of the Tatra
Mountains), 1: 50 000, Geologický Ústav Dionýza Štúra, Bratislava.
Nickel K., 2007, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych i podziemnych, w krystalicznej części Tatr Wysokich, na przykładzie zlewni Rybiego
Potoku, niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Nickel K., 2009, Naturalne czynniki warunkujące zróżnicowanie przestrzenne, zmiany
wewnątrzdobowe i sezonowe chemizmu wód na przykładzie Potoków Dolinczańskiego,
Bobrowieckiego i Małych Korycisk w Tatrach Zachodnich, niepublikowana praca magisterska, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Niedźwiedź T., 1996, Wieloletnia zmienność temperatury powietrza i opadów w Tatrach,
[w:] A. Kotarba (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek, t. 1, Nauki
o ziemi, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października
1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Tatrzański
Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 161–163.
Niedźwiedź T., 2006, Zmienność temperatury powietrza w Tatrach w porównaniu z Karpatami Południowymi i Alpami, [w:], A. Kotarba, W. Borowiec (red.) Tatrzański Park
Narodowy na tle innych górskich terenów chronionych, t. 1, Nauki o Ziemi, Materiały III
Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek 2005,
Zakopane, 13–15 października 2005, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 9–17.
Niedźwiedź T., Obrębska-Starklowa B., 1991, Klimat, [w:] I. Dynowska, M. Maciejewski
(red.), Dorzecze górnej Wisły, cz. 1, Państwowe Wydawnictwo Naukowe, Warszawa–
Kraków, 68–84.
Obrębska–Starklowa B., Trepińska J., Niedźwiedź T., Bednarz Z., 1996, Trendy zmian klimatycznych w Tatrach Polskich, [w:] A. Kotarba (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku
Narodowego a człowiek, t. 1, Nauki o ziemi, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października 1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi.
Oddział w Krakowie, Tatrzański Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, Kraków–Zakopane, 168–170.
Oleksynowa K., 1970, Charakterystyka geochemiczna wód tatrzańskich, Acta Hydrobiologica 12 (1): 1–110.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1956, Materiały do znajomości wód w Tatrach. Cz. I. Dolina
Strążyska, Zeszyty Naukowe Wyższej Szkoły Rolniczej w Krakowie 1, Rolnictwo 1: 33–51.
262
Literatura
Oleksynowa K., Komornicki T., 1957a, Materiały do znajomości wód w Tatrach. Cz. II. Dolina
Białego, Zeszyty Naukowe Wyższej Szkoły Rolniczej w Krakowie 4, Rolnictwo 3: 113–126.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1957b, Materiały do znajomości wód w Tatrach. Cz. III.
Dolina Małej Łąki, Zeszyty Naukowe Wyższej Szkoły Rolniczej w Krakowie 4, Rolnictwo 3: 127–146.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1958, Materiały do znajomości wód w Tatrach. Cz. IV.
Dolina Kościeliska, Zeszyty Naukowe Wyższej Szkoły Rolniczej w Krakowie 6, Rolnictwo 5: 13–44.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1960, Materiały do znajomości wód w Tatrach. Cz. V.
Dolina Chochołowska, Zeszyty Naukowe Wyższej Szkoły Rolniczej w Krakowie 10, Rolnictwo 7: 17–48.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1961, Materiały do znajomości wód w Tatrach. Cz. VI.
Dolina Rybiego Potoku i Dolina Roztoki, Zeszyty Naukowe Wyższej Szkoły Rolniczej
w Krakowie 12, Rolnictwo 8: 37–66.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1964, Materiały do znajomości wód w Tatrach. Cz. VII.
Dolina Waksmundzka i Dolina Filipki, Zeszyty Naukowe Wyższej Szkoły Rolniczej
w Krakowie 21, Rolnictwo 11: 19–49.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1965, The chemical composition of water in the Polish
Tatra Mountains, and the problem of its variation in time, [w:] The Tatra Mountains and
Dunajec River Basin: XVI Limnologorum Conventus in Polonia MCMLXV, Zeszyt-Polska Akademia Nauk. Wydział Nauk Rolniczych i Leśnych. Komitet Zagospodarowania
Ziem Górskich 11: 91–112.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1985, Mapa hydrochemiczna, skala 1:50 000, [w:] K. Trafas (red.), Atlas Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatrzański Park Narodowy, Polskie
Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1989a, Materiały do znajomości wód w Tatrach. Cz. VIII.
Dolina Suchej Wody, Zeszyty Naukowe Akademii Rolniczej im. H. Kołłątaja w Krakowie 241, Rolnictwo 28: 3–31.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1989b, Materiały do znajomości wód w Tatrach. Cz. IX.
Dolina Olczyska, Zeszyty Naukowe Akademii Rolniczej im. H. Kołłątaja w Krakowie
241, Rolnictwo 28: 33–54.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1990, Materiały do znajomości wód w Tatrach. Cz. X.
Dolina Bystrej, Zeszyty Naukowe Akademii Rolniczej im. H. Kołłątaja w Krakowie 247,
Rolnictwo 29: 3–31.
Oleksynowa K., Komornicki T., 1996, Chemizm wód, [w:] A. Kotarba (red.), Przyroda
Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek, t 1, Nauki o Ziemi, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października 1995, Polskie Towarzystwo
Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Tatrzański Park Narodowy, Komitet
Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 197–214.
Oleksynowa K., Oleksynówna B., 1971, Chemical composition of karstic waters in the Tatra
Mts. (by taking as example the Spring Lodowe), Studia Geomorphologica Carpatho–Balcanica 5: 105–110.
263
Literatura
Ollier C., 1984, Weathering, Longman, London–New York, ss. 270.
Olszewski K., 1883, Rozbiór chemiczny wody tatrzańskiej z czterech miejscowości, Pamiętnik Towarzystwa Tatrzańskiego 8: 93–94.
Olszewski P., 1938, Badania zawartości tlenu w wodzie jezior tatrzańskich, Wierchy 16: 182 –193.
Olszewski P., 1939, Kilka danych o chemizmie wód Hali Gąsienicowej, Sprawozdanie Komisji Fizjograficznej 72: 501–530.
Opołka-Gądek J., 1996, Zmienność cech fizykochemicznych wód Doliny Chochołowskiej
i Kościeliskiej w latach 1985–1995, [w:] Z. Krzan (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku
Narodowego a człowiek, t. 3, Wpływ człowieka, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań
tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października 1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk
o Ziemi. Oddział w Krakowie, Tatrzański Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych,
Zakopane–Kraków, 72–75.
Orlicz M., 1962, Klimat Tatr, [w:] W. Szafer (red.), Tatrzański Park Narodowy, Zakł.
Ochrony Przyrody PAN, Kraków, Wydawnictwa Popularnonaukowe 21: 1–70.
Ostasiewicz W., 1999, Statystyczne metody analizy danych, Wydawnictwo Akademii Ekonomicznej, Wrocław, ss. 420.
Pačes T., 1983, Rate constants of dissolution derived from the measurements of mass balance
in hydrological catchments, Geochimica et Cosmochimica Acta 47 (11): 1855–1863.
Pachla J., Zaczkiewicz W., 1985, Drogi krążenia wód krasowych na przykładzie zlewni
potoku Sucha Woda, Gacek 2: 39–44.
Paczyński B., Sadurski A., (red.), 2007, Hydrogeologia regionalna Polski, t. 1, Wody słodkie,
Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa, ss. 542.
Pałkowska E., 2011, Czynniki kształtujące chemizm wód tatrzańskich, ze szczególnym
uwzględnieniem metodyki badań stężenia jonów, na przykładzie Tatr Zachodnich, niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Partyka J., Pociask-Karteczka J., 2008, Zasoby wodne parków narodowych w Polsce – wielkość, struktura i zagrożenia, [w:] J. Partyka, J. Pociask-Karteczka (red.), Wody na obszarach chronionych, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków, 15–29.
Paschalski J., 1960, Zdolność buforowa tatrzańskich wód krasowych, Speleologia 2: 71–78.
Paschalski J., 1963, Próba charakterystyki wód tatrzańskich na podstawie zdolności buforowych, Polskie Archiwum Hydrobiologii 11 (3): 349–382.
Passendorfer E., 1974, Doliny Tatr na tle budowy geologicznej, Czasopismo Geograficzne
45 (1): 9–29.
Passendorfer, E., 1978, Rozwój poglądów na budowę geologiczną Tatr w okresie powojennym, Prace Muzeum Ziemi, Prace Geologiczne 28: 3–33.
Passendorfer E., 1983, Jak powstały Tatry, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 286.
Passendorfer E., 1996, Geologia, [w:] Z. Mirek, Z. Głowaciński, K. Klimek, H. Piękoś-Mirkowa (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry i Podtatrze 3, Tatrzański
Park Narodowy, Kraków–Zakopane, 69–96.
264
Literatura
Paszuda K., 2010, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych w osadowej części Tatr na przykładzie zlewni potoku Filipczańskiego, niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Pavlarčik S., 1986, Sandrovec v Demänowskiej jaskyni Mieru, Slovenský Kras 24: 193–195.
Pawłowski B., 1972, Szata roślinna gór polskich, [w:] W. Szafer, K. Zarzycki (red.), Szata
roślinna Polski, t. 2, PWN, Warszawa, 189–252.
Pazdro Z., 1964, Hydrogeologia ogólna, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 524.
Pazdro Z., 1983, Hydrogeologia ogólna, Wydawnictwa Geologiczne,Warszawa, ss. 575.
Pazdro Z., Kozerski B., 1990, Hydrogeologia ogólna, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 624.
Pekárová P., Miklánek P., Koníček A., Pekár J., 1999, Water quality in experimental basins,
Publication of Slovak Committee for Hydrology 4: ss. 97.
Pelczar M., 2011, Rola wywierzyska Olczyskiego w kształtowaniu reżimu hydrochemicznego
i hydrologicznego potoku górskiego, niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Perelman A.J., 1971, Geochemia krajobrazu, PWN, Warszawa, ss. 433.
Petry J., Soulsby C., Malcolm I.A., Youngson A.F., 2002, Hydrological controls on nutrient
concentrations and fluxes in agricultural catchments, The Science of the Total Environment 294: 95–110.
Pęksa Ł., 2010, System monitorowania stanu środowiska wodnego w Tatrzańskim Parku
Narodowym, Roczniki Bieszczadzkie 18: 372–376.
Pęksa M., Pęksa Ł., 2006, Ośrodek czynnej ochrony płazów i gadów, Jaszczurówka: przyrodnicza ścieżka dydaktyczna, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, ss. 47.
Pierzgalski E., Janek M., Kucharska K., Niemtur S., Stolarek A., Tyszka J., Wróbel M.,
2009, Procesy hydrologiczne i erozyjne w leśnych zlewniach górskich, Instytut Badawczy
Leśnictwa, Sękocin Stary, ss. 132.
Pierzgalski E., Janek M., Kucharska K., Tyszka J., Wróbel M., 2007, Badania hydrologiczne
w leśnych zlewniach sudeckich, Synteza badań prowadzonych w latach 1993–2005, Instytut Badawczy Leśnictwa, Sękocin Stary, ss. 84.
Pionke H.B., Gburek W.J., Sharpley A.N., Schnabel R.R., 1996, Flow and nutrient export patterns for an agricultural hill-land watershed, Water Resources Research 32 (6): 1795–1804.
Piotrowicz Ł., 2007, Wpływ schronisk turystycznych na zanieczyszczenie potoków w Tatrzańskim Parku Narodowym, niepublikowana praca magisterska, arch. IGIGP Wydz. BiNoZ
UJ, Kraków.
Plenzler J., 2008, Zróżnicowanie cech fizycznych i chemicznych źródeł na północnym progu
Tatr Polskich, Praca magisterska, archiwum Zakładu Hydrologii IGiGP UJ, Kraków
Plenzler J., 2010, Chemical composition of spring water in the northern boundary zone of the
Tatra Mountains (East-Central Europe), [w:] A. Zuber, J. Kania, E. Kmiecik (red.), XXXVIII IAH Congress – Groundwater Quality Sustainability Extended Abstracts, University
of Silesia Press, [Dokument elektroniczny], 2091–2094.
265
Literatura
PN-89 C-04638/02, 1990, Bilans jonowy wody Sposób obliczania bilansu jonowego wody,
PKNMiJ.
PN-EN ISO 10304-1, 2009, Jakość wody – Oznaczanie rozpuszczonych anionów za pomocą
chromatografii jonowej – Część 1: Oznaczanie bromków, chlorków, fluorków, azotanów,
azotynów, fosforanów i siarczanów, PKNMiJ.
PN-EN ISO 14911, 2002, Jakość wody – Oznaczanie Li+, Na+, NH4+, K+, Mn2+, Ca2+, Mg2+,
Sr2+ i Ba2+ za pomocą chromatografii jonowej – Metoda dla wód i ścieków, PKNMiJ.
PN-78 C–04541, 1978, Woda i ścieki. Oznaczanie suchej pozostałości, pozostałości po prażeniu, straty przy prażeniu oraz substancji rozpuszczonych, substancji rozpuszczonych
mineralnych i substancji rozpuszczonych lotnych, PKNMiJ.
Pociask-Karteczka J., Baścik M., Nieckarz Z., 2010a, Zróżnicowanie przestrzenne i zmienność odpływu ze zlewni tatrzańskich, [w:] A. Kotarba (red.), Nauka a zarządzanie obszarem Tatr i ich otoczeniem, t. 1, Nauki o Ziemi, Materiały IV Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek, Zakopane, 14–16 października 2010, Tatrzański
Park Narodowy, Zakopane, 123–130.
Pociask-Karteczka J., Wójcik S., Żelazny M., 2010b, Hydrochemical evidences of hydraulic connection between crystallinic and carbonate aquifers (the Tatra Mts., East-Central
Europe), [w:] A. Zuber, J. Kania E. Kmiecik (red.), XXXVIII IAH Congress – Groundwater Quality Sustainability Extended Abstracts, University of Silesia Press, Dokument
elektroniczny, 1279–1285.
Pociask-Karteczka J., Żelazny M., 2006, Komentarz do mapy hydrograficznej w skali
1:50 000. Arkusz M-34-101-A Murzasichle, Główny Geodeta Kraju, GEOKART, Rzeszów.
Polakiewicz T., 1989, Chemiczne zanieczyszczenia środowiska przyrodniczego TPN, maszynopis w bibliotece TPN, Zakopane.
Porębska J., 2006, Naturalne uwarunkowania właściwości fizykochemicznych wód w węglanowej części Tatr Zachodnich na przykładzie Potoku Wielkie Koryciska, niepublikowana
praca licencjacka, arch. IGiGP Wydz. BiNoZ UJ, Kraków.
Prechtel A., Alewell C., Armbruster M., Bittersohl J., Cullen J.M., Evans C.D., Helliwell R.,
Kopácek J., Marchetto A., Matzner E., Meesenburg H., Moldan F., Moritz K., Veselý J.,
Wright R.F., 2001, Response of sulphur dynamics in European catchments to decreasing
sulphate deposition, Hydrology and Earth System Sciences 5 (3): 311–325.
Prikler S., Chęsny P., Parczewski A., Einax J.W., 2011, Analytical and Chemometric Evaluation of the Situation of Waterbodies in the Polish Tatra Mountains, CLEAN – Soil, Air,
Water 39 (1): 55–59.
Pulina M., 1974, Denudacja chemiczna na obszarach krasu węglanowego, Prace Geograficzne IG PAN 105, ss. 159.
Pulina M., 1992, Denudacja krasowa, [w:] A. Kostrzewski, M. Pulina (red.), Metody hydrochemiczne w geomorfologii dynamicznej: wybrane problemy, Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego w Katowicach 1254: 16–39.
Pulina M., 1999, Kras Formy i procesy, Wydawnictwo Uniwersytetu Śląskiego, Katowice,
ss. 375.
266
Literatura
Radwańska-Paryska Z., 1974, Roślinność tatrzańska, Czasopismo Geograficzne 45 (1):
47–62.
Radwańska-Paryska Z., Paryski W.H., 1973, Encyklopedia tatrzańska, Sport i Turystyka,
Warszawa, ss. 700.
Radwańska-Paryska Z., Paryski W.H., 1995,Wielka Encyklopedia Tatrzańska, Wydaw. Górskie, Poronin, ss. 1555.
Reimann C., Filzmoser P., 2000, Normal and lognormal data distribution in geochemistry:
death of a myth. Consequences for the statistical treatment of geochemical an environmental data, Environmental Geology 39 (9): 1001–1014.
Reynolds B., Emmett B.A., Woods C., 1992, Variations in stream water nitrate concentrations and nitrogen budgets over ten years in a headwater catchment in mid-Wales, Journal
of Hydrology 136 (1): 155–175.
Riebe C.S., Kirchner J.W., Finkel R.C., 2004a, Sharp decrease in long-term chemical weathering rates along an altitudinal transect, Earth and Planetary Science Letters 218: 421–434.
Riebe C.S., Kirchner J.W., Finkel R.C., 2004b, Erosional and climatic effects on long-term
chemical weathering rates in granitic landscapes spanning diverse climate regimes, Earth
and Planetary Science Letters 224: 547–562.
Rogalski R., 1984, Badania znacznikowe przepływów podziemnych w Dolinie Chochołowskiej w Polskich Tatrach Zachodnich, Przegląd Geologiczny 32 (4): 223–225.
Romer E., 1911, Kilka spostrzeżeń nad termiką wód Tatr i Podhala, Ziemia 2 (48): 780–781.
Roszak W.F., 1988, Zastosowanie rachunku błędów w badaniach hydrochemicznych utworów czwartorzędowych Doliny Odry w okolicy Wrocławia, Acta Universitatis Wratislaviensis 964, Prace Geologiczno-Mineralogiczne 11 (2): 143–161.
Rothe A., Mellert K.H., 2004, Effects of forest management on nitrate concentration in
seepage water of forests in Southern Bavaria, Germany, Water, Air, and Soil Pollution
156 (1–4): 337–355.
Różański K., Duliński M., 1988, A reconnaissance isotope study of waters in the karst of the
western Tatry Mountains, Catena 15: 289–301.
Rusinek T., 2009, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód podziemnych
i powierzchniowych dolnej części Doliny Chochołowskiej (Tatry Zachodnie) na przykładzie dolin: Krytej, Długiej i Głębowca, niepublikowana praca magisterska, arch. IGiGP
Wydz. BiNoZ UJ, Kraków.
Rzychoń D., 1998, Wpływ opadów kwaśnych na zakwaszenie jezior Tatr Wysokich, Prace
Naukowe Uniwersytetu Śląskiego w Katowicach 1657, ss. 132.
Rzychoń D., 2009, Reakcja zlewni jezior wysokogórskich na zmiany depozycji kwaśnej
z atmosfery na przykładzie wybranych jezior tatrzańskich, Wydawnictwo Ekonomia
i Środowisko, Białystok, ss. 132.
Rzychoń D., Mill W., Henriksen A., Wathne B., Kot M., 1992, Sensivity of aquatic ecosystems in the Polish Tatra Mountains to acidic deposition, [w:] International Symposium
on Environment Contamination in Central and Eastern Europe: abstracts, s. 82.
267
Literatura
Rzychoń D., Worsztynowicz A., 1996, Wpływ opadów kwaśnych na zakwaszenie jezior
tatrzańskich, [w:] Z. Krzan (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek,
t. 3, Wpływ człowieka, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego
Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9
października 1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi .Oddział w Krakowie,
Tatrzański Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 65–67.
Rzychoń D., Worsztynowicz A., 2008, What affects the nitrogen retention in Tatra Mountains lakes’ catchments in Poland?, Hydrology and Earth System Sciences 12(2): 415–424.
Rzychoń D., Worsztynowicz A., Liana E., 2009, Wpływ depozycji z atmosfery na zmiany
chemiczne wód wybranych jezior tatrzańskich w latach 1992–2005, [w:] M. Guzik (red.),
Długookresowe zmiany w przyrodzie i użytkowaniu TPN: materiały konferencji Długookresowe zmiany w przyrodzie i użytkowaniu TPN, Tatrzański Park Narodowy 1955–
–1977–2004, Zakopane 21–22 maja 2009, Wydawnictwa Tatrzańskiego Parku Narodowego, Zakopane, 67–81.
Rzychoń D., Worsztynowicz A., Moraczewska-Majkut K., Ulańczyk R., 2010, Zmiany
zakwaszenia jezior tatrzańskich w wyniku opadów kwaśnych na tle wyników badań
w innych krajach – udział w pracach Międzynarodowego Programu Oceny Wpływu
Zanieczyszczeń Powietrza na Rzeki i Jeziora, [w:] Z. Krzan (red.), Nauka a zarządzanie
obszarem Tatr i ich otoczeniem, t. 3, Człowiek i środowisko, Materiały IV Konferencji
Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek, Zakopane, 14–16 października
2010, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 41–44.
Sawicki L., 1929, Atlas jezior tatrzańskich, nakładem Polskiej Akademia Umiejętności,
Kraków.
Schlesinger W.H., 1991, Biogeochemistry: an analysis of global change, Academic Press, San
Diego, ss. 443.
Sebesta L., Janik M., Pospieszałowski W., Łabno T., Kruszelnicki P., 2002, Ocena wpływu
wybranych schronisk na jakość wód płynących w Tatrzańskim Parku Narodowym, WIOŚ
Kraków.
Semkin R.G., Jeffries D.S., Clair T.A., 1994, Hydrochemical Methods and Relationships for
Study of Stream Output from Small Catchments, [w:] B. Moldan, J. Černý (red.), Biogeochemistry of small catchments: a tool for environmental research, John Wiley & Sons
Ltd., Chichester–New York–Brisbane–Toronto–Singapore, 163–187.
Sigg A., Neftel A., Zircher F., 1987, Chemical transformation in a snowcover at Weissfluhjoch, Switzerland. Situatet at 2500 m.a.s.l., [w:] H.G. Jones, W.J. Orville-Thomas (red.),
Seasonal snowcovers: physics, chemistry, hydrology, NATO ASI Series, Series C, Mathematical and Physical Sciences 211: 269–280.
Silverman B.W., 1986, Dencity estimation for statistics and data analysis, Chapman and
Hall, London, ss. 175.
Sitarz A., 2010, Naturalne czynniki kształtujące zróżnicowanie przestrzenne właściwości
fizykochemicznych wód Doliny Bystrej (Tatry Zachodnie), niepublikowana praca magisterska, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
268
Literatura
Siwek J., Siwek J.P., Żelazny M., 2009, Wpływ ścieków zrzucanych ze schronisk tatrzańskich na jakość wód rzecznych TPN, [w:] R. Bogdanowicz, J. Fac-Beneda (red.), Zasoby
i ochrona wód: obieg wody i materii w zlewniach rzecznych, Fundacja Rozwoju Uniwersytetu Gdańskiego, Gdańsk, 468–475.
Skiba S., 1977, Studia nad glebami wytworzonymi w różnych piętrach klimatyczno–roślinnych krystalicznej części Tatr Polskich, Roczniki Gleboznawcze 28 (1): 205–241.
Skiba S., 1983, Tendencje do piętrowości rędzin tatrzańskich na przykładzie gleb stoków
Kominiarskiego Wierchu, Roczniki Gleboznawcze 34 (4): 101–112.
Skiba S., 1985, Rola klimatu i roślinności w genezie gleb na przykładzie gleb górskich z Tatr
Polskich i gór Mongolii, Zeszyty Naukowe Akademii Rolniczej im. H. Kołłątaja w Krakowie, Rozprawa Habilitacyjna 99, ss. 72.
Skiba S., 1996, Pokrywa glebowa Tatr (Stan i główne kierunki badań gleboznawczych), [w:]
A. Kotarba (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek, t. 1, Nauki
o Ziemi, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek: stan i perspektywy badań tatrzańskich, Zakopane, 6–9 października
1995, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Tatrzański
Park Narodowy, Komitet Badań Naukowych, Zakopane–Kraków, 171–173.
Skiba S., 2002, Mapa gleb Tatrzańskiego Parku Narodowego, [w:] W. Borowiec, A. Kotarba,
A. Kownacki, Z. Krzan, Z. Mirek (red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr,
Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi Oddział Kraków, Kraków–Zakopane, 21–26.
Skjelkvale B.L., Stoddard J., Jeffries D., Tørseth K., Høgasen T., Bosman J., Mannio J., Monteith D., Mosello R., Rogora M., Rzychoń D., Vesely J., Wieting J., Wilander A., Worsztynowicz A., 2005, Regional scale evidence for improvements in surface water chemistry
1990–2001, Environmental Pollution 137: 165–176.
Skupiński A., 1975, Petrogeneza i struktura trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich między
Ornakiem a Rohaczami, Studia Geologica Polonica 49, ss. 105.
Słownik hydrogeologiczny, 2002, Dowigiałło J., Kleczkowski A.S., Macioszczyk T., Różkowski A. (red.), Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa, ss. 461.
Smirnov S.I., 1963, O vierojatnostno-statiticeskih zakonomernostjah raspredelenija himicieskih elementov v prirodnyh vodah, Geohimia 4: 417–424.
Snoeyink V.L., Jenkins D., 1980, Water chemistry, John Wiley& Sons, New York, ss. 463.
Solarz A., 2011, Czynniki warunkujące zróżnicowanie chemizmu wód zakopiańskich potoków
na przykładzie Cichej Wody i Olczyskiego Potoku, niepublikowana praca magisterska,
arch. INoŚ Wydz. BiNoZ UJ, Kraków.
Solicki, T., Koisar B., 1973, Zagadka wywierzyska Chochołowskiego, Taternik 49 (1): 30–31.
Stachnik Ł., Plenzler J., Żelazny M., 2010, Zakłady przemysłowe wschodniej części aglomeracji krakowskiej jako źródło zanieczyszczenia pokrywy śnieżnej, Przegląd Geograficzny
82 (3): 389–408.
Stanisz A., 1998, Przystępny kurs statystyki w oparciu o program STATISTICA PL na przykładach z medycyny, StatSoft Polska, Kraków, ss. 362.
269
Literatura
Stanisz A., 2000, Przystępny kurs statystyki z wykorzystaniem programu STATISTICA PL
na przykładach z medycyny, t. 2, StatSoft Polska, Kraków, ss. 407.
Stanisz A., 2007, Przystępny kurs statystyki z zastosowaniem programu STATISTICA PL
na przykładach z medycyny, t. 3, StatSoft Polska, Kraków, ss. 498.
Stangenberg M., 1938, Zur Hydrochemie der Tatraseen, Verhandlungen des Internationalen Verein Limnologie 8 (2): 211–220.
Starzecka A., 1977, Biocenoza potoku wysokogórskiego pozostającego pod wpływem turystyki, 2. Bakterie jako wskaźnik zanieczyszczenia wody, Acta Hydrobiologica 19 (3):
257–270.
Stuchlík E., Kopáček J., Fott J., Hořická Z., 2006, Chemical composition of the Tatra Mountain lakes: Response to acidification, Biológia (Bratislava) 61, Supplement 18: 11–20.
Stuchlík E., Stuchlíková Z., Fott J., Růžička L., Vrba J., 1985, Vliv kyselých srážek na vody
na území Tatranského národního parku, Zborník Prác o Tatranskom Národnom Parku,
26: 173–211.
Sullivan A.B., Drever J.I., 2001, Spatiotemporal variability in stream chemistry in a high-elevation catchment affected by mine drainage, Journal of Hydrology 252: 240–253.
Swank W.T., Swift Jr. L.W., Douglass, J.E., 1988, Streamflow changes associated with forest
cutting, species conversions, and natural disturbances, [w:] W.T. Swank, D.A. Crossley Jr.,
(red.), Forest Hydrology and Ecology at Coweeta, Ecological Studies 66: 297–312.
Szaflarski J., 1932, Z badań nad termiką jezior tatrzańskich, Przegląd Geograficzny 12: 181–194.
Szaflarski J., 1936a, Morfometrja jezior tatrzańskich, cz. 1, Jeziora Tatr Polskich, Prace Instytutu Geograficznego Uniwersytetu Jagiellońskiego 17, ss. 36.
Szaflarski J., 1936b, Z badań nad termiką przeźroczystością i barwą wód jezior płd. – zachodniej części Tatr Wysokich, Bulletin International de l’Académie Polonaise des Sciences
et des Lettres, Série A, 7A: 421–432.
Szaflarski J., 1936c, Termika i zlodzenie Zmarzłych Stawów w Tatrach Wysokich, Bulletin
International de l’Académie Polonaise des Sciences et des Lettres, Série A 8/9A: 510–521.
Szaflarski J., 1948, Z zagadnień zimowej termiki jezior tatrzańskich, Przegląd Geograficzny
20, 281–289.
Szarek-Łukaszewska G., 1997, Dopływ biogenów i zanieczyszczeń do ekosystemu leśnego na
Pogórzu Wielickim, praca doktorska, maszynopis, arch. Zakł. Eko. Inst. Bot. PAN, Kraków.
Szarek-Łukaszewska G., 2003, Sulphur input to the Niepołomice Forest: Changes during
30 years (Southern Poland), Polish Journal of Environmental Studies 12 (2): 239–244.
Szostakiewicz-Hołownia M., 2009, Agresywność wód powierzchniowych i podziemnych
zlewni Białego Potoku (Tatry Zachodnie), Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego 436: 515–522.
Szostakiewicz-Hołownia M., Małecki J.J, Matyjasik M., 2010, Evaluation of the accuracy
of determination of the chemical denudation based on numerical geochemical modeling,
Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego 441: 175–182.
Szostakiewicz M., Małecki J.J., 2006, Zastosowanie modelowania geochemicznego do ilościowej oceny denudacji chemicznej, Przegląd Geologiczny 54 (11): 1007–1010.
270
Literatura
Ściborowski W., 1877, Kilka słów o Zakopaném, zwłaszcza pod względem klimatycznym
i leczniczym, odbitka z Przeglądu Lekarskiego 18, ss. 18.
Śmieja A., Śmieja-Król B., 2007, Springs with active calcium carbonate precipitation in the
Polish part of the Tatra Mountains, [w:] A. Tyc, K. Stefaniak (red.), Karst and Cryokarst,
Studies of the Faculty of Earth Sciences – University of Silesia 45: 219–226.
Świerz L., 1881, Materiały do znajomości ciepłoty stawów tatrzańskich zebrane w latach
1877, 1878, 1879 i 1880, Pamiętnik Towarzystwa Tatrzańskiego 7: 95–96.
Tobolewski Z., 1996, Porosty, [w:] Z. Mirek, Z. Głowaciński, K. Klimek, H. Piękoś-Mirkowa (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry i Podtatrze 3, Tatrzański
Park Narodowy, Kraków–Zakopane, 363–378.
Tranter M., Brimblecombe P., Davies T.D., Vincent C.E., Abrahams P.W., Blackwood I.,
1986, The chemical evolution of a small, remote, high-altitude snowpack in the Cairngorms, Atmospheric Environment 20 (3): 517–525.
Turzański K.P., 1991, Zanieczyszczenie wód opadowych południowej Polski: kwaśne deszcze
i ich monitoring, Zeszyty Naukowe Akademii Górniczo-Hutniczej im. Stanisława Staszica 1433, Sozologia i Sozotechnika 34, ss. 106.
Vitousek P.M., Melillo J.M, 1979, Nitrate losses from disturbed forests: patterns and mechanisms, Forest Science 25 (4): 605–619.
Vitousek P.M., Reiners W.A., 1975, Ecosystem succession and nutrient retension: a hypothesis, BioScience 25 (6): 376–381.
Walesiak M., Gatnar E., 2009, Statystyczna analiza danych z wykorzystaniem programu R,
Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, ss. 468.
Wanat M., 2007, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych
i podziemnych krystalicznej części Tatr Zachodnich na przykładzie Doliny Jarząbczej
(Dolina Chochołowska), niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ,
Kraków.
Wańczyk B., 2009, Naturalne uwarunkowania chemizmu wód podziemnych i powierzchniowych Doliny Chochołowskiej (Tatry Zachodnie) na przykładzie Doliny Litworowej,
Doliny Huciańskiej i Krowiego Żlebu, niepublikowana praca magisterska, arch. IGiGP
Wydz. BiNoZ UJ, Kraków.
Wathne B., Mill W., Kot M., Rzychoń D., Henriksen A., Torseth K., 1993, Critical loads
of acidity to lakes in the Polish Tatra Mountains. A study of the yearly variations in the
precipitation and water chemistry, NIVA Acid Rain Research Report 33, ss. 37.
Weiner J., 1999, Życie i ewolucja biosfery: podręcznik ekologii ogólnej, Wydawnictwo
Naukowe PWN, Warszawa, ss. 591.
Węglarczyk S., 1998, Wybrane problemy hydrologii stochastycznej, Monografia Politechniki
Krakowskiej im. Tadeusza Kościuszkii 235, Inżynieria Sanitarna i Wodna, ss. 214.
Węglarczyk S., 2010, Statystyka w inżynierii środowiska: podręcznik dla studentów szkół
wyższych, Wydawnictwo Politechniki Krakowskiej, Kraków, ss. 375.
Węglarczyk S., Kulig M., 2001, O wyższości nieparametrycznego estymatora funkcji gęstości
nad histogramem, Wiadomości Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej 24 (2): 59–69.
271
Literatura
White A.F., Blum A.E., 1995a, Climatic effects on chemical weathering in watersheds – application of mass balance approaches in Trudgill, in: Solute Modelling in Catchment Systems,
John Wiley and Sons, London, 102–131.
White A.F., Blum A.E., 1995b, Effects of climate on chemical weathering in watersheds, Geochimica et Cosmochimica Acta 59 (9): 1729–1747.
Wilkosz T., 2010, Naturalne czynniki wpływające na chemizm tatrzańskich wód powierzchniowych na przykładzie krystalicznej części Doliny Kościeliskiej, niepublikowana praca
licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Williams M.W., Tonnessen K.A., Melack J.M., Daqing Y., 1992, Sources and spatial variation
of chemical composition of snow in the Tien Shan, China, Annals of Glaciology 16: 25–32.
Wit-Jóźwik K., 1970, Mapa Hydrograficzna Tatr Wysokich, skala 1:50 000, Instytut Geografii PAN, Kraków.
Wit-Jóźwik K., 1974, Hydrografia Tatr Wysokich: objaśnienia do mapy hydrograficznej
„Tatry Wysokie” 1:50 000, Dokumentacja Geograficzna 5, ss. 118.
Wit-Jóźwik K., Ziemońska Z., 1985, Hydrografia, skala 1:50000, [w:] K. Trafas (red.), Atlas
Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo
Przyjaciół Nauk o Ziemi. Oddział w Krakowie, Zakopane–Kraków.
Wit-Jóźwikowa K., Ziemońska Z., 1962, Hydrografia Tatr Polskich, [w:] W. Szafer (red.)
Tatrzański Park Narodowy, Wydawnictwa Popularnonaukowe 21: 125–138.
Wit K., Ziemońska Z., 1960a, Hydrografia Tatr Zachodnich: objaśnienia do mapy hydrograficznej „Tatry Zachodnie” 1:50 000, Polska Akademia Nauk. Instytut Geografii. Zakład
Geomorfologii i Hydrografii Gór i Wyżyn, Kraków, ss. 99.
Wit K., Ziemońska Z., 1960b, Objaśnienia do mapy hydrograficznej Polski 1:50 000, arkusz
Zakopane, Dokumentacja Geograficzna 5, ss. 105.
Wit K., Ziemońska Z., 1960c, Mapa hydrograficzna Tatr Zachodnich 1:50000, Instytut Geografii PAN.
Witczak S., Adamczyk A., 1995, Katalog wybranych fizycznych i chemicznych wskaźników
zanieczyszczeń wód podziemnych i metod ich oznaczania, t. 2, cz. 3–5, Oficyna Wydawnicza „OIKOS” ,Warszawa, Biblioteka Monitoringu Środowiska, ss. 579.
Wnęk K., 2007, Naturalne uwarunkowania cech fizykochemicznych wód powierzchniowych
i podziemnych krystalicznej części Tatr Zachodnich, na przykładzie Doliny Wyżniej Chochołowskiej, niepublikowana praca licencjacka, arch. Wydz. Chemii UJ, Kraków.
Wojtan K., 1989, Kwaśne deszcze nad Tatrami a zakwaszenie jezior, [w:] S. Wróbel (red.),
Zanieczyszczenie atmosfery a degradacja wód, Materiały Sympozjum, Kraków, 14–15 XI
1989, Zakład Ochrony Przyrody i Zasobów Naturalnych, Kraków, 69–75.
Wojtan K., Galas J., 1994, Acidification of small mountain lakes in the High Tatra Mountains, Poland, Hydrobiologia 274 (1–3): 179–182.
Wolanin A., Żelazny M., 2010a, Zmiany fizycznych i chemicznych parametrów wody
Potoku Chochołowskiego wzdłuż jego biegu, [w:] Z. Ziętkowiak (red.), Zanieczyszczenie
i ochrona wód powierzchniowych, Studia i Prace z Geografii i Geologii 13: 131–138.
272
Literatura
Wolanin A., Żelazny M., 2010b, Sezonowe zmiany chemizmu wód źródeł tatrzańskich
w zlewniach Potoku Chochołowskiego i Potoku Kościeliskiego w 2009 roku, [w:] T. Ciupa,
R. Suligowski (red.), Woda w badaniach geograficznych, Uniwersytet HumanistycznoPrzyrodniczy Jana Kochanowskiego, Instytut Geografii, Kielce, 347–355.
Wolanin A., Żelazny M., 2010c, Sezonowe zmiany chemizmu wywierzysk tatrzańskich na
przykładzie wywierzysk: Chochołowskiego i Lodowego, [w:] A. Kotarba (red.), Nauka
a zarządzanie obszarem Tatr i ich otoczeniem, t. 1, Nauki o Ziemi, Materiały IV Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek, Zakopane, 14–16 października 2010, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 151–156.
Wójcik S., 2010, Sezonowe zmiany chemizmu wód źródlanych lewobrzeżnej części zlewni
Potoku Olczyskiego, niepublikowana praca magisterska, IGiGP Wydz. BiNoZ UJ, Kraków.
Wójcik S., 2012, Zróżnicowanie i sezonowa zmienność chemizmu wybranych źródeł zlewni
potoku Olczyskiego w Tatrach, Prace Geograficzne Instytutu Geografii i Gospodarki
Przestrzennej UJ 128: 61–75.
Wrzosek A., 1933, Z badań nad zjawiskami krasowymi Tatr Polskich, Wiadomości Służby
Geograficznej 7: 235–270.
Zawiejska J., 2002, Badania procesów stokowych w Kotle Jarząbczym w Tatrach Zachodnich,
[w:] W. Borowiec, A. Kotarba, A. Kownacki, Z. Krzan, Z. Mirek (red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół
Nauk o Ziemi. Oddział Kraków, Kraków–Zakopane, 61–65.
Zejszner L., 1844, O temperaturze źródeł tatrowych i pasm przyległych, Biblioteka Warszawska 2: 257–281.
Zieleniewski M., 1883, Rys balneologii powszechnej, Druk. Gazety Lekarskiej, Warszawa, ss. 379.
Zieleniewski M., 1891, Słownik Bibliograficzno-Balneologiczny Zakładów Polskich, zdrojów
kąpielowych, wodoleczniczych, klimatycznych, żętycznych, kumysowych i kefirowych,
nakładem autora, Kraków, ss. 170.
Ziemońska Z., 1966, Obieg wody w obszarze górskim na przykładzie górnej części dorzecza
Czarnego Dunajca, Prace Geograficzne IG PAN 55, ss. 111.
Ziemońska Z., 1971, Przewodnik wycieczki hydrograficznej w obszar krasowy Tatr Zachodnich, PAN, Kraków, ss. 14.
Ziemońska Z., 1973, Stosunki wodne w polskich Karpatach Zachodnich, Prace Geograficzne
IG PAN 103, ss. 127.
Ziemońska Z., 1974, O hydrografii polskich Tatr, Czasopismo Geograficzne 45 (1): 63–74.
Zuber A., Małecki J., Duliński M., 2008, Groundwater ages and altitudes of recharge areas in the
Polish Tatra Mts. as determined from 3H, 18O and 2H data, Geological Quarterly 52 (1): 71–80.
Żelazny M., 2000, Zmienność chemizmu opadów atmosferycznych na progu Pogórza Karpackiego, praca doktorska, archiwum IGiGP UJ, ss. 82.
Żelazny M. (red.), Chełmicki W., Jaszczyńska B., Michno A., Pietrzak M., Raczak J.,
Święchowicz J., Żelazny M., 2005, Dynamika związków biogennych w wodach opadowych, powierzchniowych i podziemnych w zlewniach o różnym użytkowaniu na Pogórzu Wiśnickim, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, ss. 216.
273
Literatura
Żelazny M., Astel A., Wolanin A., Małek S., 2011, Spatiotemporal dynamics of spring and
stream water chemistry in a high-mountain area, Environmental Pollution 159 (5):
1048–1057.
Żelazny M., Jelonkiewicz Ł., Olech A., 2012, Displacements of carbonate equilibria in Polish
Tatra Mountain waters in the last fifty years, [w:] Joint International Conference “Biological Reactions of Forests to Climate Change and Air Pollution”: abstracts and programme,
IUFRO Research Group 7.01.00, COST Action FP 0903, ENVeurope Project, ICP Intergrated Monitoring Programme North American Air Pollution Workshop, European LongTerm Ecosystem Research Network, 18–27 May, 2012, Kaunas, Lithuania, Aleksandras
Stulginskis University, 128.
Żelazny M., Kasina M., 2009, Skład chemiczny świeżej pokrywy śnieżnej w Tatrzańskim
Parku Narodowym, [w:] R. Bogdanowicz, J. Fac-Beneda (red.), Zasoby i ochrona wód:
obieg wody i materii w zlewniach rzecznych, Fundacja Rozwoju Uniwersytetu Gdańskiego, Gdańsk, 476–480.
Żelazny M., Kot M., Rzonca B., Siwek J., 2007, Skład chemiczny wód w wybranych małych
zlewniach w Dolinie Chochołowskiej w Tatrach, Współczesne Problemy Hydrogeologii
13: 919–928.
Żelazny M., Kasina M., Kot M., Siwek J.P., Siwek J., 2008, Chemical composition of stream
water in the winter low flow period in small catchments of the Tatra Mts., [w:] W. Chełmicki, J. Siwek (red.), Hydrological extremes in small basins: XII Biennal International
Conference, 18-20 September 2008, Cracow, Poland : book of abstracts, Jagiellonian University, Institute of Geography and Spatial Management, Cracow, 397–400.
Żelazny M., Wolanin A., Płaczkowska E., 2009, Przestrzenne zróżnicowanie i sezonowe
zmiany cech fizyczno-chemicznych wód potoków Kościeliskiego i Chochołowskiego
w Tatrach Zachodnich,[w:] R. Bogdanowicz, J. Fac-Beneda (red.), Zasoby i ochrona wód:
obieg wody i materii w zlewniach rzecznych, Fundacja Rozwoju Uniwersytetu Gdańskiego, Gdańsk, 461–467.
Żmudzka E., 2010, Współczesne zmiany wielkości i charakteru opadów w Tatrach, [w:]
A. Kotarba (red.), Nauka a zarządzanie obszarem Tatr i ich otoczeniem, t. 1, Nauki
o Ziemi, Materiały IV Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek,
Zakopane, 14–16 października 2010, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 157–164.
Źródła internetowe
www.ogimet.com/index.phtml.en (6.04.2011)
274
Spatiotemporal variability of physical and
chemical characteristics of waters
of the Tatra National Park
Summary
The manuscript presents spatiotemporal variability of physical and chemical
characteristics of the main Tatra stream waters, their sub-catchments and shallow groundwater represented by springs in the Tatra National Park. The interpretation of the results was conducted with regard to the seasonal variability of
physical and chemical characteristics of 23 streams and 5 springs representing
shallow circulation waters and with regard to the spatial variability of physical
and chemical characteristics of 1,018 springs. In the course of systematic measurements of water properties, conducted monthly from June 2007 until December 2009 and biweekly for one year, a total of 1,200 water samples were collected
in 28 measurement series. The analyses of physical and chemical characteristics
of water included the measurement of temperature, pH and electrical conductivity (E C 25oC). The chemical composition of water was determined using ion chro–
–
–
–
–
–
matography DIONEX 2000 (14 ions - anions: H C O 3, S O 24 , Cl , N O 3, N O 2, P O 43 ,
–
–
+
+
+
+
+
+
F , Br ; cations: Ca 2 , Mg 2 , Na , K , N H 4, Li ). Study catchments were selected
with consideration of the complex hydrological and hydrochemical conditions as
well as the geologically complicated tectonic structure of the Polish Tatras in the
Tatra National Park (T N P). Only the catchment of Białka consists of waters of
both Polish and Slovak parts of the national park (T A N A P in Slovak). The interpretation of the variability of physical and chemical properties was performed
based on double mapping of 1,018 springs during the so-called summer-autumn
low water period.
The analysis showed that the water level and the annual biological activity of
the catchment are the key elements in elucidation of the seasonal variability of
Spatiotemporal variability of physical and chemical characteristics of waters of the Tatra National Park
physical and chemical characteristics of Tatra stream waters. Factor analysis (F A),
was used, with four factors explaining 84.2% of the seasonal variability of physical
and chemical characteristics of stream water. The primary, hydrologically-geological factor [F1], explains up to 60.3% of the variability and is related to the
dilution process of stream water by precipitation or snowmelt water infiltrating
the residual-soil cover. This factor may be described by the sentence “the higher
the water level, the lower the values of the majority of physical and chemical characteristics”. A strong negative correlation between water levels and conductivity
–
is usually related to the presence of Ca 2+ and H C O 3 ions, while in streams drain–
ing the crystalline core – also to the presence of S O 24 and Na +. Magnesium is
also often strongly correlated with this factor, but these dependencies are very
individualized, ranging from a strong relationship in smaller dolomite-limestone
catchments to a weaker relationship in catchments with complicated hydrogeological conditions. Also in the metamorphic part of the Tatras, in catchments
drained by the Starorobociański and Jarząbczy streams, the relationship between
–
H C O 3 and Mg 2+ and the water level is weak. The second, thermal-seasonal factor
[F2] explains up to 30.3% of variability and may be described by the expression
– “ the higher the water temperature, the lower the ion concentration, mainly N O 3”.
Complicated hydrogeological conditions, resulting from the inflow of deeper circulation, karst waters disturb these relationships. In that case, water level and temperature are more closely correlated, which is evident in the streams, such as Olczyski,
Bystra and Kościeliski. The above facts lead to the conclusion that, regardless of
natural conditions, the physical and chemical properties of stream waters are determined more by the dilution process than by the biological activity of the catchment.
Tatra streams draining geologically variable catchments, are characterized by
strong individualized hydrochemical separation, exemplified by the relationship
between ion concentration and structure in Ca–Na, Ca–Mg and to a lesser extent
in Ca–SO4 and Mg–SO4, and HCO3–SO4 types. Based on that observation, it was
shown that at least three hydrogeochemical environments may be found in the Tatras:
– granitoid, in the High Tatras (drained by Rybi Potok and Roztoka streams);
–metamorphic (gneiss, crystalline shale) in the Western Tatras (drained by
Wyżni Chochołowski, Jarząbczy, Pyszniański and Dolinczański streams);
–dolomite-limestone (drained by the rest of the streams); which are characterized by significant spatial variability of physical and chemical characteristics.
The analysis of water chemical composition (% mval · L 1) shows that regardless of the season, the hydration of the massif, geological and tectonic structure,
–
and hydrogeological conditions, H C O 3 and Ca 2+, which are common in shallow
waters of the temperate climate zone, occur always in waters of various hydrochemical types (over 20% mval · L 1). The effect of geologically-tectonic and litho–
logical conditions is reflected in the occurrence of Mg2+ and S O 24 in the chemi276
Summary
cal composition of stream waters. In general, the Tatra stream waters belong to
four hydrochemical types: HCO3 – Ca; HCO3 – Ca–Mg; HCO3 – SO4 – Ca – Mg and
HCO3 – SO4 – Ca. In the Western Tatras three-ion waters (HCO3 – Ca – Mg) and
four-ion waters (HCO3 – SO4 – Ca – Mg) are found, while in the High Tatras there
are two-ion waters (HCO3 – Ca) and also three-ion waters, but the third ion in the
type is sulfate (HCO3 – SO4 – Ca). In the sedimentary subalpine summit region the
HCO3 – Ca – Mg type of stream waters is predominant, while the HCO3 – Ca type
is less common. The seasonal variability of physical and chemical characteristics
expressed by the hydrochemical water types indicates higher spatiotemporal variability of stream waters draining the crystalline core of the Tatra Mountains versus those draining catchments in the sedimentary part (subalpine-summit).
Based on the seasonal variability of physical and chemical characteristics of
stream waters, “high-mountain” and “mid-mountain” hydrochemical regimes
were identified using the Ward’s cluster analysis. In spatial terms, the “highmountain” regime covers catchments characterized by both very complex water
circulation in main valleys and simpler water circulation in streams draining
catchments of the crystalline core of the High and Western Tatras (e.g. Roztoka,
Rybi, Pyszniański streams) excluding the Olczyski Stream. The “mid-mountain”
regime is related to streams draining catchments built of subalpine and subalpinesummit series, excluding the Tomanowy Stream. Research has shown that the
–
–
occurrence of the lowest concentrations of most ions (Ca 2+, H C O 3, Mg 2+, S O 24 )
at maximum water levels during the spring snowmelt is a common feature of the
course of the two hydrochemical regimes, the only difference being that in the
“mid-mountain” regime they occur earlier (April) than in the “high-mountain”
regime (May). At that time – particularly at the beginning of the snowmelt season –
we can most likely observe the release of ions from the snow cover during the so–
–
–
called process of fractionation and elution in the order of H +, S O 24 N O 3 and Cl .
The main difference between the hydrochemical regimes concern different times
of the occurrence of high ion concentrations. In stream waters belonging to the
“high-mountain” regime they occur in winter while in “mid-mountain” – in late
–
summer (H C O 3 – August, Mg 2+, Na +, conductivity, K + – September). The high
ion concentrations in the summer in the “mid-mountain” regime were usually
accompanied by low water levels.
–
Changes in the N O 3 concentration at high water levels is particularly interesting, because during snowmelt the concentration is not only high, but reaches
the highest value in the “mid-mountain” regime. This is the effect of nitrogen
–
leaching from the catchment in the form of N O 3, which is most likely related to
+
the process of N H 4 nitrification (originating in snowmelt waters). In the vegeta–
tion period, a significant decrease in N O 3 concentration occurs simultaneously in
all the catchments and is related to increased uptake of this ion by plants.
277
Spatiotemporal variability of physical and chemical characteristics of waters of the Tatra National Park
The spatial variability of physical and chemical characteristics of springs confirms known patterns involving lower pH, conductivity, mineralization, total
hardness and ion concentration in the crystalline core (except Na) versus those in
the sedimentary part of the Tatras.
The method of research of the spatial variability of physical and chemical characteristics of spring waters using the empirical density function proved to be an
effective tool in the identification of different hydrogeochemical environments in
a one-dimensional space. Lithological conditions are a key factor in determining
physical and chemical characteristics of water, which is exemplified by multimodality, obtained for most of the ions, clearly evident in the case of concentration of
–
–
Na +, logMg 2+, logS O 24 and logCl .
The analysis of chemical composition of waters in Tatra springs revealed that
–
regardless of ion concentration, H C O 3 always occurs in various hydrochemical types (over 20% · mval · L 1) and Ca 2+ is also present. The main difference
between stream waters and spring waters concerns the number of hydrochemical types. Spring waters belong to 15 hydrochemical types, where four-ion water
(HCO3 – SO4 – Ca – Na) is the additional, compared to stream waters, and most
frequently occurring type (over 1%). Spring waters, draining hillsides of varying
lithology, are hydrochemically more diverse in the crystalline core than in the
–
sedimentary part of the Tatras. In the crystalline core, S O 24 is the most frequently
–
+
occurring ion in the hydrochemical typology and Mg 2 , Na + and N O 3 occur fre–
+
quently, while in the sedimentary part, Mg 2 is much more prevalent than S O 24 .
The range of hydrochemical types of spring waters is characterized by a mosaic
spatial arrangement more closely linked to lithological conditions than to geologically-tectonic divisions. The crystalline core is characterized by more hydrochemical types of spring waters than the sedimentary part of the Tatras.
Principal component analysis (P C A) of spatial variability of physical and chemical characteristics of spring waters in Tatra National Park indicates the existence of
two groups of springs draining separate hydrogeochemical environments due to the
geological structure, i.e. hydrogeochemical environment of the sedimentary-type
and of the crystalline-type Tatras. Springs draining different lithological deposits
within sedimentary-type Tatras may be grouped in three subtypes: dolomite-limestone, dolomite-limestone-sulfate and limestone. On the other hand, the analysis of
springs in the crystalline-type Tatras allows to distinguish two subtypes (granitoid
or metamorphic). The complex chemical composition of spring waters in this part
of the Tatras is exemplified by high incidence of sulfates, sodium and nitrites in the
structure of chemical composition of spring waters.
The presented results may be considered representative for alpine areas in temperate climate zones characterized by well-established elevation zones as well as
complex geology and hydrogeology.
278
Spis tabel
Tabela 2.1. Parametry morfometryczne zlewni . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
Tabela 3.1. Punkty poboru próbek wody z potoków w cyklu sezonowym . . . . . . . 59
Tabela 3.2. Parametry stosowanych mierników . . . . . . . . . . . . . . . . . . 60
Tabela 3.3. Punkty poboru próbek wód źródlanych w cyklu sezonowym . . . . . . . 60
Tabela 3.4. Podział źródeł ze względu na uwarunkowania litologiczne
zinterpretowane na podstawie Mapy geologicznej Tatr Polskich w skali 1 : 30 000
(Bac-Moszaszwili i in. 1979) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70
Tabela 3.5. Parametry systemu chromatograficznego. . . . . . . . . . . . . . . . 75
Tabela 3.6. Przybliżone stężenia jonów we wzorcach. . . . . . . . . . . . . . . 76
Tabela 3.7. Limity detekcji [LD] jonów. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77
Tabela 3.8. Średnie wartości odzysku jonów. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77
Tabela 3.9. Dopuszczalny błąd względny analizy x w zależności
od sumy jonów w wodzie (PN–C–04638/02) . . . . . . . . . . . . . . . . . 78
Tabela 3.10. Podział wód ze względu na odczyn (Pazdro 1964). . . . . . . . . . . 78
Tabela 3.11. Podział wód ze względu na klasy twardości ogólnej wody
(Pazdro, Kozerski 1990) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 78
Tabela 3.12. Podział wód ze względu na mineralizację (Pazdro, Kozerski 1990). . . . 78
Tabela 4.1. Parametry cech fizykochemicznych wód. . . . . . . . . . . . . . . 97
Tabela 4.2. Struktura składu chemicznego wód . . . . . . . . . . . . . . . . . 99
Tabela 4.3. Czynniki i ładunki czynnikowe cech fizykochemicznych
wód zgodne z kryterium Kaisera . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 135
Tabela 5.1. Parametry cech fizykochemicznych wód źródlanych. . . . . . . . . . 165
Tabela 5.2. Parametry cech fizykochemicznych wód źródlanych w zlewniach. . . . 167
Tabela 5.3. Struktura cech fizykochemicznych wód źródlanych w zlewniach . . . . 169
Spis tabel
Tabela 5.4. Wartości median wód źródlanych ze względu
na drenowany utwór litologiczny:
A. cechy fizykochemiczne; B. struktura składu chemicznego . . . . . . . . . .
+
Tabela 5.5. Wartość mediany wskaźnika rCa 2+/rMg 2 w źródłach
ze względu na uwarunkowania litologiczne i geologiczno-tektoniczne. . . . . .
Tabela 5.6. Liczba jonów charakteryzująca typ hydrochemiczny źródła. . . . . . .
Tabela. 5.7. Częstość występowania typów hydrochemicznych źródeł. . . . . . . .
Tabela 5.8. Typy hydrochemiczne źródeł w odniesieniu do liczby jonów
w poszczególnych częściach Tatr . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Tabela 5.9. Parametry statystyczne cech fizykochemicznych
wybranych typów hydrochemicznych źródeł . . . . . . . . . . . . . . . . .
Tabela 5.10. Częstość występowania typów hydrochemicznych
źródeł w zlewniach . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Tabela 5.11. Częstość występowania typów hydrochemicznych
źródeł ze względu na uwarunkowania litologiczne. . . . . . . . . . . . . . 280
200
203
209
209
210
213
218
220
Spis rycin
Rycina 1.1. Obszary alimentacji wywierzysk (uproszczone za:
Głazek, Grodzicki 1996; Łajczak 1996; Barczyk 2008) . . . . . . . . . . . . . . 15
Rycina 2.1. Pokrycie terenu zlewni Chochołowskiego Potoku. . . . . . . . . . . . 33
Rycina 2.2. Pokrycie terenu zlewni Wyżniego Chochołowskiego Potoku . . . . . . . 34
Rycina 2.3. Pokrycie terenu zlewni Jarząbczego Potoku. . . . . . . . . . . . . . . 35
Rycina 2.4. Pokrycie terenu zlewni Starorobociańskiego Potoku. . . . . . . . . . . 35
Rycina 2.5. Pokrycie terenu zlewni Wielkich Korycisk . . . . . . . . . . . . . . . 36
Rycina 2.6. Pokrycie terenu zlewni Lejowego Potoku. . . . . . . . . . . . . . . . 37
Rycina 2.7. Pokrycie terenu zlewni Kościeliskiego Potoku. . . . . . . . . . . . . . 38
Rycina 2.8. Pokrycie terenu zlewni Pyszniańskiego Potoku. . . . . . . . . . . . . 39
Rycina 2.9. Pokrycie terenu zlewni Dolinczańskiego Potoku . . . . . . . . . . . . 40
Rycina 2.10. Pokrycie terenu zlewni Tomanowego Potoku . . . . . . . . . . . . . 40
Rycina 2.11. Pokrycie terenu zlewni Miętusiego Potoku. . . . . . . . . . . . . . . 41
Rycina 2.12. Pokrycie terenu zlewni Małołąckiego Potoku. . . . . . . . . . . . . 42
Rycina 2.13. Pokrycie terenu zlewni Strążyskiego Potoku. . . . . . . . . . . . . . 43
Rycina 2.14. Pokrycie terenu zlewni Białego Potoku . . . . . . . . . . . . . . . . 44
Rycina 2.15. Pokrycie terenu zlewni Bystrej . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
Rycina 2.16. Pokrycie terenu zlewni Olczyskiego Potoku . . . . . . . . . . . . . . 47
Rycina 2.17. Pokrycie terenu zlewni Suchej Wody. . . . . . . . . . . . . . . . . 49
Rycina 2.18. Pokrycie terenu zlewni Przyporniaka . . . . . . . . . . . . . . . . 50
Rycina 2.19. Pokrycie terenu zlewni Łężnego Potoku. . . . . . . . . . . . . . . . 51
Rycina 2.20. Pokrycie terenu zlewni Filipczańskiego Potoku . . . . . . . . . . . . 52
Rycina 2.21. Pokrycie terenu zlewni Białki (T P N). . . . . . . . . . . . . . . . . 54
Rycina 2.22. Pokrycie terenu zlewni Rybiego Potoku. . . . . . . . . . . . . . . . 55
Rycina 2.23. Pokrycie terenu zlewni Roztoki . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56
Spis rycin
Rycina 2.24. Pokrycie terenu zlewni Waksmundzkiego Potoku . . . . . . . . . .
Rycina 3.1. Punkty poboru wody w badaniu sezonowej zmienności
składu chemicznego wód na tle budowy geologiczno-tektonicznej. . . . . . . .
Rycina 3.2. Charakterystyki wybranych elementów hydrologicznych
i meteorologicznych: A. dobowy przepływ Kościeliskiego Potoku;
B. dobowa suma opadów na Kasprowym Wierchu; C. roczna suma opadów;
D. warunki termiczne Zakopanego i Kasprowego Wierchu;
E. średnie miesięczne sumy opadów;
F. średnie przepływy Kościeliskiego Potoku. . . . . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 3.3. Podział T P N na obszary uwzględnione w kartowaniu
hydrochemicznym wód (A.); koordynatorzy i współkoordynatorzy badań (B) . .
Rycina 3.4. Lokalizacja skartowanych źródeł i cieków . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 3.5. Lokalizacja źródeł ze względu na uwarunkowania litologiczne
(zgodnie z tab. 3.4) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 3.6. Przykładowe chromatogramy : A. anionowy; B. kationowy,
nr próbki wody Rybi 435, odczyn 5,33 pH i przewodność 7,73 µS · cm 1
(w nawiasach podano stężenie jonów w mg · L 1), obliczony błąd względny
+
analizy x po uwzględnieniu kationów H wynosi -3,8%. . . . . . . . . . . . .
+
Rycina 3.7. Empiryczna funkcja gęstości logarytmu stężenia Mg 2
+
w wodach źródeł (z zaznaczonymi wartościami logMg 2 na osi x). . . . . . . .
+
Rycina 3.8. Empiryczne funkcje gęstości logarytmu stężenia Mg 2 w części
osadowej (Cz O) i trzonie krystalicznym (T K) na tle wszystkich źródeł . . . . .
+
Rycina 3.9. Empiryczne funkcje gęstości logarytmu stężenia Mg 2
w części osadowej podzielonej na trzy grupy źródeł (S W, S R, P P)
na tle wszystkich źródeł . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
+
Rycina 3.10. Empiryczne funkcje gęstości logarytmu stężenia logMg 2
w wodach źródeł ze względu na uwarunkowania litologiczne. . . . . . . . . .
+
Rycina 3.11. Empiryczne funkcje gęstości logarytmu stężenia Mg 2
na tle wszystkich źródeł – wykres zbiorczy. . . . . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 3.12. Analiza wybranych relacji dwuwymiarowych
–
+
+
stężenia Ca 2+, Mg 2 , Na oraz S O 24 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 4.1. Zróżnicowanie przestrzenne struktury składu chemicznego wód . . . .
Rycina 4.2. A. Udział kationów w strukturze składu chemicznego wód;
B. udział anionów w strukturze składu chemicznego wód . . . . . . . . . . .
Rycina 4.3. Średni udział jonów (% mval · L 1) od największego do najmniejszego
w odniesieniu do ich średniego udziału w wodach potoków . . . . . . . . . .
Rycina 4.4. Sezonowa zmienność stanu wody: A. grupy potoków (S1, S2)
o podobnej zmienności stanu wody; B. średni przebieg stanu wody
w wydzielonych grupach potoków (S1, S2); C. średni przebieg stanu
wody potoków i wydajności źródeł; D. średni przebieg unitaryzowanych
stanów wody w wybranych potokach i źródle. . . . . . . . . . . . . . . . . 282
56
58
63
67
68
73
75
83
83
84
85
87
89
101
103
105
110
Spis rycin
Rycina 4.5. Sezonowa zmienność temperatury wody: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
o podobnej zmienności temperatury wody; B. średni przebieg temperatury
wody w wydzielonych grupach potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg
temperatury wody potoków i źródeł; D. średni przebieg temperatury wody (°C)
w wybranych potokach i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody . . . . . . . 112
Rycina 4.6. Sezonowa zmienność odczynu (pH) wody: A. grupy potoków
(S1, S2, S3) o podobnej zmienności pH; B. średni przebieg pH wody
w wydzielonych grupach potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg pH
wody potoków i źródeł; D. średni przebieg pH wody wybranych potoków
i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody. . . . . . . . . . . . . . . . . 113
Rycina 4.7. Sezonowa zmienność mineralizacji wody: A. grupy potoków (S1, S2, S3)
o podobnej zmienności mineralizacji wody; B. średni przebieg mineralizacji wody
w wydzielonych grupach potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg mineralizacji
wody potoków i źródeł; D. średni przebieg mineralizacji (mg · L 1) wody
wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody . . . . . . . . 114
+
Rycina 4.8. Sezonowa zmienność stężenia Ca 2 w wodach: A. grupy potoków
+
+
(S1, S2, S3) o podobnej zmienności Ca 2 ; B. średni przebieg stężenia Ca 2
w wodach wydzielonych grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg
+
stężenia Ca 2 w wodach potoków i źródeł; D. średni przebieg
+
stężenia Ca 2 (mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle
na tle unitaryzowanego stanu wody . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 116
+
Rycina 4.9. Sezonowa zmienność stężenia Mg 2 w wodach: A. grupy potoków
+
+
(S1, S2, S3, S4) o podobnej zmienności Mg 2 ; B. średni przebieg stężenia Mg 2
w wodach wydzielonych grup potoków (S1, S2, S3, S4); C. średni przebieg
+
+
stężenia Mg 2 w wodach potoków i źródeł; D. średni przebieg stężenia Mg 2
(mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego
stanu wody . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117
+
Rycina 4.10. Sezonowa zmienność stężenia Na w wodach: A. grupy potoków
+
+
(S1, S2, S3) o podobnej zmienności Na ; B. średni przebieg stężenia Na w wodach wydzielonych grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg
+
+
stężenia Na w wodach potoków i źródeł; D. średni przebieg stężenia Na (mg · L 1) w wodach wybranych potoków i źródle
na tle unitaryzowanego stanu wody . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119
+
Rycina 4.11. Sezonowa zmienność stężenia K w wodach: A. grupy potoków
+
+
(S1, S2, S3) o podobnej zmienności K ; B. średni przebieg stężenia K w wodach wydzielonych grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg
+
+
stężenia K w wodach potoków i źródeł; D. średni przebieg stężenia K (mg · L 1)
w wodach wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody . . . 121
+
Rycina 4.12. Sezonowa zmienność stężenia N H 4 w wodach: A. grupy potoków
+
+
(S1, S2, S3) o podobnej zmienności N H 4; B. średni przebieg stężenia N H 4 w wodach
+
wydzielonych grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg stężenia N H 4
+
w wodach potoków i źródeł; D. średni przebieg stężenia N H 4 (mg · L 1)
w wodach wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody . . . 123
283
Spis rycin
–
Rycina 4.13. Sezonowa zmienność stężenia H C O 3 w wodach: A. grupy potoków
–
–
(S1, S2, S3) o podobnej zmienności H C O 3; B. średni przebieg stężenia H C O 3
w wodach wydzielonych grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg stężenia
–
–
H C O 3 w wodach potoków i źródeł; D. średni przebieg stężenia H C O 3 (mg · L 1)
w wodach wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody . . .
–
Rycina 4.14. Sezonowa zmienność stężenia S O 24 w wodach: A. grupy potoków
–
–
(S1, S2, S3) o podobnej zmienności S O 24 ; B. średni przebieg stężenia S O 24
w wodach wydzielonych grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg stężenia
–
–
S O 24 w wodach potoków i źródeł; D. średni przebieg stężenia S O 24 (mg · L 1)
w wodach wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody . . .
–
Rycina 4.15. Sezonowa zmienność stężenia Cl w wodach: A. grupy potoków
–
–
(S1, S2, S3) o podobnej zmienności Cl ; B. średni przebieg stężenia Cl w wodach wydzielonych grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg
–
–
stężenia Cl w wodach potoków i źródeł; D. średni przebieg stężenia Cl (mg · L 1)
w wodach wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody . . .
–
Rycina 4.16. Sezonowa zmienność stężenia N O 3 w wodach: A. grupy potoków
–
–
(S1, S2, S3) o podobnej zmienności N O 3; B. średni przebieg stężenia N O 3
–
w wodach wydzielonych grup potoków (S1, S2, S3); C. średni przebieg N O 3
–
w wodach potoków i źródeł; D. średni przebieg stężenia N O 3 (mg · L 1)
w wodach wybranych potoków i źródle na tle unitaryzowanego stanu wody . . .
Rycina 4.17. Wyniki analizy czynnikowej w wodach . . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 4.18. Projekcja składu chemicznego wód potoków i źródeł
na płaszczyznę czynnika F1 i F2. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 4.19. Dendrogram reżimu hydrochemicznego potoków
S1 – reżim wysokogórski; S2 – reżim średniogórski . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 4.20. Sezonowa zmienność cech fizykochemicznych wód
reżimu wysokogórskiego i średniogórskiego . . . . . . . . . . . . . . . . .
-1
Rycina 4.21. Relacje jonów (% mval · L ) w wodach potoków. . . . . . . . . . . .
Rycina 4.22. Zmiany typów hydrochemicznych wód. . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.1. Zróżnicowanie przestrzenne odczynu wód źródlanych :
A. wartość odczynu; B. udział w strukturze składu chemicznego . . . . . . . .
Rycina 5.2. Zróżnicowanie przestrzenne mineralizacji wód źródlanych. . . . . . .
Rycina 5.3. Zróżnicowanie przestrzenne twardości ogólnej wód źródlanych. . . . .
Rycina 5.4. Zróżnicowanie przestrzenne wapnia w wodach źródlanych :
A. stężenie ; B. udział w strukturze składu chemicznego . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.5. Zróżnicowanie przestrzenne magnezu w wodach źródlanych :
A. stężenie ; B. udział w strukturze składu chemicznego . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.6. Zróżnicowanie przestrzenne sodu w wodach źródlanych :
A. stężenie ; B. udział w strukturze składu chemicznego . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.7. Zróżnicowanie przestrzenne potasu w wodach źródlanych :
A. stężenie ; B. udział w strukturze składu chemicznego . . . . . . . . . . . .
284
124
126
130
132
134
137
149
151
157
157
173
174
175
177
179
181
183
Spis rycin
Rycina 5.8. Zróżnicowanie przestrzenne wodorowęglanów w wodach źródlanych :
A. stężenie ; B. udział w strukturze składu chemicznego . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.9. Zróżnicowanie przestrzenne siarczanów w wodach źródlanych :
A. stężenie ; B. udział w strukturze składu chemicznego . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.10. Zróżnicowanie przestrzenne chlorków w wodach źródlanych :
A. stężenie ; B. udział w strukturze składu chemicznego . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.11. Zróżnicowanie przestrzenne azotanów w wodach źródlanych :
A. stężenie ; B. udział w strukturze składu chemicznego . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.12. Empiryczne funkcje gęstości cech fizykochemicznych
źródeł drenujących trzon krystaliczny (T K) i część osadową (Cz O)
na tle wszystkich źródeł . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.13. Wartość odczynu (pH), przewodność (E C 25oC) ( µS · cm 1),
mineralizacja i stężenie jonów ( mg · L 1) źródeł drenujących
T K, S W, S R oraz P P. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.14. Empiryczne funkcje gęstości cech fizykochemicznych
źródeł drenujących S W, S R oraz P P na tle wszystkich źrodeł . . . . . . . . . .
+
Rycina 5.15. Zróżnicowanie przestrzenne wskaźnika rCa 2+ / rMg 2
w wodach źródlanych. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.16. Empiryczne funkcje gęstości cech fizykochemicznych
grup źródeł ze względu na uwarunkowania litologiczne . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.17. Rozmieszczenie typów hydrochemicznych źródeł:
A. HCO3–Ca i HCO3–Ca–Mg; B. HCO3–SO4–Ca, HCO3–SO4–Ca–Na,
HCO3–SO4–Ca–Mg, HCO3–SO4–NO3–Ca . . . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.18. Wyniki analizy cech fizykochemicznych wód wyznaczone
metodą składowych głównych: A. wariant I; B. wariant II . . . . . . . . . . .
Rycina 5.19. Projekcja cech fizykochemicznych wód źródeł
a płaszczyznę czynników F1 i F2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Rycina 5.20. Rozmieszczenie typów, podtypów i obszarów
środowisk hydrogeochemicznych T P N . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
185
187
191
193
195
197
198
202
207
217
223
225
227
285