Czynniki kształtujące zmienność sezonową - Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech

4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech

4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową

W celu wydzielenia czynników kształtujących sezonową zmienność składu che-micznego wód zastosowano analizę czynnikową. Do interpretacji wykorzystano, stan wody lub natężenie przepływu (Kościeliski i Białka), wydajność źródeł (poza Źr.-3; K_PK), cechy fzykochemiczne wody (temperaturę, pH, EC25C), stężenie jonów (Ca2⁺, Mg2⁺, Na⁺, K⁺, NH4⁺, HCO^–3, SO24^–, Cl^–, NO^–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 4,2% całkowitej zmienności w Roztoce do 69,1%

w zlewni Kościeliskiego (ryc. 4.17). W trzech małych potokach odwadniających zlewnie trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich (Starorobociańskim, Dolinczań-skim, Pyszniańskim) oraz w Suchej Wodzie, odwadniającej dużą zlewnię o złożo-nej budowie geologiczzłożo-nej, wyróżniono tylko po dwa czynniki. W trzech innych potokach, odwadniających osadową część Tatr (Przyporniaku, Łężnym i Miętu-sim) 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 czyn-ników wyjaśniających analizowaną zmienność składu chemicznego wód, tym łatwiej można zidentyfkować procesy je kształtujące, to za najprostszy pod wzglę-dem hydrochemicznym mechanizm krążenia wód należy uznać ten w potokach odwadniających skały metamorfczne trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich, a także w zlewni Suchej Wody, która odwadnia dużą zlewnię o niezwykle zło-żonej budowie hydrogeologicznej (zlewnia nieszczelna). Pierwszy, najważniejszy czynnik (ładunki czynnikowe >0,5) w większości potoków związany był ze zmia-nami stanów wody (lub przepływu) oraz przewodnością i stężeniem większości głównych jonów (ryc. 4.1 ). 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 hydro-logiczno-geologicznym. Jedynie w Olczyskim Potoku nie stwierdzono związku pomiędzy czynnikiem F1 i stanem wody, a w Przyporniaku zależność niektórych jonów, np. Mg2⁺ 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 poto-kach odwadniających głównie trzon krystaliczny Tatr (np. Sucha Woda, Bystra,

Rycina 4.17. Wyniki analizy czynnikowej w wodach

Białka, Roztoka, Dolinczański i Rybi). W potokach odwadniających zlewnie zbu-dowane głównie z utworów osadowych serii wierchowych i reglowych (Miętusi, Przyporniak i Małołącki) (ryc. 4.1 ) czynnik ten wyjaśnił stosunkowo małą część zmienności całkowitej (~36%). Wskazuje to na prostszy mechanizm kształtowa-nia składu chemicznego wód w nawiązaniu do krążekształtowa-nia wody w zlewkształtowa-niach kry-stalicznych od bardziej złożonego w zlewniach o charakterze osadowym. W zlew-niach zbudowanych z utworów krystalicznych (granitoidów – Roztoka, Rybi) lub skał metamorfcznych Tatr Zachodnich z niewielką częścią trudno rozpuszczal-nych piaskowców kwarcytyczrozpuszczal-nych (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

Tabela 4.3. Czynniki i ładunki czynnikowe cech fizykochemicznych wód zgodne z kryterium Kaisera

Dolina Chochołowska Lejowa Kościeliska Małej Łąki Strążyska Białego Bystrej Olczyska

Potok Wyżni Chochołowski Jarząbczy Starorobociański Wielkie Koryciska Chochołowski Lejowy Pyszniański Dolinczański omanowy Miętusi Kościeliski Małołącki Strążyski Biały Bystra Olczyski

F1 F2 F3 F1 F2 F3 F1 F2 F1 F2 F3 F1 F2 F3 F1 F2 F3 F1 F2 F1 F2 F1 F2 F3 F1 F2 F3 F4 F1 F2 F3 F1 F2 F3 F1 F2 F3 F1 F2 F3 F1 F2 F3 F1 F2 F3

Dolina Suchej Wody Filipka Białki

Potok Sucha Woda Przyporniak Łężny Filipczański Rybi Roztoka Białka

F1 F2 F1 F2 F3 F4 F1 F2 F3 F4 F1 F2 F3 F1 F2 F3 F1 F2 F3 F1 F2 F3

Dolina Chochołowska Kościeliska Białki

Źródło Źr.–1; Ch_WK Źr.–2; Ch_WK Źr.–3; K_PK Źr.–4; Bk_Ry Źr.–5; Bk_Ro

** temperatura wody na ryc. 4.18 oznaczono jako T.

metrów. Większa infltracja może zachodzić jedynie w pokrywach morenowych (Wit, Ziemońska 1960a, b; Gieysztor 1961; Wit-Jóźwikowa, Ziemońska 1962; Zie-mońska 1966, 1974; Wit-Jóźwik 1974; Wit-Jóźwik, ZieZie-mońska 19 5; Krzemień 19 6, 1991; Łajczak 1996, 2006). Woda w części krystalicznej krąży w obrębie granic

wyzna-czonych 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 topografczne tych zlewni, tj.

powierzchniowych działów wodnych, nie pokrywają się z granicami działów pod-ziemnych. 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 zbu-dowane 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; Bar-czyk, Humnicki 1999; Barczyk 200 ). 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 moreno-wych zalegających na utworach węglanomoreno-wych 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 196 ; Gradziński i in. 19 5) lub szybciej w zależności od zawodnienia masywu (m.in. Małecka, Humnicki 19 9; Barczyk 200 ). Według D. Małeckiej (1993) zlew-nię 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 dol-nej części zlewni Sucha Woda jest stale zasilana przez duże źródło zwane niekiedy wywierzyskiem Koziarczysk, które w zimie oraz po dłuższym okresie bezopado-wym w porze letniej, gdy Sucha Woda nie prowadzi wody w części środkowej zlewni w obrębie TPN, stanowi główne źródło zasilania potoku w odniesieniu do punktu poboru wody na granicy z TPN.

Być może obszarem alimentacyjnym wywierzyska Koziarczysk jest dolna lub środkowa część zlewni Suchej Wody, co pod względem hydrochemicznym czy-niłoby 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 topografcznej. Także zlewnia Cho-chołowskiego Potoku, pomimo znajdującego się w niej wywierzyska Chocho-łowskiego, jest obecnie uważana za zamkniętą (szczelną) (Solicki, Koisar 1973), chociaż wielokrotnie sugerowano ucieczkę wody w kierunku NW do Doliny Bobrowieckiej położonej w TANAP na Słowacji.

Pomimo tak skomplikowanego krążenia wód Sucha Woda i Bystra zostały wskazane w analizie czynnikowej jako jedne z najprostszych pod względem sezo-nowego 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 prze-kroczeniu wartości progowych przepływu, gdy w czasie wyższych przepływów, ponory nie mogą wchłonąć takiej ilości wody, potok wypełnia koryto i nastę-puje funkcjonalne połączenie górnej krystalicznej części zlewni Suchej Wody z jej środkową i dolną częścią. Z kolei w czasie niskich przepływów u progu TPN występuje tylko woda z wywierzyska Koziarczysk o zupełnie odmiennym składzie chemicznym. Taka funkcjonalna hydrochemiczna dwudzielność potoku powo-duje silny zindywidualizowany rytm sezonowej zmienności, uwidaczniający się albo bardzo niskimi stężeniami jonów w czasie wyższych przepływów, albo „nie-naturalnie” wysokimi stężeniami w czasie niskich stanów wody. Podobna sytu-acja 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 czynni-kową wskazuje na jej prosty charakter.

Rola czynnika F1 jest stosunkowo mała w potokach odwadniających mniej-sze 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. Mię-tusiej, Wielkiej Śnieżnej, Koziej) przez Lodowe Źródło w zlewni Kościeliskiego Potoku (Barczyk 200 ).

Szczególnym przypadkiem jest Olczyski Potok – czynnik F1 nie był tu pierw-szy i najważniejpierw-szy w kształtowaniu składu chemicznego wód. Związane jest to ze specyfcznym sposobem zasilania tego cieku, którego główny obszar

mentacyjny znajduje się poza granicami zlewni topografcznej. Zlewnia Olczy-skiego Potoku zbudowana jest niemal wyłącznie z mezozoicznych skał osado-wych, mało zasobnych w wodę. Potok zasilany jest przez Olczyskie Wywierzysko, którego obszarem alimentacyjnym są górne partie zlewni Suchej Wody (zlewnia Pańszczycy) (Dąbrowski, Głazek 196 ) zbudowane przede wszystkim ze skał krystalicznych (granodiorytów). Według D. Małeckiej i W. Humnickiego (19 9) w czasie niskich stanów wód (zima, wczesna wiosna) potok ten zasilany jest nie-mal wyłącznie wodami podziemnymi z Olczyskiego Wywierzyska. Niewątpli-wie 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 196 ; Małecka, Humnicki 19 9; Bar-czyk 200 ). W czasie pierwszych kilkudziesięciu godzin po wystąpieniu opa-dów 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 200 ).

W większości potoków istniał bardzo silny związek pomiędzy stężeniem Ca2⁺ i HCO^–3 (ładunki czynnikowe >0,75) a czynnikiem hydrologiczno-geologicz-nym; 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 skła-dzie 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) Ca2⁺ osiąga w potokach odwadniających zlewnie, w których znaczący jest udział wód pochodzących z trzonu krystalicz-nego TPN (np. Białki, Dolinczańskiego, Suchej Wody, Chochołowskiego, Pysz-niańskiego), a nie, jak można by oczekiwać, w zlewniach węglanowych zbudowa-nych 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 Ca2⁺ i przepływem nie jest tak mocny, jakby to wynikało z budowy geologicznej ich zlewni topografcznych. Ponadto ujemny związek korelacyjny Ca2⁺ z przepływem jest zaburzany uruchamianiem w czasie wezbraniowym wód stagnujących w syfonach krasowych, które

teryzują się wyższym stężeniem Ca2⁺ze względu na dłuższy kontakt z podłożem skalnym niż wody krążące stale w korytarzach krasowych (Barczyk 200 ).

W przypadku HCO^–3 najwyższe ładunki czynnikowe (>0,90) występowały w potokach odwadniających generalnie zalesione zlewnie węglanowe, w których system krasowy jest zamknięty w granicach zlewni topografcznej (np. Wielkie Koryciska, Strążyski, Biały) oraz w tzw. dolinach walnych (Sucha Woda, Białka, Chochołowski). Warto zauważyć, że w zlewniach potoków Starorobociańskiego i Jarząbczego jony HCO^–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 HCO^–3 dru-gorzędne znaczenie (F2) (tab. 4.3). W tych zlewniach czynnik hydrologiczno-geo-logiczny 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 HCO^–3 (np. Roztoka, Rybi, Pyszniański, Wyżni Cho-chołowski) oraz dla źródeł drenujących granitoidową pokrywę zwietrzelinowo-glebową.

Jednym z czynników determinujących występowanie HCO^–3 w wodach jest dostępność minerałów węglanowych oraz CO2. Według J.D. Hema (19 5) około połowa wodorowęglanów związana jest z CO2 pochodzącym z wody przepływa-jącej przez pokrywy zwietrzelinowo-glebowe. Tak więc łatwo zauważyć, że niższe wartości ładunku czynnikowego w czynniku F1 występują w zlewniach o mniej-szym 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 atmosferycz-nych i wilgotności pokryw (Ollier 19 4; White, Blum 1995a, b; Riebe i in. 2004a, b).

Intensywna aktywność biologiczna zlewni w sezonie wegetacyjnym i związany z nią rozwój szaty roślinnej intensyfkują ten rodzaj wietrzenia (Drever 1994, 1997). Na podstawie analizy morfometrycznej i genetycznej powierzchniowych mikroform krasowych oraz analizy chemicznej wody krążącej na stokach Czer-wonych 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 0% całej masy usuwa-nych węglanów, z czego połowa przypada na powierzchnię; wnętrze masywu jest denudowane w zaledwie 20%. W większości potoków, szczególnie tych

niających małe zlewnie zbudowane ze skał dolomitowych, wysoko skorelowane z czynnikiem F1 było także stężenie Mg2⁺. Równie wysokie ładunki czynnikowe Mg2⁺ były w większości potoków odwadniających małe zlewnie w metamorfcznej części Tatr Zachodnich, natomiast bardzo niskie w potokach odwadniających gra-nitoidową część Tatr Wysokich.

Wysoka ujemna korelacja Mg2⁺ 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 Mg2⁺ w potokach odwadniających górną metamorfczną część zlewni Kościeliskiego (Dolinczański, Pyszniański) są z pewnością związane ze znacznymi zasobami tego pierwiastka w skałach podłoża, na co wskazuje duży udział Mg2⁺ w składzie chemicznym wód, a źródłem Mg2⁺mogą być m.in. gnejsy, amfbolity występujące w skałach metamorfcznych Tatr Zachodnich (Nemčok [red.] 1994).

Dwa potoki odwadniające górną część zlewni Chochołowskiego, Jarząbczy i Sta-rorobociański, charakteryzuje dodatkowa silna zależność Mg2⁺od temperatury wody, wyrażona przez czynnik F2. Im wyższa temperatura wody, tym wyższe stę-żenie Mg2⁺w wodzie. Tak silna relacja temperatura–magnez nie występuje w żad-nej inżad-nej zlewni odwadniającej trzon krystaliczny Tatr, musi zatem istnieć czyn-nik 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 Mg2⁺ jest silniej wypłukiwany z pokrywy zwietrzelinowo-gle-bowej w porze letniej. Niskie ładunki czynnikowe Mg2⁺ w potokach odwadniają-cych granitoidową część Tatr Wysokich (Rybi, Roztoka) wskazują na niewielką zawartość magnezu w podłożu geologicznym co potwierdza zarówno ich niskie stężenie, jak i niewielki udział Mg2⁺ w strukturze składu chemicznego wód. Intere-sująca wydaje się duża różnica ładunków czynnikowych Mg2⁺ w potokach Chocho-łowskim i Kościeliskim (odpowiednio: 0, 0 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 Chochołow-skiego niż KościeliChochołow-skiego. W zlewni KościeliChochołow-skiego dominują natomiast wapienie serii wierchowych, w których rozwinęły się zjawiska krasowe. Różnica ta jest kon-sekwencją większego udziału wód podziemnych w zasilaniu Kościeliskiego Potoku związanego z systemem wywierzyskowym Lodowego Źródła, drenującego obszar poza wododziałem topografcznym zlewni. We wszystkich potokach z wyjątkiem Przyporniaka korelacja Mg2⁺ ze stanami wody była ujemna.

W potokach odwadniających krystaliczną część Tatr zarówno Zachodnich (Wyżni Chochołowski, Jarząbczy, Starorobociański, Pyszniański, Dolinczański)

jak i Wysokich (Roztoka i Rybi) w czynniku F1 istniała także bardzo silna ujemna zależność pomiędzy stanem wody a jonami SO24^–i Na⁺. W potokach odwadnia-jących utwory osadowe związek ten był na ogół bardzo słaby. We wszystkich potokach z wyjątkiem Przyporniaka korelacja SO24^–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 wyjąt-kiem zlewni osadowych Małołąckiego i Miętusiego, a stanami wody niż w poto-kach odwadniających część osadową (ładunki czynnikowe<0,4) z wyjątkiem zlewni Wyżniego Chochołowskiego. Mocna ujemna zależność pomiędzy jonami SO24^–, Na⁺ i K⁺ a czynnikiem hydrologiczno-geologicznym w potokach odwad-niających 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 SO24^–w wodach tatrzańskich wiązano z depozy-cją atmosferyczną, szczególnie w latach 0. XX wieku. D. Małecka (19 9a, 1991) wykazła znaczącą rolę opadów atmosferycznych w kształtowaniu składu che-micznego wód tatrzańskich pod koniec lat 70. i w latach 0. XX wieku. Ówcze-sne 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 skal-nego. W wodach drenujących serie wierchowe wynosił 33%, w seriach reglowych i eocenie węglanowym 22% i zmniejszał się do 10% w wodach eocenu węglano-wego, pod fiszem podhalańskim na głębokości 1000–1600 m p.p.t. Podobne relacje, lecz nieco mniejsze znaczenie opadów, wykazał W. Humnicki (2007), który oszaco-wał udział wód opadowych w kształtowaniu chemizmu wód podziemnych Pienin na 12–15%. Ówczesne stężenia SO24^–w południowej Polsce w pobliżu zakładów przemysłowych było niezwykle wysokie. I tak np. w strefe ochronnej Huty im.

Lenina w Krakowie stężenie SO24^–wynosiło 99–159 mg·L^-1, max 445 mg·L^-1 (Fiszer i in. 19 3). W latach 70. i na początku lat 0. XX wieku opad siarki (SO42^–), która była przedmiotem wielu badań, osiągnął na obszarze Krakowa poziom typowy wówczas dla silnie uprzemysłowionych obszarów Europy – około 1 mg·L^-1 (Kasina 19 1). Także w latach 0. stężenie SO24^– w opadach było wielokrotnie wyż-sze niż obecnie: w Krakowie 2 ,3 mg·L^-1, w Puszczy Niepołomickiej 1 ,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 SO24^–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 SO24^–w pokrywie śnieżnej wyniosło 0,73 mg·L^-1 (Stach-nik i in. 2010). Współcześnie w dalszym ciągu wskazuje się opady atmosferyczne

jako główne źródło SO24^– w jeziorach tatrzańskich (Rzychoń 199 , 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 prze-prowadzonych badań wskazują na znaczącą rolę pokrywy zwietrzelinowej jako źródła pochodzenia SO24^–, za czym przemawia to, że w czasie niskich stanów wód, szczególnie w zimie, w potokach odwadniających trzon krystaliczny stężenia SO24^– są wyższe niż w czasie stanów podwyższonych, kiedy to są rozcieńczane wodami opadowymi (z wyjątkiem Tomanowego Potoku, którego hydrochemiczna wyjąt-kowość została omówiona wcześniej). Badania składu chemicznego świeżego śniegu w 19 punktach TPN w 2007 roku wykazało średnie stężenie SO24^–na pozio-mie 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

W dokumencie Czasowo-przestrzenna zmienność cech fzykochemicznych wód Tatrzańskiego Parku Narodowego (Stron 133-148)