Reżim wysokogórski

Do grupy 13 potoków charakteryzujących się wysokogórskim reżimem hydroche-micznym należą potoki odwadniające największe doliny tatrzańskie (np. Białki, Kościeliskiej, Chochołowskiej, Suchej Wody), a także mniejsze zlewnie odwad-niające 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 zło-żonym zasilaniem – Olczyskie Wywierzysko drenuje trzon krystaliczny górnej części Suchej Wody z Doliny Pańszczycy (m.in. Dąbrowski, Głazek 196 ; Barczyk 200 ). W TPN 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 okre-sów jest uzależniony od wysokości położenia zlewni. W wysokogórskim reżi-mie hydrochemicznym w okresie pasywnym najwyższe wartości przewodności i stężeń jonów występują w marcu (HCO^–3, Ca2⁺, Na⁺, Cl^–) oraz w lutym (SO42^–) z wyjątkiem stężenia K⁺, które osiąga maksimum w sierpniu (ryc. 4.20). Wysokim stężeniom jonów w okresie pasywnym towarzyszy zwykle niski stan wody z naj-niższym notowanym w marcu. Wiosną, kiedy wzrasta temperatura i stan wody, notowany jest spadek stężenia praktycznie wszystkich jonów (z wyjątkiem NO^–3), związany z procesem rozcieńczania wód potoków niskozmineralizowanymi wodami z topniejącej pokrywy śnieżnej. W reżimie wysokogórskim najniższe stę-żenia Ca2⁺, HCO3^–, Mg2⁺ i SO24^– notowano zwykle w maju, a K⁺ i Cl^– nieco później (w czerwcu).

Przebieg zmian NO^–3 charakteryzuje odrębność wyrażająca się osiągnięciem najwyższego stężenia w początkowej fazie roztopów, tj. w kwietniu. W czasie naj-wyższych stanów wody, w maju, stężenia te nadal są relatywnie wysokie. Prawdo-podobnie świadczy to o wysokim tempie nitryfkacji 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 rozpusz-czalne, mają tendencję do „ucieczki” z ekosystemów lądowych (Weiner 1999).

Biorąc to pod uwagę, należy zauważyć, że wiosną występuje najintensywniejsza ucieczka NO^–3 ze zlewni wysokogórskich TPN.

Odmienny przebieg stężenia w czasie roztopów ma NH4⁺ – jest ono wtedy najniższe; jednocześnie występuje najwyższe stężenie NO^–3. Chociaż jon amonu, z uwagi na powinowactwo dodatnio naładowanej grupy amonu z minerałami ila-stymi zawartymi w glebie, nie ulega szybkiemu wymyciu z gleby, oszacowano, że 15% NH4⁺ opuszcza ekosystem lądowy (Weiner 1999). Głównym źródłem azotu

Rycina 4.20. Sezonowa zmienność cech fzykochemicznych wód reżimu wysokogórskiego i średniogórskiego

amonowego i azotanowego podczas roztopów jest ich pula zawarta w pokrywie śnieżnej. Według M. Kłapowej (1974) trudności w prognozowaniu reżimu hydro-logicznego potoków górskich wynikają z ogromnego zróżnicowania grubości pokrywy śnieżnej oraz różnego tempa jej zanikania; retencja w niektórych pła-tach 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 zani-kanie 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 poprzedzają-cym 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 nawie-wany 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 ist-nieje 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 (197 ) 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⁺, SO24^– i NO3 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. (19 5) i M. Tranter i in. (19 6) 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. 19 7). Sytuacja zmienia się wtedy, kiedy z pokrywy śnieżnej zaczynają odpływać wody roztopowe (Cadle in. 19 4a, 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 (197 ) oraz

S.H. Cadle i in. (19 4a, b) pierwsze 30% wód roztopowych uwalnia z pokrywy 50– 0% zawartych w śniegu jonów. Z powodu piętrowości roślinno-klimatycz-nej TPN, 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 stę-żenie Ca2⁺, Mg2⁺, Na⁺ i K⁺, świadczy o eolicznej dostawie pyłów wywiewanych z gleb oraz drobin skalnych z wietrzejących skał (Williams i in. 1992; DeWalle i in. 19 3). Pyły te mogą obniżać zakwaszenie wód roztopowych. W większości zlewni tatrzańskich, szczególnie w pobliżu form skałkowych w części osado-wej TPN, zwłaszcza zbudowanej z wapieni i dolomitów, intensywne wietrzenie fzyczne w zimie, a szczególnie wiosną w czasie przekraczania temperatury 0^oC, 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. 4,6 pH) jest częściowo alkalizowana w sposób naturalny (Żela-zny, 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 poto-kach TPN frakcjonowanie i preferencyjna elucja jonów są wyraźne na początku wytapiania pokrywy śnieżnej w odniesieniu do H⁺, SO24^–, NO3^– i Cl^–. Wskaza-nie kolejności uwalniania wszystkich jonów wymaga dalszych badań, poWskaza-nieważ 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 cha-rakteryzujące się zarówno skomplikowanym krążeniem wód w dolinach walnych, jak i prostym w zlewniach odwadniających trzon krystaliczny Tatr Wysokich i Zachodnich (np. Roztoki, Rybiego, Pyszniańskiego).