cech fzykochemicznych wód Tatrzańskiego Parku
Narodowego
Uniwersytetu Jagiellońskiego
Czasowo-przestrzenna zmienność cech fzykochemicznych wód
Tatrzańskiego Parku Narodowego
Mirosław Żelazny
Kraków 2012
Recenzenci: dr hab. inż. Stanisław Małek, prof. UR 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 IGiGP UJ Projekt okładki: Małgorzata Ciemborowicz
© Instytut Geografi i Gospodarki Przestrzennej UJ Wydanie I Kraków 2012
ISBN 978-83-88424-80-9
Wydawca:
Instytut Geografi 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, 3 -3 6 Kraków, Polska tel.: +48 12 266 4 , faks: +48 12 269 2 84 www.sdb.krakow.pl
Przedmowa . . . 7
1. Wprowadzenie . . . 9
1.1. Stan badań hydrochemicznych w polskich Tatrach . . . 11
1.2. Cel i zakres pracy . . . 21
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku Narodowego . . . 23
2.1. Główne cechy środowiska przyrodniczego . . . 23
2.2. Charakterystyka środowiska przyrodniczego badanych zlewni . . . 30
3. Metody badań cech fzykochemicznych wód . . . 57
3.1. Terenowe metody badań sezonowej zmienności wód potoków i źródeł . . . 57
3.2. Terenowe metody badań zróżnicowania przestrzennego wód źródlanych . . 64
3.3. Metody laboratoryjne . . . 74
3.4. Metody statystyczne, wizualizacja danych . . . 81
4. Zróżnicowanie przestrzenne i sezonowa zmienność cech fzykochemicznych wód tatrzańskich . . . 93
4.1. Zróżnicowanie przestrzenne . . . 93
4.2. Zmienność sezonowa . . . 109
4.3. Czynniki kształtujące zmienność sezonową . . . 133
4.4. Reżim hydrochemiczny wód potoków tatrzańskich . . . 148
4.4.1. Reżim wysokogórski . . . 150
4.4.2. Reżim średniogórski . . . 154
5. Zróżnicowanie przestrzenne cech fzykochemicznych źródeł tatrzańskich. . . . 163
5.1. Ogólna charakterystyka hydrochemiczna źródeł . . . 163
5.1.1. Charakterystyka hydrochemiczna źródeł drenujących trzon krystaliczny i część osadową . . . 188
5.1.2. Charakterystyka hydrochemiczna źródeł drenujących część osadową: serie wierchowe, reglowe i paleogen Podhala . . . 194
5.2. Charakterystyka hydrochemiczna źródeł drenujących skały ze względu na uwarunkowania litologiczne . . . 199
5.3. Zróżnicowanie przestrzenne typów hydrochemicznych źródeł . . . 206
5.4. Środowiska hydrogeochemiczne źródeł . . . 222
6. Podsumowanie i wnioski . . . 231
Podziękowania . . . 237
Literatura . . . 241
Summary . . . 275
Spis tabel . . . 279
Spis rycin . . . 281
Przedmowa
Opracowanie przedstawia czasowo-przestrzenną zmienność wybranych cech fzy- kochemicznych wód potoków i źródeł w Tatrzańskim Parku Narodowym. Bada- nia przeprowadzono w ramach projektu fnansowanego 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 fzykochemicznych zinterpretowano na podstawie zbadania 23 potoków i 5 źródeł, analizę zróżnicowania przestrzennego wartości cech fzykochemicz- nych przeprowadzono na podstawie 1018 źródeł. Wśród wybranych potoków na szczególną uwagę zasługują te, które odwadniają metamorfczną część trzonu krystalicznego Tatr Zachodnich i do tej pory nie były przedmiotem systematycz- nych badań hydrochemicznych. W czasie badań składu chemicznego wód w ryt- mie 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 Narodo- wego (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.
W rozdziale 4. zaprezentowano zasadniczy materiał badawczy, dotyczący zagad- nień związanych z przestrzennym zróżnicowaniem i sezonową zmiennością cech fzykochemicznych wód tatrzańskich. Czasowo-przestrzenna zmienność została omówiona w odniesieniu do poszczególnych cech fzykochemicznych wód, wyra- żonych w wartościach zarówno bezwzględnych, jak i względnych. Istotna część interpretacji danych dotyczy określenia dla każdego obiektu czynników kształ- tujących właściwości fzykochemicznych wód. Po wyodrębnieniu i zanalizowa- niu 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 informa- cyjno-dokumentacyjną.
W rozdziale 5. przedstawiono analizę czynników kształtujących cechy fzy- kochemiczne 1018 źródeł reprezentujących przede wszystkim płytkie krążenie.
Ważnym elementem tej części opracowania są tabele i ryciny ilustrujące zróżni- cowanie przestrzenne cech fzykochemicznych źródeł, wyrażone w wartościach względnych i bezwzględnych. Prezentowane ryciny poszczególnych cech fzyko- chemicznych są jedynymi – od czasu wydania Atlasu Tatrzańskiego Parku Naro- dowego (1985) – kartodiagramami wód w skali całego T P N. W tym rozdziale omówiono w sposób systematyczny cechy źródeł w odniesieniu do naturalnie sto- sowanego 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 fzykochemiczne. 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 bibliografa.
1. Wprowadzenie
Obieg geochemiczny jonów w środowisku przyrodniczym jest nierozerwalnie związany z obiegiem wody, który szczególnie dynamicznie odbywa się w obsza- rach charakteryzujących się rzeźbą wysokogórską. Znaczenie wody w przyro- dzie 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, prze- nosi pierwiastki chemiczne i jednocześnie nabiera cech środowiska przyrodni- czego, 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 środo- wisku 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. Mol- dan, 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. Kre- sic, Z. Stevanovic (2010). Badania hydrogeochemiczne są prowadzone w zlew- niach różnego typu, przy czym zlewnie leśne są częstym obiektem badań ze względu na wyjątkowe funkcje, jakie spełnia las w środowisku przyrodniczym.
Od lat 30. XX wieku, w zlewni Coweeta w Północnej Karolinie (USA) oraz od początku lat 60. XX wieku w zlewni Hubbard Brook w New Hampshire (USA) nieprzerwanie prowadzone są badania i eksperymenty związane z funkcjonowa- niem ekosystemu. Eksperymenty polegają na wycięciu drzewostanów i obserwa- cji 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 umożli- wiają poznanie mechanizmów obiegu jonów (Hornbeck i in. 1987; Likens i in., 1998; Kaufman 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 zlewnio- wym, 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 niewiel- kiej 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 potwier- dzają opracowania (np. Bhangu, Whitfeld 1997; Petry i in. 2002; Murdoch, Stod- dard 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 natural- nych zalesionych zlewniach, mają azot i fosfor, których niskie stężenie występuje zwykle latem wskutek ich intensywnego poboru przez rośliny, a wysokie noto- wane 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, Whitfeld 1997; Miller, Hirst 1998; Pekárová i in. 1999; Hollo- way, Dahlgren 2001; Sullivan, Drever 2001; Clark i in. 2004; Żelazny [red.] 2005;
Cai i in. 2011). Mniejsze zużycie związków biogennych przez starzejący się drze- wostan 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 pocho- dzących 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 najwyż- sze wiosną, a najniższe jesienią. Także w zlewni potoku Stara Rzeka na Pogó- rzu 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 obumie-
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 sil- nej antropopresji. W tym rejonie długotrwała emisja suchego i mokrego depo- zytu do zlewni charakteryzujących się małą odpornością dominującego drze- wostanu 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 hydrolo- giczno-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 drze- wostany (15–25 lat), występuje lepsze wykorzystanie azotu niż w zlewniach Czer- niawki 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 wie- lokrotnie 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 fzykoche- micznych 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 uwa- runkowań 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, inter- dyscyplinarności i multidyscyplinarności podejmowanej tematyki badawczej, jest także znaczący na tle Karpat. Początek badań wód tatrzańskich sięga XIX wieku; wiele cennych informacji z zakresu fzjografi, hydrografi i klimatu Tatr i Podtatrza zawartych jest w publikacjach serii „Biblioteka Warszawska. Pismo
poświęcone naukom, sztukom i przemysłowi” (np. rocznik 1844). Pierwsze przeprowadzone tam pomiary dotyczyły podstawowych parametrów morfome- trycznych jezior (stawów), cech fzycznych wody i koncentrowały się na tempe- raturze („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. Zejsz- nera (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) stęże- nia jonów głównych (wapnia, magnezu, sodu, węglanów, siarczanów, krzemia- nów, 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 opisy- wano właściwości balneologiczne Jaszczurówki (Zieleniewski 1883, 1891; Ścibo- rowski 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 zaży- wają 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 obfcie dostarcza”. Badania podstawowych cech fzycz- nych 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 profle. 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 parafalnego w Zakopanem. Interesującą analizę wykonał K. Krzyżanowski (1890) – porównał w niej skład chemiczny pięciu źródeł tatrzań- skich ze składem pięciu wód pobranych w Zakopanem. Według K. Oleksynowej i T. Komornickiego (1996) jest to praca kończąca pionierskie XIX-wieczne bada- nia hydrochemiczne. W pierwszej połowie XX wieku prace w Tatrach często doty- czyły zagadnień limnologicznych: rozmieszczenia jezior, morfometrii, termiki, cech fzycznych wód, szczególnie stężenia tlenu (Birkenmajer 1901; Romer 1911;
Lityński 1913; Olszewski P. 1938, 1939; Sawicki 1929; Stangenberg 1938; Szafarski 1932, 1936a, b, c, 1948), rzadziej źródeł (Kowalski 1920; Wrzosek 1933). L. Birkenmajer
(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 porówna- niu 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 hydroche- micznym. 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, siar- czanów, krzemionki i fosforanów. Efekty ich pracy opublikowane zostały w 10 czę- ściach, 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 Pol- skich, 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 che- miczny wszystkich analizowanych obiektów hydrologicznych.
Na tej podstawie K. Oleksynowa i T. Komornicki (1985) opracowali zamiesz- czoną w Atlasie Tatrzańskiego Parku Narodowego (1985) Mapę hydrochemiczną w skali 1:50 000, na której przedstawili zróżnicowanie przestrzenne mineraliza- cji (mg·L-1) i twardości ogólnej wód (mval·L-1) w 10. klasach oraz wyodrębnili źródła o największej wydajności (wywierzyska). Syntetyczne omówienie wyni- ków zostało przedstawione w opracowaniach dotyczących zmienności i zróżni- cowania składu chemicznego wód tatrzańskich (Oleksynowa, Komornicki 1965, 1996; Oleksynowa 1970). K. Wit i Z. Ziemońska w czasie kartowania hydro-
grafcznego Tatr w latach 1953–1958 poza standardowymi pomiarami obiektów
hydrologicznych wykonali pomiary cech fzykochemicznych wody: jej tempera- tury, 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 zauwa- żył 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 tatrzań- skich 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 dysper- sją w Tatrach krystalicznych charakteryzuje się magnez (Cv=175 ). Z chemicz- nego punktu widzenia w Tatrach osadowych wody są bliskie stanu nasycenia, co K. Oleksynowa wykazała, analizując rozkłady statystyczne analizowanych skład- ników, które są normalne (lub lognormalne) dla większości analizowanych cech chemicznych.
W celu określenia wpływu podłoża skalnego na skład chemiczny wód poto- ków K. Oleksynowa (1970) po przeanalizowaniu mineralizacji wód 18 poto- ków 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 krysta- liczno-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 pomi- nięciu skrajnych odchyleń spowodowanych przez opady i susze.
W polskich warunkach najbardziej spektakularne pod względem wydajno- ści są źródła drenujące obszar krasowy Tatr, zwane wywierzyskami. Były one z tego powodu przedmiotem licznych badań (ryc. 1.1). Prekursorem systema- tycznych obserwacji wywierzysk był L. Zejszner (1844), upłynęło jednak około 90 lat, zanim A. Wrzosek (1933) wskazał teoretyczne obszary ich alimentacji. Póź- niej dopiero w latach 60. XX wieku hydrogeolodzy rozpoczęli dokumentowanie
Rycina 1.1. Obszary alimentacji wywierzysk (uproszczone za: Głazek, Grodzicki 1996; Łajczak 1996; Barczyk 2008)
metodami znacznikowymi (barwieniami) obszarów alimentacji: Goryczkowego Wywierzyska, Olczyskiego Wywierzyska, Lodowego Źródła i wywierzyska Cho- chołowskiego. Badania dotyczyły głównie zagadnień hydrogeologicznych i naj- częściej były dyskutowane w zakresie:
– obszarów alimentacji wywierzysk – podziemne przepływy wód krasowych roz- poznano 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 TPN 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, charaktery- zuje m.in. głęboki szczelinowy system krążenia wód, wykazujący silny związek z budową geologiczną. Cechą charakterystyczną tego subregionu jest bezwodność stoków i wierzchowin oraz infltracyjny typ krążenia wody. W obrębie serii reglo- wych występuje subregion północny (dolomitowo-łupkowy, średniogórski), który cechuje infltracyjno-spływowy lub spływowo-infltracyjny 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 hydroge- ologiczne wskazują na istnienie trzech typów podziemnych przepływów wód kra- sowych 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 węgla- nowych, 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. Bar- czyk (2008) w opracowaniu syntetycznym dotyczącym systemów wywierzy- skowych TPN zestawił, na podstawie badań własnych i wykonanych w ramach prac magisterskich oraz danych z literatury, wyniki archiwalnych barwień róż- nych wywierzysk. Ponadto wykazał istnienie związku pomiędzy nawodnieniem masywu a średnią pozorną prędkością przepływu, a także ich znaczną zmienność
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 osado- wych 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. Oleksy- nową 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. Komor- nicki (1996) wydzielili trzy typy wywierzysk: typowe wapienno-dolomitowe, do którego zaliczyli tylko Lodowe Źródło w Dolinie Kościeliskiej; mieszane krysta- liczno-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 (Bar- czyk 1994, za: Barczyk 2008). Jednakże A. Wolanin i M. Żelazny (2010c) odnoto- wali, że w ciągu roku zmiany stężeń jonów są na tyle duże, że powodują zmiany struktury składu chemicznego wód wywierzysk, a także ich typów hydroche- micznych. Zmiany stężenia Mg2+ 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 SO24– na typ wody wywierzyska Chochołowskiego z HCO3–Ca–Mg na HCO3–SO4–Ca–Mg.
Odrębna grupa prac, w których analizowany jest skład chemiczny wód, poświę- cona jest zagadnieniom denudacji chemicznej obszaru Tatr, agresywności węgla- nowej 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. Małec-
kiego i M. Szostakiewicz-Hołowni (2008) oraz M. Szostakiewicz-Hołowni i in.
(2010), wykonane w zlewni Białego Potoku metodą modelowania geochemicz- nego, 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 nie- wielkiej miąższości martwic wapiennych (Śmieja, Śmieja-Król 2007).
W latach 70. XX wieku w związku pojawieniem się w TPN 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 glo- nów – B. Kawecka (1977), fauny dennej – A. Kownacki (1977). Syntezy tych i póź- niejszych badań oceniających antropopresję dokonali A. Kownacki i in. (1996).
Wykazali oni, że pomimo wzrostu wartości BZT5, O2, PO43–, NH4+ nie ma znacz- nego 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 cząst- kowe 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 prowa- dziła, na podstawie sieci stacjonarnych obserwacji hydrologicznych i hydrogeolo- gicznych, 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 pol- sko-norweski (TPN, Instytut Ekologii Terenów Uprzemysłowionych – IETU, Norsk Institutt for Vannforskning – NIVA) badał skład chemiczny wód wybra- nych jezior polskich Tatr Wysokich oraz opadów na Hali Gąsienicowej w celu określenia krytycznych ładunków zakwaszenia (siarki i azotu) wód powierzch- niowych 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).
W latach 90. XX wieku M. Kot (1993a, b, 1995, 1996) przeprowadził szczegółowe badania sezonowości zmian chemizmu wód powierzchniowych w górnej krysta- licznej części Doliny Suchej Wody. Zaobserwował roczny rytm przebiegu war- tości 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 hydrometeorologicz- nych i dlatego posiadają zbliżone proporcje między składowymi odpływu. Według M. Kota (1995) najdłużej odpływające wody zimowe – mimo wysokiej minerali- zacji – ze względu na niewielką objętość odpływającej wody cechuje niska war- tość denudacji chemicznej. Najniższe wartości mineralizacji notowano podczas spływu wód lata, jesieni oraz wiosny, jednak ze względu na dużą ilość odpływa- jącej wody wartości denudacji chemicznej są wtedy wysokie – najwyższe pod- czas 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 wio- sną, 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 śro- dowiska. 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 che- mizmu opadów atmosferycznych na kształtowanie składu chemicznego wód szczelinowych krystaliniku następuje poprzez infltrację opadów atmosferycz- nych; 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 zróżni- cowania przestrzennego wskaźników (twardości, odczynu, oporu i temperatury wody) oraz makroskładu i mineralizacji 967 źródeł, z których część była wielo- krotnie badana, D. Małecka (1989a) podzieliła Tatry na trzy rejony hydroche- miczne. 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
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 numuli- towe eocenu. Jest to obszar o dużym udziale wód głębokiego krążenia. Są to wody średnio twarde, oscylujące wokół 3 mval·L-1, o mineralizacji lokalnie przekracza- jącej 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 fiszu Podhala, bardzo miękkie i miękkie o zróżnicowanym odczynie i mineralizacji 200–250 mg·L-1 w wodach szczelino- wych fiszu 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 hydro- chemicznego dla trzech rejonów (I, II, III) Tatr, metodą Tickela zobrazowano ich średni skład chemiczny oraz przedstawiono hydrochemiczny typ wody. W odnie- sieniu 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 komponen- tów 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 mię- dzynarodowych 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 kry- stalicznej 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. Stu- chlík 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).
W ostatnich latach powstało wiele prac magisterskcich i licencjackich dotyczą- cych wpływu naturalnych uwarunkowań na skład chemiczny wód powierzch- niowych 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. Chmielew- ska (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. Pel- czar (2011) i A. Solarz (2011). Wiele z tych opracowań zawiera pełną, szczególnie cenną dokumentację składu chemicznego wód, zebraną podczas niskiego nawod- nienia masywu w okresie późno letnio-jesiennym.
1.2. Cel i zakres pracy
Analiza dotychczasowego stanu badań cech fzykochemicznych wód powierzch- niowych (potoki, stawy) i podziemnych (źródła) w Tatrzańskim Parku Narodo- wym 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 wła- śnie ta część Tatr jest szczególnie interesująca pod względem geologicznym, ponieważ stanowi – według A. Gawędy (2001) – jedyny obszar w Tatrach, gdzie osłona metamorfczna 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 praw- dopodobnie niewystarczające, ponieważ badania hydrologiczne i hydroge- ologiczne 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
z zakwaszeniem środowiska przyrodniczego. Badano zatem wpływ kwaśnej depozycji na skład chemiczny wód opadowych, powierzchniowych i podziem- nych oraz oceniano jej rolę w funkcjonowaniu hydrochemicznym zlewni. Wie- loletnie systematyczne badania wód w tym zakresie należą do najdłuższych w polskich Tatrach i dotyczą dwóch stawów tatrzańskich, szczególnie narażo- nych na oddziaływanie kwaśnej depozycji.
W związku z powyższym zasadniczy cel badań został przez autora ukierun- kowany na poznanie zmienności czasowo-przestrzennej cech fzykochemicznych wód. Zmienność czasowa cech fzykochemicznych 23 potoków i 5 źródeł była badana z krokiem miesięcznym lub krótszym, a przestrzenna – w skali zlewnio- wej. Cel ten obejmuje kilka zagadnień:
– określenie charakterystyk zróżnicowania przestrzennego, – identyfkację czynników kształtujących sezonową zmienność,
– określenie reżimu hydrochemicznego potoków oraz wpływu uwarunkowań geologicznych i hydrogeologicznych na cechy fzykochemiczne.
Celem cząstkowym pracy było zbadanie wpływu budowy geologicznej, ze szczególnym uwzględnieniem uwarunkowań tektonicznych i litologicznych, na cechy fzykochemiczne wód. To zagadnienie zostało rozpatrzone na podstawie skartowanych 1018 źródeł.
2. Środowisko przyrodnicze Tatrzańskiego Parku
Narodowego
2.1. Główne cechy środowiska przyrodniczego
Tatry stanowią jedyny masyw o charakterze wysokogórskim w Karpatach Zachod- nich; 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 otaczają- cych 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% TPN (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 Zacho- dnich Karpat Centralnych. Południowa część (trzon krystaliczny) TPN jest zbu-
dowana z górnopaleozoicznych (~300 mln lat) granitoidów na wschodzie i czę- ściowo znacznie starszych skał metamorfcznych na zachodzie (Passendorfer 1983, 1996). Zasadniczą (objętościowo) część masywu tatrzańskiego tworzy poligene- tyczna intruzja granitoidowa, zbudowana z czterech odmian petrografcznych granitoidów, należą do nich: dioryty kwarcowe, tzw. pospolity granit tatrzański o składzie granodioryt-tonalit, granit typu Tatr Wysokich o składzie sjenogra- nitu i granity typu Goryczkowej (Gawęda 2009). Kompleks metamorfczno-mag- mowy Tatr Zachodnich stanowi osłonę tzw. granitu Rohaczy, będącego częścią głównego batolitu, zbudowanego ze skał metaosadowych: gnejsów (lokalnie migmatyczne) i łupków łyszczykowych, przewarstwionych podrzędnie objęto- ściowo metabazaltów (amfbolitów) (m.in. Skupiński 1975; Gawęda 2001). Osłona metamorfczna występująca w Tatrach Zachodnich jest według A. Gawędy (2001) dwudzielna – składa się z Dolnej Jednostki Strukturalnej (DJS) oraz Górnej Jed- nostki Strukturalnej (GJS), które różnią się charakterem petrografcznym i skła- dem chemicznym. W DJS 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 GJS składają się głównie zmigmatyzowane gnejsy i amfbolity, kwarcyty graftowe oraz podrzędnie łupki łyszczykowe. Skały GJS 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 przemiesz- czone na północ w orogenezie alpejskiej, w okresie kredy i paleocenu. Północne obrzeże Tatr buduje fisz 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). Dłu- gotrwały 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 rze bą glacjalną; występują tu liczne formy polodowcowe. Przegłębione dna kotłów i żłobów oraz zagłębienia śródmorenowe zajmują liczne jeziora; jest ich w Tatrach około 200 (Szafarski 1936a; Radwań-
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 rze ba i wzmożona działalność procesów stokowych wraz z masywnym i trudno wietrzejącym podłożem skalnym warunkują fragmentaryczność (ażu- rowość) pokrywy glebowej, co oznacza, że wśród gleb o dobrze wykształconym proflu można odnale ć 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 pię- trach geoekologicznych, gdzie obserwuje się największe natężenie ruchów maso- wych (spływy gruzowe, spełzywanie, obrywy skalne). Utworzone tam gleby auto- rzy zaliczają do tzw. utworów geomorfcznych. Według obliczeń S. Skiby (2002) duże powierzchnie w granicach TPN 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 Wier- chu) 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 bezwęgla- nowych skałach charakteryzują się niskim stopniem wysycenia kompleksu sorp- cyjnego kationami zasadowymi, kwaśnym odczynem, a także dużą ilością materii organicznej, która bardzo wolno ulega humifkacji i mineralizacji (Skiba 1996).
Płytki profl glebowy i duży udział okruchów skalnych gleb tatrzańskich ściśle powiązane są z górską rze bą, podłożem geologicznym oraz warunkami klima- tycznymi. Z górską rze bą 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 koso- drzewiny, a także boru górnoreglowego niezależnie od podłoża skalnego (zwie- trzeliny 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 fzycznie i chemicznie, przy czym procesy wietrzenia są względnie słabo zaawansowane.
Skład mineralny jest pochodną składu mineralnego skały macierzystej (granito- idów). 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). Nie- mal 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 nadkłado- wych 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 proflu bliski jed- ności 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-Jó wi- kowa, Ziemońska 1962; Ziemońska 1973, 1974; Wit-Jó wik 1974; Wit-Jó wik, Zie- mońska 1985).
Pas wierchowy (19,2%) zbudowany jest z różnych skał osadowych z dużym udziałem skał krasowiejących o deniwelacjach do 700 m z najwyższym szczy- tem Krzesanicą – 2122 m n.p.m. (Balon 2002a). Obszar cechuje się górską rze bą krasową; występują zarówno formy powierzchniowe, jak i podziemne (jaski- nie). W niektórych miejscach (Dolina Litworowa) rze ba 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 tran- zytowych. Są one często zasilane z bardzo wydajnych ródeł krasowych (Wrzo- sek 1933; Wit, Ziemońska, 1960a, b; Wit-Jó wikowa, 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 ini- cjalnych 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
nie przekraczają 400 m. Doliny zostały ukształtowane przez procesy fuwialno- -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 tranzyto- wymi dolinami łączącymi wyższe części Tatr z przedpolem. W części z nich wystę- pują utwory morenowe. Charakterystycznymi glebami są w tej strefe 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 strefe przeważają – podobnie jak w reglu górnym – gleby bielicowe i bielice, które w całym proflu mają odczyn poniżej 5 pH, a w najkwaśniejszych poziomach butwinowych 3–4 pH (Skiba 2002).
Pas fiszowy 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 wyka- zują stoki słabiej nachylone. Wśród gleb pojawiają się gleby brunatne kwaśne (Skiba 2002).
Warunki klimatyczne Tatr są szczegółowo omówione w monografach M. Orli- cza (1962) i M. Konćek (red.) (1974) oraz opracowaniach M. Hessa (1965, 1974, 1996) i M. Hessa i in. (1985). Według regionalizacji klimatyczno-opadowej dorze-
cza górnej Wisły zaproponowanej przez T. Nied wiedzia 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 piętro- wym zróżnicowaniu klimatu. T. Nied wied (1996), badając wieloletnią zmien- ność (1951–1990) średniej temperatury powietrza i sum opadów dla standardowo określonych pór roku na na terenie TPN, 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). Naj- cieplejsze były: zima 1989/ 1990 (–1,6°C) i lato 1992 (12,5°C). T. Nied wied (2006) wykazał, że zmiany średniej temperatury rocznej oraz średniej temperatury zimy i lata w Tatrach i Alpach w latach 1951–2005 miały charakter okresowych fuktuacji, a w sezonach letnich (1973–1980) zaznaczyło się występowanie poważnej depre- sji 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 opa- dów 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
niższych wartości temperatury w sezonach letnich, co autorzy uzasadniają wzro- stem 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 bieli- cowe 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 wyż- szych 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 (Fla- kus 2006).
Pod względem hydrologicznym w Tatrach można dostrzec duże zróżnicowanie stosunków wodnych, które podkreśla ich wybitną odrębność. A. Łajczak (1988)
obliczył bilans wodny polskich Tatr za lata 1961–1980, który charakteryzują nastę- pujące wartości: przeciętny wska nik opadów mierzonych wynosi około 1600 mm, przeciętny wska nik odpływu – 1420 mm, a straty w bilansie wodnym – 180 mm.
Masyw tatrzański według A. Łajczaka (1988, 1996) wyróżniają następujące cechy:
obfte nawodnienie, które przejawia się wysoką średnią wartością współczynnika odpływu (0,83) oraz najwyższą w Polsce wartością odpływu jednostkowego poto- ków 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 kra- sowych 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 cał- kowity 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 arte- zyjską Podhala.
W części trzonu krystalicznego krążenie wody jest bardzo szybkie i kontakt wód ze skałami podłoża jest krótki (Wit, Ziemońska 1960a, b; Gieysztor 1961; Zie- mońska 1973, 1974; Wit-Jó wik 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 izo- topów 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 prze- bywania 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 opó nionego wezbrania roztopowego i letniego wez- brania opadowego (pluwialno-niwalny typ reżimu) (Chełmicki i in. 1998–1999).
Według I. Dynowskiej (1971) reżim rzeczny Tatr polskich jest niewyrównany z wez- braniem letnim i wiosennym oraz gruntowo-deszczowo-śnieżnym zasilaniem.
Ze względu na wysokościowe zróżnicowanie rze by, obieg wody i klimat A. Ko- tarba (2002) wyróżnia na obszarze TPN procesy piętrowe i apiętrowe oraz pro- cesy umiarkowane (sekularne) i katastrofalne (ekstremalne). Do procesów apię- trowych, występujących od podnóża po najwyższe wierzchołki Tatr, zaliczył wie- trzenie fzyczne, denudację chemiczną, korazję, spłukiwanie powierzchniowe i linijne, spełzywanie pokryw gruzowych i gruzowo-zwietrzelinowych. Choć pro- cesy fuwialne są apiętrowe, to istotne efekty ich działalności ograniczają się do pięter leśnych. Jednakże nie można wyróżnić w TPN pięter procesowych i okre- ślić ich granic; można tylko mówić o dominacji pewnych procesów w poszczegól- nych 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 fory sprawia, że Tatry są najbo- gatszym w gatunki (ponad 1800 roślin naczyniowych) regionem Polski (Radwań- ska-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 nied wied brunatny i ryś. Z pta- ków 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 TPN 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 TPN zostało przeanalizo- wane 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, Strąży- ski 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 Cho- chołowski Potok, Jarząbczy Potok, Starorobociański Potok, potok Wielkie Koryci- ska; w zlewni Kościeliskiego Potoku także cztery: Pyszniański Potok, Dolinczański Potok, Tomanowy Potok, Miętusi Potok; w zlewni Białki: Rybi Potok i Roztokę1.
