Nauka Tatrom Tom I Nauki o Ziemi

sekcja1_03-06k2.indd 1 2016-06-08 12:17:19 sekcja1_03-06k2.indd 2 2016-06-08 12:17:19 Tatrzański Park Narodowy Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi – Oddział Krakowski

Nauka Tatrom Tom I Nauki o Ziemi

Redakcja Anna Chrobak, Adam Kotarba

Materiały V Konferencji PRZYRODA TATRZAŃSKIEGO PARKU NARODOWEGO A CZŁOWIEK Zakopane, 24–26 września 2015 roku

sekcja1_03-06k2.indd 3 2016-06-08 12:17:19 Nauka Tatrom Tom I Nauki o Ziemi

Redakcja Anna Chrobak, Adam Kotarba

Recenzenci tomu I Janusz Antoniuk, Adam Kotarba, Włodzimierz Jerzy Mościcki, Tadeusz Niedźwiedź, Krystian Pyka, Zofia Rączkowska, Mirosław Żelazny

Wydano nakładem Tatrzańskiego Parku Narodowego

Projekt okładki i strony tytułowej według koncepcji Zbyluta Grzywacza

DTP lookStudio www.lookstudio.pl

Wszystkie prawa zastrzeżone. Żadna część tej publikacji nie może być powielana ani rozpowszechniana w jakikolwiek sposób bez pisemnej zgody posiadacza praw autorskich.

© Copyright by Wydawnictwa Tatrzańskiego Parku Narodowego Kuźnice 1, 34-500 Zakopane tel. +48 18 20 23 240, e-mail: [email protected], www.tatry.tpn.pl Zakopane 2015

ISBN 978-83-941445-5-5

sekcja1_03-06k2.indd 4 2016-06-08 12:17:19 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Spis treści

Przedmowa 9 Kazimierz KRZEMIEŃ, Elżbieta GORCZYCA, Dominika WROŃSKA-WAŁACH: Rola zdarzeń ekstremalnych Jarosław BALON, Miłosz JODŁOWSKI, Paweł KRĄŻ: w kształtowaniu rzeźby obszarów średniogórskich Tatry jako region fizycznogeograficzny 11 (Tatry Zachodnie) 83

Jarosław BALON, Miłosz JODŁOWSKI, Paweł KRĄŻ: Typy Włodzimierz Jerzy MOŚCICKI: Temperatura w pokrywie środowiska Tatr w skali przeglądowej 21 śniegowej – wyniki monitoringu na Hali Gąsienicowej w Tatrach Wysokich 91 Jarosław BARANOWSKI, Stanisław KĘDZIA: Zróżnico- wanie temperatury powietrza na górnej granicy lasu Włodzimierz Jerzy MOŚCICKI: Zmienność temperatury na w Dolinie Suchej Wody 27 północno-wschodnim stoku Świnicy i w Koziej Dolince (polskie Tatry Wysokie) w okresie 2007–2014 99 Paulina BOCHENEK, Joanna POCIASK-KARTECZKA: Cechy fizyczne i chemiczne wód w masywie Miedzia- Jakub NOWAK: Inwentaryzacja jaskiń TPN prowadzona ne (Tatry Wysokie) 35 przez Krakowski Klub Taternictwa Jaskiniowego w la- tach 2010–2014 105 Marcin BUKOWSKI, Joanna FIDELUS, Elżbieta GOR- CZYCA, Kazimierz KRZEMIEŃ: Długookresowe prze- Krystyna PIOTROWSKA: Budowa geologiczna Tatr w na- kształcenia rzeźby na stokach na wybranych odcinkach wiązaniu do nowej Szczegółowej Mapy Geologicznej Tatr ścieżek turystycznych w Tatrach Zachodnich 45 w skali 1:10 000 (SMGT) 109

Paweł FRANCZAK, Agnieszka GAJDA, Joanna PO- Krystyna PIOTROWSKA, Agnieszka BORECKA, Weroni- CIASK-KARTECZKA: Przestrzenne zróżnicowanie ka DANEL, Magda DERKACZ, Magdalena KUCHAR- rozmieszczenia jezior na obszarze Tatr 51 SKA, Ewa PIOTROWSKA, Radosław WASILUK, Ry­- szard ZABIELSKI: Szczegółowa Mapa Geologiczna Tatr Mirosław KAMIŃSKI, Piotr ZIENTARA, Mirosław w skali 1:10 000 115 KRAW­CZYK: Wykorzystanie tomografii elektroopo­ rowej ERT i danych wysokościowych LiDAR do roz- Katarzyna POGORZELEC, Jakub KOLECKI, Władysław poznania budowy geologicznej i geomorfologicznej BOROWIEC, Leszek KOLONDRA: Badania dynamiki wybranych obszarów Tatr i Podhala 59 zmian rzeźby terenu z wykorzystaniem zdalnych metod pomiarowych na przykładzie Wielkiego Piargu w Ta- Piotr KŁAPYTA: Deglacjacja północnego i południowego trach 121 skłonu Tatr Zachodnich w trakcie ostatniego zlodowa- cenia w świetle dotychczasowych badań geomorfolo- Zofia RĄCZKOWSKA, Michał DŁUGOSZ, Bogdan GĄ- gicznych 67 DEK, Mariusz GRABIEC, Ryszard J. KACZKA, Elżbieta ROJAN: Uwarunkowania przyrodnicze, skutki i zmiany Maria KRÓL, MICHAŁ Stopka WALKOSZ, Krzysztof aktywności lawin śnieżnych w Tatrach 133 BĄK: Uwarunkowania erozyjnych zmian w rzeźbie Czerwonego Grzbietu w masywie Małołączniaka i pró- Wojciech RĄCZKOWSKI, Martin BOLTIŽIAR, Zofia ba zapobiegania tym zmianom 79 RĄCZKOWSKA: Nowe spojrzenie na mapę geomor- fologiczną Tatr 143

sekcja1_03-06k2.indd 5 2016-06-08 12:17:19 6

Wojciech RĄCZKOWSKI, Tomasz WOJCIECHOWSKI, Anna SZCZERBIŃSKA, Joanna POCIASK-KARTECZKA: Zbigniew PERSKI: Dynamika zmian rzeźby wysoko- Sezon narciarski na Kasprowym Wierchu – tendencje górskiej nad Morskim Okiem w świetle obserwacji z lat i zmienność 171 2011 i 2012 149 Andrzej WIŚLIŃSKI: Typy płatów firnu i lodu w Tatrach Wojciech RĄCZKOWSKI, Antoni WÓJCIK: Osuwi­- Polskich. Wstępne ujęcie ilościowe na podstawie ma- ska – zagrożenie dla infrastruktury turystycznej w Ta- teriałów archiwalnych z lat 1981–1985 177 trach? 157 Antoni WÓJCIK, Wojciech RĄCZKOWSKI: Zlodowacenie Joanna P. SIWEK, Joanna POCIASK-KARTECZKA, Prze- Tatr Polskich w świetle Szczegółowej mapy geologicznej mysław WACHNIEW: Badania izotopowe w Tatrach. Tatr w skali 1:10 000 185 Sezonowa dynamika składu izotopowego wód Wywie- rzyska Olczyskiego 163

sekcja1_03-06k2.indd 6 2016-06-08 12:17:19 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Contents

Preface 11 Kazimierz KRZEMIEŃ, Elżbieta GORCZYCA, Dominika WROŃSKA-WAŁACH: The role of extreme events in Jarosław BALON, Miłosz JODŁOWSKI, Paweł KRĄŻ: the transformation of middle mountain area (Western The Tatra Mountains as a physico-geographical re-­ Tatra Mountains) 83 gion 13 Włodzimierz Jerzy MOŚCICKI: The temperature in a snow Jarosław BALON, Miłosz JODŁOWSKI, Paweł KRĄŻ: The cover – the results of the monitoring on Hala Gąsien- types of the natural environment in the Tatra Mountains icowa in the High Tatra Mts. (Poland) 91 at mesoscale 21 Włodzimierz Jerzy MOŚCICKI: Temperature variations on Jarosław BARANOWSKI, Stanisław KĘDZIA: Spatial and the northern slope of the Świnica peak and in the Kozia temporal variability of air temperature on the upper Dolinka valley (Polish Tatra Mts.) in the 2007–2014 limit of the forest in Sucha Woda Valley 27 period 99

Paulina BOCHENEK, Joanna POCIASK-KARTECZKA: Jakub NOWAK: Documentation of Tatra National Park The physico-chemical properties of water at the Mie- caves managed by Cracow Caving Club in years 2010– dziane massif (The High Tatra Mountains) 35 2014 105

Marcin BUKOWSKI, Joanna FIDELUS, Elżbieta GOR­ Krystyna PIOTROWSKA: Geological structure of Tatra CZYCA, Kazimierz KRZEMIEŃ: The long-term relief Mountains with reference to the new Detailed Geological transformations on the slopes in selected sections of Map of Tatra Mountains at scale 1:10 000 109 tourist footpaths in the Western Tatra Mountains 45 Krystyna PIOTROWSKA, Agnieszka BORECKA, We­ro­ni- Paweł FRANCZAK, Agnieszka GAJDA, Joanna PO- ka DANEL, Magda DERKACZ, Magdalena KU­CHAR­ CIASK-KARTECZKA: Regional distribution of lakes SKA, Ewa PIOTROWSKA, Radosław WASILUK, Ry­ in the Tatra Mountains 51 szard ZABIELSKI: Detailed Geological Map of Tatra Mountains at scale 1:10 000 115 Mirosław KAMIŃSKI, Piotr ZIENTARA, Mirosław KRAW­- CZYK: The use of electrical resistivity tomography ERT Katarzyna POGORZELEC, Jakub KOLECKI, Władysław and LiDAR elevation data to study the geological and BOROWIEC, Leszek KOLONDRA: Analysis of changes geomorphological structure of selected areas in the in landforms using remotely sensed data: case study of Tatras­­ and Podhale 59 Wielki Piarg in Tatra Mountains 121

Piotr KŁAPYTA: Deglaciation of northern and southern Zofia RĄCZKOWSKA, Michał DŁUGOSZ, Bogdan GĄ­ slope of the Tatra Mountains during the last glaciation, DEK, Mariusz GRABIEC, Ryszard J. KACZKA, Elżbieta in the light of geomorphological studies 67 ROJAN: Environmental conditions, effects and changes in activity of snow avalanches in the Tatra Mts. 133 Maria KRÓL, MICHAŁ Stopka WALKOSZ, Krzysztof BĄK: Factors of and attempt at preventing erosive Wojciech RĄCZKOWSKI, Martin BOLTIŽIAR, Zofia changes in the relief of Czerwony ridge in the Ma­ RĄCZKOWSKA: New approach to geomorphological łołączniak massive 79 map of the Tatras 143

sekcja1_03-06k2.indd 7 2016-06-08 12:17:19 8

Wojciech RĄCZKOWSKI, Tomasz WOJCIECHOWSKI, Anna SZCZERBIŃSKA, Joanna POCIASK-KARTECZKA: Zbigniew PERSKI: Dynamics of changes in alpine Ski season on the Kasprowy Wierch – trends and varia­ relief above the Morskie Oko Lake in the light of the bility 171 observations in 2011 and 2012 149 Andrzej WIŚLIŃSKI: Types of firn and ice patches in Wojciech RĄCZKOWSKI, Antoni WÓJCIK: Land­- Polish Tatra Mountains. The preliminary quantitative slides – a threat to the touristic infrastructure in the depiction based on archival materials from 1981–1985 Tatras? 157 years 177

Joanna P. SIWEK, Joanna POCIASK-KARTECZKA, Prze­ Antoni WÓJCIK, Wojciech RĄCZKOWSKI: Glaciation of my­­­­sław WACHNIEW: Isotope hydrology research in the Polish Tatra Mts in the light of the Detailed Geolo­ the Tatra Mts. Seasonality of isotopic composition of gical Map of Tatra Mts in scale of 1:10 000 185 the vaucluse Olczyskie Spring 163

sekcja1_03-06k2.indd 8 2016-06-08 12:17:19 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Przedmowa

Pierwsza ogólnopolska konferencja „Przyroda Tatrzań- Na podstawie prac zamieszczonych w tomie I NAUKA skiego Parku Narodowego a Człowiek”, która odbyła się TATROM 2015 można wyróżnić kilka grup tematycznych w roku 1995, zorganizowana z inicjatywy Dyrekcji TPN w których nastąpił znaczący postęp. Należą do nich: i Oddziału Krakowskiego Towarzystwa Przyjaciół Nauk (1) wyniki dotyczące współczesnej dynamiki rzeźby o Ziemi miała na celu podsumowanie badań naukowych Tatr określane na podstawie zdalnych metod pomiaro­- w Tatrach. Wyniki Konferencji były szczególnie wartościo- wych. Lotniczy (LiDAR) i naziemny skaning laserowy zo- we z uwagi na ich interdyscyplinarny charakter. Uznano stały z powodzeniem użyte do ilościowej oceny skutków wtedy, że ze względu na wartości naukowe i aplikacyjne działania procesów morfogenetycznych oraz do rozpo- przedstawionych badań, warto organizować podobne kon- znania budowy geologicznej wybranych obszarów Tatr ferencje co 5 lat. Teraz drukowany tom zawiera zestawienie i Podhala. najnowszych wyników badań w zakresie nauk o Ziemi za (2) kartograficzne syntezy budowy geologicznej i rzeź- okres 2010-2015. Wyniki badań prezentowane były w po- by. Na wybranych fragmentach Tatr pokazano kartogra- staci referatów i posterów, a dostarczone materiały są za- ficzny obraz przebiegu deglacjacji w trakcie ostatniego warte w tym tomie. Organizowanie konferencji po okresach zlodowacenia. Młotek Schmidta stał się narzędziem do pięcioletnich ma na celu pokazanie przyrodnikom prowa- rekonstrukcji faz zanikania lodowców. Cały obszar Tatr dzącym badania w Tatrach jaki jest postęp w poznawaniu polskich i słowackich został przedstawiony w postaci ma­ przyrody tych gór – jakie są nowe kierunki badań lub jakie py geomorfologicznej opracowanej na podstawie nowej nowe wyniki w zakresie badań tradycyjnie prowadzonych legendy. przez wiele dziesięcioleci. (3) kolejne publikacje na temat uwarunkowania dzia- Okres ostatnich pięciu lat okazał się niezwykle bogaty łalności lawin śnieżnych od warunków topograficznych, w wydarzenia naukowe z zakresu nauk o Ziemi. Równo- klimatycznych i geobotanicznych oraz monitorowanie tem- cześnie z V Konferencją NAUKA TATROM 2015 został peratury pokrywy śniegowej (właściwości cieplne śniegu). opublikowany „Atlas Tatr – Przyroda nieożywiona” – praca Prace zawarte w tym tomie potwierdzają pogląd, że zbiorowa 130 autorów, zredagowany przez Katarzynę Dą- w okresie ostatnich pięciu lat nastąpił istotny postęp w ba- browską i Marcina Guzika. Jest to pierwsze przedstawienie daniach z zakresu nauk o Ziemi w stosunku do lat poprzed- przyrody nieożywionej całego masywu tatrzańskiego w for- nich. Różnice zdań na temat niektórych zagadnień dotyczą- mie map, ilustracji i opisów przy współpracy przyrodników cych zlodowaceń wymagają dalszych badań podstawowych słowackich. Te dwie publikacje, ukazujące się równocze- w Tatrzańskim Parku Narodowym i na jego przedpolu. śnie, należy traktować jako najnowsze kompendium wiedzy o przyrodzie nieożywionej Tatr. Zagadnienia naukowe opi- prof. dr hab. Adam Kotarba, sane w niniejszym tomie są uzupełnieniem i komentarzem Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania do 28 plansz zawartych w Atlasie. Polskiej Akademii Nauk

sekcja1_03-06k2.indd 9 2016-06-08 12:17:19 sekcja1_03-06k2.indd 10 2016-06-08 12:17:19 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Preface

The first national conference “Nature of the Tatra Na- this volume are supplement and comment to the 28 boards tional Park and the Man” was held in 1995. It was organized included in the Atlas. from the initiative of the Tatra National Park government On the basis of the work contained in the first volume and the Cracow Department of the Society of Friends of of the Monograph it can be divided several thematic groups the Earth Sciences. Main purpose of that conference was where the progress has been significant. Belong to them: to summarize the research in the Tatra Mountains. The (1) The results deals with dynamics of contemporary results of the Conference were very valuable because of relief in Tatras determined based on new measurement their multidiscipline character. In view of the research and methods. LiDAR and laser scanning has been successfully application values, it was made the decision, that it is worth used for evaluation the effects of morphogenetic processes to organize similar conferences every 5 years. This volume and to the identification of the geological structure of se- contains a summary of the latest research in the field of the lected areas of the Tatras and the Podhale region. earth sciences for the period 2010–2015. The results of the (2) Cartographical synthesis of geology and relief. The research were presented at the Conference in two forms: cartographic image of the deglaciation during the last ice oral presentations and posters. The provided materials are age was shown on the selected areas in the Tatra Moun- included in this volume. Organizing conferences in five tains. Schmidt Hammer became a tool for reconstruction years periods shows the progress in understanding the na- phases of the deglaciation. The whole Tatras are presented ture of these mountains – the new directions of research on the geomorphological map prepared on the basis of or new results of the research traditionally carried out by a new legend. many decades. (3) Next publications about the activity of snow ava- The last five years was very rich in scientific events in lanches from the topographic conditions, climate, geobo- the field of earth sciences. When the V Conference “Science tanical conditions and temperature monitoring of snow for the Tatra Mountains” 2015 was held, the “Atlas of the cover (thermal properties of snow). Tatra Mountains – Abiotic Nature” was published. The At- Articles included in this volume confirm the opinion las is a collective work of 130 authors, edited by Katarzyna that in the last five years it has been a significant progress Dąbrowska and Marcin Guzik from Tatra National Park. in research on the field of earth sciences with relation to This is the first presentation of inanimate nature of the previous years. Different opinions about glaciations re- whole Tatra Mountains on maps, illustrations and descrip- quire further research in the Tatra National Park and on tions in collaboration with Slovak researchers. These two its foreground. publications: Atlas of the Tatra Mountains – Abiotic Nature and the Monography after V Conference, appearing at the prof. dr hab. Adam Kotarba, same time, should be treated as the latest compendium of Institute of Geography and Spatial Organization, inanimate nature of the Tatras. Scientific issues presented in Polish Academy of Sciences

sekcja1_03-06k2.indd 11 2016-06-08 12:17:20 sekcja1_03-06k2.indd 12 2016-06-08 12:17:20 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Tatry jako region fizycznogeograficzny

The Tatra Mountains as a physico-geographical region

Jarosław Balon, Miłosz Jodłowski, Paweł Krąż

Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków; e-mail: [email protected], [email protected], [email protected]

Streszczenie Kobyli Wierch in the east. It resulted in verification of the division of the Tatra Mts. 31 main valleys (stretching from Artykuł podsumowuje wieloletnie studia autorów, któ- the boundary of the Tatra Mts. to the main ridge) were rzy postawili sobie za cel wyznaczenie granic Tatr, a także distinguished. The physico-geographical regionalization of dokonanie ich szczegółowej regionalizacji fizycznogeogra- the Tatra Mts. was elaborated, 4 mesoregions (the Western ficznej. Częściowo na podstawie wcześniejszych opracowań Tatras, the Reglowe Tatras, the High Tatras and the Bielskie autorów artykułu wyznaczono – według kryteriów przy- Tatras) and 29 microregions were distinguished. It is the rodniczych – fizycznogeograficzną granicę Tatr, oddziela- first so detailed regional division of the Tatra Mountains, jącą pasmo od regionów otaczających. Szczegółowo opisa- based on the unique criteria both for Polish and Slovak no jej przebieg. Na tej bazie obliczono powierzchnię Tatr side of the mountains. Additionally, a brief characteristic (789,93 km2). Następnie dokonano korekty przebiegu głów- of distinguished units was done. The maps being the result nego grzbietu Tatr: biegnie on od Przełęczy Jaworzyńskiej of this study are also published in the Atlas of the Tatra na zachodzie po Kobyli Wierch na wschodzie. Pozwoliło Mountains. to na weryfikację podziału Tatr na doliny walne, czyli się­- gające od granic pasma po grań główną; wyróżniono 31 ta­- Keywords: physico-geographical regions, physico-geo- kich dolin. Następnie dokonano fizycznogeograficznej re- graphical boundaries, main ridge, main valleys, Tatra Mts. gionalizacji Tatr – wyróżniono cztery mezoregiony (Tatry Zachodnie, Tatry Reglowe, Tatry Wysokie, Tatry Bielskie) Wprowadzenie i 29 mikroregionów. Jest to pierwszy tak szczegółowy po- dział regionalny Tatr przeprowadzony według jednolitych Pod względem fizycznogeograficznym Tatry tworzą – kryteriów dla polskiej i słowackiej części pasma. Krótko wraz z Górami Choczańskimi – makroregion Łańcuch scharakteryzowano wyodrębnione jednostki. Wyniki pracy Tatrzański (Kondracki, 1978). Makroregion ten stanowi w formie graficznej znajdują się również w przygotowywa- część podprowincji fizycznogeograficznej Centralne Kar- nym Atlasie Tatr. paty Zachodnie. Tatry to najwyższa część Karpat (Gierlach, 2655 m n.p.m.), cechująca się również znaczną wysoko-­ Słowa kluczowe: regiony fizycznogeograficzne, gra- ścią względną, przekraczającą miejscami 1500 m. Od pół- nice­ fizycznogeograficzne, grzbiet główny, doliny walne, nocy i południa Tatry są otoczone kotlinami – na półno­- Tatry cy Obniżenie Podhalańskie oddziela to pasmo od Beski­- dów Zachodnich, na południu Obniżenie Spisko-Liptow- Abstract skie oddziela je od Niżnich Tatr i Gór Lewockich. Tatry, wraz z otaczającymi je kotlinami, są odwadniane przez The paper summarizes authors’ long-term studies cztery główne rzeki: Dunajec (od północy), Poprad (od on delineating boundaries of the Tatra Mts. as well as its wschodu i południowego wschodu), należące do dorzecza detailed physico-geographical regionalization. The physi- Wisły i zlewiska Morza Bałtyckiego, Wag (od południowe- co-geographical boundary of the Tatra Mts. that separates go zachodu) i Orawę (od zachodu), należące do dorzecza them from the neighbouring regions was delineated on Dunaju i zlewiska Morza Czarnego. W związku z powyż- the basis of environmental criteria. Its detailed course was szym przez Tatry przebiega Główny Europejski Wodo- described and the area of the Tatra Mts. was calculated dział – od Bramy Orawskiej na północy, przez Wołowiec, (789,93 km2). The course of the main Tatra ridge was cor- Cubrynę, Furkot i grań Solisk, aż po Szczyrbski Dział na rected, it leads from Przełęcz Jaworzyńska in the west to południu.

sekcja1_03-06k2.indd 13 2016-06-08 12:17:20 14

Granice Tatr Drogę Oswalda Balzera koło serpentyn) na dno Doliny Białki (ok. 2 km na północ od mostu granicznego na Łysej Wyznaczenie fizycznogeograficznych granic Tatr jest Polanie). Stąd ku południowemu wschodowi na grzbiet o tyle istotne, że dotychczas prowadzono je na podstawie Chowańców Wierch w okolicach kolana Drogi Wolności różnych kryteriów, m.in. hydrograficznych czy geologicz- koło Maćkowej Polany i dalej w tym kierunku wzdłuż szo- nych, a powszechnie do dziś używana – choćby w przewod- sy do wylotu Doliny Jaworowej (Jaworzyna). Później znów nikach turystycznych – granica biegnie wzdłuż dróg jezd- wyraźnym załomem ku północnemu wschodowi u podnóża nych, których przebieg rzadko jest uwarunkowany cechami Tatr Bielskich, do Hawraniego Potoku, nieco na południe od przyrodniczymi. Może ona służyć jako granica orientacyj- miejsca, gdzie przecina go Droga Wolności. Stąd na wschód, na, ale do celów naukowych okazuje się nieprzydatna. War- wpierw wzdłuż Hawraniego, potem Czarnego i wreszcie to ponadto zauważyć, że w historii określania granic Tatr Podspadzkiego Potoku na przełęcz Podspadzkie Siodło, można dostrzec tendencję do stopniowego „zmniejszania” w grzbiecie biegnącym z Hawrani na północ w kierunku tych gór, przykładowo S. Eljasz-Radzikowski (1900) prowa- Zdziarskiej Przełęczy. Dalej ku wschodowi wyraźną dolinką dzi granicę doliną Wagu, a Z. i W. H. Paryscy (1973) – już do doliny Średnicy i do Bielskiego Potoku, następnie wzdłuż podnóżem Tatr Zachodnich, wzdłuż Drogi nad Łąkami. Na Bielskiego Potoku aż do wylotu Bachledowej Doliny. północy, wzorem S. Eljasza-Radzikowskiego, Z. i W. H. Pa­- Na wschodzie krótka granica, biegnąca przez cały czas ryscy (1973) prowadzą granicę Tatr przez Orawice, ale w pra-­ dnem Doliny Bielskiego Potoku, oddziela Tatry bezpośred- cy późniejszej (Radwańska-Paryska i Paryski, 1995) – da- nio od Magury Spiskiej. lej na południe, łącząc wyloty Doliny Juraniowej i Doliny Na południowym wschodzie Tatry graniczą z Kotliną Bobrowieckiej. Popradzką. Tę granicę warunkuje przebieg uskoku tekto- Zaproponowana w niniejszej pracy granica Tatr (por. nicznego, niestety załom morfologiczny z nim związany ryc. 1) ma charakter fizycznogeograficzny, czyli przy jej wy- jest w wielu miejscach silnie zatarty przez występowanie dzielaniu kierowano się przesłankami przyrodniczymi, a nie osadów morenowych i glacifluwialnych, pochodzących tymi związanymi z działalnością człowieka. Postępowano z wnętrza Tatr. Dlatego granicę Tatr trudno jednoznacznie zgodnie z zasadą równoprawności regionów: przy wytycza- wyznaczyć (w kilku miejscach trzeba było podjąć arbitral- niu granicy winno się w równym stopniu brać pod uwagę ce- ne decyzje), a także ściśle opisać. Z. i W. H. Paryscy (1973, chy obu regionów, które ona rozdziela (Balon, 2000). W tym 1995) prowadzą ją wzdłuż Drogi Wolności, która w niniej- konkretnym przypadku chodzi nie o to, by poszukiwać gra- szym opisie została potraktowana jako punkt odniesienia. nicy Tatr, zwracając uwagę tylko na to, co jest „tatrzańskie”, Pomiędzy Tatrzańską Kotliną a Matlarami granica wyzna- a co „nietatrzańskie”, lecz o to, by poszukiwać granicy Tatr czona przez autorów niniejszej pracy przebiega generalnie z regionami sąsiadującymi – mającymi własne, charaktery- na północ od Drogi Wolności, po stronie wschodniej w po- styczne cechy, które również zasługują na uwzględnienie. bliżu Zbójnickiego Chodnika. Dalej na zachód, do okolic Granicę Tatr można podzielić na kilka odcinków. Starego Smokowca, biegnie równolegle do Drogi Wolności, Na północy Tatry graniczą z Bruzdą Podtatrzańską, po- nieco na południe od niej. Na zachód od Smokowców gra- łudniową częścią Obniżenia Podhalańskiego. W większości nica odbiega na południe od Drogi Wolności, ta bowiem granicę wyznacza wyraźny załom morfologiczny, uwarun- wspina się tu coraz wyżej po stokach Tatr. Na zachód od kowany tektonicznie. Patrząc od zachodu, przebiega ona Wielickiego Potoku załom wklęsły stanowiący granicę Tatr (Balon, 1996) najpierw u podnóża grupy Osobitej do punktu jest znacznie wyraźniejszy. Poniżej Tatrzańskiej Polanki na południe od przełęczy Borek i dalej do wylotu Doliny i Wyżnich Hagów dochodzi on do rzeki Poprad ok. 1 km Bobrowieckiej; następnie podnóżem Jeżowego Wierchu do na południe od Drogi Wolności. wylotu Doliny Juraniowej, a stąd załomem popod stokami Na południu Tatry graniczą ze Szczyrbskim Działem bocznych ramion Furkaski na polanę Molkówkę (Brama (odcinek wschodni) i Kotliną Liptowską (odcinek zachod- Orawska). Potem ku wschodowi na południowy skraj Siwej ni). Granica ze Szczyrbskim Działem przebiega zdaniem Polany i w pobliżu Drogi pod Reglami (przecinając skocznie) Z. i W. H. Paryskich (1973, 1995) wzdłuż Drogi Wolności. aż do wylotu Doliny Bystrej (koło przystanku Murowanica) W rzeczywistości granicę Tatr wyznacza tutaj – możliwy do i podnóżami stoków Nosala do Jaszczurówki (wylot Doliny prześledzenia, choć nie wszędzie oczywisty – załom wklęsły Olczyskiej). Z Jaszczurówki załomem pod stokami Kopień- terenu. Jest on zlokalizowany pomiędzy Szczyrbskim Jezio- ców, górnym skrajem Toporowej Cyrhli (stożek glacifluwial- rem a Tatrzańską Szczyrbą, bliżej tej ostatniej, a ku zacho- ny Suchej Wopy znajduje się już poza Tatrami), a następnie dowi zbliża się stopniowo do Drogi Młodości (która z kolei na północ od wału morenowego okalającego Toporowe stopniowo się obniża). W okolicy miejsca, gdzie ta przecina Stawy i wylot Doliny Suchej Wody do jej koryta. Z okolic Biały Wag, granica biegnie na pewnym odcinku wzdłuż Wawrzeczkowej Cyrhli wyraźnym załomem u podnóża drogi, by następnie (powyżej drogi) odbić na północny Kop Sołtysich i Filipczańskiego Wierchu do Doliny Filipka, zachód (cały czas załomem terenu) i w okolicy Pawłowej poniżej jej połączenia z Doliną Złotą. Stąd boczną dolinką Polany przeciąć Wyżni Podkrywański Chodnik, a następnie biegnącą w kierunku południowo-wschodnim aż na grzbiet ponad Trzema Źródłami przekroczyć rozpłaszczający się wododzielny między Filipczańskim Potokiem a Białką (na tu grzbiet schodzący z Krywania w kierunku Podbańskiej północ od Gołego Wierchu), na północny wschód wyraź- i zejść na dno Doliny Koprowej, poniżej rozstaju szlaków nym zagłębieniem terenu i dalej wzdłuż dolinki (przecinając Pod Gronikiem. Stąd granica biegnie ku zachodowi Doliną

sekcja1_03-06k2.indd 14 2016-06-08 12:17:20 15

Koprową, a dalej, od wylotu Doliny Cichej, w dół Białą Przełęcz leży zatem poza Tatrami (Jodłowski, 2002), więc Liptowską do Podbańskiej. nie powinien się na niej kończyć główny grzbiet Tatr. Mógł- Dalszy odcinek południowej granicy Tatr, oddzielają- by on ewentualnie kończyć się na Huciańskiej Przełęczy cy je od Kotliny Liptowskiej, przebiega załomem terenu Wyżniej, ale to nie ona, lecz Jaworzyńska Przełęcz oddzie- (uwarunkowanym tektonicznie, na ogół wyraźnie zazna- la Tatry od Gór Choczańskich, które stanowią naturalne czającym się w krajobrazie) aż do wylotu Doliny Suchej zachodnie przedłużenie Tatr i wspólnie z nimi tworzą Sielnickiej. Na odcinku od Podbańskiej do Doliny Jało- Łańcuch Tatrzański (Kondracki, 1978). Dodatkowo, jak za- wieckiej załomem tym (lub w jego okolicy) biegnie Droga uważa M. Jodłowski (2002), ze szczytu Jaworzyny w stronę nad Łąkami. Przełęczy Huciańskiej Wyżniej nie opada żaden grzbiet. Co Zachodnia granica Tatr, oddzielająca je od Gór Cho­- ciekawe, już S. Eljasz-Radzikowski (1900) prowadził głów- ­czańskich (na południu) i Bruzdy Podtatrzańskiej (na pół- ny grzbiet Tatr ku Górom Choczańskim, a nie w kierunku nocy), była przedmiotem szczegółowych studiów M. Jod­ Przełęczy Huciańskiej, ale pogląd ten został najwyraźniej łowskiego (2001, 2002). Biegnie ona dnem Doliny Suchej zapomniany. Zakończenie na zachodzie głównego grzbietu Sielnickiej, następnie na Jaworzyńską Przełęcz i żlebem Tatr na Przełęczy Jaworzyńskiej zamiast Huciańskiej wydaje schodzącym z niej na północny zachód do wyraźnego pro- się różnicą niewielką (Jaworzyńska Przełęcz leży w odle- gu morfologicznego; nim na północny wschód, przez Hu- głości mniejszej od kilometra od Huciańskiej Przełęczy ciańską Przełęcz Wyżnią, a dalej, w tym samym kierunku, Wyżniej), jednak znaczącą. nieco krętym, ale widocznym w krajobrazie załomem tere- Na wschodzie zdecydowano się, zgodnie z później- nu, oddzielającym Tatry od Kotliny Zuberca (część Bruz­- szymi poglądami Paryskich (1995), poprowadzić grzbiet dy Podtatrzańskiej), aż do wylotu Doliny Zuberskiej (Po- główny od Szalonego Wierchu ku wschodowi, do Kobylego lana Brestowa). Stąd na północ, w poprzek grzbietu scho- Wierchu. W niektórych publikacjach (Radwańska-Paryska dzącego na zachód z Osobitej, poniżej jego spiętrzenia, do i Paryski, 1973; Jakubowski, 2000) prowadzi się go dalej na Doliny Błotnej. zachód (przez Hawrań), a potem na północ do Przełęczy Tatry ograniczone opisaną wyżej linią mają 789,93 km2 Zdziarskiej. Jednak przełęcz ta, podobnie jak Huciańska, powierzchni topograficznej. leży poza Tatrami, na granicy Magury Spiskiej, której z po- wodów geologicznych i topograficznych nie można uznać Główny grzbiet Tatr za przedłużenie Tatr. Przy założeniu, iż główny grzbiet Tatr oddziela północny skłon Tatr od południowego, prowadze- Główny grzbiet Tatr, zwany także – niezgodnie z geo- nie grzbietu przez Hawrań sprawia, że dolinami „południo- morfologicznym pojęciem grani – główną granią Tatr, wymi” stają się doliny północnego skłonu Tatr Bielskich (np. można określić jako linię wododzielną oddzielającą doliny Dolina do Regli). Drobną korektą w stosunku do publikacji należące do przeciwstawnych skłonów pasma: północne­ Paryskich (1995) jest zakończenie grzbietu na Kobylim go i południowego. Zagadnienie przebiegu głównych Wierchu, a nie u jego podnóża; spełnia to postulat kończenia grzbietów gór omówiono w innej pracy (Balon i Jodłowski, grzbietu głównego na konkretnym obiekcie topograficznym. 2015, w druku). Między innymi stwierdzono tam, że głów­- Północny skłon Tatr zajmuje 372,05 km2 (47,1% pasma), ny grzbiet cechuje góry o wydłużonym przebiegu, choć a południowy – 417,87 km2 (52,9% pasma), więc Tatry, niekoniecznie w każdym z nich występuje (nie ma go np. pomimo relatywnie krętego przebiegu grzbietu głów­nego, w Górach Choczańskich). Grzbiet główny powinien prze­ można uznać za góry orograficznie symetryczne. biegać wzdłuż całego pasma (a przynajmniej wzdłuż zna­­- Określenie szczegółowych granic Tatr i korekta prze- czącej większości); jego zakończeniami winny być konkret- biegu ich głównego grzbietu pozwoliły m.in. na weryfikację ne, punktowe obiekty, najlepiej wierzchołki lub przełęcze. podziału pasma na doliny walne, a zatem sięgające od gra- Zakończenie głównego grzbietu może – ale nie musi – sta- nic Tatr po ich grań główną; można wskazać 31 takich dolin nowić początek grzbietu sąsiadującego pasma górskiego. (tab. 1). Powierzchnia dolin walnych na skłonie północnym Grzbiet główny nie musi, jak to jest w Tatrach, w pełni to 285,83 km2 – 76,82% obszaru skłonu; resztę powierzch- pokrywać się z działem wodnym najwyższej rangi. ni zajmują doliny wierchowe (Klimaszewski, 1988), czyli Zgodnie z powyższymi zasadami główny grzbiet wchodzące w wysokogórską część Tatr, ale niedochodzące Tatr przebiega od Przełęczy Jaworzyńskiej (pomiędzy do głównego ich grzbietu, oraz doliny reglowe, mieszczące Jaworzyną a Golicą) na zachodzie po Kobyli Wierch się w całości w obrębie reglowej, średniogórskiej części Tatr. na wschodzie. Przełęcz Huciańska, najczęściej podawana Na skłonie południowym doliny walne zajmują 262,71 km2. w literaturze (Radwańska-Paryska i Paryski, 1973, 1995; Ja- Stanowi to 62,86% obszaru skłonu południowego; pozosta- kubowski, 2000) jako zachodni początek głównego grzbie- ła część to wyłącznie doliny wierchowe, gdyż na południu tu Tatr, odgranicza je od Pasma Kopca (części Pogórzy masywu Tatry Reglowe nie występują. Przedtatrzańskich, leżących na północ, a nie na zachód od Tatr). Warto zauważyć, że od Pasma Kopca oddziela Tatry Fizycznogeograficzna regionalizacja Tatr ponadto odrębny region fizycznogeograficzny – Bruzda Podtatrzańska (Balon i Jodłowski, 2014); właściwa Prze- Kolejnym krokiem było dokonanie fizycznogeograficz- łęcz Huciańska leży w obrębie tego regionu, a granica Tatr nej regionalizacji Tatr. Najpierw autorzy podzielili je, kory- przebiega przez Huciańską Przełęcz Wyżnią. Huciańska gując – za tzw. szkołą krakowską (Czeppe i German, 1979;

sekcja1_03-06k2.indd 15 2016-06-08 12:17:20 16

Tab. 1. Doliny walne Tatr (od zachodu ku wschodowi) Tab. 1. Main valleys of the Tatra Mts. (from west to east)

Nr Dolina walna Obszar [km2] Nr Dolina walna Obszar [km2]

skłon północny skłon południowy

1 Suchego Potoku 0,63 1 Sucha Sielnicka 3,14 2 Siwa (Siwego Potoku) 5,35 2 Jałowiecka 23,43 3 Przybyska 2,69 3 Żarska 18,09 4 Wolarska 2,80 4 Raczkowa 36,19 5 Zuberska 37,57 5 Kamienista 10,38 6 Chochołowska 34,35 6 Cicha Liptowska 55,47 7 Kościeliska 34,73 7 Koprowa 26,83 8 Małej Łąki 5,59 8 Mięguszowiecka 29,38 9 Bystrej 16,50 9 Batyżowiecka 6,76 10 Suchej Wody Gąsienicowej 22,13 10 Wielicka 12,40 11 Białki 65,82 11 Zimnej Wody 17,97 12 Jaworowa 39,75 12 Kieżmarska 17,47 13 Do Regli (Reglańska) 2,88 13 Czarna Rakuska 4,36 14 Kempy 2,71 14 Huczawa 0,84 15 Pod Koszary 5,27 16 Za Tokarnią 3,95 17 Sucha 3,12

Klimaszewski, 1988; Balon i in., 1995; Balon i Jodłowski, granitoidów – co skutkuje występowaniem śmiałych form 2005, 2014) – podział J. Kondrackiego (1978), na cztery rzeźby, zbliżonych charakterem do Tatr Wysokich. Tatry mezoregiony: Tatry Zachodnie, Tatry Reglowe, Tatry Wy- Zachodnie cechują się przewagą skał osad­ owych, przy czym sokie i Tatry Bielskie. Grupę Siwego Wierchu i Grupę Osobitej-Bobrowca budują Później opracowano podział na jednostki niższej rangi – głównie skały płaszczowin reglowych, a Masyw Kominiar­ mikroregiony (ryc. 1). W przypadku obszaru Tatr Polskich ski – skały wierchowe, co czyni ten region typowym masy- podział opiera się na wcześniejszej pracy J. Balona (2001), wem krasowym. Skały wierchowe budują również Masyw jednak ze znaczną korektą. Regionalizacja Tatr Słowackich Czerwonych Wierchów i Wierchy Goryczkowo-Kasprowe, ale została dokonana na potrzeby Atlasu Tatr, przy czym stara- podstawową rolę w rzeźbie odgrywa tu także obecność gra- no się nawiązać do istniejących podziałów Tatr Zachodnich nitoidowych czapek krystalicznych. Pierwsza z wymienio- (Lukniš i Mazur, 1978). Mikroregiony (łącznie 29) różnią nych jednostek cechuje się ponadto nakładaniem się rzeźby się od siebie głównie cechami rzeźby terenu (uwarunko- polodowcowej i krasowej. Pozostałe trzy mikroregiony są wanymi tektoniką i litologią, wysokością bezwzględną, zbudowane ze skał metamorficznych i charakteryzują się stopniem przekształcenia lodowcowego) oraz liczbą i stop­- występowaniem form polodowcowych, przy czym Wierchy niem rozwinięcia pięter krajobrazowych (tab. 2). Nazwy Tomanowo-Jamnickie oraz Masywy Barańca i Rosochy to mikroregionów należy traktować jako propozycję, która najwyżej wzniesione części Tatr Zachodnich, natomiast być może częściowo ulegnie zmianom, zanim zadomowi Kopy Liptowskie – choć do nich podobne – są niższe, lecz się w piśmiennictwie tatrzańskim. orograficznie łączą się z Tatrami Wysokimi; w związku Tatry Zachodnie, zbudowane głównie ze skał meta­mor­- z tym w niektórych pracach włącza się ten obszar do Tatr ficznych i osadowych wierchowych, reprezentują obszar Wysokich. wysokogórski z rozwiniętą piętrowością środowiska przy-­ Tatry Reglowe zbudowane są ze skał osadowych serii rodniczego. Maksymalne wysokości sięgają 2248 m n.p.m. reglowych i miejscami skał fliszu centralnokarpackiego. (Bystra). Łącznie Tatry Zachodnie zajmują 360,47 km2 W odróżnieniu od pozostałych mezoregionów tatrzańskich (45,64% powierzchni całego pasma). Dzielą się na dziewięć są to typowe góry średnie, o wysokościach bezwzględnych mikroregionów, które wyodrębniono przede wszyst­kim na tylko miejscami przekraczających 1500 m n.p.m. (Zad- podstawie cech morfologicznych, wynikających z odmien- nia Kopa, 1674 m n.p.m.). Łącznie zajmują 88,77 km2, nej budowy geologicznej i stopnia przeobrażenia lodow­ co stanowi 11,23% powierzchni Tatr. To typowy region cowego. Mikroregion Rohacze to jedyna jednostka w Ta- allochtoniczny, jego cechy w znacznej mierze wynikają trach Zachodnich, gdzie pojawia­ją się znaczące wychodnie z sąsiedztwa wyżej położonych części pasma. Tatry Reglowe

sekcja1_03-06k2.indd 16 2016-06-08 12:17:20 17

Tab. 2. Podział fizycznogeograficzny Tatr reglowej dolnej – skał płaszczowiny reglowej górnej, przy Tab. 2. Physico-geographical division of the Tatra Mts. czym w pierwszym z dwu wydzielonych regionów stopień komplikacji budowy geologicznej jest znacząco większy. Mezo­ Obszar Obszar Pozostałe regiony charakteryzują się występowaniem skał Mikroregiony regiony [km2] [km2] tylko płaszczowiny reglowej dolnej. Tatry Zakopiańskie, Grupa Siwego Wierchu 37,36 Grupa Kop Sołtysich i Tatry Jaworzyńskie składają się z jed- nej lub kilku grup górskich, stanowiących zakończenie Rohacze 45,7 grzbietów schodzących z Tatr Zachodnich lub Wysokich, Masywy Barańca i Rosochy 48,6 przy czym najbardziej odrębna w krajobrazie jest Grupa Grupa Osobitej-Bobrowca 30,57 Kop Sołtysich, a najwyższe są Tatry Jaworzyńskie. W doli­ nach je ograniczających występują allochtoniczne osady Wierchy Tomanowo- 119,82 polodowcowe. Obniżenie Suchowodzkie cechuje się niskimi Tatry -Jamnickie 360,47 wysokościami bezwzględnymi, w jego krajobrazie dominu- Zachodnie Masyw Kominiarski 6,84 ją formy i utwory morenowe. Masyw Czerwonych Tatry Wysokie zbudowane są głównie z granitoidów 20,08 Wierchów i stanowią klasyczny obszar wysokogórski o rzeźbie alpej- skiej, jednak pozbawiony współczesnego zlodowacenia. Wierchy Goryczkowo- 15,87 -Kasprowe Występuje tu w pełni wykształcona piętrowość środowiska przyrodniczego. Ponad 15 szczytów przekracza 2500 m Kopy Liptowskie 35,63 n.p.m., a kulminacja regionu – Gierlach (2655 m n.p.m.) – Tatry Orawicko-Witowskie 17,43 jest najwyższym wzniesieniem całych Karpat. Mezoregion 2 Tatry Kościeliskie 11,46 łącznie zajmuje 284,59 km (36,03% powierzchni Tatr) i dzieli się na 12 mikroregionów. Podstawą podziału są Tatry Tatry Zakopiańskie 20,2 88,77 różnice w maksymalnych wysokościach bezwzględnych Reglowe Obniżenie Suchowodzkie 12,84 (wpływających na liczbę pięter), a także powierzchnia Grupa Kop Sołtysich 12,25 zajmowana przez ściany skalne (co jest efektem układu orograficznego i historii rozwoju rzeźby obszaru, przede Tatry Jaworzyńskie 14,59 wszystkim wielkości przekształcenia lodowcowego). Do Grań Orlej Perci 12,84 jednostek z najwyższymi wysokościami i największym Masyw Waksmundzki 13,79 udziałem ścian skalnych należą: Masywy Gierlacha i Koń- czystej, Masywy Lodowego i Łomnicy oraz Masyw Mięgu­ Wierchy Pięciostawiańsko- 24,66 -Białczańskie szowiecki. Znacznie mniejszy, choć znaczący udział ścian skalnych cechuje Masywy Jaworowo-Kieżmarskie, Masywy Masyw Mięguszowiecki 13,9 Białczańsko-Zimnowodzkie i Grań Orlej Perci. W Masywie Grupa Krywania 56,86 Sławkowskim, Grupie Krywania i Masywie Waksmundz­ Masywy Gierlacha kim wśród stoków przeważają już stoki ze skałka­mi i stoki 46,07 i Kończystej pokrywowe. Wierchy Pięciostawiańsko-Białczańskie cha- Tatry rakteryzują się dodatkowo występowaniem rozległych den Masywy Białczańsko- Wysokie 284,59 22,34 dolinnych z wielkimi jeziorami polodowcowymi. Wierchy -Zimnowodzkie Rakuskie stanowią mikroregion bardzo dla Tatr Wysokich Grupa Szerokiej nietypowy z racji niskich wysokości bezwzględnych, jed- 11,5 Jaworzyńskiej nak na tyle rozległy, że trudno go włączyć go do innego Masyw Sławkowski 29,59 regionu. Ostatni, dwunasty mikroregion to Grupa Szerokiej Jaworzyńskiej, która cechuje się z kolei występowaniem Masywy Lodowego 30,78 i Łomnicy osadowych skał wierchowych; występują one pomiędzy granitoidami podłoża a granitoidami czapki krystalicznej. Masywy Jaworowo- 15,96 Tatry Bielskie to odrębna część Tatr, zbudowana wy- -Kieżmarskie łącznie ze skał osadowych. Chociaż skały te należą do serii Wierchy Rakuskie 6,3 reglowych, ich wysokość bezwzględna jest raczej typowa dla serii wierchowych; stąd wysokogórski charakter z for- Tatry Tatry Bielskie Zachodnie 22,18 56,1 mami polodowcowymi i krasowymi. Dzięki występowaniu Bielskie Tatry Bielskie Wschodnie 33,92 wysokiego – w wielu miejscach przekraczającego 2000 m n.p.m. (Hawrań, 2152 m n.p.m.) – i zwartego grzbietu dzielą się na sześć mikroregionów, wyróżnionych głównie głów­nego o przebiegu równoleżnikowym, są dobrze wi­doczne na podstawie budowy geologicznej oraz stopnia i rodzaju w krajobrazie. Tatry Bielskie to najmniejszy me­zoregion ta- oddziaływania wyższych części Tatr. Tatry Orawicko-Wi­ trzański; łącznie zajmują 56,1 km2, czyli 7,10% obszaru towskie i Tatry Kościeliskie cechują się brakiem utworów Tatr. Dzielą się na dwa mikroregiony. Tatry Bielskie Zachod­ polodowcowych oraz występowaniem – obok płaszczowiny nie są wyższe, silniej przekształcone przez zlodowacenie,

sekcja1_03-06k2.indd 17 2016-06-08 12:17:20 18

Objaśnienia / Explanations:

1 0 5 10 20 km 2

Ryc. 1. Regiony fizycznogeograficzne Tatr. Objaśnienia: 1 – granice mezoregionów, 2 – granice mikroregionów Fig. 1. Physicogeographical regions of the Tatra Mts. Explanations: 1 – boundaries of mesoregions, 2 – boundaries of microregions

a ich grzbiet główny ma profil zębaty. Nieco niższe Tatry Dlatego też – nie obawiając się rzetelnej polemiki na- Bielskie Wschodnie cechują się wyrównanym przebiegiem ukowej innych geografów – autorzy niniejszej pracy prag­ grzbietu głównego i większym udziałem form krasowych. ną wyrazić nadzieję, że przedstawione granice i podziały staną się z czasem szerzej znane i trafią do opracowań Podsumowanie innych dyscyplin naukowych, jak również do literatury przewodnikowej. Niniejsza praca bazuje na wieloletnich, prowadzonych już od początku lat 90. XX w., studiach autorów, którzy Literatura podstawili sobie za cel wyznaczenie granic Tatr, a także dokonanie ich szczegółowej regionalizacji fizycznogeogra­ Balon J., 1996, Północna granica Tatr (studium fizyczno­ ficznej. Praca nad granicami i regionami Tatr opiera się geograficzne) [w:] Kotarba A., Przyroda Tatrzańskiego częściowo na publikacjach wcześniejszych, jednak jest to Parku Narodowego a Człowiek, t. 1: Nauki o Ziemi, pierwsze szczegółowe opracowanie fizycznogeograficz­ne Kraków–Zakopane, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Tatr przeprowadzone według jednolitych kryteriów dla pol- Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi: 182–185. skiej i słowackiej części pasma. Wyniki prac zaprezentowa- Balon J., 2000, Z metodyki prowadzenia granic regionów nych w niniejszym artykule znajdują się również – w formie fizycznogeograficznych w górach, „Problemy Ekologii graficznej – w przygotowywanym Atlasie Tatr. Krajobrazu”, 7: 33–48. Jest to w założeniu opracowanie fizycznogeograficzne Balon J., 2001, Physicogeographical regionalization of the czy ekologiczno-krajobrazowe. Jednak autorzy chcieliby, Tatra National Park (Poland), „Ekologia” (Bratislava), aby trafiło do szerszego kręgu odbiorców: nie tylko bada- 20, Suppl. 4: 116–122. czy Tatr, ale też różnych ich użytkowników, przede wszyst- Balon J., German K., Kozak J., Malara H., Widacki W., Zia­- kim turystów. Rozmaite opracowania popularne, w tym ja W., 1995, Regiony fizycznogeograficzne [w:] War- przewodniki turystyczne, bazują często – choćby przy szyńska J. (red.), Karpaty Polskie, Kraków, Uniwersytet wyznaczaniu granic Tatr czy ich podziałów – na kryteriach Jagielloński: 117–130. pozaprzyrodniczych, których stosowanie prowadzi do geo- Balon J., Jodłowski M., 2005, Regionalizacja fizycznogeo­ graficznych niekonsekwencji, a miejscami nawet absurdów. graficzna pogranicza polsko-słowackiego, „Problemy Dość wspomnieć prowadzenie przyrodniczych granic Tatr Ekologii Krajobrazu”, 12: 69–76. wzdłuż drogi jezdnej, utrzymywanie, że wschodnie zakoń- Balon J., Jodłowski M., 2014, Regionalizacja fizycznogeo­ czenia Tatr tworzy przełęcz położona nie na wschodzie, graficzna Karpat Zachodnich – studium metodologiczn­ e lecz na północy czy też pomijanie istnienia na północy [w:] Ziaja W., Jodłowski M. (red.), Struktura środowiska części łańcucha odrębnego regionu Tatry Reglowe o rzeźbie przyrodniczego a fizjonomia krajobrazu, Kraków, Insty- średniogórskiej, wskutek czego identyczne przyrodniczo tut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ: 85–106. masywy Gęsiej Szyi i Łysanek zaliczane są do wysokogór- Balon J., Jodłowski M., 2016 [w druku], Grzbiet główny skich, a przy tym zupełnie odmiennych regionów Tatry Tatr – studium metodologiczne, Kraków, Centralny Wysokie i Tatry Zachodnie. Ośrodek Turystyki Górskiej.

sekcja1_03-06k2.indd 18 2016-06-08 12:17:20 19

Czeppe Z., German K., 1979, Regiony fizycznogeograficzne Jodłowski M., 2002, Typologia granic fizycznogeograficznych [w:] Atlas Województwa Miejskiego Krakowskiego, Kra- jako podstawa wyznaczenia zachodniej granicy Tatr, ków, PAN. „Czasopismo Geograficzne”, 4: 231–244. Eljasz-Radzikowski S., 1900, Pogląd na Tatry, Kraków, Wy­ Klimaszewski M., 1988, Rzeźba Tatr Polskich, Warszawa, PWN. dawnictwo Anczyc i Spółka. Kondracki J., 1978, Karpaty, Warszawa, PWN. Jakubowski R. (red.), 2000, Bedeker tatrzański, Warszawa, Lukniš M., Mazur E., 1978, Geomorfologické členenie Slo­ PWN. venska, „Geografický časopis”, 30: 3–35. Jodłowski M., 2001, Western border of the Tatra Mts. in con­ Radwańska-Paryska Z., Paryski W. H., 1973, Encyklopedia nection to the border of Tatra National Park (TANAP), Tatrzańska, Warszawa, Sport i Turystyka. „Ekologia” (Bratislava), 20, Suppl. 4: 110–115. Radwańska-Paryska Z., Paryski W. H., 1995, Wielka ency­ klopedia tatrzańska, Poronin, Wydawnictwo Górskie.

sekcja1_03-06k2.indd 19 2016-06-08 12:17:20 sekcja1_03-06k2.indd 20 2016-06-08 12:17:20 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Typy środowiska Tatr w skali przeglądowej

The types of the natural environment in the Tatra Mountains at mesoscale

Jarosław Balon, Miłosz Jodłowski, Paweł Krąż

Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków; e-mail: [email protected], [email protected], [email protected]

Streszczenie overlapping in ArcMap software thematic maps of spatial orders: physico-geographical belts, altitudinal zonality and Niniejszy artykuł prezentuje typologię środowiska przy­- morphological sequence. Generalization was forced by rodniczego Tatr w skali przeglądowej. Przesłanką do przy- a scale of Atlas (1:100 000) and the number of categories gotowania typologii stało się opracowywanie przez TPN was reduced in the maps of spatial orders. Six physico-geo-­ Atlasu Tatr. Mapa typów środowiska powstała przez nało- graphical belts, three altitudinal zones and five catego- żenie na siebie w programie ArcMap wektorowych warstw ries of morphological sequence were distinguished. As tematycznych zawierających mapy trzech porządków prze­- a result, instead of few hundred potential types of natural strzennych: pasowości, piętrowości i sekwencji morfolo- environment, 90 potential categories were distinguished, gicznej Tatr. Z uwagę na skalę opracowania (1:100 000) out of which 72 were present in the Tatra Mts. Each type nie­zbędna była generalizacja map, polegająca głównie na was marked by a code consisting of capital letters (belts), zmniejszeniu liczby wydzieleń na mapach poszczególnych a small letter (altitudinal zones) and a digit (morphological porządków przestrzennych. Ostatecznie wyróżniono sześć sequence). The map of types is the first elaboration of the rodzajów pasów fizycznogeograficznych, trzy piętra i pięć structure of the natural environment of the whole Tatra elementów sekwencji morfologicznej. W efekcie w miejsce Mts. Although the picture is slightly simplified, it might potencjalnych kilkuset typów środowiska (które mogłyby serve as a basis for more detailed studies on functioning, wystąpić w skali bardziej szczegółowej) uzyskano 90 poten- dynamics and stability of the natural environment as well cjalnych wydzieleń, spośród których stwierdzono istnienie as human impact and environmental vulnerability. 72. Każdy typ został oznaczony kodem – składającym się z dużej litery lub dużych liter (pasowość), małej litery (pię­- Keywords: Types of environment, spatial orders, phy­ trowość) i cyfry (element sekwencji morfologicznej). Ma-­ sico-g­ eographical belts, vertical zonality, morphological pa typów znajduje się w Atlasie Tatr i jest pierwszym opra-­ sequence, Tatra Mts. cowaniem struktury środowiska przyrodniczego ca­łego obszaru tych gór. Nawet jeśli powstał obraz nieco uprosz- Wprowadzenie czony, zawsze może on stać się podstawą opracowań do­- kładniejszych. Wyróżnione typy mogą być również punk- Podstawowym sposobem holistycznego spojrzenia na tem wyjścia studiów dotyczących funkcjonowania, dyna- środowisko przyrodnicze jest przeprowadzenie typologii miki, przemian i stabilności środowiska przyrodniczego fizycznogeograficznej; jest ona najważniejszą procedurą oraz stanowić pola podstawowe dla badań antropopresji pozwalającą na dokonanie podziału i systematyzacji jed- i podatności środowiska na różne rodzaje oddziaływania nostek przyrodniczych. Typologię przygotowuje się na człowieka. podstawie podobieństw, określanych za pomocą sprecy- zowanych kryteriów przyjętych dla konkretnego terenu. Słowa kluczowe: typy środowiska, porządki przestrzen- Wyróżnienie typów środowiska (zwanych też typami krajo- ne, pasowość, piętrowość, sekwencja morfologiczna, Tatry brazu) w Tatrach jest szczególnie trudne – z racji złożoności środowiska przyrodniczego należałoby stosować szereg Abstract kryteriów. Nawet ograniczenie ich do kilku (z podziałem na kilkanaście wydzieleń) powoduje, że potencjalna liczba This paper focuses on a typology of natural environ- typów sięga stu kilkudziesięciu. Dlatego niezbędne jest, co ment of the Tatra Mts. in mesoscale. The typological map, już sygnalizowano w innej pracy (Balon, 2010), dokona- designed for Atlas of the Tatra Mountains, was a result of nie odrębnej typologii w dwu skalach: przeglądowej (dla

sekcja1_03-06k2.indd 21 2016-06-08 12:17:20 22

całych Tatr) i szczegółowej (dla poszczególnych ich części, przyrodniczego, które w Tatrach zmieniają się w układzie np. dolin). pasowym, należą m.in.: litologia, odporność skał, odczyn Niniejsza praca zawiera – wykonaną przez szerszy ze- podłoża, wysokości bezwzględne i względne, typ rzeźby, spół – typologię środowiska przyrodniczego w skali przeglą- część procesów morfogenetycznych, rodzaj i zasobność dowej. Przesłanką do jej przygotowania stało się opracowy- wód podziemnych, wielkość retencji wód, rodzaj wód po-­ wanie przez TPN Atlasu Tatr, do którego wykonano mapę wierzchniowych, typy i gatunki gleb, rodzaje sied­lisk i zwią- typów krajobrazu. Stosowano metodę dedukcyjną (Balon zane z nimi rodzaje zbiorowisk roślinnych. Zróżnicowaniem i in., 2015) i bazowano na wcześniejszym wyróżnieniu trzech pasowym elementów środowiska przyrod­niczego Tatr zaj­- porządków przestrzennych Tatr: pasowości, piętrowości mowali się głównie geolodzy (Passendor­fer, 1974), geo- środowiska oraz sekwencji morfologicznej (Balon, 2009). morfolodzy (Klimaszewski, 1972, 1988) i hydrolodzy (Wit- -Jóźwik, 1974). Opisywano też wpływ typowo pasowej ce- Metoda chy środowiska, czyli odczynu podłoża, na gle­by (Skiba, 1985) i świat biotyczny (Radwańska-Paryska, 1974). Mapa typów środowiska przyrodniczego powstała Szczegółową charakterystykę pasowości polskiej czę- przez nałożenie na siebie w programie ArcMap wykona­ ści Tatr przedstawił J. Balon (2002), który wyróżnił cztery nych wcześniej wektorowych warstw tematycznych zawie­ pasy fizycznogeograficzne: krystaliczny, wierchowy, reglo- rających mapy pasowości, piętrowości i sekwencji morfolo- wy i fliszowy. Te same cztery pasy występują na obszarze gicznej Tatr. Roboczo nazwano je tu mapami cząstkowymi. całych Tatr (ryc. 1), przy czym w ich obrębie istnieje kilka Konieczna była wstępna generalizacja tych map, ze względu obszarów przejściowych, o cechach wspólnych dla dwóch na skalę opracowania mapy końcowej (1:100 000). Gene- sąsiadujących pasów: krystalicznego i wierchowego oraz ralizacja nie polegała wyłącznie na – typowych dla opra- wierchowego i reglowego. Ponieważ obszary te zajmują cowań kartograficznych – uproszczeniach przebiegu linii znaczne przestrzenie Tatr, potraktowano je jako osobne ograniczających poszczególne wydzielenia oraz włączaniu wyróżnienia. Pasów jest zatem sześć: jednostek zbyt małych, by zaznaczały się w skali opraco- 1. Pas krystaliczny (K) obejmuje obszary paleozoiczne- wania, do sąsiadujących jednostek większych, lecz przede go trzonu krystalicznego Tatr i stanowi blisko ⅔ (65,10%) wszystkim na celowym ograniczeniu liczby wydzieleń na ich powierzchni topograficznej. Jest to najwyższa i naj- mapach cząstkowych. Ograniczono przede wszystkim licz­ bardziej wysokogórska część Tatr. Gleby i siedliska mają bę wydzieleń w obrębie sekwencji morfologicznej i piętro- charakter bezwęglanowy. wości. Uznano bowiem, że większa liczba wydzieleń będzie 2. Pas wierchowy (W) występuje w obrębie skał me- odpowiedniejsza do map typów środowiska wykonywa- zozoicznych serii wierchowych i zajmuje 7,53% obszaru nych w skali szczegółowej. Tatr. Jest to również wysokogórska część Tatr, cechująca Ograniczenia wydzieleń dokonano za pomocą narzę­ się dużym udziałem form krasowych. Przeważają gleby dzia Dissolve, służącego do agregacji poligonów o po­dob-­ i siedliska węglanowe. ­nych atrybutach. Proces konstrukcji mapy typów środo- 3. Pas wierchowy z czapkami krystalicznymi (WK) ma wiska polegał na nakładaniu zestawów obiektów geogra- cechy pasa wierchowego i krystalicznego. Obszary te (czap- ficznych (poligonów z przypisanymi atrybutami, a więc ka Goryczkowej i czapka Szerokiej Jaworzyńskiej) zajmują konkretnymi cechami) na inne zestawy – wykorzystano 3,92% powierzchni Tatr. Jest to także obszar wysokogórski. polecenie Union. Rezultatem tej operacji było wygenerowa- Cechuje się mozaiką gleb i siedlisk. nie mapy jednostek przestrzennych. W końcowym etapie 4. Pas reglowy (R), występujący w obrębie mniej od- zsumowano także atrybuty z poprzednich map cząstko- pornych mezozoicznych serii reglowych; zajmuje 11,54% wych i przyporządkowano je do odpowiednich jednostek obszaru Tatr. Jest to średniogórska część Tatr o znacząco przestrzennych. W efekcie w miejsce kilkuset potencjal- mniejszych wysokościach bezwzględnych. Przeważają gleby nych typów środowiska (które mogłyby wystąpić w skali i siedliska węglanowe. bardziej szczegółowej) uzyskano łącznie 90 potencjalnych 5. Pas reglowy o krajobrazie wysokogórskim (RW) – wydzieleń. Dodatkowo udało się wykonać pierwsze opra­ w obrębie potencjalnie mniej odpornych skał serii reg­lowych cowania porządków przestrzennych całego obszaru Tatr występują tu obszary o wysokościach przekracza­jących (ryc. 1–3); nawet jeśli są to obrazy uproszczone, mogą nawet 2000 m n.p.m. Być może wiąże się to z pe­ry­fe­ryj-­ stanowić podstawę opracowań bardziej szczegółowych. nym położeniem terenów, a w konsekwencji – niezbyt in­ tensywną denudacją. Obszary te (Tatry Bielskie i grupa Wyniki Siwego Wierchu) zajmują 9,52% Tatr. Przeważają gleby i siedliska węglanowe. Porządek pasowy. Pasowość fizycznogeograficzna to 6. Pas fliszowy (F), występujący w obrębie skał fliszu porządek polegający na występowaniu równoległych do centralnokarpackiego, zajmuje 2,38% powierzchni Tatr. siebie pasów krajobrazowych, z których każdy cechuje Ce­chuje się rzeźbą średniogórską oraz przewagą gleb i sie- się odmiennym charakterem środowiska (Balon, 2009). dlisk bezwęglanowych. Cechą przewodnią pasowości jest zróżnicowanie budo- Porządek piętrowy. Piętrowość to zjawisko prawidłowej wy geologicznej; w przypadku Tatr pasy nawiązują do zmienności środowiska, związane ze zróżnicowaniem wyso- głównych jednostek tektonicznych. Do cech środowiska kości bezwzględnej (Balon, 1991). Czynnikiem przewodnim

sekcja1_03-06k2.indd 22 2016-06-08 12:17:20 23

K W WK l R s RW 0 5 10 20 km 0 5 10 20 km a F

Ryc. 1. Pasy fizycznogeograficzne Tatr (Objaśnienia: Ryc. 2. Piętra fizycznogeograficzne Tatr (Objaśnienia: K – krystaliczny, W – wierchowy, WK – wierchowy l – piętro leśne, s – piętro subalpejskie, a – piętro alpejskie) z czapkami krystalicznymi, R – reglowy, RW – reglowy Fig. 2. The physicogeographical vertical zones in the Tatra Mts. o krajobrazie wysokogórskim, F – fliszowy) (Explanation: l – montane (forest), s – subalpine, a – alpine) Fig. 1. The physicogeographical belts in the Tatra Mts. (Explanation: K – crystalline, W – high-tatric, WK – high-tatric/ crystalline, R – sub-tatric, RW – sub-tatric/high-tatric, F – flysch względnej (Balon, 2009). W górach najniższym elementem sekwencji jest najczęściej dno doliny, stanowiące bazę de- nudacyjną, niekiedy też podnóże stoku opadającego ku ko- jest tu wysokość bezwzględna; wraz z jej wzrostem zmieniają tlinie. Ponad nie wznoszą się kolejno odcinki stoków o róż- się stosunki klimatyczne (Hess, 1974) i wodne, gleby (Skiba, nym charakterze i wierzchowiny grzbietów, tworzące katenę 1985), szata roślinna (Radwańska-Paryska, 1974) i świat stokową. Spośród cech środowiska do wysokości nad bazę zwierzęcy, a także niektóre procesy morfogenetyczne. Efek- denudacyjną nawiązują m.in.: zróżnicowanie form terenu tem jest występowanie pięter fizycznogeograficznych o róż- i spadków, procesy morfogenetyczne, mezoklimat, stosunki nych cechach środowiska. W Tatrach badaniem piętrowości, wodne oraz zróżnicowanie glebowe i roślinne. głównie różnych komponentów środowiska, zajmowali się W Tatrach opisywane tu zróżnicowanie było przed- liczni badacze (m.in. Pawłowski, 1959; Klimaszewski, 1967; miotem badań przede wszystkim geomorfologów (Kotar- Gerlach, 1970; Hess, 1974; Radwańska-Paryska, 1974; Ski- ba, 1976, 1987; Kalicki 1986, 1989) i hydrologów, którzy ba, 1985; Kotarba, 1987). Piętra fizycznogeograficzne pol- opisywali je jako piętra hydrograficzne (Wit-Jóźwik, 1974; skiej części Tatr opisane zostały w pracy J. Balona (2000). Ziemońska, 1974). Z uwagi na szereg czynników (m.in. Wyróżniono tam cztery piętra fizycznogeograficzne: leśne, zróżnicowanie wysokości i charakteru den dolin, długości kosodrzewiny (subalpejskie), alpejskie i subniwalne. W ni- i deniwelacji stoków, rodzaju i odporności skał) porządek niejszym opracowaniu, z uwagi na jego przeglądową skalę, morfologiczny to najbardziej złożony porządek przestrzen- połączono – podobnie jak czyni to S. Skiba (1985) – piętro ny w Tatrach. Dlatego też liczba podstawowych elementów alpejskie i subniwalne w jedno piętro alpejskie (wysokogór- sekwencji morfologicznej jest znacząco większa. W pracach skie). Zastosowano zatem trzy wyróżnienia (ryc. 2): J. Balona (1993, 2010) wykonywanych w skali szczegółowej 1. Piętro leśne (l) odpowiada piętrom klimatycznym (1:10 000), wyróżniono ich 12: wierzchowiny, stoki urwiste, umiarkowanie chłodnemu i chłodnemu (Hess, 1974) oraz stoki strome ze skałkami, stoki strome gładkie, stoki pokry- piętrom regla dolnego i górnego (Radwańska-Paryska, te materiałem morenowym, stoki usypiskowe, pochylone 1974). Sięga do górnej granicy lasu, mającej miejscami dna kotłów glacjalnych i nisz niwalnych, stożki glacifluwial- charakter linijny, miejscami zaś – strefowy; zajmuje ponad ne, aluwialne dna dolin, morenowe dna dolin, skalne dna połowę (56,55%) powierzchni topograficznej Tatr. dolin, dna dolin zajęte przez jeziora górskie. W obecnym 2. Piętro subalpejskie (s) odpowiada bardzo chłodnemu opracowaniu, w skali przeglądowej, ograniczono liczbę piętru klimatycznemu M. Hessa (1974) i piętru kosodrze- elementów sekwencji do pięciu (ryc. 3): winy (Radwańska-Paryska, 1974). Sięga do górnej granic­ y Stoki urwiste (1) obejmują ściany i stoki skalne, czyli kosodrzewiny, mającej w wielu miejscach charakter sze-­­ stoki o spadkach przekraczających 45°; zajmują 13,1% po- rokiego ekotonu (Jodłowski, 2007); zajmuje 23,69% po- wierzchni topograficznej Tatr 1. wierzchni Tatr. Stoki pokrywowe (2) obejmują stoki pokryte mate­ria­ 3. Piętro alpejskie (a) odpowiada piętrom klimatycz- łem skalnym, czy to usypiskowym (piargi), czy to zwie- nym umiarkowanie zimnemu i zimnemu, a miejscami – trzelinowym (gołoborza), z wyłączeniem materiału more- nawet bardzo zimnemu (Hess, 1974) oraz piętrom alpej- nowego; zajmują 13,03% powierzchni topograficznej Tatr. skiemu i turniowemu (Radwańska-Paryska, 1974); zajmuje 19,76% powierzchni topograficznej Tatr. Porządek morfologiczny (sekwencja morfologiczna) to 1 Warto zauważyć, że rzeczywista powierzchnia stoków porządek przestrzenny przejawiający się zróżnicowaniem urwi­stych, z racji znacznego spadku, jest przynajmniej dwukrot- środowiska przyrodniczego w nawiązaniu do wysokości nie większa.

sekcja1_03-06k2.indd 23 2016-06-08 12:17:20 24

Stoki skalno-pokrywowe (3) obejmują pozostałe stoki Zastosowana metoda wyróżniania typów środowiska o spadkach poniżej 45°; kategoria ta obejmuje prawie po- przyrodniczego może być podstawą wyróżnień wykony- łowę (49,44%) powierzchni topograficznej Tatr. wanych w skalach dokładniejszych. Należy jedynie zwięk- Morenowe stoki i den dolin (4) obejmują – oprócz szyć liczbę wydzieleń w trzech porządkach przestrzennych. stoków i den dolin pokrytych materiałem morenowym – Opracowanie takie przygotowano wcześniej przykładowo dla obszary zajęte przez jeziora górskie; zajmują łącznie 18,30% zachodniej części Tatr Polskich (Balon 2010). W miarę po- powierzchni topograficznej Tatr. trzeb można je wykonać dla innych obszarów Tatr, a także, na Aluwialne dna dolin (5) obejmują – poza holoceńskimi podstawie istniejących danych, dla innych obszarów górskich. dnami dolin – obszary stożków glacifluwialnych; łącznie Omawiana mapa typów środowiska przyrodniczego stanowią 6,13% powierzchni topograficznej Tatr. Tatr jest co prawda klasycznym opracowaniem z dziedzi- W opracowaniu pominięto wierzchowiny grzbietów ny struktury środowiska, jednak – w intencji autorów – górskich, jako jednostki niemieszczące się w skali mapy. może być też podstawą bardziej szczegółowych studiów Typy środowiska powstały na skutek nakładania na dotyczących jego funkcjonowania, dynamiki, przemian siebie trzech opisanych wyżej porządków przestrzennych: i stabilności. Wydzielone jednostki mogą również posłuży­ ć jako pola podstawowe dla badań antropopresji i po­datności środowiska na różne rodzaje oddziaływania czło­wieka.

Literatura

Balon J., 1991, Piętrowość w środowisku przyrodniczym Tatr, „Czasopismo Geograficzne”, 62, 4: 283–299. Balon J., 1993, Struktura i funkcjonowanie polskiej części 1 zlewni Białki w Tatrach, Kraków, Instytut Geografii Uni­- 2 3 wersytetu Jagiellońskiego. 4 0 5 10 20 km Balon J., 2000, Piętra fizycznogeograficzne Polskich Tatr, „Pra­- 5 ce Geograficzne Uniwersytetu Jagiellońskiego”, 105: 211– 233. Ryc. 3. Elementy sekwencji morfologicznej w Tatrach Balon J., 2002, Pasowość fizycznogeograficzna Polskich Tatr Objaśnienia: 1 – stoki urwiste, 2 – stoki pokrywowe, [w:] Górka Z., Jelonek A., (red.), Geograficzne uwarun­ 3 – stoki skalno-pokrywowe, 4 – morenowe stoki i dna kowania rozwoju Małopolski, Kraków: 111–116. dolin, 5 – aluwialne dna dolin Balon J., 2009, Porządki przestrzenne – syntetyczna wizja­ Fig. 3. Units of morphological sequence in the Tatra Mts. krajobrazu, „Problemy Ekologii Krajobrazu”, 23: 61–70. Explanation: 1 – rockwalls, 2 – derbis slopes, 3 – debris-mantled Balon J., 2010, Typy krajobrazu jako narzędzie gospodaro­ slopes, 4 – moraine slopes and valley floors, 5 – alluvium-filled valley floors wania środowiskiem przyrodniczym Tatr [w:] Krzan Z. (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Czło- wiek, t. 3: Człowiek i środowisko, Zakopane, Tatrzański pasowości (sześć wydzieleń), piętrowości (trzy wydzielenia) Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk i elementów sekwencji morfologicznej (pięć wydzieleń). o Ziemi: 107–113. Spośród 90 teoretycznie możliwych jednostek stwierdzono Balon J., Jodłowski M., Krąż P., 2015, Typy środowiska przy­ istnienie 72. Każdy z typów został oznaczony kodem – zło- rodniczego Tatr, plansza VII.1 [w:] Atlas Tatr. Przyroda żonym z dużej litery lub dużych liter (pasowość), małej lite- nieożywiona, Zakopane, Tatrzański Park Narodowy. ry (piętrowość) i cyfry (element sekwencji morfologicznej). Gerlach T., 1970, Etat actuel et methodes sur les processus Przykładowo: Ka5 oznacza aluwialne dna dolin (5) poło- morphogenetiques actuals sur le fond des etages clima­ żone w piętrze alpejskim (a) i w pasie krystalicznym (K). tiques et vegetaux dans les Carpates Polonaises, „Studia Zestaw wyróżnionych w ten sposób typów zamieszczono Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, 4: 47–63. w tab. 1. Szczegółowa mapa typów znajduje się w Atlasie Hess M., 1974, Piętra klimatyczne Tatr, „Czasopismo Geo- Tatr (Balon i in., 2015). graficzne”, 45, 1: 75–95. Jodłowski M., 2007, Górna granica kosodrzewiny w Tatrach, Podsumowanie na Babiej Górze i w Karkonoszach – struktura i dynami­ ka ekotonu, Kraków, Wydawnictwo Instytutu Geog­­ rafii Uzyskana mapa jest pierwszym opracowaniem struktu- i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagiellońskiego. ry środowiska przyrodniczego całego obszaru Tatr. Mimo Kalicki T., 1986, Funkcjonowanie systemów wysokogórskich znacznej liczby wyróżnionych typów stanowi uproszczony na przykładzie Tatr, „Zeszyty Naukowe Uniwersytetu obraz środowiska tych gór, co wiąże się z niezbędną gene- Ja­giellońskiego – Prace Geograficzne”, 67. ralizacją opracowania (skala 1:100 000). Ów uproszczony Kalicki T., 1989, Piętrowe zróżnicowanie typów geokom­ obraz jest jednak potrzebny, przede wszystkim ze względu pleksów w zlewni Morskiego Oka w Tatrach, „Zeszyty na jego porównywalność z innymi mapami zawartymi Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego – Prace Geo- w Atlasie. graficzne”, 73.

sekcja1_03-06k2.indd 24 2016-06-08 12:17:20 25

Tab. 1. Typy środowiska przyrodniczego Tatr (Objaśnienia: zob. ryc. 1–3) Tab. 1. The types of natural environment in the Tatra Mts. (Explanation: see fig. 1–3)

Obszar Udział w powierzchni Liczba Obszar Udział w powierzchni Liczba Nr Symbol Nr Symbol [ha] Tatr [%] jednostek [ha] Tatr [%] jednostek 1 Fl3 274 0,03 5 37 RWl3 2185 0,28 43 2 Fl4 15994 2,03 51 38 RWl4 48975 6,20 27 3 Fl5 637 0,08 8 39 RWl5 2403 0,30 18 4 Fl6 1532 0,19 22 40 RWl6 1798 0,23 17 5 Ka2 61750 7,82 135 41 RWs2 781 0,10 16 6 Ka3 37674 4,77 232 42 RWs3 1199 0,15 27 7 Ka4 24599 3,12 99 43 RWs4 10364 1,31 5 8 Ka5 12329 1,56 330 44 RWs5 716 0,09 12 9 Ka6 122 0,02 8 45 RWs6 204 0,03 5 10 Kl2 4269 0,54 19 46 Wa2 1487 0,19 12 11 Kl3 24329 3,08 119 47 Wa3 213 0,03 11 12 Kl4 104639 13,25 79 48 Wa4 590 0,07 15 13 Kl5 66357 8,40 187 49 Wa5 119 0,02 4 14 Kl6 35352 4,48 142 50 WKa2 3665 0,46 15 15 Ks2 18728 2,37 96 51 WKa3 778 0,10 15 16 Ks3 28059 3,55 202 52 WKa4 6109 0,77 20 17 Ks4 66032 8,36 94 53 WKa5 419 0,05 11 18 Ks5 28148 3,56 240 54 WKl2 182 0,02 6 19 Ks6 2190 0,28 45 55 WKl3 1916 0,24 20 20 Ra2 93 0,01 2 56 WKl4 3708 0,47 17 21 Ra4 33 0,00 1 57 WKl5 2236 0,28 28 22 Rl2 829 0,10 5 58 WKl6 490 0,06 11 23 Rl3 1208 0,15 45 59 WKs2 1001 0,13 11 24 Rl4 65948 8,35 42 60 WKs3 2191 0,28 19 25 Rl5 16175 2,05 26 61 WKs4 6244 0,79 14 26 Rl6 3927 0,50 34 62 WKs5 1990 0,25 13 27 Rs2 457 0,06 4 63 Wl2 3839 0,49 11 28 Rs3 50 0,01 4 64 Wl3 1526 0,19 37 29 Rs4 2206 0,28 8 65 Wl4 23944 3,03 36 30 Rs5 144 0,02 2 66 Wl5 8681 1,10 35 31 Rs6 2 0,00 1 67 Wl6 2404 0,30 24 32 RWa2 1195 0,15 17 68 Ws2 5043 0,64 12 33 RWa3 480 0,06 14 69 Ws3 933 0,12 29 34 RWa4 4528 0,57 2 70 Ws4 6428 0,81 24 35 RWa5 19 0,00 1 71 Ws5 4189 0,53 30 36 RWl2 239 0,03 10 72 Ws6 99 0,01 8

Klimaszewski M., 1967, Polskie Karpaty Zachodnie w okre­ Klimaszewski M., 1988, Rzeźba Tatr Polskich, Warszawa, sie czwartorzędowym [w:] Galon R., Dylik J. (red.), PWN. Czwartorzęd Polski, Warszawa, PWN: 431–497. Kotarba A., 1976, Współczesne modelowanie węglanowych Klimaszewski M. (red.), 1972, Geomorfologia Polski, t. 1: sto­ków wysokogórskich na przykładzie Czerwonych Pol­ska Południowa. Góry i wyżyny, Warszawa, PWN. Wier­chów w Tatrach Zachodnich, „Prace Geograficzne

sekcja1_03-06k2.indd 25 2016-06-08 12:17:21 26

Instytutu Geografii i Przestrzennego Zagospodarowa- Radwańska-Paryska Z., 1974, Roślinność tatrzańska, „Cza- nia PAN”, 120. sopismo Geograficzne”, 45, 1: 47–62. Kotarba A., 1987, Geoecological belts [w:] High-mountain de­ Skiba S., 1985, Rola klimatu i roślinności w genezie gleb na nudational system of the Polish Tatra Mountains, „Geo­- przykładzie gleb górskich w Tatrach polskich i z gór Mon­ graphical Studies” (Instytut Geografii i Przestrzennego golii, „Zeszyty Naukowe Akademii Rolniczej. Rozprawy Zagospodarowania PAN), Special Issue 3: 38–44. Habilitacyjne”, 99. Passendorfer E., 1974, Doliny Tatr na tle budowy geologicz­ Wit-Jóźwik K., 1974, Hydrografia Tatr Wysokich, „Doku- nej, „Czasopismo Geograficzne”, 45, 1: 9–30. mentacja Geograficzna PAN”, 5. Pawłowski B., 1959, Szata roślinna gór polskich [w:] Sza- Ziemońska Z., 1974, O hydrografii polskich Tatr, „Czasopi- fer W. (red.), Szata roślinna Polski, Warszawa, PWN. smo Geograficzne”, 55, 1: 63–74.

sekcja1_03-06k2.indd 26 2016-06-08 12:17:21 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Zróżnicowanie temperatury powietrza na górnej granicy lasu w Dolinie Suchej Wody

Spatial and temporal variability of air temperature on the upper limit of the forest in Sucha Woda Valley

Jarosław Baranowski 1, Stanisław Kędzia 2

1 Polska Akademia Nauk, Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania, Zakład Geoekologii i Klimatologii, ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa, e-mail: [email protected] 2 Polska Akademia Nauk, Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania, Zakład Badań Geośrodowiska, ul. św. Jana 22, 31-018 Kraków, e-mail: [email protected]

Streszczenie Abstract

W 2007 r. rozpoczęto badania zależności między rzeźbą The research dealing with relationships between relief terenu a temperaturą powietrza przy górnej, zwartej gra- and air temperature in the belt of upper limit of the forest nicy lasu w rejonie Doliny Suchej Wody. Badania prowa- were begun in 2007 in Sucha Woda Valley. The measuring dzono na stanowiskach usytuowanych na odcinku od stacji sites were distributed between the research station of the Instytutu Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania Institute of Geography and Spatial Organization at Hala PAN na Hali Gąsienicowej po Dolinę Pańszczycy. Ponieważ Gąsienicowa and Pańszczyca Valley. All sites were located wszystkie stanowiska pomiarowe znajdowały się w lesie, few meters below forest-open area border. In 2011 addi- kilka metrów poniżej jego górnej granicy, w 2011 r. prze- tional sites were established just inside forest and in close prowadzono pomiary porównawcze: w trzech miejscach open area (covered by dwarf mountain pine – Pinus mugo) zlokalizowano stanowiska pomiarowe zarówno tuż poni- to examine spatial and temporal dynamic of air tempera- żej, jak i tuż powyżej górnej granicy lasu. Celem takiego ture changes in different relief units. The measurements rozmieszczenia punktów pomiarowych było wychwycenie were carried out with the digital mini HOBO Pro data różnic w przebiegu temperatury w lesie i terenie otwar- loggers from 26 May 2011 till 24 Oct 2011. Air temperature tym (kosodrzewinie) przy górnej granicy lasu. Pomiary was registered every hour. The lowest mean daily temper- temperatury powietrza były wykonywane od 26 maja do ature was found for forest growing in the gully bottom. 24 października 2011 r. – co godzinę, przez całą dobę, za However, the lowest minimum and the highest maximum pomocą cyfrowych rejestratorów usytuowanych w dnie i na temperatures and consequently it the greatest amplitude zboczach wklęsłej formy terenu (w rynnie). Ze wszystkich were registered in gully bottom covered by Pinus mugo. stanowisk pomiarowych najniższą średnią dobową tempe- Open area close to forest limit is also characterised by the raturę zarejestrowano w lesie w dnie rynny. Jednakże naj- greatest number of days with temperature below 0ºC. The niższymi wartościami temperatury minimalnej i średniej results suggest that trees inside forests have more suitable minimalnej charakteryzowało się stanowisko w dnie rynny microclimatic conditions for growing in comparison to w kosodrzewinie. Odznaczało się ono również najwyższą individual trees occurring over upper forest border. temperaturą maksymalną i średnią maksymalną. Taki roz- kład temperatury dowodzi, że największym amplitudom Keywords: Tatra Mts, upper limit of the forest, air temperatury poddane są rośliny rosnące w dnach wklęsłych temperature form tuż przed zwartą ścianą lasu. Także przed zwartą ścianą lasu występuje najwięcej dni z ujemną temperaturą Wprowadzenie minimalną. Można więc wnioskować, iż drzewa rosnące tuż poniżej zwartej, górnej granicy lasu mają znacznie ko- Literatura dotycząca piętrowości roślinnej Tatr jest rzystniejsze warunki do rozwoju niż pojedyncze drzewa bar­dzo bogata, trudno więc wymienić wszystkie prace powyżej tej granicy. dotyczące tego zagadnienia. Do najważniejszych publika-­ cji związa­nych głównie z przebiegiem górnej granicy lasu Słowa kluczowe: Tatry, górna granica lasu, tempera- i kos­o­drze­winy zaliczyć należy prace M. Sokołowskiego tura powietrza (1928), J. Fabijanowskiego (1955), B. Pawłowskiego (1972),

sekcja1_03-06k2.indd 27 2016-06-08 12:17:21 28

S. Mycz­kowskiego (1964), M. Hessa (1965, 1974), W. Szafera pomiarowych (ryc. 1). W tab. 1 podano wysokość bez- (1966), J. Zientarskiego (1985), A. Kotarby (1987), J. Balona względną stanowisk pomiarowych i krótką charakterysty-­ (1991a, 1991b, 1995, 2000), O. Heikkinena, B. Obrębskiej- kę ich usytuowania. Współrzędne i wysokość bezwzględ- Starklowej i S. Tuhkanen (1995), K. Krzemienia, P. Libelta ną stanowisk określono za pomocą GPS-u firmy Garmin i T. Mączki (1995), H. Piękoś-Mirkowej i Z. Mirka (1996) (model Oregon 300). Ze względu na to, że część stano­- oraz M. Jodłowskiego (2007). Autorzy wskazanych opraco- wisk znajdowała się w lesie, dokładność wyznaczenia ich wań omawiają różne elementy przyrodnicze determinujące pozycji na mapie i wysokość (tab. 1) mogą być obarczone położenie poszczególnych pięter roślinnych. większym błędem niż w przypadku stanowisk w kosod- Największy wpływ na przebieg granic między piętra- rzewinie. mi przypisywany jest uwarunkowaniom klimatycznym, Pomiary temperatury powietrza prowadzono od 26.05 zwłaszcza temperaturze powietrza (np. Hess, 1965, 1974). do 24.10.2011 r. przy użyciu cyfrowych rejestratorów W niektórych częściach polskich Tatr położenie górnej HOBO Pro firmy Onset Computers, wyposażonych w ter- granicy lasu tylko w niewielkim stopniu zostało zmienione mistory o dokładności ±0,2°C i rozdzielczości 0,02°C. Re- przez człowieka. Do takich miejsc zaliczyć można rejon jestratory usytuowane w lesie podwieszono pod koronami Dubrawisk – pomiędzy Doliną Pańszczycy a Halą Gąsie- dużych świerków na wysokości 2 m nad gruntem, w od- nicową w Dolinie Suchej Wody. ległości ok. 0,5 m od pnia w kierunku północnym. Reje- Skartowanie przebiegu górnej granicy lasu nie sprawia stratory mierzące temperaturę w kosodrzewinie były nato- obecnie trudności. Dzięki użyciu zdjęć lotniczych, nume- miast zainstalowane na cienkich aluminiowych masztach. rycznych modeli terenu, GPS-ów i naziemnych skanerów Wszystkie rejestratory miały specjalne osłony, zabezpie- laserowych granicę tę można wyznaczyć z dużą dokładno- czające przed wpływem bezpośredniego promieniowania ścią. Znacznie trudniej jest wyznaczyć przebieg izoterm. słonecznego (ryc. 2). Przed okresem pomiarowym każde Ponieważ temperatura powietrza zależy od wielu czynni- z urządzeń było kalibrowane. Różnice wskazań rejestrato- ków (np. rzeźby terenu, ekspozycji, pokrycia powierzchni), rów mieściły się w przedziale ±0,1°C. Pomiar temperatury wyznaczenie przebiegu temperatury powietrza na górnej powietrza odbywał się co pół godziny, przez całą dobę. granicy lasu metodą interpolacji i ekstrapolacji danych ze stacji meteorologicznych i posterunków jest często obar- Wyniki czone dużym błędem. Wstępne badania prowadzone przez J. Baranowskiego Na ryc. 3 oraz w tab. 2 zamieszczono wartości tempera- (2003a, 2003b) oraz S. Kędzię (2010) potwierdziły potrze- tury średniej dobowej, średniej maksymalnej i minimalnej bę dokładniejszego zbadania wpływu form terenowych na oraz maksymalnej i minimalnej na pięciu stanowiskach rozkład przestrzenny temperatury powietrza w Tatrach znajdujących się w rynnie. Gdy analizuje się wartości tem- Wysokich. W tym celu w 2009 r. wzdłuż górnej granicy peratury odnotowane w całym okresie obserwacyjnym, lasu, od Karczmiska po Dolinę Pańszczycy, rozmieszczo- łatwo dostrzec, że stanowisko w dnie rynny w kosodrze- no 8 stanowisk pomiarowych, usytuowanych w różnych winie (RDK) charakteryzuje się najwyższymi wartościami formach terenowych (Baranowski i Kędzia 2010). Roczne temperatury maksymalnej i średniej maksymalnej oraz pomiary temperatury powietrza wykazały bardzo duże najniższymi wartościami temperatury minimalnej i śred- zróżnicowanie zarówno średniej dobowej temperatury, jak niej minimalnej. Różnica między temperaturą maksymalną i temperatury minimalnej oraz maksymalnej. Pomiary te na stanowisku RDK a pozostałymi stanowiskami wynosi wskazują na duże trudności z dokładnym wyznaczeniem od 3,4°C do 6,2°C, a w przypadku średniej temperatury przebiegu izoterm metodą ekstrapolacji i interpolacji da- maksymalnej różnica ta mieści się w przedziale 2,2–3,2°C. nych ze stacji meteorologicznych, bez pomiarów tereno- Podobnie jest z temperaturą minimalną: różnica wynosi wych uwzględniających różnorodność form terenu. od 2,6°C do ok. 4,5°C, a dla temperatury średniej minimal- Ponieważ wszystkie stanowiska pomiarowe w latach nej – od 1,3°C do 2,9°C. Dno rynny, a zwłaszcza stanowisko 2009–2010 znajdowały się tuż poniżej górnej granicy lasu usytuowane w kosodrzewinie, cechuje się największymi (w odległości kilku, maksymalnie kilkunastu metrów), amplitudami temperatury powietrza. Również pod wzglę- w 2011 r. postanowiono w jednej z wklęsłych form terenu dem temperatury średniej dobowej wymienio­ne stano­ przeprowadzić równoległe pomiary poniżej i powyżej tej wiska należą do najzimniejszych. Choć są położo­ne od granicy. Dzięki takiemu usytuowaniu stanowisk uzyskano ok. 30 do ok. 60 m niżej od pozostałych stanowisk (tab. 1) informacje o zróżnicowaniu przebiegu temperatury w ko- i zgodnie z pionowym rozkładem temperatury powinny sodrzewinie (tuż powyżej zwartej ściany lasu) i w lesie (tuż być najcieplejsze, zarejestrowana wartość temperatury śred- poniżej zwartej ściany lasu). niej dobowej jest o ok. 0,5°C niższa aniżeli na pozostałych stanowiskach (tab. 2). Taki pionowy rozkład temperatury Obszar badań dowodzi częstego występowania inwersji – mimo niewiel- kich rozmiarów rynny. Tak niskie wartości temperatury Do badań szczegółowych wybrano wklęsłą formę tere- średniej dobowej (ryc. 4) i przede wszystkim temperatury nu o nazwie „Rynna”, w której wcześniej prowadzono bada- minimalnej (przymrozki) w okresie wegetacyjnym obniża- nia i uzyskano stosunkowo największe zróżnicowanie war- ją przebieg górnej granicy lasu (Guzik 2008; Czajka, 2012; tości temperatury powietrza spośród wszystkich punktów Michałowicz i in., 2014), co bardzo dobrze widać na ryc. 1.

sekcja1_03-06k2.indd 28 2016-06-08 12:17:21 29

Ryc. 1. Usytuowanie stanowisk pomiarowych w Dolinie Suchej Wody w Tatrach w latach 2009–2010 (x) i w 2011 r. (o) Fig. 1. Location of measuring sites in Sucha Woda Valley in Tatras in 2009–2010 (x) and in 2011 (o)

Tab. 1. Charakterystyka miejsc pomiarowych Tab. 1. Characteristic of measuring sites

Wysokość Nazwa stanowiska Opis formy terenu n.p.m. [m]

Rynna Dno Las (RDL) 1412 górna granica lasu, dno rynny na stoku, ekspozycja NW, stanowisko w lesie

górna granica lasu, dno rynny na stoku, ekspozycja NW, Rynna Dno Kosodrzewina (RDK) 1406 stanowisko w kosodrzewinie

Rynna E Las (REL) 1456 górna granica lasu, wschodnia krawędź rynny, stanowisko w lesie Rynna E Kosodrzewina (REK) 1472 górna granica lasu, wschodnia krawędź rynny, stanowisko w kosodrzewinie Rynna W Las (RWL) 1442 górna granica lasu, zachodnia krawędź rynny, stanowisko w lesie

W ostatniej rubryce tab. 2, jako punkt odniesienia, podano te same parametry temperatury dla tego samego okre­ su zarejestrowane na stacji na Hali Gąsienicowej (1520 m n.p.m.). W trakcie porównywania wartości temperatury ze stacji na Hali Gąsienicowej z wartościami temperatury poszczególnych stanowisk należy mieć na uwadze różnice w wielkości form terenowych, ekspozycji i szacie roślinnej. Pod względem temperatury średniej dobowej wartości zarejestrowane na stacji są prawie takie same jak na stano- wiskach usytuowanych na zboczach rynny. W przypadku pozostałych parametrów temperatury ze stacji są zbliżone do tych rejestrowanych na stanowiskach w dnie rynny. Ryc. 2. Widok stanowiska Rynna Dno Kosodrzewina (RDK) W tab. 2 podano dla poszczególnych stanowisk licz- Fig. 2. View of measuring site Gully Bottom Pinus mugo (RDK) bę dni z temperaturą minimalną niższą od 0°C w całym

sekcja1_03-06k2.indd 29 2016-06-08 12:17:22 30

okresie obserwacyjnym. Najwięcej takich dni, bo aż 29, wynoszącej kilka metrów, liczba dni z temperaturą mi­­- zarejestrowano na stanowisku RDK. Na innych stanowiskach nimalną niższą od zera wynosiła tylko 16. Dowodzi to bar­- ta liczba była ok. dwukrotnie mniejsza. Nawet na sąsied­- dzo dużego zróżnicowania temperatury – a tym samym nim stanowisku, czyli w dnie rynny w lesie (RDL), odległym warunków siedliskowych – w dnie rynny, na górnej gra- od RDK o ok. 30 m w poziomie i przy różnicy wysokości nicy lasu. Rycina 5 pokazuje, przez jaką część doby temperatura na stanowisku RDK była niższa lub wyższa od tempe- ratury na stanowisku RDL. W nocy, od ok. 21.00 do ok. 5.30, ponad 90% pomiarów wykazało niższą temperaturę w kosodrzewinie niż w lesie. Rano, ok. godz. 9.00, połowa pomiarów na stanowisku w kosodrzewinie wykazała tem- peraturę wyższą od temperatury w lesie, a druga połowa – temperaturę niższą. Od ok. 12.00 do ok. 15.30 podczas prawie wszystkich pomiarów temperatura w kosodrzewinie była wyższa od temperatury w lesie. Między 19.00 a 19.30 mniej więcej połowa pomiarów wykazała wyższą tempera- turę w kosodrzewinie, a druga połowa – w lesie. Do godz. 21.00 wzrastał procentowy udział pomiarów wykazujących wyższą temperaturę w lesie. Na ryc. 6 widoczna jest różnica temperatury w ciągu doby między stanowiskami RDK i RDL zarejestrowana podczas wszystkich pomiarów. Wartości ujemne oznacza- ją, że w lesie było cieplej niż w kosodrzewinie, a wartości dodatnie wskazują na sytuację odwrotną. W godzinach nocnych różnica między temperaturą zarejestrowaną w le- sie a temperaturą zarejestrowaną w kosodrzewinie w więk- szości pomiarów oscylowała w przedziale od +1 °C do -3°C, w godzinach południowych i popołudniowych wahała się zaś najczęściej od 0°C do +6°C. Największa różnica tempe- Ryc. 3. Wartości temperatury średniej dobowej, średniej ratury między wymienionymi stanowiskami występowała maksymalnej i minimalnej oraz maksymalnej i minimalnej przy dużym usłonecznieniu, najmniejsza – przy pełnym na poszczególnych stanowiskach pomiarowych w okresie od 26.05 do 24.10.2011 r. zachmurzeniu połączonym z opadami deszczu. Fig. 3. Values of mean daily, mean maximum, mean Na ryc. 7 przedstawiono, jak w ciągu doby kształto- minimum as well as highest maximum and lowest minimum wała się temperatura na zboczu o ekspozycji zachodniej air temperature at particular measuring sites from 26.05 till w kosodrzewinie (REK) w stosunku do temperatury na 24.10.2011 zboczu o tej samej ekspozycji w lesie (REL). Podobnie

Ryc. 4. Przebieg temperatury średniej dobowej na poszczególnych stanowiskach w całym okresie pomiarowym Fig. 4. Course of mean daily temperature at particular measuring sites for the entire measurement period

sekcja1_03-06k2.indd 30 2016-06-08 12:17:22 31

Tab. 2. Wartości temperatury średniej dobowej, średniej maksymalnej i minimalnej oraz maksymalnej i minimalnej na poszczególnych stanowiskach pomiarowych w okresie od 26.05 do 24.10.2011 r. Tab. 2. Values of mean daily, mean maximum, mean minimum as well as highest maximum and lowest minimum air temperature at particular measuring sites from 26.05 till 24.10.2011

Stanowisko Parametr RDL RDK REL REK RWL HALA

Temp. średnia dobowa [°C] 9,2 9,4 9,8 9,9 9,8 9,9

Temp. maks. [ºC] 24,3 30,5 24,8 27,1 25,2 29,5

Temp. min [°C] -11,1 -13,8 -9,3 -10,2 -10,3 -11,2

Temp. śred. maks. [°C] 13,1 16,3 13,2 14,1 13,4 15,7

Temp. śred. min. [°C] 5,1 3,8 6,7 6,4 6,2 5,5

Liczba dni z temp. min. ujemną 16 29 15 15 16 19 Udział dni z temp. min. ujemną [%] 10,6 19,2 9,9 9,9 10,6 12,5

jak w dnie rynny (ryc. 5), w nocy temperatura w lesie na w okolicy stanowisk RDK i RDL jest lekko nachylone w kie- sto­ku E (ryc. 7) była wyższa od temperatury w kosodrze­ runku północnym, a stanowiska REK i REL znajdowały się winie, a w cią­gu dnia w kosodrzewinie było cieplej niż na stromym zboczu o ekspozycji zachodniej. w lesie. Przedstawiona na ryc. 8 różnica w wartościach tem­ Istotne różnice w przebiegu temperatury między stano- peratury między kosodrzewiną a lasem na zboczu o eks­ wiskami w dnie rynny (ryc. 5) i na stoku o ekspozycji za- pozycji zachodniej ma również nieco inny przebieg niż chodniej (ryc. 7) są widoczne zarówno w nocy, jak i w cią- w dnie rynny. Na omawianej rycinie ok. godz. 7.00 wyraź- gu dnia. W ponad 90% nocnych pomiarów temperatura nie zaznacza się wysokim progiem moment oświetlenia w dnie rynny w kosodrzewinie była niższa niż w lesie. zbocza bezpośrednim promieniowaniem słonecznym. Z kolei na stoku o ekspozycji zachodniej temperatura w ko- Z kolei w godzinach popołudniowych – wskutek częścio- sodrzewinie okazała się niższa w ponad 80% pomiarów. wego zacienienia zbocza o ekspozycji zachodniej przez W ciągu dnia tylko między godz. 9.30 a 12.00 temperatura sąsiednie zbocze – przebieg różnicy temperatur jest nie- w lesie na stoku o ekspozycji zachodniej była w ponad 90% jednostajny. niższa niż w kosodrzewinie. W dnie rynny czas ten okazał się ponad dwukrotnie dłuższy. Na zboczu temperatura Wnioski w kosodrzewinie w 50% pomiarów była równa temperatu- rze w lesie – z ok. godzinnym opóźnieniem w stosunku do Mimo niewielkich rozmiarów formy o nazwie „Ryn- analogicznych stanowisk w rynnie. Bez wątpienia różnice na” jej dno odznacza się niższą o ok. 0,5°C średnią dobo­ te wynikają z różnej ekspozycji i zacienienia. Dno rynny wą temperaturą powietrza niż wyżej położone zbocza. Ze

Ryc. 5. Procentowy udział wszystkich pomiarów z temperaturą na stanowisku RDK niższą od temperatury na stanowisku RDL i odwrotnie Fig. 5. Percentage of measurements with air temperature lower at RDK then at RDL site

sekcja1_03-06k2.indd 31 2016-06-08 12:17:23 32

Ryc. 6. Różnica w wartościach temperatury powietrza zarejestrowanych na stanowisku pomiarowym w dnie rynny w kosodrzewinie (RDK) i w lesie (RDL). Ujemne wartości oznaczają, że temperatura odnotowana na stanowisku RDK była niższa od temperatury odnotowanej na stanowisku RDL Fig. 6. Differences in air temperature registered on RDK and RDL sites. Negative values indicate lower temperature registered at RDK site

Ryc. 7. Procentowy udział wszystkich pomiarów z temperaturą na stanowisku REK niższą od temperatury na stanowisku REL i odwrotnie Fig. 7. Percentage of measurements with air temperature lower at REK then at REL site

wszystkich 5 stanowisk pomiarowych najniższą średnią korzystniejsze warunki do rozwoju niż pojedyncze drzewa dobową temperaturę zarejestrowano na stanowisku usy- powyżej tej granicy. Przejście od korzystnych termicznych tuowanym w lesie w dnie rynny. Jednakże najniższymi warunków siedliskowych do niekorzystnych jest bardzo wartościami temperatury minimalnej i średniej minimal­- ostre. Na odcinku ok. 30 m różnice w temperaturze mini- nej charakteryzuje się stanowisko zlokalizowane w dnie malnej i maksymalnej mogą wynosić ponad 1°C, a różnice rynny w kosodrzewinie. To stanowisko odznacza się rów- w temperaturze średniej maksymalnej i średniej minimal- nież najwyższą temperaturą maksymalną i średnią mak- nej – ponad 3°C. Najmniejsze różnice między temperaturą symalną. lasu a temperaturą kosodrzewiny obserwuje się na zbo- Taki rozkład dowodzi, że największym amplitudom czach wklęsłych form. temperatury poddane są rośliny rosnące w dnach wklę- Do największych różnic między temperaturą lasu i ko- słych form tuż przed zwartą ścianą lasu. Także przed zwartą sodrzewiny dochodzi w dniach charakteryzujących się ścianą lasu występuje najwięcej dni z ujemną temperaturą dużym usłonecznieniem. Najmniejsze różnice występują minimalną. Można więc wnioskować, iż drzewa rosnące podczas rozlewnych opadów deszczu. tuż poniżej zwartej, górnej granicy lasu mają znacznie

sekcja1_03-06k2.indd 32 2016-06-08 12:17:24 33

Ryc. 8. Różnica w wartościach temperatury zarejestrowanej na stanowiskach pomiarowych REK i REL. Ujemne wartości oznaczają, że temperatura na stanowisku REK była niższa od temperatury na stanowisku REL Fig. 8. Differences in air temperature registered on REK and REL sites. Negative values indicate lower temperature registered at REK site

Podziękowania „Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek”, Za­kopane, 14–16 października 2010, Zakopane, Tatrzań­- Autorzy serdecznie dziękują prof. dr hab. A. Kotarbie, ski Park Narodowy: 17–22. prof. dr hab. K. Błażejczykowi oraz prof. dr hab. T. Niedź- Czajka B., 2012, Wpływ wysokości n.p.m. na wrażliwość wiedziowi za cenne uwagi podczas prowadzenia prac tere- klimatyczną świerka pospolitego w masywie Babiej Góry, nowych oraz pisania artykułu. „Studia i Materiały Centrum Edukacji Przyrodniczo- -Leśnej”, Rogów, 14, 1: 91–97. Literatura Fabijanowski J., 1955, Lasy tatrzańskie [w:] Szafer W. (red.), Tatrzański Park Narodowy, Kraków, Polska Akademia Balon J., 1991a, Piętrowość w środowisku przyrodniczym Nauk: 73–131. Tatr, „Czasopismo Geograficzne”, 62, 4: 283–299. Guzik M., 2008, Analiza wpływu czynników naturalnych Balon J., 1991b, From the methodology of distinguishing of i antropogenicznych na kształtowanie się zasięgu lasu vertical Jones in the Tatra Mts. [w:] Theory and practice i kosodrzewiny w Tatrach, praca doktorska, Uniwersytet in landscape ecology, IX International Symposium on Rolniczy im. Hugona Kołłątaja, Wydział Leśny, Katedra Problems of Landscape, Ecological Research. Dudince Botaniki Leśnej i Ochrony Przyrody, Kraków. 1991: 199–208. Heikkinen O., Obrębka-Starklowa B., Tuhkanen S., 1995, Balon J., 1995, The upper forest limit in the Tatra Mountains Introduction: the timberline – a changing battlefront, as a physico-geographical line, „Prace Geograficzne Uni­ „Prace Geograficzne Uniwersytetu Jagiellońskiego”, 98: wersytetu Jagiellońskiego”, 98: 171–188. 7–16. Balon J., 2000, Piętra fizycznogeograficzne polskich Tatr Hess M., 1965, Piętra klimatyczne w polskich Karpatach [w:] Obrębska-Starkel B. (red.), Studies in physical geo­ Zachodnich, „Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiel- graphy, „Prace Geograficzne”, 105: 211–233. lońskiego – Prace Geograficzne”, 11. Baranowski J., 2003a, Dynamika zmian dobowych i zróż­- Hess M., 1966, O mezoklimacie wypukłych i wklęsłych form nicowanie przestrzenne temperatury powietrza na Hali terenowych w Polsce południowej, „Przegląd Geofizycz- Gąsienicowej, „Przegląd Geograficzny”, 75, 2: 271– ny”, 11(19), 1: 23–35. 286. Hess M., 1974, Piętra klimatyczne Tatr Polskich, „Czaso­ Baranowski J., 2003b, Lokalne zróżnicowanie warunków so­- pismo Geograficzne”, 45, 1: 75–95. larnych w Tatrach i jego związki z rzeźbą terenu i szatą ro­- Jodłowski M., 2007, Górna granica kosodrzewiny w Tatrach, ślinną (na przykładzie Hali Gąsienicowej), praca dok­- na Babiej Górze i w Karkonoszach, Kraków, Instytut torska – maszynopis, Instytut Geografii i Przestrzen- Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Ja-­ nego Zagospodarowania Polskiej Akademii Nauk, War­- giellońskiego. szawa. Kędzia S., 2011, The influence of relief on microclimate and Baranowski J., Kędzia S., 2010, Wpływ rzeźby terenu na to­ location of the upper tree-limit, „Geographia Polonica”, poklimat i położenie górnej granicy lasu [w:] A. Kotarba 84, 1: 5–11. (red.), Nauka a zarządzanie obszarem Tatr i ich oto­ Kotarba A., 1987, Geoecological belts [w:] Kotarba A. (red.), czeniem. T. 1. Nauki o Ziemi. Materiały IV Konferencji High-mountain denudational system of the Polish Tatra

sekcja1_03-06k2.indd 33 2016-06-08 12:17:24 34

Mountains, Instytut Geografii i Przestrzennego Za- Myczkowski S., 1964, Struktura i ekologia zespołu świerka gospodarowania Polskiej Akademii Nauk, Warszawa: Picetum tatricum u górnej granicy zasięgu w Tatrzańskim 48–56. Parku Narodowym w dolinach Rybiego Potoku, Roztoki, Krzemień K., Libelt P., Mączka T., 1995, Geomorphologi­cal Waksmundzkiej i Pańszczycy, „Ochrona Przyrody”, 28: conditions of the timberline in the Western Tatra Moun­- 83–110. tains, „Prace Geograficzne Uniwersytetu Jagielloń­ Pawłowski B., 1972, Szata roślinna gór Polski [w:] Szafer W. skiego”, 98: 153–170. (red.), Szata roślinna Polski, t. II, Warszawa, PWN: 189– Michałowicz P., Czajka B., Kaczka R. J., 2014, Przestrzenne 252. zróż­nicowanie dynamiki wzrostu drzew ponad górną Piękoś-Mirkowa H., Mirek Z., 1996, Zbiorowiska roślinne granicą lasu na Babiej Górze, „Studia i Materiały Cen­ [w:] Mirek Z. (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Na­- trum Edukacji Przyrodniczo-Leśnej”, Rogów, 16, 3: rodowego, Kraków–Zakopane, Tatrzański Park Naro- 53–62. dowy: 237–274.

sekcja1_03-06k2.indd 34 2016-06-08 12:17:24 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Cechy fizyczne i chemiczne wód w masywie Miedziane (Tatry Wysokie)

The physico-chemical properties of water at the Miedziane massif (The High Tatra Mountains)

Paulina Bochenek 1, Joanna Pociask-Karteczka 2

1 e-mail: [email protected] 2 Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków, e-mail: [email protected]

Streszczenie Abstract

Celem opracowania jest charakterystyka właściwości The aim of the paper is a hydrochemical characteristics fizyczno-chemicznych wód źródeł oraz potoków w obrębie of spring and stream water at the Miedziane massif area lo- wschodnich stoków Masywu Miedziane (Tatry Wysokie). cated in the High Tatra Mountains. Seven springs and two Badaniami objęto siedem źródeł oraz dwa potoki. Badania streams in the Couloirs Marchwiczny, Urwany and Szeroki prowadzono od lipca do listopada 2013 r. Raz w miesiącu vicinities were investigated. Water samples were collected for dokonywano pomiarów wydajności źródeł i szacowania chemical analysis. The pH, temperature and electric conduc- natężenia przepływu w potokach, odczynu pH i tempera­ tivity were measured in the fields once a month from June tury oraz przewodności wody a także pobierano próby wo­ to November 2013. The average discharge of the examined dy do analiz chemicznych. Średnia wydajność badanych springs was amounted ap. 0,4 L·s-1. The spring water in źródeł wynosi ok. 0,4 L·s-1. Wody źródeł i potoków należą the Marchwiczny Couloir catchment belongs mostly to the

do wód ultrasłodkich, których mineralizacja nie przekra- SO4 – Ca – Na, SO4 – NO3 – Ca – Na and SO4 – HCO3 – Ca – cza 42,7 mg·L-1, zaś pod względem temperatury – do wód Na type according to the Szczukariev-Prikłoński classifica- zwykłych. Są to wody słabo kwaśne, obojętne oraz słabo tion. The spring water in the Szeroki and Urwany Couloirs

zasadowe. Najwyższa mineralizacja występuje w źródłach and the stream water belongs mostly to the HCO3 – Ca and

oraz potoku w Szerokim Żlebie, dość wysoka w Urwa- HCO3 – SO4 – Ca type. The examined water had very low nym Żlebie, natomiast najniższa w źródłach oraz po­toku mineralization not exceeding 42.7 mg·L-1. The spring wa- w Marchwicznym Żlebie. Wody źródeł w zlewni potoku ter temperature was 3.6 to 18.2°C. The variability of stream

w Marchwicznym Żlebie są wodami trzy- (SO4 – Ca – Na) water temperature was much lower and amounted from 5.0

i czterojonowymi (SO4 – NO3 – Ca – Na i SO4 – HCO3 – to 8.4°C. The range of pH value reached from pH 5.3 Ca – Na), natomiast w Żlebie Szerokim i Żlebie Urwanym są to 7.1 and there were acidic, and slightly alkaline waters at

wodami dwu- i trzyjonowymi (HCO3 – Ca i HCO3 – SO4 – the investigated area. The conducted research at very small Ca). Wody potoków w Żlebach Szerokim oraz Marchwicz- area and short time (a few months) revealed a significance

nym należą do wód dwujonowych (HCO3 – Ca) oraz trzyjo­­ ­- spatial and temporal variability of hydrochemical characte­

nowych (HCO3 – SO4 – Ca). Zróżnicowanie typów chemicz- ristics of water. It is strictly connected with various geo­lo­gy nych na tak małym obszarze wynika ze skomplikowanej and lithology which influence the most the chemical pro­- budowy geologicznej, bowiem w obrębie masywu występują perties of water. Rainfall precipitation is responsible for tem­- zarówno granitoidy z kryształami różowych skaleni potaso- poral variability of physico-chemical properties of spring wych, jak również granity z pegmatytami i aplitami. Nie bez water. wpływu na skład chemiczny wód pozostają zapewne stosun- kowo licznie występujące żyły węglanowe (kalcyt, syderyt). Keywords: springs, surface water, high mountains, In­ Niska mineralizacja spowodowana jest przede wszystkim ner Carpathians krótkim czasem kontaktu z podłożem oraz znaczną odpor- nością skał podłoża na wietrzenie. Wstęp

Słowa kluczowe: źródła, wody powierzchniowe, góry Bogactwo zjawisk wodnych w Tatrach budzi zainte- wysokie, Karpaty Wewnętrzne resowanie badaczy od wielu lat. W polskiej części Tatr

sekcja1_16-06k3.indd 35 2016-06-16 10:20:27 36

stanowiących zaledwie 1/5 powierzchni masywu występu- je wyjątkowe zróżnicowanie zjawisk wodnych w stosunku do innych, sąsiednich obszarów górskich. Duże bogactwo wypływów (źródła, wywierzyska, młaki, wycieki, wysięki), cieków oraz form w obrębie koryt rzecznych sprawia, że jest to interesujący obszar pod względem hydrologicznym, w tym hydrochemicznym. Początki hydrochemicznego nurtu badawczego w Tatrach sięgają drugiej połowy XIX w. i wiążą się z cieplicą na Jaszczurówce – źródłem, które wy- różniało się w skali Tatr temperaturą i otoczeniem (Zejszner, 1844; Aleksandrowicz, 1861; Pol, 1869; Pociask-Karteczka, red. 2013). Cieplica była przez krótki czas wykorzystywana w lecznictwie. Wśród opracowań hydrochemicznych na szczególną uwagę zasługują prace Oleksynowej i Komornic- kiego, Małeckiej oraz Żelaznego. Oleksynowa i Komornicki Ryc. 1. Budowa geologiczna otoczenia Morskiego Oka już w 1961 r. opublikowali wyniki kartowania hydroche- (Michalik, 2014; zmienione) micznego w zlewni Rybiego Potoku przeprowadzonego Objaśnienia: 1 – czwartorzęd; 2 – trias; 3 – kataklazyty jesienią 1960 r. Wyniki swoich wieloletnich badań zapre- i mylonity; 4 – granity z pegmatytami i aplitami; zentowali także w opracowaniach ogólnych (1996), m.in. 5 – granity i granodioryty z różowymi skaleniami potasowymi; 6 – granodioryty i tonality równoziarniste, szare na Mapie hydrochemicznej w „Atlasie Tatrzańskiego Parku Fig. 1. Geology of the Morskie Oko Lake area (after Michalik, Narodowego” (1985). Małecka przedstawiła hydrochemicz- 2014; modified) ną rejonizację Tatrzańskiego Parku Narodowego (1989, Explanations: 1 – Quaternary; 2 – Triassic; 3 – cataclasites 1996, 2007). Sezonową zmienność oraz uwarunkowania and mylonites; 4 – granites with pegmatites and aplites; geograficzne cech fizycznych i chemicznych wód w Tatrach 5 – granites and granodiorites with pink potassium feldspars; badał Żelazny (2012). 6 – granodiorites and tonalities evenly grained, gray

Charakterystyka obszaru badań

Masyw Miedziane położony w makroregionie Tatry Wschodnie, wznosi się do 2233 m n.p.m. i jest masywem wo­dodzielnym pomiędzy zlewnią Rybiego Potoku a zlewnią Potoku Roztoka (Cywiński, 2005; Kondracki, 2002). Obszar zbudowany jest z granitów i granodiorytów z różowy­mi skaleniami potasowymi (Michalik, 2014; ryc. 1). Domieszki poszczególnych minerałów w obrębie masywu są bardzo zróżnicowane. W rejonie Marchwicznego Żlebu występują sjenitoid (fot. 1), granodioryty wzbogacone w mikroklin, chalkopiryt oraz anhydryt, natomiast Urwanego Żlebu oraz w dolnej części Szerokiego Żlebu – granodioryty prze­cho-­ ­dzące w dioryty. W górnej części Szerokiego Żlebu za­uważa się granodioryty z domieszkami mikroklinu, grani­tów peg­ matytowych oraz strefy schlorytyzowanego grano­diorytu (Michalik, 1985). Bogactwo minerałów spowodowało, iż w masywie Miedziane prowadzono w XVIII w. pra­ce górni- cze związane z wydobywaniem chalkopirytu, srebronośne- go tetraedrytu, pirytu, hematytu i syderytu (Ny­ka, 1956). Fot. 1. Sjenitoid w rejonie źródeł M3 i M4 w Marchwicznym Badany obszar masywu Miedziane leży w obrębie dwóch Żlebie (fot. P. B. Bochenek) spośród trzech dobrze wykształconych pięter hydrograficz­ Photo 1. Syenite in the vicinity of springs M3 and M4 nych: piętrze retencji śnieżnej i spływu powierzchniowego at the Marchwiczny Couloir (Photo P. B. Bochenek) oraz piętrze retencji śnieżnej, okresowej retencji podziem­ nej i spływu śródpokrywowego (Wit-Jóźwik, 1974; Żelaz-­ ny i in., 2015). Masyw Miedziane cechuje się zatem obfitym ­logiczny należy tutaj do najwyższych w Tatrach; na 1 km2 nawodnieniem. Cecha ta odzwierciedla się m.in. w wyso- powierzchni przypada średnio ok. 16 źródeł. W przypadku kich wartościach średniego odpływu jednostkowego, któ­ry masywu Miedziane jest on jeszcze większy i wynosi prawie przekracza 50 L∙s-1 na km2, zaś współczynnik odpływu 23 źródła∙km-2 (Pociask-Karteczka, Bochenek 2014). Celem w polskiej części Tatr wynosi 0,83 (Łajczak, 1996). Otocze- opracowania jest charakterystyka właściwości fizyczno- nie Morskiego Oka jest szczególne pod względem hydro­- -chemicznych wód źródlanych oraz potoków w masywie lo­gicznym i hydrochemicznym, bowiem wskaźnik kre­no­- Miedziane.

sekcja1_03-06k2.indd 36 2016-06-08 12:17:25 37

Stoki objęte badaniami obejmują zlewnie potoków nę przepływu potoków metodą szacunkową dokonywano w Żlebach Szerokim, Urwanym i Marchwicznym. Do ba-­ raz w miesiącu. Ponadto mierzono odczyn (pH), tempera- ­dań wytypowano 7 źródeł szczelinowych i dwa potoki turę oraz przewodność wody za pomocą miernika Elme- (ryc. 2; tab. 1). Aż 5 źródeł zlokalizowanych jest powyżej tron CX 401. Próby wody pobierano do polietylenowych 1900 m n.p.m. w obrębie umiarkowanie zimnego piętra butelek o pojemności 0,5 dm3 w celu poddania ich analizie klimatycznego. Pozostałe źródła zlokalizowane są w pię- chemicznej. Dla przewodności przyjęto temperaturę odnie- trach chłodnym i na granicy bardzo chłodnego i chłodne- sienia 25°C. Badania laboratoryjne przeprowadzono w la- go. Potoki płynące w Żlebach Szerokim i Marchwicznym boratorium hydrochemicznym IGiGP UJ przy użyciu chro- otoczone są podobnymi zbiorowiskami roślinnymi. Dzieli matografu jonowego ICS-2000 DIONEX i oznaczono: jony - 2- - 2+ 2+ + + je odległość ok. 250 m. Górne odcinki potoków otoczone główne (HCO3 , SO4 , Cl , Ca , Mg , K , Na ), mineralne - - - są traworoślami i ziołoroślami. formy związków azotu (NH4 , NO3 , NO2 ) oraz fosforu 3- + - - (PO4 ) i mikroelementy (Li , Br , F ). Sumę oznaczonych Metody badań jonów utożsamiono z mineralizacją ogólną wód. Udział poszczególnych jonów obliczono w odniesieniu do sumy Badania prowadzono od lipca do listopada 2013 r. Po- kationów i anionów przyjętej za 100%. Pod względem hyd- miary wydajności źrodeł metodą wolumetryczną oraz oce- rochemicznym wody scharakteryzowano w nawiązaniu do

Ryc. 2. Punkty pomiarów hydrologicznych oraz poboru prób wody w masywie Miedziane w 2013 r. (niebieski punkt – źródło, czarny trójkąt – potok) Fig. 2. Water sample points at the Miedziane massif in 2013 (blue dot – a spring, black triangle – a stream)

sekcja1_03-06k2.indd 37 2016-06-08 12:17:25 38

Tab. 1. Charakterystyka źródeł w masywie Miedziane Tab. 1. Springs at the Miedziane massif

Numer Zbiorowiska Opis miejsca źródła Budowa Piętro Symbol Wysokość Współrzędne roślinne (Oleksynowa, Lokalizacja (Oleksynowa, geologiczna klimatyczne źródła [m n.p.m.] geograficzne (Myczkowski Komornicki Komornicki (Michalik, 1985) (Hess 1965) i in., 1985) 1961) 1961) „Część górna. murawy Odnoga lewa wysokogórskie ramienia 49o12’19,37’’ N na podłożu M1 464 1926 lewego. 20o03’36,94’’ E ubogim Woda płynie w węglan po omszonych wapnia płytach.”

„Część górna murawy Żlebu wysokogórskie Marchwiczne. na podłożu Odnoga prawa 49o12’18,62’’ N ubogim M2 463 1919 ramienia 20o03’36,51’’ E w węglan lewego. wapnia, Woda płynie zbiorowiska po omszonych hygropetryczne płytach.” granitoidy Tatr Marchwiczny Wysokich – „Część górna Żleb granodioryty Żlebu wzbogacone murawy Marchwiczne. w mikroklin wysokogórskie Odnoga lewa 49o12’16,20’’ N na podłożu ramienia M3 462 1927 20o03’33,66’’ E ubogim umiarko- środkowego. w węglan wanie Woda płynie wapnia zimne po częściowo omszonych płytach.”

„Część górna Żlebu murawy Marchwiczne. wysokogórskie Odnoga 49o12’13,46’’ N na podłożu prawa ramienia M4 461 1931 20o03’32,44’’ E ubogim środkowego. w węglan Woda płynie wapnia po częściowo omszonych płytach.”

granitoidy Tatr Wysokich – murawy „Część górna granodioryty wysokogórskie Żlebu wzbogacone 49o12’08,46’’ N na podłożu Szerokiego. Szeroki Żleb S1 455 1935 w mikroklin, 20o03’27,42’’ E ubogim Prawe ramię granity pegmaty- w węglan górnego towe oraz strefy wapnia rozwidlenia.” schlorytyzowane (grandiorytu)

„Część dolna Żlebu traworośla bardzo 49o11’55,70’’ N Szerokiego, Szeroki Żleb S3 457 1558 i ziołorośla chłodne/ 20o03’48,43’’ E ok. 20 m związków chłodne granitoidy Tatr poniżej szlaku Wysokich – turystycznego.” granodioryty przechodzące „Część środ- w dioryty zarośla kowa Żlebu kosodrzewiny 49o12’01,15’’ N Urwanego, Urwany Żleb U 459 1486 na podłożu skał chłodne 20o03’59,34’’ E ok. 5 m bezwęglano- nad szlakiem wych turystycznym.”

sekcja1_16-06k3.indd 38 2016-06-17 12:48:49 39

klasyfikacji Szczukariewa−Prikłońskiego, która zakłada, że i późniejszym okresie. W większości przypadków wysokie o charakterze chemicznym wód naturalnych decyduje sześć wartości przewodności występowały w listopadzie lub paź- jonów głównych (Macioszczyk, 1987). Przyjęto, że w typie dzierniku. Wyjątek stanowiły źródła S1 i M4. hydrochemicznym występują jony o udziale nie mniejszym Średnia przewodność wody w potoku w Szerokim Żle- niż 10% mval/L, a nazwa rozpoczyna się członem aniono- bie wyniosła 19,4 μS·cm-1, natomiast w Marchwicznym wym. W interpretacji składu chemicznego wód w tabelach Żlebie 9,9 μS·cm-1 (tab. 5). Najniższą przewodność od­ + - 3- -1 zrezygnowano z podawania stężenia jonów Li , Br , PO4 notowano w lipcu, tj. 15,4 μS·cm , natomiast najwyższą - -1 i NO2 , które na badanym obszarze występowały w stężeniu (22,2 μS·cm ) w listopadzie (tab. 5). Wysoką wartość prze- poniżej limitu detekcji. wodności odnotowano również w sierpniu, tj. 21,7 μS·cm-1.

Wydajność źródeł Tab. 2. Wydajność źródeł (L · s-1) w masywie Miedziane i przepływ w potokach w 2013 r. Tab. 2. Spring discharge (L·s-1) at the Miedziane massif in 2013 Średnia wydajność źródeł w masywie Miedziane od lipca do listopada 2013 r. wyniosła 0,4 L·s-1. Największą Data pomiaru M1 M2 M3 M4 S1 S3 U -1 wydajność tj. 1,5 L·s zanotowano 22 września w źródle 2 lipca – – – – 1,4 0,7 – S3, natomiast mniejszą wartość, tj. 0,1 L·s-1 – w źródłach 16 lipca 0,5 0,5 – – – – – położonych w górnej części Marchwicznego Żlebu w sierp- niu, październiku i listopadzie (M1, M2, M3 i M4; tab. 2). 17 sierpnia 0,1 0,1 0,1 0,1 0,9 0,5 0,6 Podczas badań w 2013 r. nie zaobserwowano wypływu 22 września – – – – – 1,5 0,9 oznaczonego przez Oleksynową i Komornickiego (1961) jako źródło nr 454 (tj. S2, ryc. 2). Było ono wówczas jednym 6 października 0,1 0,1 0,1 0,1 0,8 0,6 0,7 z najbardziej wydajnych wypływów na wschodnich stokach 2 listopada 0,1 0,1 0,1 0,1 0,6 0,5 0,5 Miedzianego (0,45 L·s-1). Podczas kartowania hydrogra- – brak pomiaru ficznego latem i jesienią 2013 r. zaobserwowano w terenie jedynie wyraźne ślady odpływu wody (49o12’08,22’’ N – 20o03’26,58’’ E). Tab. 3. Temperatura wód źródeł w masywie Miedziane (°C) Średnie natężenie przepływu w potoku w Szerokim Żle- w 2013 r. bie wyniosło 6,5 L·s-1, natomiast w Marchwicznym Żlebie Tab. 3. The spring-water temperature (°C) at the Miedziane massif in 2013 ok. 5,7 L·s-1. Wysokie wartości natężenia przepływu w po- tokach w Żlebach Szerokim i Marchwicznym zanotowa­- Data pomiaru M1 M2 M3 M4 S1 S3 U no we wrześniu i wynosiły one odpowiednio 8,4 L·s-1 i 7,4 L·s-1. Natomiast najmniejsze natężenie przepływu 2 lipca – – – – 11,5 4,9 – -1 w Szerokim Żlebie wystąpiło w 17 sierpnia (5 L·s ). Pod- 16 lipca 6,8 7,6 – – – – – wyższone przepływy we wrześniu (oraz wydajność źródeł S3 i U) są reakcją na opad atmosferyczny przed – oraz 17 sierpnia 15,9 18,2 17,1 15,7 11,7 6,5 17,3 w czasie pomiaru (Bochenek 2014). W sierpniu potok 22 września – – – – – 5,8 6,0 w Marchwicznym Żlebie wysechł. 6 października 8,7 6,2 8,2 4,8 6,2 4,7 5,1 2 listopada 4,7 4,6 3,6 3,6 3,9 4,6 4,9 Cechy fizyczne wód – brak pomiaru Temperatura wody źródeł od lipca do listopada wyno- siła od 3,6oC do 18,2oC (średnia 8,2oC). Największe różnice Tab. 4. Przewodność (μS · cm-1) wód źródeł w masywie temperatury wód zaobserwowano w źródle M2 (od 6,2oC o o Miedziane w 2013 r. do 18,2 C), natomiast najmniejsze w źródle S3 (od 4,6 C do Tab. 4. Electrical conductivity (μS · cm-1) of spring-water o 6,5 C, tab. 3). Średnia temperatura wody w potoku w Sze- at the Miedziane massif in 2013 rokim Żlebie wyniosła 6,5oC. Najniższą temperaturę wody o odnotowano w sierpniu (5,0 C), natomiast najwyższą, tj. Data pomiaru M1 M2 M3 M4 S1 S3 U 8,4oC we wrześniu. Dość wysoką temperaturą wody charak- teryzował się także lipiec (7,2oC). Najwyższa temperatura 2 lipca – – – – 27,2 18,4 – wód źródeł występowała latem. 16 lipca 4,0 5,3 – – – – – Przewodność wód źródeł w masywie Miedziane zmie- 17 sierpnia 4,1 4,8 4,5 6,1 42,7 23,1 15,0 niała się od 4,0 do 42,7 μS·cm-1 (tab. 4). Wysokimi warto- ściami przewodności cechowała się woda źródła S1 w sierp- 22 września – – – – – 18,5 14,0 niu i październiku (odpowiednio 42,7 i 42,4 μS·cm-1), 6 października 6,1 6,3 8,2 4,5 42,4 21,7 22,7 natomiast najmniejszą przewodnością – woda źródła M1 2 listopada 6,3 7,4 8,1 4,9 36,6 23,4 24,1 w lipcu (4 μS/cm-1). Przewodność wód źródeł S1 i S2 na po- czątku lipca była znacznie mniejsza niż w połowie sierpnia – brak pomiaru

sekcja1_16-06k3.indd 39 2016-06-16 10:23:16 40

Tab. 5. Przewodność (μS · cm-1) w potokach masywu Miedziane w 2013 r. Tab. 5. Electrical conductivity (μS · cm-1) of stream-water at the Miedziane massif in 2013

Potok 2 lipca 16 lipca 17 sierpnia 22 września 6 października 2 listopada Średnia

Szeroki Żleb (S) 15,4 – 21,7 17,0 21,0 22,2 19,4 Marchwiczny Żleb (M) – 8,1 bw 7,8 11,0 12,5 10,0

bw – brak wody w potoku – brak pomiaru

Cechy chemiczne wód do 6,7, natomiast w Szerokim Żlebie od pH 6,8 do 7,1. Bada- ne wody źródlane należały do wód bardzo miękkich (0,1 – Zaznaczyło się wyraźne zróżnicowanie odczynu wód 0,45 mval·L-1), o średniej twardości ogólnej 0,3 mval·L-1. źródlanych w obu żlebach. Odczyn wód w Marchwicznym Najwyższą mineralizację ogólną zanotowano w źródle S1 Żlebie kształtował się w granicach pH 5,3–6,2, natomiast w Szerokim Żlebie i kształtowała się ona w granicach 23– w Żlebach Szerokim i Urwanym od pH 6,7 do 7,5. Odczyn 36 mg·L-1 (tab. 6). Mineralizacja ogólna źródeł S3 i U wy- wody w potoku w Marchwicznym Żlebie wynosił od pH 5,9 nosiła od 10 mg·L-1 do 21 mg·L-1. Najniższą mineralizacją

Tab. 6. Skład chemiczny wód źródeł w masywie Miedziane (mg · L-1) Tab. 6. Chemical composition of springs water in the Miedziane massif (mg · L-1)

Data Symbol Kationy Aniony Suma pomiaru wypływu jonów w 2013 r. Ca Mg Na K HCO3 SO4 Cl NO3 F 16 VII 0,355 0,029 0,168 LD 0,57 0,940 0,062 LD 0,011 2,144 17 VIII 0,641 0,039 0,305 LD 0,59 1,239 0,075 0,038 0,013 2,942 M1 06 X 0,721 0,059 0,340 0,020 1,60 1,528 0,106 0,541 0,009 4,927 02 XI 0,672 0,067 0,378 0,027 0,52 1,458 0,259 0,448 0,011 3,835 16 VII 0,545 0,046 0,322 LD 0,26 1,563 0,053 0,284 0,011 3,084 17 VIII 0,542 0,033 0,367 LD 0,14 1,425 0,042 0,029 0,012 2,588 M2 06 X 0,639 0,064 0,368 0,032 1,40 1,498 0,094 0,659 0,008 4,763 02 XI 0,733 0,077 0,420 0,061 1,01 1,486 0,291 0,786 0,009 4,873 17 VIII 0,499 0,038 0,379 0,001 0,00 1,412 0,058 0,071 0,009 2,469 M3 06 X 0,616 0,057 0,318 0,047 0,41 1,520 0,101 1,620 0,015 4,704 02 XI 0,709 0,063 0,337 0,059 0,12 1,466 0,170 1,295 0,011 4,228 17 VIII 1,045 0,026 0,271 LD 0,56 1,595 0,047 0,167 0,015 3,722 M4 06 X 0,478 0,040 0,232 0,010 0,76 1,120 0,087 0,191 0,011 2,935 02 XI 0,491 0,045 0,277 0,029 0,51 1,496 0,151 0,280 0,008 3,288 02 VII 5,225 0,116 0,606 0,0844 15,12 1,464 0,147 0,449 LD 23,215 17 VIII 8,540 0,162 0,782 0,081 24,12 1,750 0,153 0,857 0,052 36,556 S1 06 X 7,616 0,154 0,765 0,107 25,31 1,814 0,170 0,759 0,055 36,746 02 XI 6,569 0,143 0,689 0,102 21,26 1,592 0,187 0,642 0,043 31,226 02 VII 3,082 0,142 0,640 0,165 8,21 1,876 0,182 0,7139 0,027 15,038 17 VIII 4,172 0,180 0,770 0,101 12,17 2,192 0,160 0,723 0,030 20,494 S3 22 IX 3,061 0,132 0,597 0,152 8,54 1,943 0,189 0,777 0,030 15,423 06 X 3,526 0,160 0,710 0,148 11,06 2,601 0,191 0,801 0,031 19,233 02 XI 3,742 0,171 0,735 0,172 11,38 2,043 0,243 0,820 0,030 19,331 17 VIII 4,623 0,143 0,906 0,026 12,97 2,179 0,172 0,075 0,035 21,129 22 IX 2,183 0,112 0,576 0,140 5,03 1,893 0,219 0,271 0,022 10,442 U 06 X 3,749 0,154 0,748 0,143 11,53 2,169 0,214 0,508 0,028 19,241 02 XI 3,878 0,161 0,784 0,206 11,18 2,026 0,337 0,558 0,025 19,153

LD – na granicy limitu detekcji

sekcja1_03-06k2.indd 40 2016-06-08 12:17:25 41

cechowały wody źródeł w Marchwicznym Żlebie (od 2 do HCO3 – SO4 – Ca (lipiec, wrzesień i listopad). Twardość ok. 5 mg·L-1). Zaznacza się także wyraźne zróżnicowanie ogólna mieściła się w granicach od 0,06 do 0,11 mval·L-1. mineralizacji w wodzie potoków: w Marchwicznym Żle- bie jest ona średnio dwukrotnie mniejsza niż w Szerokim Dyskusja Żlebie (tab. 7). Źródła w Szerokim Żlebie oraz źródło w Ur­wa­nym Porównując wydajność zmierzoną przez Oleksynową

Żlebie należały do wód dwu- i trzyj­­onowych (HCO3 – Ca i Komornickiego (1961) jesienią 1960 r. z wydajnością

i HCO3 – SO4– Ca; tab. 8), natomiast wody źródlane w March-­ zmierzoną w czasie badań w 2013 r. można stwierdzić

wicznym Żlebie do trzy- (SO4 – Ca – Na) i czterojonowych dwu- a nawet trzykrotnie mniejsze wartości wydajności

(SO4 – NO3 – Ca – Na i SO4 – HCO3 – Ca – Na). Zazna- w odniesieniu do źródeł M1, M2, M3 i M4 (tab. 9). Nato- czył się znaczny udział wapnia w składzie jonowym wód miast w źródłach S1, S3 oraz U – wydajność była prawie w Żlebach Urwanym i Szerokim oraz podwyższone stęże- trzykrotnie wyższa. W źródłach S3 oraz U zaobserwowano nie siarczanów w wodach źródlanych w Marchwicznym wartości dwukrotnie większe. Żlebie (ryc. 3). Wschodnie stoki masywu Miedziane według Małeckiej Wody potoków były bardzo miękkie. Woda potoku w Sze­- (1989) leżą w obrębie I rejonu hydrochemicznego TPN,

rokim Żlebie należała do wód dwujonowych HCO3 – Ca którego granice nawiązują do piętrowego układu posz­

(sierpień, wrzesień i listopad) oraz trzyjono­wych HCO3 – czególnych elementów środowiska przyrodniczego w Ta-

SO4 – Ca (lipiec i październik). Średnia twar­dość ogól- trach. Rejon I cechuje się indywidualnością, wody krążące na wynosiła 0,17 mval·L-1 i kształtowała się w granicach w skałach krystaliniku dziedziczą cechy chemiz­mu wód 0,14 – 0,20 mval·L-1. Woda w potoku w Marchwicznym opadowych i ich mineralizacja wynosi od 20 do 40 mg·L-1.

Żlebie należała do typów: HCO3 – Ca (październik) oraz Badania przeprowadzone w 2013 r. wykazały, że minera-­

Tab. 7. Skład chemiczny wód potoków w Żlebie Marchwicznym (M) i Żlebie Szerokim (S, mg · L-1) Tab. 7. Chemical composition of streams water in the Couloirs Marchwiczny (M) and the Couloirs Szeroki (S, mg · L-1)

Data Symbol Kationy Aniony Suma pomiaru potoku jonów w 2013 r. Ca Mg Na K HCO3 SO4 Cl NO3 F 16 VII 1,152 0,050 0,329 0,022 2,51 1,290 0,073 0,189 0,026 5,641 22 IX 1,380 0,063 0,331 0,057 2,63 1,312 0,141 0,369 0,017 6,299 M 06 X 1,757 0,083 0,444 0,068 3,60 1,730 0,165 1,029 0,018 8,896 02 XI 1,916 0,090 0,496 0,089 4,28 1,644 0,307 0,758 0,020 9,599 02 VII 2,694 0,117 0,572 0,125 6,95 1,696 0,144 0,238 0,025 12,560 17 VIII 3,874 0,149 0,768 0,075 11,28 2,057 0,114 0,294 0,030 18,641 S 22 IX 2,852 0,114 0,524 0,108 9,02 1,738 0,191 0,446 0,029 15,020 06 X 3,383 0,139 0,629 0,118 10,24 2,076 0,184 0,684 0,029 17,487 02 XI 3,572 0,150 0,682 0,145 10,47 1,922 0,280 0,624 0,029 17,877

Tab. 8. Typy hydrochemiczne wód źródlanych w masywie Miedziane w 2013 r. Tab. 8. Hydrochemical classes of spring-water at the Miedziane massif in 2013

Data poboru próby wody M1 M2 M3 M4 S1 S3 U w 2013 r.

HCO3 – 2 VII – – – – HCO3 – Ca – SO4 – Ca

16 VII SO4 – HCO3 – Ca – Na SO4 – Ca – Na – – –– –

17 VIII SO4 – HCO3 – Ca – Na SO4 – Ca – Na SO4 – Ca – Na SO4 – Ca – Na HCO3 – Ca HCO3 – Ca HCO3 – Ca

HCO3 – HCO3 – SO4 22 IX – – – – – SO4 – Ca – Ca

SO4 – HCO3 – SO4 – NO3 – HCO3 – 6 X SO4 – HCO3 – Ca – Na SO4 – Ca – Na HCO3 – C HCO3 – Ca Ca – Na Ca – Na SO4 – Ca

2 XI SO4 – Ca – Na SO4 – Ca – Na SO4 – Ca – Na SO4 – Ca – Na HCO3 – Ca HCO3 – Ca HCO3 – Ca

– brak pomiarów

sekcja1_03-06k2.indd 41 2016-06-08 12:17:25 42

0,9 [mval·L-1] + - H HCO3

2+ 2- 0,7 Ca SO4

0,5 Mg2+ Cl-

+ - 0,3 Na NO3

K+ 0,1

Ryc. 3. Struktura składu chemicznego wód w masywie Miedziane w listopadzie w 2013 r. Fig. 3. The chemical structure of water at the Miedziane massif in November 2013

lizacja ogólna może być lokalnie znacznie mniejsza, co Oleksynowa i Komornicki (1985): źródła w Marchwicznym widać w przypadku źródeł w Marchwicznym Żlebie, gdzie Żlebie na Mapie hydrochemicznej zaliczone są do najniższej nie przekracza ona 5 mg·L-1. Przypomina to mozaikowy klasy mineralizacji ogólnej (0–16 mg·L-1), zaś pozostałe układ jednostek przestrzennych, jaki zaznacza się m.in. źródła do klasy wyższej. Autorzy zwracają uwagę, iż w skła- w rozmieszczeniu gleb w Tatrach (Skiba 1999). Różnice dzie chemicznym dominują wapń i magnez oraz wodoro- w mineralizacji wód w obrębie masywu stwierdzili też węglany i siarczany. Zróżnicowanie hydrochemiczne Tatr

sekcja1_03-06k2.indd 42 2016-06-08 12:17:26 43

Tab. 9. Wydajność (L · s-1) źródeł w masywie Miedziane Należy wspomnieć, iż porównując wyniki badań hyd- w 1960 r. (Oleksynowa, Komornicki 1961) i 2013 r. rochemicznych przeprowadzonych przez Oleksynową i Ko-­ -1 Tab. 9. Spring discharge (L · s ) at the Miedziane massif mornickiego w 1960 r., z wynikami badań przeprowadzo- in 1960 (Oleksynowa, Komornicki 1961) and 2013 r. nych w 2013 r. warto zwrócić uwagę na różnice minerali- zacji ogólnej i odczynu: w wodzie źródeł w March­wicznym Jesień 17 sierpnia 6 października 2 listopada Żlebie mineralizacja ogólna w 2013 r. była mniejsza, zaś Źródło 1960 r. 2013 r. 2013 r. 2013 r. w wodzie źródeł w Szerokim Żlebie uległ zmia­nie odczyn M1 0,2 0,1 0,1 0,1 pH ze słabo kwaśnego oraz prawie obojętnego do słabo za- sadowego. Stwierdzone różnice mogą wynikać z procesów M2 0,2 0,1 0,1 0,1 geochemicznych jakie zachodzą w podłożu zlewni. Jednak M3 0,25 0,1 0,1 0,1 wniosek ten należy traktować bardzo ostrożnie ze względu M4 0,35 0,1 0,1 0,1 na różnice w chemicznych metodach analitycznych stoso- S1 0,25 0,9 0,8 0,6 wanych w latach 60. XX wieku oraz współcześnie. Mimo, że badany obszar jest niewielki, bowiem obej- S3 0,25 0,5 0,6 0,5 muje zaledwie fragment stoków masywu wysokogórskiego, U 0,35 0,6 0,7 0,5 to jednak przeprowadzone badania dowodzą o zróżnico- waniu procesów hydrogeochemicznych zarówno w skali mikroprzestrzennej, jak również w skali czasowej. Układ krystalicznych scharakteryzował Żelazny (2012; Żelazny hydrogeochemicznych jednostek przestrzennych nawią- i in., 2015), który wyróżnił tam dwa podtypy środowisk zuje w dużym stopniu do budowy geologicznej i dynamiki hydrogeochemicznych: metamorficzny i granitoidowy. krążenia wody w podłożu, w mniejszym zaś do piętrowości Zwrócił on uwagę m.in. na siarczany, które lokalnie mody- środowiska przyrodniczego. fikują strukturę składu chemicznego wód źródeł. Mimo, iż stoki masywu Miedziane to obszar niewielki, zróżnicowa- Literatura nie takie jest również widoczne. Aleksandrowicz A., 1961, Rozbiór chemiczny wody Jaszczu- Podsumowanie i wnioski rowej cieplicy w Tatrach, „Rocznik Towarzystwa nauko­ wego krakowskiego”, Kraków, seria 3, 28, 450–475. W masywie Miedziane występują głównie źródła szcze­ Bochenek P. B., 2014, Zróżnicowanie cech fizyczno-chemicz- linowe skalne, cechujące się niewielką wydajnością i skraj- nych wód w masywie Miedziane (Tatry Wysokie), praca nie niską mineralizacją. Maksymalna wydajność źródeł wy­- magist. IGiGP UJ, 88. stępowała w lipcu, co mogło być związane z utrzymujący- Cywiński W., 2005, Szpiglasowy Wierch – Tatry, przewod- mi się po roztopach podwyższonymi zasobami wód pod­- nik szczegółowy, Wydawnictwo Górskie, Poronin, 141– ziemnych w ośrodku granitoidowym. Podwyższona wydaj- 187. ność notowana była również we wrześniu i była efektem wy- Hess M., 1965, Piętra klimatyczne w Polskich Karpatach sokich opadów, które wystąpiły w okresie poprzedzają­cym Za­chodnich, Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne, pomiar. Niską wydajność w źródłach odnotowano w sierp­- 11, 1–258. niu, październiku oraz listopadzie. Przyczyn niewielkiej wy­- Kondracki J., 2002, Geografia regionalna Polski, Wyd. Na- dajności należy upatrywać w suchym, ciepłym sierp­niu, ukowe PWN, Warszawa, 440. październiku i listopadzie, kiedy to sumy miesięczne opa- Łajczak A., 1996, Hydrologia [w:] Mirek Z. (red.), Przyroda dów były niskie, zaś zasoby wód podziemnych ulegały Tatrzańskiego Parku Narodowego, Tatry Podtatrze, 3, stop­niowemu sczerpywaniu. Tatrzański Park Narodowy, Kraków–Zakopane, 169– Wody badanej części masywu Miedziane charaktery- 196. zują się bardzo niską mineralizacją ogólną. Niewielka ilość Macioszczyk A., 1987, Hydrogeochemia, Wydawnictwo rozpuszczonych soli jest spowodowana przede wszystkim Geologiczne, Warszawa, 475. krótkim czasem krążenia oraz znaczną odpornością kry- Małecka D., 1989, Metodyczne aspekty określania tła i stre­ stalicznych skał magmowych na rozpuszczanie. W czasie fowości hydrochemicznej młodych masywów górskich, niżówki jesiennej zróżnicowane stężenia jonów mogą wy-­ „Prace Naukowe Instytutu Geotechniki PW”, 58, 231–238. nikać głównie ze zróżnicowania mineralogicznego podłoża. Małecka D., 1996, Hydrogeologiczna charakterystyka Tatr Podwyższona mineralizacja oraz znaczny udział wapnia w świetle badań monitoringowych [w:] Przyroda Ta- w składzie jonowym wód w Żlebach Urwanym i Szerokim trzańskiego Parku Narodowego a człowiek, A. Kotarba może wynikać ze zwiększonego udziału skaleni w skałach (red.), T. 1, Nauki o Ziemi, Tatrzański Park Narodowy, granitoidowych w tej części masywu, natomiast podwyż- Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi, Kra- szone stężenie siarczanów w wodach w Marchwicznym ków–Zakopane, 19–30. Żlebie – z podwyższonego udziału chalkopirytu oraz anhy- Małecka D., Chowaniec J., Małecki J. J., 2007, Charaktery- drytu. Okres badawczy od lipca do listopada ujawnił wpływ styka hydrogeologiczna regionów wodnych [w:] B. Pa­- warunków meteorologicznych (roztopy, opady deszczu)­ na czyński, A. Sadurski, red. Hydrogeologia regionalna Pol­- wydajność i cechy fizyczno-chemiczne wód. ski, T. 1, Wody słodkie, PIG, Warszawa, 108–461.

sekcja1_16-06k3.indd 43 2016-06-16 10:27:44 44

Małecka D., Humnicki W., 1989, Rola warunków hydrody­ Oleksynowa K., Komornicki T., 1996, Chemizm wód [w:] na­micznych w kształtowaniu reżimu wywierzyska Olczy­ Z. Mirek (red.), 2013, Przyroda Tatrzańskiego Parku Na­- skiego, „Przegląd Geologiczny”, 2, 78–84. rodowego, Tatry i Podtatrze, 3, Tatrzański Park Naro­ Michalik A., 1985, Geologia (litologia i stratygrafia) [w:] Tra-­ dowy, Kraków–Zakopane, 197–211. fas K. (red.), Atlas. Tatrzański Park Narodowy, Tatrzań- Pociask-Karteczka J. (red.), Z badań hydrologicznych w Ta­ ski Park Narodowy, Polskie Towarzystwo Przyjaciół trach, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane, 115. Nauk o Ziemi Oddział w Krakowie, Zakopane–Kra- Pociask-Karteczka J., Bochenek P., 2014, Źródła [w:] A. Cho­iń-­ ków, 5. ­ski, J. Pociask-Karteczka. (red.) Morskie Oko – przyroda Michalik M., 2014, Budowa geologiczna [w:] Choiński A., i człowiek, TPN, Zakopane, 232–243. Pociask-Karteczka J. (red.), Morskie Oko. Przyroda Pol W., 1869, Obrazy z życia i natury, ser. I, Kraków, 329. i człowiek, TPN, Zakopane, 129–145. Skiba S., 1999, Mapa gleb Tatrzańskiego Parku Narodowego, Myczkowski S., Piękoś-Mirek H., Baryła J., 1985, Zbiorowi­ 1:20 000, Uniwersytet Jagielloński – Tatrzański Park Na-­ ska roślinne [w:] Trafas K. (red.), Atlas. Tatrzański Park rodowy. Narodowy, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towa- Wit-Jóźwik K., 1974, Hydrografia Tatr Wysokich. Objaśnie­ rzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi Oddział w Krakowie, nia do mapy hydrologicznej „Tatry Wysokie” 1:50 000, Zakopane–Kraków, 16. Dokumentacja Geograficzna, 5, Warszawa, 118. Nyka J., 1956, Dolina Rybiego Potoku (Morskiego Oka). Zejszner L., 1844, O temperaturze źródeł Tatrowych i pasm Monografia krajoznawcza, Sport i Turystyka, Warszawa, przyległych, Biblioteka Warszawska, 2, 257–281. 103–127. Żelazny M., 2012, Czasowo-przestrzenna zmienność cech fi­- Oleksynowa K., Komornicki T., 1961, Materiały do znajo­ zykochemicznych wód Tatrzańskiego Parku Narodowe­ mości wód w Tatrach. Część VI. Dolina Rybiego Poto- go, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, UJ, ku i Dolina Roztoki, „Zeszyty Naukowe Wyższej Szkoły 285. Rolniczej w Krakowie”, 12, Rolnictwo, 8, 37–66. Żelazny M., Siwek J., Liova S., Simor V., Dąbrowska K., Oleksynowa K., Komornicki T., 1985, Mapa hydrochemicz­ Wolanin A., Pociask-Karteczka J., Pęksa Ł., Gajda A., na [w:] Trafas K. (red.), Atlas. Tatrzański Park Narodo­ Siwek J. P., Rzonca B., Gavurnik J., 2015, Stosunki wodne wy, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzystwo i regiony hydrograficzne [w:] Dąbrowska K., Guzik M. Przyjaciół Nauk o Ziemi Oddział w Krakowie, Zako- (red.), Atlas Tatr – Przyroda nieożywiona, Ark. III.1 Sto-­ pane–Kraków, 12. sunki wodne, Tatrzański Park Narodowy, Zakopane.

sekcja1_16-06k3.indd 44 2016-06-16 10:34:09 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Długookresowe przekształcenia rzeźby na stokach na wybranych odcinkach ścieżek turystycznych w Tatrach Zachodnich

The long-term relief transformations on the slopes in selected sections of tourist footpaths in the Western Tatra Mountains

Marcin Bukowski 1, Joanna Fidelus 2, Elżbieta Gorczyca 3, Kazimierz Krzemień 3

1 Tatrzański Park Narodowy, ul. Kuźnice 1, 34-500 Zakopane, e-mail: [email protected] 2 Uniwersytet Pedagogiczny, Wydział Geograficzno-Biologiczny, ul. Podchorążych 2, 30-084 Kraków, e-mail: [email protected] 3 Uniwersytet Jagielloński, Wydział Biologii i Nauk o Ziemi, ul. Gronostajowa 7, Kraków, e-mail: [email protected], [email protected]

Streszczenie of researched footpaths is 27 km. Geomorphological map- ping was the main method used to compare relief transfor- Stoki w obrębie ścieżek turystycznych są głównymi mations on slopes within footpaths in 1995 and 2012. The strefami ingerencji człowieka w górskich obszarach chro- study also includes a detailed analysis of the changes in the nionych. Celem badań było określenie długookresowych degraded environment near the footpaths carried out on zmian w przekształceniach rzeźby na stokach w otocze- the basis of orthophotomaps from 1977 and 2009. On the niu ścieżek turystycznych. Badane ścieżki w większości slopes within the footpaths there are local progressive relief zlokalizowane są powyżej górnej granicy lasu w masywie transformations. The increase in the surface of degraded Czerwonych Wierchów oraz w rejonie Doliny Chocho- areas of the Kondracka Kopa summit, the Trzydniowiański łowskiej w Tatrach Zachodnich. Długość szczegółowo Wierch summit and the Rakoń summit are 82 m2/year, analizowanych ścieżek wynosi 27 km. Główną metodą ba- 105 m2/year and 69 m2/year, respectively. dawczą było kartowanie geomorfologiczne, pozwalające na porównanie przekształceń rzeźby na stokach w otoczeniu Keywords: tourist footpaths, relief transformations, ścieżek w latach 1995 i 2012. Dodatkowo przeprowadzono tourist traffic, morphogenetic processes szczegółową analizę zmian powierzchni zdegradowanej w otoczeniu ścieżek na podstawie ortofotomap z lat 1977 Wprowadzenie i 2009. Na analizowanych stokach lokalnie dochodzi do postępujących przekształceń rzeźby. Wzrost zdegradowanej Aktywność procesów morfogenetycznych w obszarach powierzchni w obszarach szczytowych Kopy Kondrackiej, górskich jest największa w strefach pozbawionych roślinno- Rakonia i Trzydniowiańskiego Wierchu wynosi odpowied- ści, do których należą głównie ścieżki i drogi turystyczne, nio 82 m2/rok, 105 m2/rok i 69 m2/rok. szlaki rowerowe oraz nartostrady (Krzemień, 1997; Cole i Monz, 2002; Gorczyca i Krzemień, 2006; Törn i in., 2009; Słowa kluczowe: ścieżki turystyczne, przekształcenia Wałdykowski i Krzemień, 2013; Barros i in., 2015). Prze- rzeźby, ruch turystyczny, procesy morfogenetyczne kształcenia rzeźby w obszarach udostępnionych dla ruchu turystycznego związane są z nakładaniem się procesów Abstract naturalnych i antropogenicznych (Izmaiłow, 1986; Prędki, 2000; Kotarba, 2002; Krzemień, 2010). W celu identyfikacji Slopes within tourist footpaths are the main areas of an- zmian na stokach poddawanych antropopresji stosuje się thropogenic impact in mountain protected areas. The aim różne metody badawcze (Krusiec, 1996; Krzemień, 1997; of this study was to determine the long-term changes in Prędki, 1999; Cole, 2002; Li i in., 2005; Wałdykowski, 2006; relief transformations on the slopes near footpaths. Studied Morrocco i Ballantyne, 2008, Törn i in., 2009). Kartowanie footpaths are mostly located above the timberline within geomorfologiczne jest jedną z podstawowych metod tere- the Czerwone Wierchy massif and within the Chochołow­ nowych pozwalających na badania przekształceń rzeźby na ska Valley in the Western Tatra Mountains. The total length stokach w otoczeniu ścieżek i dróg turystycznych (Krusiec,

sekcja1_03-06k2.indd 45 2016-06-08 12:17:26 46

1995, 1996; Gorczyca, 1997, 2000; Gorczyca i Krzemień, artykule wykorzystano dane z kartowania geomorfologicz- 2002, 2010; Fidelus, 2013a, 2013b). nego M. Kruśca (1995, 1996), E. Gorczycy (1997, 2000), Tatrzański Park Narodowy to jeden z nielicznych ob- E. Gorczycy i K. Krzemienia (2002, 2006, 2009, 2010), J. Fi­- szarów górskich, na których skartowane zostały wszystkie delus (2013a) oraz rezultaty kartowania geomorfologiczne- ścieżki i drogi turystyczne. Długookresowe badania porów- go prowadzonego w ramach projektu „Zmniejszenie presji nawcze przekształceń rzeźby prowadzono m.in. w masywie turystycznej na siedliska i gatunki na obszarze PLC120001 Monts Dore (Krzemień, 1995, 1997, 2010), w Bieszczadach Tatry” (Fidelus, 2013b). Badania obejmowały również szcze- (Prędki, 1999, 2000) oraz w Gorcach (Wałdykowski, 2006; gółową analizę zmian powierzchni zdegradowanej w oto- Wałdykowski i Krzemień, 2013). Jednolita metoda badań czeniu ścieżek na podstawie ortofotomap z lat 1977 i 2009. stosowana w odstępach czasowych pozwala na porówny- wanie licznych parametrów morfometrycznych, które są Obszar badań cennym źródłem informacji o kierunkach postępujących zmian na stokach udostępnionych dla ruchu turystycz- W Tatrach Zachodnich skartowano wszystkie ścieżki nego. Badania takie pozwalają wyznaczyć strefy najbar- i drogi turystyczne, jednak na potrzeby niniejszego opraco- dziej podatnych na przekształcanie i zastosować zabiegi wania wybrano ścieżki zlokalizowane powyżej górnej grani- ograniczające wzmożoną aktywność procesów erozyjnych cy lasu w obrębie Czerwonych Wierchów oraz w otoczeniu na stoku w obrębie ścieżek. Celem badań było określenie Doliny Chochołowskiej. Długość analizowanych ścieżek długookresowych zmian w przekształceniach rzeźby na wynosi 27 km (ryc. 1). Przebiegają one przede wszystkim stokach w otoczeniu ścieżek turystycznych. wzdłuż grzbietów głównych i drugorzędnych na wysokości 1700–2176 m n.p.m. Najwyższym wzniesieniem w badanym Metody badań obszarze jest Starorobociański Wierch (2176 m n.p.m.). W Tatrach Zachodnich budowa geologiczna jest zróżni- Główną metodą było kartowanie geomorfologiczne, cowana. Analizowane ścieżki przebiegają głównie w obrębie pozwalające na porównanie przekształceń rzeźby na sto- granitoidów, gnejsów, łupków metamorficznych, wapieni kach w otoczeniu ścieżek w latach 1995 i 2012. Kartowa- i dolomitów (Bac-Moszaszwili i Jurewicz, 2010). Znaczna nie polegało na wydzielaniu odcinków jednorodnych pod część stoków w otoczeniu badanych ścieżek zlokalizowana względem geomorfologicznym, dla których zbierane były jest w obrębie pokryw glebowo-zwietrzelinowych, które liczne informacje – dotyczące m.in. parametrów morfo- mają największe znaczenie w rozwoju form erozyjnych. metrycznych, położenia morfologicznego czy dominują- Obszar badań cechuje się dużym zróżnicowaniem rzeźby, cych form i procesów w otoczeniu ścieżki. W niniejszym będącym rezultatem długotrwałej działalności różnych

Legenda:

ścieżki i drogi turystyczne

analizowane ścieżki

0 2 4 km

Ryc. 1. Badane ścieżki turystyczne. Małe kwadraty wskazują lokalizację ścieżek, w obrębie których analizowano zmiany powierzchni zdegradowanych w latach 1977–2009: 1 – Rakoń, 2 – Trzydniowiański Wierch, 3 – Kopa Kondracka Fig. 1. The studied tourist footpaths. Small squares indicate the location of footpaths within which the changes of degraded areas were analyzed in 1977 and 2009: 1 – Rakoń summit, 2 – Trzydniowiański Wierch summit, 3 – Kopa Kondracka summit

sekcja1_03-06k2.indd 46 2016-06-08 12:17:26 47

procesów rzeźbotwórczych, takich jak spłukiwanie, erozja cenia występują także przy podejściu na Kończysty Wierch. linijna, niwacja i deflacja (Kotarba i in., 1987). W 1995 r. średnia szerokość ścieżki mieściła się w przedzia­ W badanym obszarze sumy opadów na skłonie pół- le 1–3 m, w 2011 r. było to powyżej 5 m. Maksymalna sze- nocnym wynoszą od 1200 mm do ponad 2000 mm, w se- rokość ścieżki na tym odcinku wynosiła w 1995 r. 10 m, zonie letnim suma opadów wzrasta od 550 do 700 mm a w 2011 r. – 12 m. Szerokość zdegradowanej ścieżki jest (Niedźwiedź, 1992; Łajczak, 2006). Występują cztery pory jednym z ważniejszych parametrów morfometrycznych morfogenetyczne – pluwialna, pluwioniwalna, niwoplu- dających wstępne informacje o przekształceniach rzeźby. wialna, niwalna – cechujące się zróżnicowaną aktywnością Porównywanie danych z kartowania geomorfologicz- warunków klimatycznych (Kłapa, 1980). Modelowanie sto- nego z poszczególnych lat pozwala stwierdzić, że lokalnie ków w obrębie ścieżek dowiązuje do rocznego cyklu zmian w Tatrach dochodzi do postępujących przemian rzeźby. elementów klimatycznych. Zmiany te są szczególnie widoczne na stokach, gdzie wy­ stępują miąższe pokrywy glebowo-zwietrzelinowe. Inten­ Wyniki sywne oddziaływanie antropogeniczne oraz działanie pro­- cesów morfogenetycznych wpływają na sukcesywne de- Analizując dane z kartowania geomorfologicznego, gradowanie pokryw i rozczłonkowanie stoku zarówno po-­ możn­ a zauważyć, że w latach 1996–2012 w wybranych od-­ przez rozwój rozcięć erozyjnych, jak i wydeptywanie ście- cinkach stoków w obrębie ścieżek turystycznych doszło żek alternatywnych. Stoki w części wysokogórskiej Tatr, do znacznego poszerzenie stref zdegradowanych. W re- w obrębie których przebiegają ścieżki turystyczne, często jonie Czerwonych Wierchów najbardziej znaczące prze- pozbawione są pokrywy roślinnej, dlatego też cechują się kształcenia rzeźby wystąpiły w obrębie Kopy Kondrackiej, zwiększoną podatnością na przebieg procesów naturalnych, Czerwonego Grzbietu i Przełęczy Kondrackiej. W 1996 r. zwłaszcza tych związanych z działalnością wody płynącej. przy podejściu na Kopę Kondracką średnia szerokość Efektem współdziałania naturalnych procesów morfogene- ścieżki mieściła się w przedziale 2–5 m, a w 2013 r. na tycznych i ciągłego użytkowania turystycznego jest rozwój analizowanym odcinku było to już 10–20 m. Badania ru- licznych poligenetycznych form – rozcięć linijnych, nisz, chu turystycznego przeprowadzone w 2013 r. pozwalają stopni gelideflacyjnych. zauważyć, że Kopa Kondracka jest najpopularniejszym W Tatrach występują odcinki ścieżek turystycznych celem wycieczek spośród wszystkich szczytów należących o identycznych uwarunkowaniach naturalnych zlokali- do Czerwonych Wierchów. W lipcu i sierpniu 2013 r. liczba zowane bardzo blisko siebie, ale istotnie różniące się ro- osób udających się na Kopę Kondracką wyniosła ok. 60 tys. dzajem występujących form i szerokością. Decydującym (Grocholski, 2013). uwarunkowaniem środowiskowym mającym wpływ na Zmiany przekształceń rzeźby nastąpiły również w re- to zróżnicowanie jest położenie morfologiczne ścieżki na jonie Czerwonego Grzbietu. W 1996 r. średnia szerokość stoku. Najintensywniejsze przekształcenia występują tam, ścieżki wynosiła tam powyżej 5 m, a szerokość maksymal- gdzie ścieżka biegnie zgodnie ze spadkiem stoku, oraz tam, na – 13 m. Maksymalna głębokość rozcięć na tym odcin- gdzie przebiega po nim małymi zakosami. Najbardziej na- ku osiągała od 0,3 do 0,5 m. W 2012 r. średnia szerokość rażone na sukcesywne przekształcenia okazują się obszary, ścieżki na Czerwonym Grzbiecie na wysokości od 1844 m gdzie ścieżki zlokalizowane są zgodnie ze spadkiem stoku. n.p.m. do 2028 m n.p.m. mieściła się w przedziale 5–20 m, Na takich odcinkach następuje szybkie usuwanie materiału a maksymalna szerokość wynosiła 25 m. Głębokość roz- wskutek działania naturalnych procesów morfogenetycz- cięć w 2012 r. sięgała 1 m. Liczba turystów udających się nych. Wpływa to na obniżanie powierzchni całej ścieżki na Czerwony Grzbiet w lipcu i sierpniu 2013 r. to 12 tys. w stosunku do sąsiadującej części stoku. W okresach wio- (Grocholski, 2013). sennych miąższość pokrywy śnieżnej na ścieżce jest zatem Znaczące zmiany przekształceń rzeźby obserwuje się większa niż w otaczającym ją terenie. Śnieg zalega dłużej, również na wybranych odcinkach ścieżek w rejonie Doliny co wpływa na omijanie takich stref i wydeptywanie ścieżek Chochołowskiej. Największe przekształcenia w tym obsza- alternatywnych. W efekcie łączenia ścieżek alternatywnych rze występują w obrębie Trzydniowiańskiego Wierchu, Wo- dochodzi do powolnego poszerzania stref zdegradowanych. łowca, Rakonia, Kończystego Wierchu oraz przy podejściu Przykładami są tutaj stok w obrębie ścieżki na Trzydnio- na Grzesia i Starorobociański Wierch (ryc. 1). wiański Wierch czy stok w otoczeniu ścieżki na Kopę Kon- Stok w otoczeniu ścieżki prowadzącej na Trzydnio- dracką. Z kolei przebieg ścieżki po stoku małymi zakosami wiański Wierch jest jednym z najbardziej przekształco- prowadzi do wydeptywania przez turystów licznych skró- nych obszarów w części wysokogórskiej w rejonie Doliny tów, co przekłada się na zwiększenie aktywności procesów Chochołowskiej. W 1995 r. maksymalna szerokość ścieżki spłukiwania i erozji linijnej oraz całkowite przekształcanie wynosiła 17 m, a w 2011 r. sięgała 20 m. Położenie ścieżki stref pomiędzy zakosami. Przykładem może być ścieżka zgodne ze spadkiem stoku wpływa na dużą intensywność z Doliny Kondratowej na Przełęcz pod Kopą Kondracką. procesów naturalnych, w tym szczególnie spłukiwania li­ Podczas analizy wielkości powierzchni zdegradowanych nijnego. W 1995 r. średnia szerokość ścieżki mieściła się na wybranych odcinkach stoków w otoczeniu ścieżek tury- w przedziale 1–3 m, w 2011 r. wynosiła już powyżej 5 m. stycznych można zauważyć, że lokalnie następuje sukce- Maksymalna głębokość rozcięć na tym odcinku ścieżki sywne poszerzanie. Porównanie wielkości powierzchni zde- w 1995 r. to 0,5 m, w 2011 r. – 1,1 m. Znaczne przekształ­- gradowanej w 1977 r. i 2009 r. w rejonie Kopy Kondrackiej

sekcja1_03-06k2.indd 47 2016-06-08 12:17:26 48

(2005 m n.p.m.) pozwala stwierdzić, iż powierzchnia ta w rejonie ścieżek turystycznych często wpływa na szybki wzrosła w ciągu 32 lat o 2633 m2 (ryc. 1). Natomiast w ciągu rozwój form erozyjnych. W strefie ochrony ścisłej ograni- jednego roku następuje wzrost przekształconej powierzchni czenie takich przekształceń jest bardzo trudnym zabiegiem w rejonie Kopy Kondrackiej o 82,3 m2 (ryc. 2, tab. 1). Dłu- i wymaga znacznych nakładów finansowych, na co wskazu- gość ścieżki na Kopie Kondrackiej, w obrębie której anali- ją również wyniki badań realizowanych w ramach projektu zowano zdegradowane strefy, wynosi 640 m. Na Rakoniu „Zmniejszenie presji turystycznej na siedliska i gatunki na (1879 m n.p.m.) w latach 1977–2009 doszło do wzrostu obszarze PLC 120001 Tatry” (www.tpn.pl). powierzchni zdegradowanej o 3357 m2, a rocznie przybywa Ciągłe, a przy tym intensywne użytkowanie turystycz- jej 105 m2 (ryc. 3, tab. 1). Długość ścieżki na Rakoniu, w ob- ne stoków tatrzańskich, szczególnie w okresach roztopów rębie której analizowano zdegradowane strefy, to 546 m. Z kolei na stoku w obrębie ścieżki prowadzącej na Trzydnio- wiański Wierch (1758 m n.p.m.) w uwzględnionych latach nastąpił wzrost powierzchni zdegradowanej o 2210 m2, co w przeliczeniu na jeden rok daje 69 m2 (ryc. 4, tab. 1). Długość ścieżki na Trzydniowiański Wierch, w obrębie której analizowano zdegradowane strefy, wynosi 640 m. Wielkość powierzchni zdegradowanej na stokach użyt- kowanych turystycznie wydaje się znikoma w odniesieniu do powierzchni całych Tatr Zachodnich. Jednak w ujęciu lokalnym wzrost powierzchni zdegradowanej na stokach

Tab. 1. Wielkość powierzchni zdegradowanych na stokach w otoczeniu ścieżek w latach 1977 i 2009 Tab. 1. Size of degraded areas on the slopes within the footpaths in 1977 and 2009

Lokalizacja powierzchni 1977 2009 1977 2009 zdegradowanych [m2] [%]

Kopa Kondracka 3317 5950 36 64 Ryc. 3. Powierzchnie zdegradowane na stoku w otoczeniu Rakoń 1617 4974 25 75 ścieżki prowadzącej na Rakoń w latach 1977 i 2009 Fig. 3. Degraded surface areas on the slopes near footpaths Trzydniowiański Wierch 575 2785 17 83 leading to the Rakoń summit in 1977 and 2009

Ryc. 2. Powierzchnie zdegradowane na stokach w otoczeniu Ryc. 4. Powierzchnie zdegradowane na stoku w otoczeniu ścieżki prowadzącej na Kopę Kondracką w latach 1977 ścieżki prowadzącej na Trzydnio-wiański Wierch w latach i 2009 1977 i 2009 Fig. 2. Degraded surface areas on the slopes near footpaths Fig. 4. Degraded surface areas on the slope near the footpath leading to the Kopa Kondracka summit in 1977 and 2009 leading to the Trzydniowiański Wierch summit in 1977 and 2009

sekcja1_03-06k2.indd 48 2016-06-08 12:17:27 49

i po dużych opadach, wpływa na sukcesywne zwiększanie Cole D. N., Monz Ch. A., 2002, Trampling disturbance of powierzchni pozbawionej pokrywy roślinnej i szybką de- high-elevation vegetation, Wind River Mountains, Wy­ gradację stoków. Niszczenie pokrywy roślinnej i glebowej oming, USA, „Arctic, Antarctic and Alpine Research”, na stokach w rejonie ścieżek przekłada się na odsłanianie 34(4): 365–376. pokryw zwietrzelinowych oraz inicjowanie rozcięć erozyj­ Fidelus J., 2013a, Wpływ ruchu turystycznego na współcze­ nych. Postępujące zmiany na stokach coraz bardziej zazna- sny rozwój rzeźby Tatr Zachodnich na skłonie pół­noc­ czają się w rzeźbie (ryc. 2–4). nym i południowym, praca doktorska, Zakład Geomor- Na analizowanym obszarze istnieją także liczne odcinki fologii, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej ścieżek turystycznych, gdzie przekształcenia rzeźby w obrę- UJ, Kraków. bie stoków są znikome. Jak wynika z badań, na duże prze- Fidelus J., 2013b, Negatywne skutki turystyki pieszej, „Tatry”, obrażanie stoków w obrębie ścieżek turystycznych najsilniej 45(3): 12–15. wpływają następujące czynniki: mała odporność podłoża Gorczyca E., 1997, Wpływ ruchu turystycznego na prze­ geologicznego oraz położenie ścieżki zgodne ze spadkiem kształcanie rzeźby masywu Czerwonych Wierchów, pra­- stoku lub przebieg ścieżki małymi zakosami. ca magisterska, Zakład Geomorfologii, Instytut Geo- grafii i Gospodarki Przestrzennej UJ, Kraków. Wnioski Gorczyca E., 2000, Wpływ ruchu turystycznego na przekształ­ canie rzeźby wysokogórskiej na przykładzie masywu Prowadzone w Tatrach Zachodnich badania dotyczące Czerwonych Wierchów i Regli Zakopiańskich [w:] B. Ob­- dłuższych okresów dostarczają ważnych informacji o zmie- rębska-Starkel (red.), Studia z zakresu geografii fizycz­ niających się parametrach morfometrycznych ścieżek nej, „Prace Geograficzne Uniwersytetu Jagiellońskie­- i kierunkach rozwoju rzeźby. Na stokach w rejonie ście­ go”, 105: 369–389. żek lokalnie dochodzi do znacznych przekształceń rzeź­- Gorczyca E., Krzemień K., 2002, Wpływ ruchu turystycznego by. Zdegradowana powierzchnia w obszarach szczytowych na rzeźbę Tatrzańskiego Parku Narodowego [w:] W. Bo- Kopy Kondrackiej, Rakonia i Trzydniowiańskiego Wier­- rowiec, A. Kotarba, A. Kownacki, Z. Krzan, Z. Mirek chu wzrasta każdego roku odpowiednio o 82 m2, 105 m2 (red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, Kra- i 69 m2. Wartości te rosną z roku na rok wskutek działania ków–Zakopane, Wydawnictwa Tatrzańskiego Parku Na­- erozji antropogenicznej, na którą składają się naturalne rodowego: 389–394. procesy morfogenetyczne i oddziaływanie turystów. Ogra- Gorczyca E., Krzemień K., 2006, Rola ruchu turystyczne- niczenie tych procesów jest niezwykle trudne, szczególnie go w przeobrażaniu rzeźby Tatr na tle wybranych ob­ powyżej górnej granicy lasu, gdzie warunki klimatyczne szarów górskich [w:] Z. Krzan (red.), Tatrzański Park przyczyniają się do wzrostu tempa procesów morfogene- Narodowy na tle innych górskich terenów chronionych, tycznych. t. 3: 81–86. Na omawianym obszarze procesy morfogenetyczne Gorczyca E., Krzemień K., 2009, Rola antropopresji w prze­ działają na stoki nierównomiernie. Największa intensyw- kształcaniu obszarów wysokogórskich na przykładzie ność procesów ograniczona jest do niektórych powierzchni Tatr i Monts Dore, „Prace i Studia Geograficzne”, 41: stoku, najczęściej pozbawionych roślinności. Jednak i te 89–106. powierzchnie różnią się sposobem i natężeniem modelowa- Gorczyca E., Krzemień K., 2010, Rola dróg i ścieżek tury­ nia. W omawianym obszarze Tatr najistotniejsze jest to, aby stycznych w modelowaniu rzeźby gór strefy umiarkowa­ naturalna pokrywa zwietrzelinowa i roślinność nie ulegały nej, „Roczniki Bieszczadzkie”, 18: 228–242. degradacji. W przeciwnym razie dynamika stoków gwał- Gouvenain R. C., 1995, Indirect impacts of soil trampling on townie wzrasta, co może doprowadzić do całkowitego od- tree growth and plant succession in the north Cascade prowadzenia pokryw. Wszystkie naturalne procesy stokowe Mountains of Washington, „Biological Conservation”, i działalność człowieka w obrębie ścieżek turystycznych 75: 279–287. przekładają się na większą degradację masywu górskiego. Grocholski S., 2013, Monitoring ruchu turystycznego, „Ta- Prowadzi to do wzrostu tempa erozji i przemieszczania try”, 46(4): 8–9. zwietrzelin do obszarów niżej położonych. Stosunkowo Izmaiłow B., 1986, Rola wiatru w modelowaniu wysoko­gór­ drobny materiał zwietrzelinowy przemieszczany jest stop- skiej partii Tatr w rejonie Doliny Gąsienicowej, „Pra­ce niowo w dolne partie stoków, a następnie – do den dolin. Geograficzne Uniwersytetu Jagiellońskiego”, 64: 121–140. Kłapa M., 1980, Procesy morfogenetyczne oraz ich zwią­ Literatura zek z sezonowymi zmianami pogody w otoczeniu Hali Gąsienicowej w Tatrach, Dokumentacja Geograficzna Bac-Moszaszwili M., Jurewicz E., 2010, Wycieczki geolo­ IGiPZ PAN, 4:1–53 giczne w Tatry, Zakopane, Wydawnictwa Tatrzańskiego Kotarba A., 1992, Natural environment and landforms dy­ Parku Narodowego. namics of the Tatra Mountains, „Mountain Research Barros A., Pickering C., Gudes O., 2015, Desktop analysis and Development”, 12(2): 105–129. of potential impacts of visitor use: A case study for the Kotarba A., 2002, Współczesne przemiany przyrody nieoży­ highest park in the Southern Hemisphere, „Journal of wionej w Tatrzańskim Parku Narodowym [w:] W. Bo- Environmental Management”, 150: 179–195. rowiec, A. Kotarba, A. Kownacki, Z. Krzan, Z. Mirek,

sekcja1_03-06k2.indd 49 2016-06-08 12:17:27 50

(red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, Kra- Morrocco S., Ballantyne C., 2008, Footpath morphology and ków–Zakopane, Wydawnictwa Tatrzańskiego Parku Na­- terrain sensitivity on high plateaux: the Mamore Moun­ rodowego: 13–19. tains, Western Highland of Scotland, „Earth Surface Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K., 1987, High-moun­ Processes and Landforms”, 33: 40–54. tain denudational system of the Polish Tatra Mountains, Nepal S. K., Way P., 2007, Comparison of vegetation con­ „Prace Geograficzne”, Instytut Geografii i Przestrzen- ditions along two backcountry trails in Mount Robson nego Zagospodarowania PAN, 3: 7–106. Provincial Park, British Columbia (Canada), „Journal Krusiec M., 1995, Wpływ ruchu turystycznego na prze­ of Environmental Management”, 82: 240–249. kształcenia rzeźby Tatr Zachodnich, praca magisterska, Niedźwiedź T., 1992, Climate of the Tatra Mountains, „Moun­- Zakład Geomorfologii, Instytut Geografii i Gospodar­- tain Research and Development”, 12(2): 131–146. ki Przestrzennej UJ, Kraków. Prędki R., 1999, Ocena zniszczeń środowiska przyrodniczego Krusiec M., 1996, Wpływ ruchu turystycznego na przekształ­ Bieszczadzkiego Parku Narodowego w obrębie pieszych canie rzeźby Tatr Zachodnich na przykładzie Doliny Cho­- szlaków turystycznych w latach 1995–1999 – porówny­ chołowskiej, „Czasopismo Geograficzne”, 67: 303–320. wanie wyników monitoringu, „Roczniki Bieszczadzkie”, Krzemień K., 1995, Le role du tourisme dans la transforma­ 8: 343–352. tion des versants du Massif des Monts Dore, „Prace Geo-­ Prędki R., 2000, Przemiany właściwości powietrzno-wod­ graficzne Uniwersytetu Jagiellońskiego”, 99: 23–33. nych gleb w obrębie pieszych szlaków turystycznych Biesz­- Krzemień K., 1997, Morfologiczne skutki gospodarki tury­ czadzkiego Parku Narodowego, „Roczniki Bieszczadz- stycznej w obszarze wysokogórskim na przykładzie ma­- kie”, 9: 225–235. sywu les Monts Dore (Francja) [w:] Domański B. (red.), Törn A., Tolvanen A., Norokorpi Y., Tervo R., Siikamaki P., Geografia. Człowiek. Gospodarka, Kraków, Wydaw- 2009, Comparing the impacts of hiking, skiing and horse nictwo Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzen-­ riding on trail and vegetation in different types of fo­rest, nej UJ: 277–286. „Journal of Environmental Management”, 90: 1427– Krzemień K., 2010, Les transformations contemporaines 1434. du relief du massif du Mont-Dore [w:] Ricard D. (red.), Wałdykowski P., 2006, Rzeźbotwórcze skutki rozwoju sieci Développement durable des territoires: de la mobilisation dróg gruntowych w Beskidach na przykładzie Gorców des acteurs aux démarches participatives, Clermont-Fer- [w:] Latocha A., Traczyk A. (red.), Zapis działalności rand: 353–378. człowieka w środowisku przyrodniczym. Metody badań Li W., Ge X., Liu Ch., 2005, Hiking trails and tourism im­ i studia przypadków, Wrocław: 64–76. pact assessment in protected area: Jiuzhaigou Biosphere Wałdykowski P., Krzemień K., 2013, The role of road and Reserve, China, „Environmental Monitoring and As- footpath networks in shaping the relief of middle moun­ sessment”, 108: 279–293. tains on the example of the Gorce Mountains (Poland), Łajczak A., 2006, Przestrzenne zróżnicowanie zasobów wod­ „Zeitschrift für Geomorphologie”, 57(4): 429–470. nych Tatr na tle innych gór [w:] Kotarba A., Borowiec W. www.tpn.pl/wspieraj/projekty/zmniejszenie-presji-tury­ (red.), Tatrzański Park Narodowy na tle innych terenów stycznej-na-siedliska-i-gatunki-na-obszarze-plc-120001- chronionych, t. 1: 19–35. tatry.

sekcja1_03-06k2.indd 50 2016-06-08 12:17:27 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Przestrzenne zróżnicowanie rozmieszczenia jezior na obszarze Tatr

Regional distribution of lakes in the Tatra Mountains

Paweł Franczak, Agnieszka Gajda, Joanna Pociask-Karteczka

Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków, e-mail: [email protected], [email protected], [email protected]

Streszczenie Abstract

Badania limnologiczne w Tatrach mają bogatą historię. Scientific limnological research in the Tatra Mountains Za ich prekursora uważany jest S. Staszic, duże zasługi po­ were initiated by Stanislaw Staszic in the early XIX century. łożyli też L. Sawicki, J. Szaflarski, S. Lencewicz, A. Lityński Considerable achievements on lake morphometric proper­ i K. Śliwerski. Większość badań koncentrowała się na mor­ ties were gain by L. Sawicki, J. Szaflarski, A. Lityński, S. Len­- fometrii mis jeziornych, fizycznych i chemicznych cechach cewicz and K. Śliwerski. Most studies have focused on lake wód oraz zagadnieniach hydrobiologicznych. Brakowało morphometry, physical and chemical characteristics of water opracowań na temat rozmieszczenia jezior. and hydrobiological issues. There were no regional studies. Celem niniejszej pracy jest analiza regionalnego roz­ The purpose of this study is to analyze the regional distribu­ mieszczenia jezior polodowcowych w Tatrach (polskich tion of glacial lakes in the Tatras (Polish and Slovak), includ­ i słowackich) z uwzględnieniem typu zbiornika. Baza da­ ing their type. The database includes lakes parameters (alti­ nych obejmuje następujące parametry jezior: wysokość tude, area, maximum depth, shoreline length, average and bezwzględną, powierzchnię, głębokość maksymalną, dłu­ maximum width elongation rate, the rate of development gość linii brzegowej, szerokość średnią i maksymalną, of the shoreline). The geological structure and the slope of wskaźnik wydłużenia, wskaźnik rozwinięcia linii brzego­ the Tatra Mountains were also taken into consideration. Hy­ wej, jeziorność zlewni. Uwzględniono także budowę geo­ drographic Map of Poland were used to determine the wa­ logiczną i skłon gór. W celu wyznaczenia działów wodnych tersheds in the Polish Tatras. Watersheds for the Slovak part na obszarze polskich Tatr posłużono się Hydrograficzną were generated from SRTM model using Hydrology Tools mapą Polski, natomiast dla słowackiej części działy wodne for ArcGIS 10.2.2. Spatial data on the geometry of the lakes zostały wygenerowane z modelu SRTM przy użyciu Hydro­ were obtained from databases of both – Polish and Slovak logy Tools dla ArcGIS 10.2.2. Dane przestrzenne dotyczące national parks authorities and then updated. The main da­ geometrii jezior pozyskano z baz danych TPN i TANAP, tabase contains information on 188 of the 298 lakes located a następnie zaktualizowano. Baza wyjściowa zawiera infor­ in th​ e Tatra Mountains. The data base does not include very macje o 188 spośród 298 jezior występujących na obszarze small lakes (mainly periodic) – with an area not exceeding Tatr. Z powodu braku parametrów limnologicznych nie 0.01 km2. Most of the lakes in the Western Tatras lies at an uwzględniono bardzo małych zbiorników – w licznych altitude of over 1400 m.a.s.l., while in the High Tatras – at przypadkach okresowych – o powierzchni nieprzekracza­ the elevation over 1600 m.a.s.l. Most of lakes in the Tatra jącej 0,01 km2. Większość jezior w Tatrach Zachodnich le­ży Mountains are tarns and bedrock-moraine dammed lakes, na wysokości ponad 1400 m n.p.m., a w Tatrach Wyso­ and they are located at the elevation over 1400 m a.s.l. in kich – powyżej 1600 m n.p.m. Nowoczesne techniki po­ the Western Tatra Mountains, and over 1600 m a.s.l. in the zyskiwania i analizy danych przestrzennych oraz duży High Tatra Mountains. Some of them are paternoster lakes – zasób informacji sprzed ponad 100 lat powinny posłużyć a series of stair-stepped lakes formed in individual rock ba­ do identyfikacji przemian, jakim podlegały jeziora. Zmia­- sins aligned down the course of a glaciated valley. Modern ny te polegają głównie na zmniejszaniu zasięgu zbiorni- techniques of spatial data analysis (satelite images an aerial ków i spłycaniu mis jeziornych – co prowadzi do zaniku photos) and a lot of historical detailed information about jezior. lakes achived during more than one hundred years should be used to identify the changes that have taken place. They Słowa kluczowe: jeziora polodowcowe, góry wysokie, refer mainly to reducing the extension of lakeshores and get­ Karpaty ting shallower – which leads to the disappearance of lakes.

sekcja1_16­06k3.indd 51 2016­06­16 10:39:06 52

Keywords: glacial lakes, high mountains, the Carpa­ ukazało się w Sandomierzu encyklopedyczne dzieło przy­ thians rodnicze o historii naturalnej i osobliwościach Królestwa Polskiego pt. Historia naturalis curiosa Regni Poloniae… Wstęp (1721), napisane po łacinie przez jezuitę Gabriela Rzączyń­ skiego (1664–1737). Jest tam m.in. informacja o jeziorach Jeden z najwcześniejszych opisów tatrzańskich jezior w Dolinie Pięciu Stawów Polskich, gdzie wody „wypływa­­- można znaleźć w publikacji z 1643 r. pt. Bibliothecae seu ją z pierwszego jeziora do drugiego, z drugiego do trze­ Cynosurae Peregrinantium…, będącej podręcznikiem dla ciego, etc., z ostatniego z wielką gwałtownością tworzą podróżujących. Autorem jest David Frölich (1595–1648), rzekę Białą”. matematyk, astronom i geograf z Kieżmarku, który w 1625 r., Sporo wiadomości na temat tatrzańskich jezior znalazło jeszcze jako student, prawdopodobnie wszedł na Kieżmar­ się w drugim tomie prac historyczno-geograficznych o komi­ ski Szczyt. We wspomnianym dziele Frölich opisał swoją tatach Węgier Notitia Hungariae novae historico-geographica, wysokogórską wyprawę i zawarł nazwy jezior w języku wydanym w 1736 r. w Wiedniu. Autor – Matej Bel (1684– nie­mieckim. Pisał tak (Szaflarski, 1972): 1749) czerpał informacje o wodach z materiałów dostar­ czanych przez Georga Buchholtza młodszego (1688–1737). Między grzbietami Karpat w partiach najgłębszych Wśród opisów kilkudziesięciu obiektów topograficznych spotyka się jeziora; sławniejsze są: das Poppersee, znalazły się doniesienia o Morskim Oku i Rybim Stawie, jak Sztamp und Richtersee, Kaalbachersee, Polschesee, wówczas nazwano Popradzki Staw (Siarzewski, 2014). Flocksee, Grunsee… Są to więc kolejno stawy: Po­ Jeziora – obok rzek i szczytów – pojawiały się również pradzki, Kamienny (Stamp zapewne Steinbach), Lej­- na najstarszych mapach Tatr. Warto tu wymienić Mapę Sta- kowy (Richter = Trichter), Spiski (jeden z Pięciu Spi­- rostwa Spiskiego F. F. Czakiego z 1762 r. i mapę J. Liesganiga skich), Polski, Kołowy (Flock = Plock) i Zielony Kież­- (1719–1799) w skali 1:72 000. Na uwagę zasługuje Plan Sec- marski. tionis seu Revir Białczensis, narysowany w skali ok. 1:12 000 przez geometrę królewskiego J. Wnentowskiego w 1787 r. W tym samym stuleciu jezuita i profesor uniwersytetu Na podkładzie topograficznym wykonanym według zasad w Tyrnawie Márton Szentiványi (1633–1705) opublikował przyjętych na zdjęciu józefińskim, oprócz użytkowania encyklopedię Curiosiora et selectiora variarum scientiarum gruntów przedstawiono sieć rzeczną i jeziora, wyróżnio­ miscellanea in tres partes divisa. Pierwszy tom dzieła wy­ ne kolorem niebieskim. Dużą wartość przedstawia mapa dany w 1689 r. zawierał rozdział o wodach. Autor opisał galicyjskiej części Tatr w skali ok. 1:300 000 B. Hacqueta w nim niezwykłe jezioro tatrzańskie, które nazwał oculus (1740–1815), profesora historii naturalnej Uniwersytetu maris (chodzi o Morskie Oko). Interesujące wzmianki o je- we Lwowie, dołączona do wydanego w 1796 r. dzieła Neu- ziorach można znaleźć w spiskach poszukiwaczy skarbów, este physikalisch-politische Reisen in den Jahren 1794 und przykładowo w datowanym na drugą połowę XVII w. 95 durch die Dacischen und Sarmatischen oder Nördlichen rękopisie Michała Chrościńskiego Opisanie ciekawe gór Karpathen (Siarzewski, 2014). Tatrów… (Siarzewski, 2014): Zainteresowanie naukowe jeziorami datuje się jednak dopiero na początek XIX w. Zostało zapoczątkowane przez […] obaczysz w głębokiej przepaścistej dolinie jedno S. Staszica (1755–1826), który w dziele z 1815 r. (II wyda­ wielkie jezioro, to nazywa się Rybi Staw, insi nazywają nie: 1955) O ziemiorodztwie Karpatow, i innych gor i rownin Morskie Oko, inni Biały Staw. Nad nim zaraz obaczysz Polski zamieścił opis pomiarów wykonanych w „oku mor­ między przepaścistemi skałami jezioro małe, to się skim”, czyli Czarnym Stawie pod Rysami, w lipcu 1804 r.: nazywa Jezioro Czarne. Z niego wychodzi do tego wielkiego jeziora woda okrutnym spadem i hukiem, Mimo nie dostatku w tem miejscu czółna, i wszel­ spadająca z wysokości łokci 100. Pod tym spadem tejże kiego na tuteiszei wysokości drzewa; starałem się studni lub dalej znajdują się drogie kamienie, dyamen­ przecież w kilku mieiscach zmierzyć oka morskiego ty tylko drobne, perły bogate, tylko także potłuczone głębokość, i poznać jego wod naigłębszych stopnie i inne kamienie, minerały złote i srebrne kamienie. To ciepła lub zimna. jezioro stąd nazywają Czarne i że jest między okrut­ Rzucana kula ołowiana na sznurze, do pięć set nemi czarnemi skałami, słońce nigdy tam nie oświeci. ośmdziesiąt trzech stop naigłębiei spadła. W zamiarze poznania w głębi wody ciepła, wziołem Ważne informacje zawierała też praca Georga Buchhol­ prostą butelkę sklaną. Tę, dla przeszkodzenia zewnętrz­ tza starszego (1643–1725). Ten nauczyciel, a później ewan­ nem działaniom cieplinu, oblałem naiprzód w koło gelicki kaznodzieja i pastor w Wielkiej Łomnicy ukończył łojem, potem obsypałem grubo węglanym prochem; w 1719 r. rękopis Das weit und breit erschollene Ziepser- a na tym przyłożyłem desczułki drzenne, siarką oblane; -Schnee-Gebürg, w którym znalazł się rozdział poświęcony a to wszystko razem obwinąłem woskowym płotnem. hydrografii Tatr Wysokich. Autor wspomina o „wielkim Jeden czopek odtykał butelkę zewnątrz a drugi, w niei polskim jeziorze […] dwa razy większym jak miasto Le­ będący, mogł ją zatykać, pociągnięty w gorę. Ciepło­ wocza, z którego dość duża rzeka płynie do Polski” (znów mierz Reaumura w butelce, tak zatknietei, wpuscza­ chodzi o Morskie Oko). Mniej więcej w tym samym czasie łem w gąb wody. Ciepłomierz znaczył na powietrzu

sekcja1_16­06k3.indd 52 2016­06­16 10:40:54 53

w cieniu 14 wyżei zero, a w śamei powierzchni wody 7. grupa zmarzłych stawów (2050–2180 m n.p.m.) 12 5/4. Butelka w naiwiększej głębi, na którą zarzucić o powierzchni rzadko wolnej od lodu i temperaturze mak- mogłem, zatrzymała się 496 stop. W ten czas sznur­ symalnej nieprzekraczającej 6°C. kiem wyciągnięty został czopek, co ją zewnątrz zamy-­ Problematyki typologii jezior oraz ich przestrzennego kał. W tei głębi otwarta stała godzin cztery. Po tym cza- zróżnicowania nie poruszano zbyt często. Sawicki, biorąc sie, wewnętrznym czopkiem ją zamknąwszy, wyciąg­- pod uwagę genezę akwenów i rzeźbę terenu, wydzielił w Ta- nąłem spieszno do góry. Ciepłomierz znaczył 6 1/6 wo-­ trach cztery grupy jezior (Lencewicz, 1926): da z głębi wydobyta nie rożniła się niczem od wod 1. morenowe podgórskie (np. Smreczyńskie, Toporowy wierzchnich. Rożniła ie tylko miara ciepła. Wody w głę-­ Staw); bi były od wierzchnich 6 stopniami zimnieisze. 2. morenowe międzygórskie (np. Morskie Oko); 3. cyrkowe (karowe) niższego pasa (1500–1600 m Historię „post-Staszicowskich” badań limnologicznych n.p.m., przykładowo Czarny Staw pod Rysami); w Tatrach oraz wyniki własnych pomiarów przedstawili 4. cyrkowe wyższego pasa (1900–2000 m n.p.m.). dość szczegółowo L. Sawicki (1910, 1911, 1929), S. Len- Powyższa typologia jest zbieżna z poglądami A. Ga- cewicz (1926) i J. Szaflarski (1932, 1936a, 1936b, 1972). domskiego (1922). Ten bowiem wydziela: Większość badań koncentrowała się na morfometrii mis 1. jeziora morenowe podgórskie, wśród których wyróż- jeziornych, fi­zycznych i chemicznych cechach wód oraz nia stawy moren czołowych (np. Toporowy Staw), stawy zagadnieniach hydrobiologicznych. Pierwsze plany ba- moren bocznych (np. Stawek na Polanie pod Wołoszynem), tymetryczne tatrzańskich jezior stworzył W. Dziewulski, stawki moreny dennej w zagłębieniach nierównomiernej który w latach 1879–1881 pomierzył osiem największych akumulacji lodowcowej oraz stawki moren bocznych dwu jezior północnej strony gór. Następnie w 1907 r. M. Końca lodowców (np. Smreczyński Staw); przesondował Zielony Staw Gąsienicowy. Dwa lata później 2. jeziora międzygórskie morenowe, „przynależne do L. Sawicki dokonał sondowania dziewięciu stawów (w tym faz stadjalnych” (np. Morskie Oko, Popradzki Staw); pięciu po stronie polskiej). W 1910 r. poszerzył badania 3. jeziora ryglowe („bulowe, stojące w związku z ry- o Pięć Stawów Polskich; liczbę jezior w Tatrach ocenił na glami poprzecznymi w środkowych częściach dolin”, np. 120. Badania Sawickiego kontynuowane były przez Insty- Wielki Staw Polski); tut Geograficzny UJ, który w 1929 r. zorganizował stację 4. jeziora karowe (np. Zmarzły Staw pod Zawratem). wysokogórską w Dolinie Pięciu Stawów Polskich pod Jako osobną kategorię Gadomski (1922) traktuje sta- kierunkiem W. Ormickiego. Wykonano pomiary batyme- wy „upłaziańskie (upłazowe), położone na wysokich te­ tryczne kolejnych jezior, a zatem gdy wiosną 1934 r. przy- rasach (upłazach), stanowiących resztki den dolin lo­- stąpił do badań Wojskowy Instytut Geograficzny (WIG), dow­cowych z poprzednich okresów zlodowacenia”. Jako większość dużych jezior miała już właściwie kompletne przy­­­­kła­dy podaje stawy Rohackie, Staroleśniańskie, Świ­ plany batymetryczne. Pomiary WIG dostarczyły jednak sto­we (pod Polskim Grzebieniem) i małe stawki u stóp bardziej szczegółowych danych, co wynikało głównie z za- pół­­­nocnej ściany Mnicha. M. Klimaszewski (1988) wyróż­- stosowania nowszych, ujednoliconych metod pomiarowych nia także je­ziora międzymutonowe (np. Stawki pod Mni­ (Śliwerski, 1934; Szaflarski, 1936). Badania Szaflarskiego chem) i egzaracyjno-wytopiskowe (np. Dwoisty Staw Za- koncentrowały się na termice wód. Wcześniej zajmował się chodni). tą problematyką również Lityński (1914). Reasumując można stwierdzić, iż w Tatrach występują Na podstawie badań prowadzonych w okresie mię- dwa typy jezior – polodowcowe oraz niezwiązane z aktyw- dzywojennym Szaflarski (1932) wydzielił siedem typów nością lodowców. Do tych drugich, bardzo nielicznych, termicznych jezior: należą jeziora krasowe (np. Litworowy Staw, Mokra Jama, 1. wielkie zbiorniki podgórskie (do 1400 m n.p.m.) Tiché pleso), rozlewiskowe (np. Rybie Stawki) i sztuczne o powierzchni przeciętnie przez 6 miesięcy wolnej od lodu; (np. Nové Štrbské pleso, zbiornik na Bystrej, stawki w Doli- 2. grupa stawków płytkich i młak (1000–1450 m n.p.m.) nie Olczyskiej). Do związanych z genezą glacjalną zaliczają o silnych wahaniach temperatury powierzchni w miesią- się jeziora: karowe, morenowe (moreny bocznej, dennej, cach letnich, w granicach 4–22°C; środkowej, czołowej), karowo-morenowe, egzaracyjno- 3. płytkie stawki o średnim wzniesieniu (1450–1700 m -wytopiskowe, międzymutonowe. Jeziora leżące w obrębie n.p.m.) o dość silnych wahaniach temperatury, od 4 do utworów zwietrzelinowych i morenowych można określić 17°C, w miesiącach letnich; jako poligenetyczne (np. Anitino očko). 4. jeziora głębokie o średnim wzniesieniu (1500–1800 m Problematyka rozmieszczenia jezior w całym paśmie n.p.m.) o powierzchni przez 3–5 miesięcy wolnej od lodu tatrzańskim nie cieszyła się dotąd dużym zainteresowaniem i temperaturze maksymalnej 8–14°C; badaczy, a większość opracowań z okresu po II wojnie świa- 5. grupa płytkich stawów o wysokim wzniesieniu (1700– towej odnosiła się tylko do polskiej części Tatr. 1900 m n.p.m.) o wahaniach temperatury w lecie w gra- nicach 4–14°C; Cel i metoda badań 6. grupa jezior wysokich i zimnych (1800–2000 m n.p.m.) o powierzchni przez mniej niż 3 miesiące wolnej Celem niniejszego opracowania jest analiza regional- od lodu i temperaturze maksymalnej 6–8°C; nego rozmieszczenia jezior polodowcowych w Tatrach

sekcja1_03-06k2.indd 53 2016-06-08 12:17:27 54

polskich i słowackich z uwzględnieniem typu zbiornika. Wyniki Analiza została przeprowadzona m.in. w nawiązaniu do wymogów międzynarodowego projektu PAGES, reali­ W Tatrach znajduje się 298 jezior o łącznej powierzchni zowanego w ramach International Geosphere-Biosphere ok. 3,23 km2 (0,41% powierzchni Tatr). Obiekty te wyka­ Programme (U.S. and Swiss National Science Foundation, zują bardzo duże zróżnicowanie, m.in. pod względem roz­ The National Oceanic and Atmospheric Administration; miarów (ryc. 1). Większość jezior to jeziora średnie i małe. Pociask-Karteczka i in., 2014). Zgodnie z projektem wy­ Powierzchnia zaledwie siedmiu największych jezior stano­ różniono cztery typy jezior: wi 50% łącznej powierzchni wszystkich jezior tatrzańskich. – duże jeziora polodowcowe (1a), Osiem jezior ma powierzchnię powyżej 0,1 km2. Choć na – małe jeziora polodowcowe (1b), terenie Polski leży zalewie 22,3% obszaru Tatr (175 km2), – płytkie jeziora polodowcowe (2), przeważająca część największych jezior znajduje się właśnie – torfowiska z lustrem wody (3). po stronie polskiej (tab. 1). Baza danych obejmuje takie parametry jezior, takich Aż 156 jezior (83%) leży w Tatrach Wysokich, reszta – jak: wysokość bezwzględna, powierzchnia, głębokość mak-­ w Tatrach Zachodnich (tab. 2). Największą jeziornością symalna, długość linii brzegowej, szerokość średnia i szero­ charakteryzują się doliny położone w centralnej części Tatr kość maksymalna, wskaźnik wydłużenia, wskaźnik rozwi­ Wysokich, gdzie jeziorność wynosi od 2,7 do 5%. W wielu nięcia linii brzegowej, jeziorność zlewni (Pociask-Kartecz­ zlewniach w Tatrach Zachodnich jeziora nie występują ka, 2003). Ponadto uwzględniono budowę geologiczną (ryc. 2). i skłon Tatr. Baza wyjściowa zawiera informacje o 188 spo­- Analiza udziału jezior w polach podstawowych o sze­ śród 298 jezior występujących na obszarze Tatr. Z powodu rokości 500 × 500 m wykazała, że największą jeziornością braku parametrów limnologicznych nie uwzględniono bar­- cechują się Dolina Pięciu Stawów Polskich i górna część dzo małych zbiorników – w wielu przypadkach okreso­ zlewni Rybiego Potoku, gdzie jeziorność osiąga aż 64% wych – o powierzchni nieprzekraczającej 0,01 ha. Choć (ryc. 3). Obszary o największej jeziorności biegną łukiem stanowią one aż 30% całkowitej liczby zbiorników na ob­ wygiętym ku południowi i obejmującym górne części zlew­ szarze Tatr, ich łączna powierzchnia nie przekracza 0,3% ni potoków tatrzańskich. Rozciąga się on od zlewni Suchej całkowitej powierzchni jezior. Wody po zlewnię Białej Wody Kieżmarskiej (ryc. 3). Każdy obiekt umieszczony w bazie przypisano do po­ W skali całych Tatr najliczniejszą grupę stanowią je­zio-­ szczególnych zlewni rzecznych i do pól siatki 500 × 500 m. ra położone w przedziałach wysokości 1600–1799 i 1800– W celu wyznaczenia działów wodnych na obszarze polskich 1999 m n.p.m., odpowiednio 62 i 58 (tab. 2). Sześćdziesiąt Tatr posłużono się Hydrograficzną mapą Polski (Czarnec­ cztery procent jezior w Tatrach Wysokich znajduje się ka, 2005), natomiast dla słowackiej części działy wodne w obrębie dwóch stref wysokościowych: 1600–1799 i 1800– zostały wygenerowane z modelu SRTM przy użyciu Hy­ 1999 m n.p.m. Ponadto znaczna ich liczba występuje w gra­ drology Tools dla ArcGIS 10.2.2. (Jarvis i in., 2008). Dane nicach 2000–2199 m n.p.m. (21% jezior Tatr Wysokich, tab. przestrzenne dotyczące geometrii jezior pozyskano z baz 2). Większość z nich reprezentuje typ polodowcowych je-­ danych TPN i TANAP, a następnie zaktualizowano. zior płytkich (54,5%). Z kolei w Tatrach Zachodnich naj-­

Ryc. 1. Rozmieszczenie jezior w Tatrach Fig. 1. Distribution of lakes in the Tatra Mountains

sekcja1_16­06k3.indd 54 2016­06­16 10:50:39 55

Tab. 1. Największe jeziora tatrzańskie Tab. 1. The largest lakes in the Tatra Mountains

Wysokość Powierzchnia Głębokość maks. Pojemność Lp. Nazwa [m n.p.m.] [ha] [m] [m3]

1 Morskie Oko 1395 34,39 50,8 9 904 300 2 Wielki Staw Polski 1665 34,35 79,3 1 296 700 3 Czarny Staw pod Rysami 1580 20,64 76,4 7 761 700 4 Wielki Hińczowy Staw 1946 20,08 53,2 4 138 700 5 Szczyrbskie Jezioro 1346 19,76 19,6 1 284 000 6 Czarny Staw Gąsiennicowy 1624 17,44 51 3 798 000 7 Czarny Staw Polski 1722 12,69 50,4 2 825 800 8 Niżny Ciemnosmreczyński Staw 1674 12,01 37,8 115 000 9 Wyżni Żabi Staw Białczański 1696 8,07 24,3 x 10 Przedni Staw Polski 1668 7,71 34,6 1 130 000

x – brak danych

Tab. 2. Liczba jezior w poszczególnych piętrach wysokościowych Tatr Tab. 2. Number of lakes in altitudinal zones in the Tatra Mountains

Wysokość [m n.p.m.] Suma 800–999 1000–1199 1200–1399 1400–1599 1600–1799 1800–1999 2000–2199 ≥ 2200 Tatry Wysokie 2 9 12 48 51 33 1 156 Duże jeziora polodowcowe 1 3 10 6 3 23 Małe jeziora polodowcowe 1 1 3 6 11 11 33 Płytkie jeziora polodowcowe 2 4 26 33 19 1 85 Jeziora zarastające 1 5 2 6 1 15 Tatry Zachodnie 1 2 8 14 7 32 Duże jeziora polodowcowe 1 1 Małe jeziora polodowcowe 1 3 4 Płytkie jeziora polodowcowe 1 2 5 8 5 21 Jeziora zarastające 2 3 1 6 Suma 1 2 11 20 62 58 33 1 188

więcej jezior (44%) leży w przedziale wysokościowym polodowcowych (1b), których udział wynosi odpowiednio 1600–1799 m n.p.m. W piętrach wysokościowych poniżej 13 i 21%. Ponadto w Tatrach Zachodnich leżą niewielkie i powyżej (1400–1599 i 1800–1999 m n.p.m.) znajduje się zbiorniki zachowane w obrębie torfowisk. odpowiednio 25 i 22% jezior (tab. 2). W tych przedziałach Spośród jezior tatrzańskich największym zróżnicowa- leży przeważająca część największych tatrzańskich jezior. niem linii brzegowej charakteryzują się małe i płytkie jezio- Jeziora małe (do 2,5 ha) występują we wszystkich przedzia- ra polodowcowe (1b, 2) – średni współczynnik rozwinięcia łach wysokościowych, a te o powierzchni powyżej 10 ha – ich linii brzegowej wynosi 1,4 (tab. 3). Oba typy jezior w przedziale wysokości od 1395 m n.p.m. (Morskie Oko) charakteryzują się również największym wydłużeniem misy do 1946 m n.p.m. (Veľké Hincovo pleso, ryc. 4). jeziornej. Maksymalny wskaźnik wydłużenia osiąga Topo- Większość jezior tatrzańskich to płytkie jeziora polo- rowy Staw Niżni (4,014), z kolei najdłuższą linię brzegową dowcowe (typ 2, tab. 2), które w Tatrach Wysokich stano- ma Wielki Staw Polski (2612 m). wią 55% obiektów, a w Tatrach Zachodnich – 62%. Liczba Najbardziej nieregularny kształt linii brzegowej wy- dużych jezior polodowcowych (1a) w Tatrach Wysokich kazują jeziora najmniejsze, o czym świadczy wskaźnik wynosi 23, w Tatrach Zachodnich zaś – tylko 1. Znaczna rozwinięcia linii brzegowej przyjmujący wartości zarów- dysproporcja występuje też w przypadku małych jezior no ok. 1 (zarys linii brzegowej jeziora zbliżony do koła),

sekcja1_16-06k3.indd 55 2016-06-16 10:51:53 56

Ryc. 2. Jeziorność w zlewniach rzek tatrzańskich [%] Fig. 2. Share of lakes [%] in river catchments in the Tatra Mountains

Ryc. 3. Jeziorność w siatce kwadratów 500 × 500 m na obszarze Tatr Fig. 3. The share of lakes in the 500 × 500 m grid squares in the Tatra Mountains

jak i prawie 3 (ryc. 5). Najsilniej rozbudowaną linią brze­ kościowych: 1600–1799 i 1800–1999. Odznaczają się one gową (2,7) charakteryzuje się Trójkątny Staw (Trojuhol­ bardzo urozmaiconą linią brzegową. Nowoczesne techniki níkové pleso), płytki (1,2 m) i silnie zarastający akwen. pozyskiwania i analizy danych przestrzennych dostęp­ Zbliżoną wartość (2,4) ma Wołoszyński Stawek, akwen nych dzięki obrazom satelitarnym i zdjęciom lotniczym o podobnym charakterze. Z kolei wskaźnik rozwinięcia mogłyby posłużyć do identyfikacji zmian, jakim podlega­- linii brzegowej jezior średnich (1b) i dużych (1a) nie prze­ ły jeziora w minionym stuleciu. Zmiany te polegają głów­- kracza 1,5. nie na zmniejszaniu zasięgu linii brzegowej i spłycaniu mis jeziornych. Czynniki te prowadzą lub wręcz dopro­ Podsumowanie i wnioski wadziły do zaniku niektórych jezior. Najbardziej narażone na zmiany są jeziora płytkie występujące w najniższych W Tatrach Wysokich i Zachodnich przeważają płyt­ piętrach wysokościowych, zwykle w piętrze regla górnego kie jeziora polodowcowe (typ 2) w dwóch piętrach wyso­- i kosówki.

sekcja1_16­06k3.indd 56 2016­06­16 10:53:41 57

Tab. 3. Parametry morfometryczne jezior tatrzańskich Tab. 3. Morphometric parameters of lakes in the Tatra Mountains

Duże jeziora Płytkie jeziora Małe jeziora polodowcowe Jeziora zarastające polodowcowe polodowcowe

Długość [m] Średnia 498 184 61 26 Maksymalna 993 347 250 145 Minimalna 244 42 7 11 Szerokość średnia [m] Średnia 221 69 27 22 Maksymalna 419 178 92 64 Minimalna 44 13 4 3 Szerokość maksymalna [m] Średnia 299 104 32 16 Maksymalna 527 173 122 49 Minimalna 158 18 4 3 Wskaźnik wydłużenia Średni 1,695 1,908 1,877 1,546 Maksymalny 2,727 4,014 3,923 2,790 Minimalny 1,119 1,013 1,000 1,000 Długość linii brzegowej [m] Średnia 1262 565 181 88 Maksymalna 2612 1640 735 370 Minimalna 380 108 23 10 Wskaźnik rozwinięcia linii brzegowej Średni 1,3 1,4 1,4 1,2 Maksymalny 1,7 2,0 2,7 2,4 Minimalny 1,1 1,1 1,0 1,0

Ryc. 4. Pionowe rozmieszczenie jezior w Tatrach Fig. 4. Altitudinal distribution of lakes in the Tatra Mountains

sekcja1_03-06k2.indd 57 2016-06-08 12:17:28 58

Ryc. 5. Związek rozwinięcia linii brzegowej z powierzchnią jezior w Tatrach Fig. 5. Rate of development of shoreline versus the area of lakes in the Tatra Mountains

Literatura of lakes in the Tatra Mts. (Western Carpathians), „Geo- review”, Spec. Issue: 137–143. Czarnecka H., 2005, Atlas podziału hydrograficznego Pol- Sawicki L., 1910, Jakie są nasze stawy tatrzańskie, „Pamięt- ski, Warszawa, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wod-­ nik Towarzystwa Tatrzańskiego”, 31: 45–47. nej. Sawicki L., 1911, Badania jezior w Polsce, „Wszechświat”, Gadomski A., 1920–1922, O nowym typie stawów płazo­ 30(14): 210–213. wych, „Przegląd Geograficzny”, 2: 150–152. Sawicki L., 1929, Atlas jezior tatrzańskich, „Prace Komisji Jarvis A., Reuter H. I., Nelson A., Guevara E., 2008, Hole- Geograficznej Polskiej Akademii Umiejętności”, Kraków. filled seamless SRTM data V4, International Centre for Siarzewski W., 2014, Najstarsze dzieje poznania Morskiego Tropical Agriculture (CIAT), srtm.csi.cgiar.org. Oka [w:] Choiński A., Pociask-Karteczka J. (red.), Mor­ Klimaszewski M., 1988, Rzeźba Tatr Polskich, Warszawa, skie Oko – przyroda i człowiek, Zakopane, Wydawnic- PWN. twa Tatrzańskiego Parku Narodowego: 292–317. Lencewicz S., 1926, Badania jeziorne w Polsce, „Przegląd Staszic S., 1815, O Ziemiorodztwie Karpatow, i innych gor Geograficzny”, 5: 1–70. i rownin Polski, reprint, Warszawa, 1955, Wydawnictwo Lityński A., 1914, O temperaturze stawów tatrzańskich, Geologiczne. „Pamiętnik Towarzystwa Tatrzańskiego”, 35: 69–73. Śliwerski K., 1934, Pomiar batymetryczny jezior w Tatrach, Lukniš M., 1973, Relief Vysokych Tatier a ich predpolia, „Wiadomości Służby Geograficznej”, 3: 387–412. Bratislava, SAV. Szaflarski J., 1932, Z badań nad termiką jezior tatrzańskich, Lukniš M., 1985, Príspevok ku geografii tatranských jazier, „Przegląd Geograficzny”, 12: 181–184. „Acta FRNUC – Geographica”, 25: 113–135. Szaflarski J., 1936a,Morfometria jezior tatrzańskich. Cz. I: Pociask-Karteczka J. (red.), 2006, Zlewnia. Właściwości Jeziora Tatr Polskich, „Prace Instytutu Geograficznego i procesy, Kraków, Instytut Geografii i Gospodarki Prze­- UJ”, 17. strzennej UJ. Szaflarski J., 1936b, Nouvelles études sur le régime thermique Pociask-Karteczka J. (red.), 2013, Z badań hydrologicznych des lacs de la Haute Tatra, „Revenue de Géographie Al­- w Tatrach, Zakopane, Wydawnictwa Tatrzańskiego Par­- pine”, 24(2): 369–380. ku Narodowego. Szaflarski J., 1972, Poznanie Tatr. Szkice o rozwoju wiedzy Pociask-Karteczka J., Gajda A., Franczak P., 2014, Regional o Tatrach do połowy XIX wieku, Warszawa, Sport i Tu­ distribution and relevance in paleoenvironmental studies rystyka.

sekcja1_03-06k2.indd 58 2016-06-08 12:17:28 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Wykorzystanie tomografii elektrooporowej ERT i danych wysokościowych LiDAR do rozpoznania budowy geologicznej i geomorfologicznej wybranych obszarów Tatr i Podhala

The use of electrical resistivity tomography ERT and LiDAR elevation data to study the geological and geomorphological structure of selected areas in the Tatras and Podhale

Mirosław Kamiński, Piotr Zientara, Mirosław Krawczyk

Państwowy Instytut Geologiczny – PIB, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa, e-mail: [email protected], [email protected], [email protected]

Streszczenie Abstract

W ostatnich latach w badaniach geologicznych coraz In recent years, modern geophysical and photogram- częściej znajdują zastosowanie nowoczesne metody geofi- metric methods are more and more often applied in geo- zyczne i fotogrametryczne. Jedną z najpopularniejszych logical research. One of the most popular of geophysical metod geofizycznych jest tomografia elektrooporowa ERT methods is electrical resistivity tomography (ERT). Two (electrical resistivity tomography). Do badań terenowych areas were selected for field testing. The first is located near wybrano dwa obszary. Pierwszy leży w rejonie Witowa na the village Witów in Podhale, and the other is located in Podhalu, drugi zaś – w zachodniej części Tatr (Dolina Cho- the western part of the Tatra Mountains (Chochołowska chołowska i Polana Huciska). Łącznie wykonano cztery pro- Valley and Huciska Clearing). Four resistivity profiles were file elektrooporowe na osuwisku w Witowie oraz po jednym performed on a landslide in Witów and one profile along profilu wzdłuż wybranego odcinka Doliny Chochołowskiej the section of the Chochołowska Valley and one profile i Polany Huciska. Na podstawie profili elektrooporowych in Huciska Clearing. On the resistivity profiles made on wykonanych przez osuwisko można interpretować głębo- the landslide, we can interpret the depth of occurrence of kość występowania powierzchni odkłucia, strukturę kolu- the slip zone, colluvial deposit structure as well as the geo­ wiów, jak również budowę geologiczną podłoża fliszowego. logical structure of the flysch basement. The resistivity Profil przebiegający wzdłuż Polany Huciska zobrazował profile taken along the Chochołowska Valley highlighted występowanie w podłożu trzech stref nieciągłości, a ponad- two areas of discontinuity. Also, the profile along Hucis- to osady deluwialne i miąższe osady stożka napływowego. ka Clearing depicted three zones of discontinuity in the W profilu elektrooporowym wykonanym wzdłuż Doliny ground, deluvial sediments and thick deposits of alluvial Chochołowskiej uwidoczniły się dwie strefy nieciągłości. cone. W badaniach geomorfologicznych rzeźby terenu nie- In geomorphological studies, extremely helpful is al- zwykle pomocny jest wysokościowy model cyfrowy terenu titude digital terrain model LiDAR (Light Detection and LiDAR (light detection and ranking) otrzymany metodą lot- Ranking) obtained by airborne laser scanning ALS (Air- niczego skaningu laserowego ALS (airborne laser scanning). borne Laser Scanning). Airborne laser scanning is a photo- Lotniczy skaning laserowy to metoda fotogrametryczna, grammetric method, which combined with fieldwork gives któ­ra w połączeniu z badaniami terenowymi przynosi fast and accurate information about activity and extent of szyb­ką i dokładną informację o zasięgach osuwisk, ich ak- landslides, internal sculpture, the course of the faults and tywności i rzeźbie wewnętrznej oraz przebiegu uskoków stratification of geological layers. i uławicenia warstw geologicznych. Keywords: electrical resistivity tomography, airborne Słowa kluczowe: tomografia elektrooporowa, lotniczy laser scanning, geological structure, Tatras skaning laserowy, budowa geologiczna, Tatry

sekcja1_03-06k2.indd 59 2016-06-08 12:17:28 60

Wprowadzenie położony jest we wsi Witów na Pogórzu Gubałowskim (ryc. 1). Pod względem budowy geologicznej znajduje się W ramach projektu „Szczegółowa Mapa Geologiczna w niecce podhalańskiej, zbudowanej z utworów fliszowych Tatr w skali 1:10 000” w wyznaczonych rejonach Tatr prze- paleogenu i przykrytych cienką pokrywą osadów czwarto- testowano nowoczesne metody geofizyczne i fotograme- rzędowych. Głównymi elementami rzeźby terenu są grzbie- tryczne. Do interpretacji budowy geologicznej zastosowano ty górskie o przebiegu SW–NE i SSW–NNE, rozdzielone metodę tomografii elektrooporowej ERT (electrical resisti­ Doliną Czarnego Dunajca (Klimaszewski, 1988). vity tomography), wykorzystującą zróżnicowanie własno- Drugi obszar badań leży w Dolinie Chochołowskiej, ści oporu elektrycznego ośrodka geologicznego. Pozwala w strefie reglowej Tatr, które od północy są oddzielone od ona na zbudowanie dwu- lub trójwymiarowego obrazu Pogórza Gubałowskiego Rowem Podtatrzańskim (ryc. 1). rozkładu oporności elektrycznej w badanym obszarze. Za­ Dolina Chochołowska jest głęboko wcięta w skały osadowe, stosowanie metody przedstawiano zarówno w literaturze głównie łupki, wapienie kredowe i dolomity triasowe. Na światowej, jak i krajowej (Lapenna i in., 2003; Kneisel, 2006; obraz współczesnej rzeźby terenu decydujący wpływ ma Aziz i Ali, 2013; Kamiński i in., 2014). akumulacyjno-erozyjna działalność Potoku Chochołow- W ostatnich latach w badaniach rzeźby terenu z dużym skiego oraz procesy krasowe. powodzeniem stosuje się technikę lotniczego skaningu la-­ serowego – ALS (airborne laser scanning). Efektem skanin­ Szkic budowy geologicznej gu jest chmura punktów, która dokładnie obrazuje zarys obiektów. Przez filtrowanie chmury punktów można otrzy- Obszar 1 mać punkty reprezentujące powierzchnię terenu. W ten Badane osuwisko leży w obrębie niecki podhalańskiej sposób powstaje wysokościowy model cyfrowy pozbawiony i wykształciło się w oligoceńskim fliszu łupkowo-pias­ błędów wynikających z maskującego działania roślinności kow­cowym warstw chochołowskich dolnych. Ławice pia­- i infrastruktury. Metodyka i wykorzystanie danych z lot- skowców tego fliszu mają różną grubość, często tworzą niczego skaningu laserowego w badaniach geomorfolo- kompleksy z łupkami i mułowcami. Piaskowce są prze- gicznych były omawiane w literaturze naukowej w Polsce ważnie drobno- i średnioziarniste, lokalnie zlepieńcowate i na świecie (Hsiao i in, 2003; Borkowski, 2005; Graniczny (Zimnal i in., 2007). Łupki warstw chochołowskich są i in., 2012). wapniste i z liczn­ ymi blaszkami muskowitu. W warstwach tych występują również ławice z egzotykami. Jęzor osuwi- Położenie i rzeźba ska dotarł do czwartorzędowego, fluwioglacjalnego tarasu dochodzącego do 6–8 m nad poziomem rzeki. Taras zbu- W rzeźbie badanego terenu wyraźnie wyodrębniają się dowany jest ze słabo obtoczonych okruchów piaskowców dwa obszary: tatrzański i podhalański. Obszar badań nr 1 fliszowych i otoczaków skał tatrzańskich, pokrytych cienką (ok. 1 m) warstwą glin piaszczystych ze żwirami (Kukulak, 1993).

Obszar 2 Obszar ten zbudowany jest z triasowo-jurajsko-kredo­ wych skał osadowych. Do triasu zaliczane są dolomity ani­ zyku (jasnoszare, biało wietrzejące, wyraźnie uławicone, o przełamie ostrokrawędzistym), a do karniku/noryku – łupki mułowcowe i piaskowce z wkładkami dolomitów i wa- pieni. Strefa występowania łupków zaznacza się jako ciąg obniżeń pomiędzy szczytami niższego i wyższego pasma reglowego (Dolina Huciska, Kominiarska Przełęcz), a pa- kiety z przewagą dolomitów noryckich tworzą grzbiety (np. Wierch Kuca). Do jury zaliczane są synemurskie wapienie i margle plamiste, które występują u wylotu Polany Huciska, a do kredy – beriasowe wapienie pelityczne, w dolnej części zawierające niezbyt liczne przeławicenia margli. Wapienie są lekko krzemionkowe, ze względu na dużą liczbę szkiele- cików radiolarii (Gaździcka i in., 2007).

Metodyka badań

Lotniczy skaning laserowy Ryc. 1. Położenie obszarów badań 1 i 2 na tle cieniowanego modelu terenu Dane ALS zakupiono w Centralnym Ośrodku Doku- Fig. 1. Location of study areas 1 and 2 on the background mentacji Geodezyjnej i Kartograficznej w Warszawie. Do- shaded terrain model starczono je w postaci danych pomiarowych w formacie

sekcja1_03-06k2.indd 60 2016-06-08 12:17:28 61

LAS, jako chmurę punktów LiDAR o gęstości skanowania obrazu rzeczywistych oporności na badanym profilu, który 4 punkty/m2. Klasyfikację chmury przeprowadzono w spe- to obraz może być podstawą do interpretacji geologicznej. cjalistycznym oprogramowaniu QCoherent.LP 360. Klasy- Zasięg głębokościowy modelu zależy od długości maksymal- fikacja dzieli chmurę punktów na warstwy, uzależnione od nego rozstawu układu pomiarowego, a rozdzielczość – od wysokości. Ostatecznie numeryczny model terenu (NMT) odległości między elektrodami (Loke, 2014). został wyeksportowany w programie QCoherent w formie siatki regularnej o rozdzielczości 1 m (model GRID), co Prace terenowe pozwoliło zaimportować dane do programu ArcGis w for- Do wykonania pomiarów terenowych użyto zestawu ba-­ mie plików ASCII. Do geostatystycznej interpolacji chmury dawczego LUND produkcji szwedzkiej (firma ABEM). Na punktów zastosowano algorytm deterministyczny IDW (in­- osuwisku w Witowie (obszar 1) w ramach prac geofizycz- verse distance weighting). nych wykonano cztery profile elektrooporowe z rozstawem elektrod co 4 m: W1, W2, W3, W4 (ryc. 2). Głębokość Tomografia elektrooporowa – ERT penetracji w głąb fliszu wyniosła ponad 50 m. Tomografia elektrooporowa polega na pomiarach opor- W Dolinie Chochołowskiej (obszar 2) wykonano dwa ności pozornej poszczególnych kompleksów litologicznych. profile elektrooporowe – Ch1 i Ch2 – z rozstawem elektrod Oporność określa się na podstawie pomiaru natężenia prą- co 10 m (ryc. 3). Pomiary zostały wykonane metodą Wen- du wprowadzonego do gruntu za pomocą dwóch elektrod nera. Głębokość penetracji w głąb utworów geologicznych prądowych i różnicy potencjałów między dwiema elektro- wyniosła ponad 100 m. dami potencjałowymi na powierzchni, wykorzystując prawo Ohma. Elektrody rozmieszczane są w równych odległościach Wyniki wzdłuż linii prostej i automatycznie wybierane – zgodnie z zaprogramowanym algorytmem – do poszczególnych po- Tomografia elektrooporowa – obszar 1 miarów. Możliwy jest przy tym wybór dowolnego układu Skarpa główna w obrazie elektrooporowym profilu W1 pomiarowego (np. Wennera, dipol-dipol, Schlumbergera). i W2 charakteryzuje się opornościami o wartościach powy- Pomiary polowe są zestawiane w tzw. pseudosekcję, a na- żej 100 Ωm. Sugeruje to jej znaczne przesuszenie i występo- stępnie poddawane procesowi inwersji w celu uzyskania wanie licznych szczelin (ryc. 4). Oporności koluwium we

Ryc. 2. Lokalizacja profili geofizycznych W1, W2, W3 i W4 (obszar 1) Fig. 2. Location geophysical profiles W1, W2, W3 and W4 (area 1)

sekcja1_03-06k2.indd 61 2016-06-08 12:17:29 62

Ryc. 3. Lokalizacja profili geofizycznych Ch1 i Ch2 (obszar 2) Fig. 3. Location of geophysical profiles Ch1 and Ch2 (area 2)

wszystkich profilach przyjmują wartości od 10 Ωm do 90 Ωm. w centralnej części przedstawia strefę zawodnioną, wystę- Ich maksymalna miąższość wynosi ok. 10 m. Na granicy pującą pod powierzchnią odkłucia. koluwiów i skał fliszu znajduje się powierzchnia odkłucia (strefa poślizgu) o niższych opornościach niż strefy sąsied- Tomografia elektrooporowa – obszar 2 nie. Flisz łupkowo-piaskowcowy warstw chochołowskich Profil geofizyczny Ch1 wykonano wzdłuż 800-metro- dolnych charakteryzuje się opornościami od 90 Ωm do wego odcinka Doliny Chochołowskiej na północ od wy-­­ ponad 200 Ωm. lo­tu Doliny Huciska. Przedstawia on trzy strefy nieciągło- U podnóża skarpy głównej i skarp wtórnych zaznacza- ści warstw wapieni i margli (oporności powyżej 800 Ωm). ją się spadki wartości oporności do ok. 20 Ωm, co należy Między 320 m a 480 m występuje duża strefa o stosunkowo wiązać z istnieniem w tych rejonach stref zawodnionych. niskich opornościach rzędu 50 Ωm związana najprawdo- W obrazie opornościowym jęzor osuwiskowy wyraźnie od­- podobniej z silnym zawodnieniem. W obrazie elektroopo- cina się od osadów piaszczysto-żwirowych tarasu rzeczne- rowym zapisały się również osady stożków napływowych – go, których wartości dochodzą do ponad 227 Ωm. wartości ich oporów wynoszą od 200 do 500 Ωm. Profil W3 zobrazował fragment koluwium osuwisko­ W profilu geofizycznym Ch2 wykonanym wzdłuż Pola- weg­ o. W północno-zachodniej części skarpy bocznej wy-­ ny Huciska zobrazowane zostały triasowe wysokooporowe stępuje strefa zawodniona o opornościach ok. 20 Ωm. piaskowce, zlepieńce z wkładkami wapieni (nierozdzielone) W południowo-wschodniej części profilu wysokie wartości o wartościach oporów powyżej 1200 Ωm. Bezpośrednio oporów powyżej 227 Ωm wskazują na istnienie szczelin na nich położone są triasowe niskooporowe łupki mułow- oraz spowodowane mogą być istnieniem drogi gruntowej cowe z piaskowcami. W tym kompleksie litologicznym stale utwardzanej gruzem skalnym. Profil geofizyczny W4 odnotowano występowanie stref o opornościach 50 Ωm,

sekcja1_03-06k2.indd 62 2016-06-08 12:17:29 63

Ryc. 4. Interpretacja geologiczna profili geofizycznych W1, W2, W3 i W4 Fig. 4. Geological interpretation of geophysical profiles W1, W2, W3 and W4

związanych ze wzrostem zwodnienia osadu. W południowo- Lotniczy skaning laserowy – obszar 1 -wschodniej części profilu uwidoczniło się nasunięcie tek- Badane osuwisko znajduje się na północno-wschodnim toniczne między wysokooporowymi dolomitami (powyżej stoku wzgórza (ryc. 6). Ze względu na kierunek przemiesz- 1200 Ωm) a niskooporowym kompleksem litologicznym czania się materiału skalnego w stosunku do położenia łupków mułowcowych z piaskowcami (200 Ωm). Komplek- warstw jest to osuwisko subsekwentne. Jego maksymalna sy litologiczne zarówno piaskowców, jak i łupków mułow- długość wynosi ponad 260 m, a szerokość – 97 m. Forma cowych są pocięte strefami nieciągłości. Na tych utworach ta zajmuje powierzchnię ok. 0,025 km2. Kształt osuwiska triasowych osadziły się kompleksy litologiczne zaliczane do jest nieregularny. Maksymalna wysokość skarpy głównej stożków napływowych oraz glin zwietrzelinowych o mak- to ok. 7 m. W obrazie numerycznego modelu terenu po- symalnej miąższości ponad 10 m. niżej skarpy głównej zarysowują się trzy skarpy wtórne.

sekcja1_03-06k2.indd 63 2016-06-08 12:27:31 64

Ryc. 5. Interpretacja geologiczna profili geofizycznych Ch1 i Ch2 Fig. 5. Geological interpretation of geophysical profiles Ch1 and Ch2

Wąwozy Skarpa Skarpy Tarasy Czoło Koluwia dróg główna wtórne rzeczne osuwiska osuwiskowe polnych osuwiska osuwiska

Ryc. 6. Szkic geomorfologiczny (obszar 1) Fig. 6. Geomorphological sketch (area 1)

sekcja1_03-06k2.indd 64 2016-06-08 12:17:30 65

Tarasy Stożki Doliny Grzbiety Wierzchołki Formy skalne rzeczne napływowe różnej genezy denudacyjne

Ryc. 7. Szkic geomorfologiczny (obszar 2) Fig. 7. Geomorphological sketch (area 2)

W środkowej części osuwiska w rzeźbie wewnątrz osuwi- udało się wyinterpretować, są stożki napływowe. Kom­pleks skowej zaznaczają się dalsze skarpy wtórne, o zrzutach od osadów węglanowych i węglanowo-krzemionkowych two- 2 do 0,5 m. Czoło osuwiska wynosi maksymalnie ok. 2 m. rzy charakterystyczne, podłużne, ostrokrawędziste grzbiety Masy koluwialne w strefie czołowej osuwiska nasunęły się z wyraźnie zaznaczonymi na numerycznym modelu terenu na osady tarasu rzecznego. formami skalnymi. Można również rozpoznać mniejsze formy morfologiczne, np. osuwisko (ryc. 7). Lotniczy skaning laserowy – obszar 2 Podczas analizy rzeźby terenu badanego odcinka Doli- Podsumowanie ny Chochołowskiej wyinterpretowano na wysokościowym modelu cyfrowym zasięg tarasu Potoku Chochołowskiego. Wysokościowy model cyfrowy terenu ALS posłużył do Tworzy on wąskie łachy przybrzeżne i niskie tarasy zale- określenia zasięgu osuwiska w Witowie. Dzięki połącze­ wowe. Osady tarasu osadziły się w najmłodszym holocenie, niu badań terenowych z analizą przestrzenną w systemie a współcześnie są kształtowane w czasie wezbrań powodzio- GIS danych LiDAR ustalono większość parametrów mor­ wych. Kolejnymi formami morfologicznymi, których zasięg fometrycznych osuwiska – wysokość skarpy głównej i skarp

sekcja1_03-06k2.indd 65 2016-06-08 12:17:30 66

wtórnych, długość i szerokość koluwium. Wyinterpreto­ w skali 1:10 000, ark. Kiry, Narodowe Archiwum Geo- wano także zasięgi tarasów zalewowych (w Witowie i Do­- logiczne – Państwowy Instytut Geologiczny. linie Chochołowskiej) oraz stożków napływowych (w Doli- Godio A., Strobbia C., De Bacco G., 2006, Geophysical cha­- nie Chochołowskiej). Ponadto stwierdzono wpływ budowy racterization of a rockslide in an alpine region, „Engi- geologicznej podłoża fliszowego i tektoniki zarówno na neering Geology”, 83: 273–286. kształt osuwiska, jak i na głębokość występowania strefy po­- Graniczny M., Kamiński M., Piątkowska A., Surała M., 2012, ślizgu. Badania terenowe wykazały, że koluwia osuwisko- Wykorzystanie lotniczego skaningu laserowego do inwen­ we są zbudowane z glin wraz z rumoszem skalnym, a ich taryzacji i monitoringu osuwiska w rejonie Łaśnicy (gmi­ maksymalna miąższość wynosi ponad 10 m. Badania geo­ na Lanckorona), Pogórze Wielickie, Karpaty zewnętrzne, fizyczne wykonane w Dolinie Chochołowskiej i Polanie „Przegląd Geologiczny”, 60: 89–94. Huciska potwierdziły skomplikowany obraz budowy tek- Hsiao K. H., Yu M. F., Liu J. K., Tseng Y. H., 2003, Change tonicznej tego obszaru Tatr. Na obu profilach (Ch1 i Ch2) detection of landslide terrains using ground-based LI­ stwierdzono liczne strefy nieciągłości. Można je interpreto- DAR data [w:] Proceedings of 2003 Annual Symposium wać jako nasunięcia tektoniczne obalone w kierunku pół-­ of The Society of Chinese Association of Geographic In­ nocnym lub uskoki. W połowie profilu Ch1 występuje duża formation: 89–118. strefa zawodniona – to najprawdopodobniej kawerna kra- Kamiński M., Zientara P., Krawczyk M., 2014, Wykorzysta­ sowa wypełniona wodą lub jest to obszar, gdzie występują nie tomografii elektrooporowej do badania osuwisk – osu­- utwory geologiczne zawierające znaczną ilość minerałów wisko „Dzianisz” (południowo-zachodnie Podhale), „Prze­- ilastych. Strefy nieciągłości stwierdzone na profilu Ch2 są gląd Geologiczny”, 62(4): 198–203. uskokami, które zaburzają przebieg ławic osadów triaso- Klimaszewski M., 1988, Rzeźba Tatr Polskich, Warszawa, wych. Z powyższych wyników można wnosić, że badania PWN. geofizyczne i badania prowadzone za pomocą lotniczego Kneisel C., 2006, Assessment of subsurface lithology in moun­- skaningu laserowego mogą być z powodzeniem stosowane tain environments using 2D resistivity imaging, „Geo- jako uzupełniające w pracach kartograficznych czy moni­ morphology”, 80: 32–44. toringowych środowiska przyrodniczego w obszarach gór­- Kukulak J., 1993, Przejawy aktywności ruchów pionowych skich. w rzeźbie zachodniego Podhala, „Folia Quaternaria”, 64: 151–164. Literatura Lapenna V., Lorenzo P., Perrone A., Pisticielli S., Sdao F., Rizzo E., 2003, High-resolution geoelectrical tomogra­ Aziz B. Q., Ali P. M., 2013, Karst cavity detection in carbo­ phies in the study of Giarrossa landslide (southern Italy), nate rocks by integration of high resolution geophysical „Bulletin of Engineering Geology and the Environ- methods, „Journal of Zankoy Sulaimani – Part A”, 15(1): ment”, 62: 259–268. 159–171. Loke M. H., 2014, Tutorial: 2-D and 3-D electrical imaging Borkowski A., 2005, Filtracja danych lotniczego skaningu surveys, www.geotomosoft.com. laserowego z wykorzystaniem metody aktywnych po­ Zimnal Z., Marciniec P., Piotrowska K., 2007, Objaśnienia wierzchni, „Roczniki Geomatyki”, 3(4): 35–42. do szczegółowej mapy geologicznej Tatr w skali 1:10 000, Gaździcka E., Piotrowska K., Marciniec P., Zimnal Z., 2007, ark. Witów, Narodowe Archiwum Geologiczne – Pań- Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Tatr stwowy Instytut Geologiczny.

sekcja1_03-06k2.indd 66 2016-06-08 12:17:30 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Deglacjacja północnego i południowego skłonu Tatr Zachodnich w trakcie ostatniego zlodowacenia w świetle dotychczasowych badań geomorfologicznych

Deglaciation of northern and southern slope of the Tatra Mountains during the last glaciation, in the light of geomorphological studies

Piotr Kłapyta

Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków; e-mail: [email protected]

Streszczenie with the most recent results of geomorphological mapping, morphostratigraphical analyses and of Schmidt Hammer Formy i osady glacjalne pochodzące z ostatniego zlo­ dating. dowacenia są dobrze zachowane w rzeźbie Tatr Zachod- nich, jednak z uwagi na brak bezwzględnych datowań ich Keywords: deglaciation, Late Glacial, Schmidt Ham- pozycja chronologiczna jest mało poznana. Dotychczaso-­ mer Western Tatra Mountains wa wiedza dotycząca zasięgu przestrzennego i ram cza- sowych deglacjacji Tatr Zachodnich okazuje się w wielu Wstęp przypadkach niespójna i bazuje głównie na relacjach mor- fostratygraficznych. Stan poznania problematyki deglacja- Tatry są najwyższą i zarazem najbardziej przeobrażo- cji Tatr Zachodnich jest znacznie bardziej zaawansowany ną glacjalnie częścią Karpat Zachodnich. Badania rzeźby w polskiej części tego obszaru niż po stronie słowackiej, dla glacjalnej Tatr, zapoczątkowane odkryciem przez Ludwi- której nie opracowano jeszcze mapy geomorfologicznej. ka Zejsznera (1856) wałów morenowych lodowca Bystrej Niniejszy artykuł ma na celu przedstawienie stanu pozna- w Kuźnicach, liczą już ponad 150 lat. W badaniach nad nia problematyki deglacjacji północnego i południowego plejstoceńskimi zlodowaceniami zaznacza się jednak wy- skło­nu Tatr Zachodnich w trakcie ostatniego zlodowacenia – raźna dominacja opracowań dotyczących terenu Tatr Wy- na podstawie krytycznej analizy dotychczasowych badań sokich (Lukniš, 1964, 1973; Klimaszewski, 1988; Baumgart- geo­morfologicznych oraz najnowszych wyników karto­ -Kotarba i Kotarba, 1997, 2001; Lindner i in., 1990, 2003), wania geomorfologicznego i analiz morfostratygraficznych które z uwagi na większe przeobrażenie glacjalnie charak- w połączeniu ze względną metodą datowania młotkiem teryzują się klasyczną rzeźbą typu alpejskiego. Z tego ob- Schmidta. szaru pochodzą najliczniejsze dowody geochronologiczne zasięgu lodowców. Dowody te bazują na danych biostraty- Słowa kluczowe: deglacjacja, późny glacjał, młotek graficznych pochodzących z osadów jezior i zagłębień mię­- Schmidta, Tatry Zachodnie dzymorenowych (Wicik, 1984; Baumgart-Kotarba i Ko- tarba, 1993, 1997, 2001), datowaniach luminescencyjnych Abstract (Lindner i in. 1990, 2003), a ostatnio także na bezpośrednich datowaniach wieku moren metodą kosmogenicznych izo­ Glacial deposits and landforms are extensive and well- topów 36Cl (Dzierżek i in., 1999; Dzierżek, 2009; Makos -preserved in the Western Tatra Mountains, however their i in., 2012, 2013, 2014) i 10Be (Engel i in., 2015). chronology is poorly constrained because of lack of ab­ Dotychczasowa wiedza o zasięgu przestrzennym i ra- so­lute dating. Local morphostratigraphical relation were mach czasowych fluktuacji lodowców Tatr Zachodnich jest wi­dely used to identify the pattern and timing of glacial bardzo ograniczona, a w wielu przypadkach – niespójna; advances during the Late Glacial. There is a much better opiera się głównie na relacjach morfostratygraficznych understanding of local landforms and their geochronolo­- i poza systemem doliny Małej Łąki (Butrym i in., 1990) nie gy in the Polish part of Western Tatra Mountains compa­ poparto jej żadnymi datowaniami. Wynika to ze specyfiki red to the Slovak side. The article present the critical re­- rzeźby tej części Tatr, gdzie ze względu na odmienną budo- view of previous geomorphological studies supplemented wę geologiczną i mniejsze przeobrażenie glacjalne brakuje

sekcja1_03-06k2.indd 67 2016-06-08 12:17:30 68

głębokich przegłębień wypełnionych osadami jeziornymi wacenia – na podstawie krytycznej analizy dotychczaso- i torfowiskowymi, stanowiącymi bezpośredni zapis tempa wych badań geomorfologicznych oraz najnowszych wyni- i typu procesów geomorfologicznych zależnych od rytmu ków kartowania geomorfologicznego i analiz morfostraty- wahań klimatu. Rozpoznane dotąd osady wypełniające graficznych w połączeniu ze względną metodą datowania stosunkowo płytkie (2–5 m) zagłębienia w dnach cyrków młotkiem Schmidta. glacjalnych Tatr Zachodnich reprezentują okres postgla- cjalny (Libelt, 1988, 1990, 1994; Libelt i Obidowicz, 1994; Stan badań nad problematyką przebiegu Kłapyta i Kołaczek, 2009, 2010; Kłapyta, 2011). Istotnymi ostatniego zlodowacenia Tatr Zachodnich problemami są również brak szczegółowego rozpoznania relacji morfostratygraficznych w wielu zlodowaconych Najstarsze wzmianki o śladach zlodowacenia central­nej dolinach słowackich części Tatr Zachodnich (szczególnie części Tatr Zachodnich pochodzą z końca XIX w. Przy­- w systemach dolin Cichej, Jałowieckiej i Zuberskiej) oraz puszczenia o istnieniu zlodowacenia w tej części Tatr wysu- liczne rozbieżności co do liczby, lokalizacji i typu genetycz- wali A. Alth (1879), J. Partsch (1882), S. Roth (1888), A. Reh­- nego form reprezentujących poszczególne stadia degla- man (1893). Pierwszy opis zlodowacenia na obu skłonach cjacji w badanych systemach dolin. Pomocnym źródłem Tatr Zachodnich pochodzi z pracy R. Lucerny (1908). Au­- informacji paleoklimatycznych o Tatrach Zachodnich są tor przedstawił kartograficzny obraz położenia wałów mo- natomiast datowania nacieków jaskiniowych, pozwalają- renowych reprezentujących maksymalny zasięg lodowców ce pośrednio określić ramy czasowe zdarzeń glacjalnych i trzy stadia recesyjne (Bühl, Gschnitz, Daun), które przyjął w najbliższym sąsiedztwie jaskini (Hercman i in., 1987, na zasadzie analogii z ówczesnym schematem deglacjacji 1998, 2008; Hercman, 2000). Alp (ryc. 1). Była to pierwsza próba korelacji stadiów de- Celem niniejszego artykułu jest przedstawienie stanu glacjacji w Tatrach w stosunku do Alp – nieoparta jednak poznania problematyki deglacjacji północnego i południo­ na żadnych kryteriach i przyjęta ad hoc. R. Lucerna jako wego skłonu Tatr Zachodnich w trakcie ostat­niego zlodo­- pierwszy zauważył rzadko występujące w Tatrach Zachod-­

Objaśnienia: 1 4 0 1 2 km 2 5

Lucerna (1908) 3 6

Ryc. 1. Mapa zlodowacenia Tatr Zachodnich według R. Lucerny (1908): 1 – wały morenowe starsze od ostatniego zlodowacenia (altmoräne), 2 – zasięg lodowców podczas maksimum ostatniego zlodowacenia, 3 – wysokości wałów morenowych (m n.p.m.), 4 – moreny stadium Bühl, 5 – moreny stadium Gschnitz, 6 – moreny stadium Daun („wały firnowe”) Fig. 1. The Quaternary glaciation of the Western Tatra Mts. according to R. Lucerna (1908): 1 – older moraines, predating the last glacial maximum („altmoräne”), 2 – glacial extent during the Last Glacial Maximum, 3 – altitude of late glacial moraine ridges (m a.s.l.), 4 – Bühl stage moraines, 5 – Gschnitz stage moraines, 6 – Daun stage moraines („firn moraines”)

sekcja1_03-06k2.indd 68 2016-06-08 12:17:30 69

nich mikroformy erozji glacjalnej (rysy i wygłady lodow- w formie mapy osadów czwartorzędowych północnych cowe), które rozpoznał na progu doliny Zadniej Raczkowej stoków Tatr. i w cyrku Jamnickich Stawów. Badaniami geomorfologicznymi na południowym skło- Terenowe badania geomorfologiczne na północnym nie Tatr zajmował się J. Szaflarski (1937). W pracy o zlo- skłonie Tatr Zachodnich prowadził E. Romer (1924, 1929). dowaceniu południowych stoków Tatr wyróżnił trzy stadia Zwrócił on uwagę na mniejsze przekształcenie rzeźby Tatr recesyjne, którym przypisał wysokość granicy wieloletniego Zachodnich przez lodowce w stosunku do Tatr Wysokich śniegu (equilibrium line altitude, ELA), obliczoną metodą oraz na dojrzałą rzeźbę cyrków glacjalnych (płytkie prze- Höfera. Sugerował wcześniejszą deglacjację Tatr Zachod- głębienia, niewielka liczba ścian skalnych i brak podcięć nich w stosunku do Tatr Wysokich, która miała nastąpić glacjalnych), co niesłusznie tłumaczył konserwującą dzia- po podniesieniu się granicy wieloletniego śniegu powyżej łalnością lodu lodowcowego (Romer, 1924). Dopatrywał 1900 m n.p.m. Deglacjacja nie była jednak równoczesna na się również wpływu ekspozycji cyrków i procesu przewie- całym obszarze. Najlepsze warunki topograficzne do zlo- wania śniegu z SW (z Doliny Cichej) na większą długość dowacenia panowały w wysoko położonych cyrkach dolin lodowców na skłonie północnym. W dolinach Kościeliskiej Żarskiej i Bystrej. W cyrkach części dolin Raczkowej i Żar- i Chochołowskiej rozpoznał geomorfologiczny zapis dwóch skiej Szaflarski zauważył charakterystyczne dla ostatnich oscylacji czół lodowców w pozycji maksymalnego zasięgu. stadiów deglacjacji formy lodowców gruzowych. Uznał Zaobserwował ponadto wyraźną świeżość rzeźby najwyżej je za „głazowiska morenowe” i „nagromadzenia głazowe”, położonych form w Cyrku Pyszniańskim, które uznał za zlewające się ze stożkami usypiskowymi. najmłodszy etap deglacjacji północnego skłonu Tatr Za- Analizy fotogrametryczne rzeźby cyrków górnej części chodnich (Romer, 1929). Doliny Chochołowskiej (Jaczynowski, 1959) pozwoliły na A. Gadomski (1925, 1936) na podstawie badań tereno- kartograficzne przedstawienie złożonego układu geome- wych rozpoznał ślady przemodelowania glacjalnego (cyrki trycznego form związanych z ostatnimi etapami deglacjacji. glacjalne) w obrębie najwyższych części dolin Strążyskiej, S. Jaczynowski (1959) uznał kompleks form gruzowych Białego i Jaworzynki, zbudowanych ze skał węglanowych występujący w dnach cyrków Tatr Zachodnich za formy płaszczowiny Giewontu. Obserwacje te znalazły poparcie morenowe, związane z fazą akumulacyjno-recesyjną pod- w wynikach późniejszych badań geologicznych przeprowa- czas ostatniego stadium zlodowacenia. Pierwszy precy- dzonych w wierchowej części Tatr Zachodnich (Rabowski, zyjny obraz kartograficzny geometrii form w dnach dolin 1953). i cyrków polodowcowych polskiej części Tatr Zachodnich J. Młodziejowski (1929), analizując erozyjną rzeźbę zaprezentowano na Mapie geologicznej Tatr Polskich w skali glacjalną Siwych Sadów w Dolinie Kościeliskiej, dopatrywał 1:10 000 pod red. K. Guzika (1959), gdzie wyróżniono wały się w rejonie Przełęczy Pyszniańskiej (1787 m n.p.m.) śla- morenowe, wały lawinowe, osady fluwioglacjalne i usy- dów transfluencji przez główny grzbiet Tatr podczas maksi- piska. mum ostatniego zlodowacenia. Pogląd ten został podważo- Kompleksowe, wieloletnie badania geomorfologiczne ny w późniejszych pracach (Szaflarski, 1937; Klimaszewski, Tatr prowadził M. Klimaszewski. Rozpoznał on charaktery- 1988). W rejonie Hali Pysznej (1297 m n.p.m.) badacz opi- styczną asymetrię zlodowacenia Tatr (Klimaszewski, 1960, sał masywny wał moreny czołowej, który uznał za pierwsze 1961, 1965), którą wiązał ze słabszym odmłodzeniem pre- po maksimum stadium deglacjacji Doliny Kościeliskiej. glacjalnej (plioceńskiej) rzeźby na południowym skłonie, W najwyższym fragmencie Cyrku Pyszniańskiego stwier- zbudowanym z bardziej odpornych skał. Z tego powodu dził częściową fosylizację form morenowych przez stożki lodowce w Tatrach Zachodnich, pomimo bardziej sprzy- usypiskowe i napływowe. W późniejszych pracach (1936, jających zlodowaceniu warunków klimatycznych (wyższe 1937), przy okazji pionierskich studiów limnologiczn­ ych, opady), miały być krótsze niż w mniej odmłodzonych Ta- skupił się na rozpoznaniu rzeźby cyrków południowego trach Wysokich. Niższe położenie den cyrków glacjalnych skłonu Tatr Zachodnich. W Dolinie Jamnickiej (Młodzie- Tatr Zachodnich (maksymalnie do 1800 m n.p.m.) w sto- jowski, 1936) zaobserwował charakterystyczne dla rzeźby sunku do Tatr Wysokich (do 2070 m n.p.m.) warunkowało Tatr Zachodnich formy gruzowe w kształcie festonów wcześniejszą deglacjację, do której doszło (poza kotłami (girland) podstokowych, które zinterpretował jako mate- Doliny Miętusiej) przed najstarszym dryasem (Klimaszew- riał moreny dennej. Przedstawił też kartograficzny obraz ski, 1962). Preglacjalna rzeźba miała determinować także deglacjacji najwyższej części Doliny Bystrej w słowackiej rozprzestrzenienie lodowców i przebieg samej deglacjacji. części Tatr Zachodnich (Młodziejowski, 1937). Autor przedstawił szczegółowy obraz zlodowacenia polskiej Kompleksowe badania geologiczne form i osadów części Tatr Zachodnich. Początkowo (1961, 1962) wyróż- czwar­torzędowych prowadził na terenie polskiej części Tatr niał trzy stadia recesyjne, natomiast w syntezie rzeźby pol- i ich północnego przedpola B. Halicki (1930). Wyróżnił skich Tatr, opartej na wynikach szczegółowego kartowania on na północnym skłonie Tatr Zachodnich dwa systemy geomorfologicznego (Klimaszewski 1988), zróżnicował moren końcowych (moreny zewnętrzne i wewnętrzne) liczbę stadiów recesyjnych w poszczególnych dolinach Tatr oraz – w nawiązaniu do pracy Lucerny (1908) – trzy fazy Zachodnich (od pięciu do ośmiu stadiów). Stadia recesyjne recesji lodowców. Wysunął też tezę o wcześniejszym zani­- korelował na bazie wysokości bezwzględnej i położenia wa- ku lodowców Tatr Zachodnich w stosunku do Tatr Wy- łów moren czołowych; alpejskie kryterium paralelizacji sta- sokich. Wyniki swoich syntetycznych badań przedstawił diów deglacjacji, oparte na depresji granicy wieloletniego

sekcja1_03-06k2.indd 69 2016-06-08 12:17:30 70

śniegu, uznawał za niemożliwe do zastosowania w Tatrach. Badania geologiczne utworów czwartorzędowych w sło­- Tym samym odrzucił możliwość porównywania zespołu wackiej części Tatr Zachodnich prowadził R. Halou­zka moren tatrzańskich do schematu zlodowacenia alpejskiego. (1987, 1989). Zaproponował on kolejny schemat deglacja­cji Złożony układ form gruzowych w górnych częściach dolin Tatr Zachodnich. Do schematu opracowanego przez M. Luk-­ Chochołowskiej i Starorobociańskiej interpretował jako niša (1973) dodał dwa nowe, wczesnoholoceńskie stadia, nie wynik deglacjacji arealnej w obrębie mało odmłodzonych opierał się jednak na żadnych datowaniach. Uznał, że de­- den cyrków i późniejszej linijnej erozji wód proniwalnych. glacjacja Tatr Zachodnich przebiegała identycznie jak w Ta­ W rzeźbie Doliny Starorobociańskiej stwierdził geomorfo- trach Wysokich i zakończyła się na początku optimum kli­- logiczny zapis znaczącego ponownego nasunięcia lodowca matycznego atlantyku. W dolinach Tatr Zachodnich rozpo- do wysokości 1420 m n.p.m. w czwartym stadium degla- znał formy i osady reprezentujące jedynie ostatnie zlodowa- cjacji tej doliny. cenie. Oprócz form morenowych znaczących maksimum M. Lukniš (1964) nie prowadził szczegółowych badań ostatniego zlodowacenia (P3) wyróżnił trzy stadia recesyjne nad deglacjacją Tatr Zachodnich. Konstruując schemat dolinne (P4a–c) oraz trzy–cztery stadia cyrkowe (P5a–d); deglacjacji całych Tatr, na zasadzie analogii przyporządko- dwa ostatnie charakteryzowały się obecnością lodowców wał sekwencji moren wyróżnionych w pracach R. Lucerny firnowych (gruzowych) (ryc. 3). (1908), B. Halickiego (1930) i J. Szaflarskiego (1937) kolejne Nowe spojrzenie na problematykę deglacjacji Tatr Za- stadia deglacjacji wyróżnione przez siebie w Tatrach Wyso- chodnich przyniosły prace A. Nemčoka i T. Mahra (1974), kich. W dolinach południowego skłonu Tatr Zachodnich A. Nemčoka (1982), L. Kaszowskiego i in. (1988), A. Kotar­ wyodrębnił moreny maksymalne, odpowiadające fazom by i in. (1987), w których po raz pierwszy rozpoznano w ze-­ C i D, oraz trzy systemy moren poźnoglacjalnych (E1, E2 spole form wypełniających dna cyrków glacjalnych Tatr i E3), których pełna sekwencja zapisana została jedynie Zachodnich elementy reliktowych lodowców gruzowych. w Dolinie Bystrej, gdzie deglacjacja trwała najdłużej (ryc. 2). Wymienione prace wskazały na dominującą rolę tych form Większą długość lodowców podczas maksimum ostatniego w ostatnich etapach deglacjacji Tatr Zachodnich. A. Nem­ zlodowacenia w dolinach Bystrej i Kamienistej tłumaczył ist- čok i T. Mahr (1974) na podstawie analizy zdjęć lotniczych nieniem wysoko położonych, rozległych den cyrków i znacz­- rozpoznali 13 lodowców gruzowych na obszarze słowackiej nym spadkiem den dolin. części Tatr Zachodnich, gdzie występują najlepiej wy­kształ­-

0 1 2 km

0 2 km

Objaśnienia:

1 3

Lukniš (1964) 2 4

Ryc. 2. Mapa zlodowacenia Tatr Zachodnich według M. Lukniša (1964): 1 – zasięg lodowców podczas maksimum ostatniego zlodowacenia (stadium C i D), 2 – moreny stadium E1, 3 – moreny stadium E2, 4 – moreny stadium E3 Fig. 2. The Quaternary glaciation of the Western Tatra Mts. according to M. Lukniš (1964): 1 – glacial extent during the Last Glacial Maximum (C and D stage), 2 – E1 stage, 3 – E2 stage, 4 – E3 stage

sekcja1_03-06k2.indd 70 2016-06-08 12:17:30 71

0 1 2 km

Objaśnienia:

1

Halouzka (1987) 2

Ryc. 3. Mapa rozprzestrzenienia lodowców Tatr Zachodnich podczas maksimum ostatniego zlodowacenia według R. Halouzki (1987): 1 – zasięg lodowców podczas maksimum ostatniego zlodowacenia (P3), 2 – wysokości wałów moren czołowych (m n.p.m.) Fig. 3. Western Tatra’s glaciers during the Last Glacial Maximum (LGM), according to R. Halouzka (1987): 1 – glacial extent during the LGM (P3 stage), 2 – altitude of reconstructed glacier fronts (m a.s.l.)

­cone i największe formy w całych Tatrach. Największy lo­do­- 1987). Wyniki datowania nacieków metodą Th/U z jaskini wiec gruzowy Tatr rozpoznano w Dolinie Smutnej (1950 m Szczelina Chochołowska (Hercman i in., 1998), położonej długości i 150 m szerokości). Według L. Kaszowskiego i in. w bezpośrednim sąsiedztwie moren końcowych lodowca (1988) do formowania morenowych lodowców gruzowych chochołowskiego, wskazały na dwa okresy pogorszenia wa- („deglacjacyjnych”) w dnach cyrków glacjalnych doszło runków klimatycznych w Dolinie Chochołowskiej: 40–27 ka w efekcie deglacjacji arealnej stagnujących lodow­ców w wa­ i ok. 25 ka. Już ok. 21 ka zaistniały ponownie warunki kli- runkach znacznej dostawy gruzu w okresie przejściowym matyczne sprzyjające depozycji nacieków w korytarzach między glacjałem a ociepleniem holocenu. Piargowe lodow- jaskini. H. Hercman (2000), opierając się na krzywej czę- ce gruzowe (tzw. niweograwitacyjne) formowały się także stości przyrostów nacieków w jaskiniach Karpat, sugeruje, na stokach w efekcie peryglacjalnego przekształcenia wa- że ostatni okres chłodny sprzyjający rozwojowi lodowców łów usypiskowych (protalus ramparts), a naj­lepsze warunki wystąpił między 22 a 18 ka BP. do transformacji tego typu panowały w najbardziej zacie- K. Kenig i L. Lindner (2001) opublikowali wyniki ana- nionych, podstokowych częściach cyrków w schyłko­wej liz osadów glacjalnych nawierconych w trzech profilach na fazie deglacjacji. Kaszowski i in. (1988) stwier­dzili obec­- Małej Polance Ornaczańskiej w dnie Doliny Kościeliskiej. ność wałów usypiskowych powyżej reliktowych lodowców Osady odwiercono w zagłębieniu końcowym – zlokalizowa- gruzowych w najwyższych częściach dolin Chochołowskiej nym na polanie Ornak, ok. 1,5 km na południe od moren i Kościeliskiej. Zdaniem L. Kaszowskiego i in. (1988) oraz maksymalnych ostatniego zlodowacenia. Odwiert nie prze- A. Kotarby (1991–1992) reliktowe lodowce gruzowe wystę- bił całego kompleksu nieskonsolidowanych osadów czwarto- pujące w Tatrach Zachodnich mogły być ak­tywne po raz rzędowych (Kenig i Rączkowski, 2008). Na podstawie analiz ostatni podczas młodszego dryasu. uziarnienia i składu petrograficznego rdzenia o długości Istotne znaczenie dla poznania ram czasowych i począt- 7,8 m stwierdzono obecność trzech poziomów gliny more- ku deglacjacji Tatr w trakcie ostatniego zlodowacenia miały nowej (Ornak I, II, III), które odpowiadały kolejnym nasu- wyniki datowań nacieków w jaskiniach Tatr Zachodnich nięciom lodowca kościeliskiego. Poziomy glin morenowych (Hercman i in., 1987, 1998, 2008; Hercman, 2000). Na pod- skorelowano z trzema najmłodszymi fazami stadiału Białki stawie tych wyników zostały zaproponowane ramy czaso­- wyróżnionymi w Tatrach Wysokich (Hurkotnego, Łysej Po- we ostatniego zlodowacenia Tatr: 23–10 ka (Hercman i in., lany i Włosienicy; Lindner i in., 1990; Lindner i in., 2003).

sekcja1_03-06k2.indd 71 2016-06-08 12:17:31 72

Ze względu na złożone wykształcenie moren terminalnych Bezwzględne ramy czasowe maksymalnego awansu lo- lodowca kościeliskiego (Klimaszewski, 1988) położenie stra- dowców w Tatrach Zachodnich nie są znane z powodu bra- tygraficzne poziomów glin morenowych i odpowiadająca im ku bezpośrednich datowań wieku moren, niemniej jednak ranga nasunięcia lodowca wymagają jednak dalszych badań, na bazie analogii do Tatr Wysokich (Makos i in., 2014) oraz zmierzających do określenia wieku tych epizodów. wyników datowania nacieków w jaskiniach Tatr Zachod- Ł. Nowacki (2006) scharakteryzował formy glacjalne nich położonych w pobliżu zasięgu lodowców (Hercman Doliny Kościeliskiej, opierając się na stwierdzonych zależ­ i in., 1987; Hercman i in., 1998; Hercman, 2000) można nościach morfostratygraficznych i wynikach wierceń na skorelować te ramy z maksimum ostatniego zlodowacenia polanie Ornak (Kenig i Lindner, 2001), oraz podjął próbę (26–19 tys. lat temu; Clark i in., 2009). W tym okresie więk- rekonstrukcji przebiegu deglacjacji plejstoceńskiego lodow- szość lodowców Tatr Zachodnich osiągnęła po raz ostatni ca w Dolinie Kościeliskiej. Na zasadzie analogii przypo- swój maksymalny zasięg, odpowiadający maksymalnemu rządkował wyróżnionej sekwencji moren kolejne fazy sta- zasięgowi podczas plejstocenu. diału Białki, wyróżnione w Tatrach Wysokich na podstawie Na zewnątrz wałów moren końcowych nie ma – po- metody TL (Lindner i in., 1990; Lindner i in., 2003). Autor wszechnie występujących w Tatrach Wysokich – znacznie zakładał całkowitą deglacjację doliny podczas optimum zdegradowanych pokryw morenowych (typu pokryw Hur- termicznego atlantyku, co jednak jest sprzeczne z zapisem kotnego), reprezentujących starsze zlodowacenia o więk- aktywności procesów stokowych zarejestrowanych w pro- szym zasięgu. Nieznacznie większy niż podczas ostatniego filu w Siwych Sadach (Libelt i Obidowicz, 1994). Według zlodowacenia zasięg lodowców w trakcie starszych zlodo- Nowackiego wał morenowy Siwych Sadów (1750 m n.p.m.) waceń stwierdzono jedynie w dolinach Jamnickiej, Bystrej, i zespół reliktowych lodowców gruzowych w najwyższej Kamienistej i Starorobociańskiej (Halouzka, 1987; Masta- części cyrku zostały uformowane podczas boreału (faza lerz-Klimaszewska i Klimaszewski, 1938; Kłapyta, 2011). Pięciu Stawów Polskich IV w schemacie Lindnera i in., Wyjątkiem jest Dolina Cicha, której dolna i środkowa 2003). Zapis palinologiczny i sedymentologiczny wskazuje część poniżej moren końcowych z ostatniego zlodowacenia jednak, że w tym okresie w górnej części Cyrku Pyszniań- (Halouzka, 1987; Nemčok i in. 1994) tworzy żłób lodowco- skiego miał miejsce przyrost torfów, a podczas atlantyku do wy o długości 4 km, który musiał powstać wskutek erozji wysokości 1545 m n.p.m. sięgała górna granica lasu (Libelt glacjalnej przed ostatnim zlodowaceniem (Mastalerz-Kli- i Obidowicz, 1994). maszewska i Klimaszewski, 1938; ryc. 4). Maksymalny P. Kłapyta (2009, 2011, 2013) – na podstawie wyników plejstoceński zasięg lodowca Doliny Cichej wystąpił przed kartowania geomorfologicznego, analiz morfostratygraficz- LGM. Lodowiec Doliny Cichej najprawdopodobniej łą- nych i datowania względnego wieku form metodą młotka czył się z lodowcami Koprowym i Kamienistej (Halouzka, Schmidta – przedstawił zasięgi poszczególnych stadiów 1987); był to największy tatrzański system lodowcowy – deglacjacji obu skłonów centralnej części Tatr Zachodnich. o powierzchni ok. 50 km2 (Zasadni i Kłapyta, 2014). We- Aplikacja metody młotka Schmidta w korelacji wiekowej dług J. Zasadniego i P. Kłapyty (2014) tak znacząca różnica moren i lodowców gruzowych umożliwiła wydzielenie w długości lodowców w trakcie wcześniejszego i ostatniego form i pokryw morenowych odpowiadających maksymal- zlodowacenia w stosunku do innych dolin Tatr Zachodnich nemu rozprzestrzenieniu lodowców podczas maksimum mogła wynikać z przyczyn topograficznych. System Doliny ostatniego zlodowacenia (last glacial maximum, LGM, ok. Cichej tworzy unikalny w Tatrach koncentryczny układ do- 25 ka) oraz wyodrębnienie trzech kategorii zwietrzenia lin bocznych, które były zlodowacone podczas plejstocenu. form późnoglacjalnych (LG-1, LG-2, LG-3). Przy nieznacznie niższej wysokości granicy wieloletniego Na bazie wyników badań terenowych oraz interpreta- śniegu i mniejszym przegłębieniu glacjalnym we wcześniej- cji danych teledetekcyjnych (w tym wysokorozdzielczych szych glacjałach koncentryczny układ dużych, zlodowaco- danych ze skaningu laserowego LiDAR) J. Zasadni i P. Kła- nych dolin bocznych sprzyjał konfluencji lodu i znacznej pyta (2014) opracowali mapę paleoglacjologiczną przedsta- ekspansji lodowca w dolinie głównej. W efekcie erozji wiającą rekonstrukcję zlodowacenia całych Tatr w trakcie glacjalnej podczas wcześniejszych zlodowaceń zmniejszyła maksimum ostatniego zlodowacenia. się powierzchnia potencjalnej strefy akumulacji lodowców, a zatem w trakcie ostatniego zlodowacenia były one krótsze Tatry Zachodnie podczas maksimum (patrz: Pedersen i Egholm, 2013). ostatniego zlodowacenia Na podstawie wyników kartowania geomorfologiczne­ go i analiz teledetekcyjnych rozpoznano na północnym i po-­ W większości przeobrażonych glacjalnie systemów do- łudniowym skłonie Tatr Zachodnich odpowiednio 16 i 12 in­- lin Tatr Zachodnich zachowały się jedynie formy i osady dywidualnych systemów lodowcowych, które funkcjono- z ostatniego zlodowacenia (Lukniš, 1964; Klimaszewski, wały podczas maksimum ostatniego zlodowacenia (Za- 1988; Halouzka, 1987). Tworzy je system świeżych i dobrze sadni i Kłapyta, 2014; ryc. 4, tab. 1). Z wyjątkiem lodowca zachowanych form wałów i pokryw morenowych maksy- Kamienistego wszystkie lodowce Tatr Zachodnich kończyły malnego zasięgu lodowców (wały moren końcowych) oraz się w obrębie masywu Tatr, stąd ich moreny końcowe zo- stadiów recesyjnych, którym w obrębie cyrków towarzyszą stały w wielu dolinach rozmyte przez wody proglacjalne reliktowe lodowce gruzowe (rockglaciers) i loby podstokowe (Lukniš, 1964). Największymi lodowcami Tatr Zachodnich (protalus lobes). były lodowce: Cichy (14,94 km2), Zuberski (14,62 km2)

sekcja1_03-06k2.indd 72 2016-06-08 12:17:31 73

i Kościeliski (8,65 km2) (tab. 1). Średnia powierzchnia i dłu- Przebieg deglacjacji Tatr Zachodnich gość lodowców były większe na skłonie S (4,0 km2, 4,4 km) niż na skłonie N (3,22 km2, 3,24 km) – intensywniejsze Podobnie jak w Tatrach Wysokich, w zachodniej części tektoniczne wyniesienie południowego skłonu Tatr prze- Tatr zachował się czytelny układ form glacjalnych i pery- kładało się na wyższe położenie stref akumulacji lodowców glacjalnych, dokumentujących zasięgi kolejnych etapów niż na skłonie północnym (Klimaszewski, 1962; Zasadni recesyjnych. Liczba i stopień zachowania form odpowia- i Kłapyta, 2014). Niewielkie lodowce, których bilans masy dających kolejnym stadiom deglacjacji są jednak zróżni- warunkowało zasilanie lawinowe, uformowały się podczas cowane w poszczególnych dolinach. Na podstawie cech maksimum ostatniego zlodowacenia w wierchowej części morfostratygraficznych w dolinach centralnej części Tatr Tatr Zachodnich na północnych stokach masywu Komi- Zachodnich wyróżniono pięć stadiów deglacjacji (od TZ-1 niarskiego Wierchu, Giewontu i Kopy Magury (Gadomski, do TZ-5), które według kryterium stopnia zwietrzenia 1925, 1936; Rabowski, 1953; Zasadni i Kłapyta, 2014). materiału morenowego można zaliczyć do trzech kategorii Formy morenowe maksymalnego zasięgu lodowców wiekowych (LG-1, LG-2, LG-3; Kłapyta, 2013; ryc. 5). Pełna Tatr Zachodnich charakteryzują się najniższymi zmierzo- sekwencja form późnoglacjalnych zachowała się głównie na nymi wartościami współczynnika odbicia młotka Schmidta skłonie północnym. Na skłonie południowym najmłodszy (współczynnika R) w poszczególnych systemach dolin, system form (TZ-5) stwierdzono przede wszystkim w naj- co wynika z długiego czasu ekspozycji powierzchni skal- wyżej położonych partiach dolin Żarskiej, Bystrej i Cichej nych na procesy wietrzenia. Z uwagi na bardzo znaczne (Szaflarski, 1937; Luknis, 1964; Kłapyta, 2009, 2013). W po- zróżnicowanie litologiczne i strukturalno-teksturalne skał zostałych dolinach słowackiej części badanego obszaru krystalicznych i metamorficznych północnego skłonu Tatr ostatnią fazę deglacjacji stanowi system moren i lodowców Zachodnich (granity typu Rohaczy, gnejsy, alaskity, migma- gruzowych systemu TZ-4. tyty, wapienie) bezwzględne wartości współczynnika odbicia Najlepiej wykształcony zespół form morenowych i re­- młotka Schmidta nie mogą być porównywane między po- liktowych lodowców gruzowych w Tatrach Zachodnich wią­­- szczególnymi dolinami. Na skłonie południowym większa że się ze stadium TZ-3. Formy te są ograniczone masyw- homogeniczność skał pozwala na względną korelację wieko- nymi, gruzowymi czołami o wysokościach maksymalnych wą moren na podstawie wyników metody młotka Schmidta 20–30 m i położone w zamknięciach cyrków glacjalnych. między dolinami (Kłapyta, 2013). W profilach podłużnych Pod względem skali był to największy ponowny awans lo- wartości współczynnika odbicia rosną w górę dolin, co po- dowców i lodowców gruzowych w Tatrach Zachodnich, roz- twierdza coraz niższe wartości zwietrzenia form z deglacjacji. poczynający etapy deglacjacji zdominowane przez znaczną

zasięg lodu podczas maksimum ostatniego zlodowacenia (symbol lodowca w tab. 1) żłób glacjalny doliny Cichej (pre-LGM)

Ryc. 4. Mapa zlodowacenia Tatr Zachodnich podczas maksimum ostatniego zlodowacenia według J. Zasadniego i P. Kłapyty (2014, zmienione) Fig. 4. Western Tatra Mountains during the Last Glacial Maximum (LGM) according to J. Zasadni and P. Kłapyta (2014, modified)

sekcja1_03-06k2.indd 73 2016-06-08 12:17:31 74

Tab. 1. Charakterystyka lodowców Tatr Zachodnich podczas maksimum ostatniego zlodowacenia – na podstawie: Zasadni i Kłapyta, 2014 Tab. 1. Western Tatra Mountains glaciers during the Last Glacial Maximum (summary) – according to Zasadni and Kłapyta, 2014

Nazwa i wysokość Wysokość czoła Numer Długość Powierzchnia najwyższego punktu Dolina/lodowiec Ekspozycja lodowca na ryc. 4 [km] [km2] w zlewni zlodowaconej [m n.p.m.] [m n.p.m.]

Tatry Zachodnie, skłon północny 1 Suchego Potoku (Suchá) N 0,58 0,14 Siwý vrch, 1806 1380 2 Wolarska (Voliarisko) NW 1,85 0,48 Brestová kopa, 1870 1130 Salatyński Żleb (Salatynski 3 NE 2,34 0,88 Brestová, 1902 1125 žl’ab) 4 Zuberska (Studený potok) NW 9,4 14,62 Banikov, 2178 948 5 Łatana (Látaná) NW 2,65 1,39 Rakoń, 1879 1185 6 Chochołowska N 6,21 6,7 Jarząbczy Wierch, 2137 1040 Starorobociański Wierch, 7 Starorobociańska N 4,54 3,57 1060 2176 8 Dudowa NW 0,82 0,2 Kominiarski Wierch, 1828 1200 9 Kościeliska N 4,83 8,65 Błyszcz, 2159 1070 10 Miętusia NNW 3,83 2,33 Krzesanica, 2122 1055 11 Małej Łąki NW 3,92 1,91 Małołączniak, 2096 1080 12 Mała Dolinka N 0,58 0,09 Giewont, 1984 1140 13 Do Bani NW 0,89 0,11 Długi Giewont, 1867 1145 14 Sucha N 0,88 0,12 Juhaska Turnia, 1170 15 Bystra NE 5,01 7,18 Kopa Kondracka, 2005 1020 16 Jaworzynka NW 1,05 0,18 Kopa Magury, 1708 1225 Tatry Zachodnie, skłon południowy 17 Jałowiecka (Jalovská) S 4,28 2,52 Salatinsky vrch, 2050 1145 18 Głęboka (Hlboká ) SW 3,48 1,56 Pachoľa 2166 1140 19 Parzychwost (Parichvost) SW 1,62 0,42 Banikov, 2178 1300 20 Żarska (Žiarska ) S 5,58 5,48 Baranec, 2184 1030 21 Jamnicka S 6,45 7,43 Baranec, 2184 1000 22 Repa E 1,3 0,42 Klin, 2084 1235 23 Ostredok SW 0,53 0,07 Ostredok, 1921 1435 24 Raczkowa (Račkova ) S 6,2 6,37 Bystrá, 2248 1015 25 Bystra (Bystrá) S 5,33 3,27 Bystrá, 2248 1070 26 Kamienista (Kamenistá) SE 7,13 4,99 Bystrá, 2248 970 27 Hlina SE 3,97 3,32 Veľká Kamenistá, 2121 1112 28 Cicha (Tichá) W, SW 8,89 14,94 Świnica, 2301 1105 29 Koprowica (Kôprovnica) SW 2,95 1,54 Veľká kopa Koprowa, 2083 1290

dostawę gruzu ze stoków i charakteryzujące się obecnością łów morenowych uformowanych w Tatrach Wysokich pod-­ w dnach cyrków lodowców pokrytych gruzem, a lokalnie ­czas najstarszego dryasu (17–14,7 tys. lat) jako ekwiwalent także morenowych i piargowych lodowców gruzowych oraz alpejskiego stadium Gschnitz (Baumgart-Kotarba i Kotar- lobów podstokowych. Na podstawie kryteriów morfostraty- ba, 1997, 2001). graficznych i podobieństwa w położeniu granicy linii rów- Ostatnie etapy deglacjacji Tatr Zachodnich (stadia od nowagi bilansowej lodowców (ELA) formy te można naj­- TZ-3 do TZ-5) zapisane są w większości cyrków jako relik­- prawdopodobniej skorelować z zespołem masywnych wa-­ towe lodowce gruzowe. Tworzą on kompleks form złożo­-

sekcja1_03-06k2.indd 74 2016-06-08 12:17:31 75

Objaśnienia:

ściany i stoki skalne górne krawędzie cyrków glacjalnych reliktowe lodowce gruzowe

stoki skalno-zwietrzelinowe podcięcia glacjalne pokrywy moreny ablacyjnej z materiałem typu open work pokrywy morenowe rynny wały morenowe (nierozdzielone)

wyniki pomiarów młotkiem stadium deglacjacji Schmidta (wartość R) 0 400 m

Ryc. 5. Przebieg deglacjacji Doliny Jarząbczej w świetle analiz geomorfologicznych i wyników testu młotkiem Schmidta Fig. 5. Deglaciation of the Jarząbcza Valley in the light of morphostratigraphical relation and Schmidt Hammer dating results

nych z nasuniętych na siebie lobów i jęzorów gruzowych dowców gruzowych, należące do największych w Tatrach (polymorphic rock glaciers), tworzących – szczególnie w ob- (Nemčok i Mahr, 1974). Wyniki kartowania geomorfo- rębie niewielkich cyrków – bardzo skomplikowany układ logicznego i testu młotkiem Schmidta (ryc. 5) wskazują geometryczny. W dotychczasowej literaturze ten zespół jednak, że w strukturze tych form występują sekwencje mor­fologiczny interpretowano jako pojedyncze formy lo­- indywidualnych lobów i jęzorów lodowców gruzowych,

sekcja1_03-06k2.indd 75 2016-06-08 12:17:31 76

które reprezentują kolejne etapy pełznięcia mas gruzowo- i innymi obszarami wysokogórskimi w regionie karpac- -lodowych w odpowiedzi na chłodne epizody klimatyczne ko-bałkańskim. Niezbędne kroki w dalszych badaniach (Ayoma, 2005; Kirkbride i Brazier, 1995). paleogeograficznych Tatr Zachodnich to opracowanie Dominującym elementem zapisu morfogenezy Tatr szczegółowej mapy geomorfologicznej obszaru oraz roz- Zachodnich podczas ostatniego stadium deglacjacji (TZ-5) poznanie skomplikowanych relacji morfostratygraficznych są reliktowe lodowce gruzowe i loby podstokowe, co mogło w obrębie cyrków glacjalnych. Pomocne może się okazać się wiązać z brakiem dogodnych warunków topoklimatycz- zastosowanie nowych, wysokorozdzielczych danych telede- nych do aktywności procesów glacjalnych. Wyniki analiz tekcyjnych pochodzących z lotniczego skaningu laserowego geomorfologicznych i testu metodą młotka Schmidta wska- (LiDAR) oraz metody młotka Schmidta, pozwalającej na zują, że najmłodszy system form z deglacjacji zachowany określenie względnych relacji wiekowych między formami. w najwyższych partiach dolin lodowcowych charakteryzuje W dalszym etapie badań niezbędne będzie opracowanie się wyraźnym kontrastem morfologicznym (świeżość form, chronologii glacjalnej dla Tatr Zachodnich na podstawie ostrokrawędzisty materiał blokowy, odrębna geometria wyników bezwzględnego datowania wieku form z użyciem form) i wyraźną zmianą stopnia zwietrzenia w stosunku do metody kosmogenicznego izotopu 10Be. Zastosowaniu tej starszych form (ryc. 5). Po stronie północnej masywne czo­- metody w Tatrach Zachodnich sprzyjają litologia (grano- ła lodowców gruzowych i lobów podstokowych tego sta- dioryty, gnejsy) i gruzowa struktura osadów morenowych. dium sięgają najniżej do wysokości 1620–1680 m n.p.m., na skłonie południowym natomiast – do wysokości 1850– Literatura 1880 m n.p.m. (Kłapyta, 2009). Wysokie, spiętrzone czoła tych form wskazują, że zostały one uformowane w efekcie Alth A., 1879, Sprawozdania z badań geologicznych, przed­ transgresji w odpowiedzi na chłodną oscylację klimatycz- sięwziętych w 1878 r. w Tatrach galicyjskich, „Sprawoz- ną znacznej skali. Wiek ostatniej fazy zimnej w Tatrach dania Komisji Fizjograficznej”, 13: 243–263. Zachodnich jest nieznany z powodu braku bezpośrednich Ayoma M., 2005, Rock glaciers in the northern Japanese datowań. Na podstawie analogii do Tatr Wysokich (Kotar- Alps: palaeoenvironmental implications since the Late ba, 1991–1992) można postawić tezę, że ostatnim okresem, Glacial, „Journal of Quaternary Science”, 20: 471–484. w którym warunki klimatyczne sprzyjały formowaniu ak- Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 1993, Późnoglacjalne tywnych lodowców gruzowych w Tatrach Zachodnich, był i holoceńskie osady z Czarnego Stawu Gąsienicowego młodszy dryas (12,9–11,5 ka BP). w Tatrach, „Dokumentacja Geograficzna Instytutu Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN”, Podsumowanie 4–5: 9–29. Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 1997, Würm glaciation W dotychczasowej literaturze na temat przebiegu de- in the Biała Woda Valley, High Tatra Mountains, „Studia glacjacji Tatr Zachodnich istnieją znaczne rozbieżności Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, 31: 57–81. co do liczby, położenia i wieku późnoglacjalnych stadiów Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 2001, Deglaciation in deglacjacji. Stan ten jest w dużej mierze skutkiem braku the Sucha Woda and Pańszczyca Valleys in the Polish szczegółowych badań geomorfologicznych, niedostateczne- High Tatra, „Studia Geomorphologica Carpatho-Bal- go rozpoznania relacji morfostratygraficznych oraz braku canica”, 35: 7–38. bezpośrednich datowań wieku form. Odnosi się to przede Butrym J., Lindner L., Okszos D., 1990, Landforms TL age wszystkim do obszaru słowackiej części Tatr Zachodnich, of deposits and development of glaciers in the Mała Łąka gdzie dla większości obszaru brakuje kartograficznych Valley during the Last Glaciation (Western Tatra Moun­ informacji o zasięgu przestrzennym fluktuacji lodowców. tains), „Przegląd Geologiczny”, 38(1): 20–26. Uniemożliwia to odtworzenie przebiegu deglacjacji i kore- Clark P. U., Dyke A. S., Shakun J. D., Carlson A. E., lacje między sąsiednimi dolinami. Ramy czasowe fluktua­ Clark J., Wohlfarth B., Mitrovica J. X., Hostetler S. W., cji lodowców przyjmowane są głównie na bazie korelacji McC­­ abe A. M., 2009, The last glacial maximum, „Sci- z chronologią glacjalną Tatr Wysokich, jednak bez podania ence”, 325 (5941): 710–714. jasno określonych kryteriów. Wiedza o deglacjacji połud­ Dzierżek J., 2009, Paleogeografia wybranych obszarów Polski niowego skłonu Tatr Zachodnich opiera się na schemacie w czasie ostatniego zlodowacenia, „Acta Geographica opracowanym przed ponad wiekiem przez R. Lucernę Lodziensia”, 95. (1908). Schemat ten został w niewielkim stopniu uszczegó­ Dzierżek J., Nitychoruk J., Zreda-Gostyńska G., Zreda M., łowiony przez J. Szaflarskiego (1937), a następnie skompi­lo­ 1999, Metoda datowanie kosmogenicznym izotopem wany przez M. Lukniša (1964) i R. Halouzkę (1987). 36Cl – nowe dane do chronologii glacjalnej Tatr Wyso­- Mimo ponad 100 lat badań geomorfologicznych nadal kich, „Prze­gląd Geologiczny”, 47: 987–992. istnieje potrzeba pogłębionych studiów nad przebiegiem Engel Z., Mentlik P., Braucher R., Minár J., Lèanni L., Aster ewolucji środowiska wysokogórskiego Tatr Zachodnich Team, 2015, Geomorphological evidence and 10Be expo­ w trakcie późnego glacjału i w holocenie, zmierzających sure ages for the Last Glacial Maximum and deglaciation do odtworzenia relacji morfostratygraficznych w poszcze- of the Velká and Malá Studená dolina valleys in the High gólnych systemach zlodowaconych dolin oraz uzyskania Tatra Mountains, central Europe, „Quaternary Science bezpośredniej korelacji wieku form i osadów z Alpami Reviews”, 124: 106–123.

sekcja1_03-06k2.indd 76 2016-06-08 12:17:31 77

Gadomski A., 1925, O zlodowaceniu doliny Strążyskiej, Klimaszewski M., 1960, On the influence of pre-glacial re­- „Czasopismo Geograficzne”, 2: 232–237. lief on the extension and development of glaciation and Gadomski A., 1935, O zlodowaceniu doliny Bystrej pod Kuź­ deglaciation of mountainous regions, „Przegląd Geogra- nicami, „Przegląd Geograficzny”, 35: 65–75. ficzny”, 32: 41–49. Guzik K., Hakenberg M., Michalik A., 1959, Mapa geolo­ Klimaszewski M., 1961, Geomorphic development of the giczn­ a Tatr Polskich 1:10 000, ark. Wołowiec, Kamieni­ Polish Tatras during the Quaternary era [w:] Guide- sta, Dolina Chochołowska i Dolina Kościeliska, Warsza- -book of Excursion. From the Baltic to the Tatras, 3: wa, Wydawnictwo Geologiczne. South Poland, INQUA VI Congress: 168–192. Halicki B., 1930, Dyluwialne zlodowacenie północnych sto­- Klimaszewski M., 1962, Zarys rozwoju rzeźby Tatr Polskich ków Tatr, „Sprawozdania Polskiego Instytutu Geolo- [w:] Szafer W. (red.), Tatrzański Park Narodowy, Kra- gicznego”, 5(3–4): 375–534. ków, Polska Akademia Nauk: 105–125. Halouzka R., 1987, Stratigrafia a geologicko-paleontologic­ký Klimaszewski M., 1965, On the effect of the preglacial relief vývoj kvartéru Slovenska v Západných Tatrách, manu­ on the course and the magnitude of glacial erosion in script, Bratislava, Archive GUDŠ. the Tatra Mountains, „Geographia Polonica”, 2: 11–21. Halouzka R., 1989, Nove poznatky o kvarternej stratygrafii Klimaszewski M., 1988, Rzeźba Tatr Polskich, Warszawa, a zaledneniach v Západnych Tatrách a ich predepoli PWN. (vo vzt’ahu k oblasti Vysokých Tatier), „Regionálna ge­o­- Kłapyta P., 2011, Późnoglacjalny i holoceński etap ewolucji lógia Západných Karpát”, 25: 35–40. rzeźby wysokogórskiej Tatr Zachodnich, rozprawa dok- Hercman H., 2000, Reconstruction of paleoclimatic changes torska, Archiwum Instytutu Geografii i Gospodarki in Central Europe between 10 and 200 thousand years Przestrzennej UJ, Kraków. BP, based on analysis of growth frequency of speleothems, Kłapyta P., 2013, Application of Schmidt hammer relative „Studia Quaternaria”, 17: 35–70. age dating to Late Pleistocene moraines and rock glaciers Hercman H., Razdr F. N., Wysoczański-Minkowicz T., 1987, in the Western Tatra Mountains, Slovakia, „Catena”, 111: Reconstruction of climatic changes in the Tatra Mt based 104–121. on dating of deposits from selected caves, „Studia Geo- Kłapyta P., Kołaczek P., 2009, The last millennium slope morphologica Carpatho-Balcanica”, 21: 59–75. processes and anthropogenic activity recorded in the se­ Hercman H., Nowicki T., Lauritzen E., 1998, Rozwój sy­ste­­- diments from the Pyszniańska glade, Western Tatra Mt mu jaskiniowego Szczeliny Chochołowskiej (Tatry Za­ (Poland), „Studia Geomorphologica Carpatho-Balca- chodnie) w świetle wyników datowania nacieków me­- nica”, 43: 145–163. todą uranowo-torową, „Studia Geologica Polonica”, 113: Kłapyta P., Kołaczek P., 2010, Multi-proxy analysis of the 85–113. Subatlantic peat bog sediments from the Western Tatra Hercman H., Gradziński M., Bella P., 2008, Evolution of Mts. (Poland) [w:] Proceedings of the XIX CBGA Con­ Bres­tovská Cave based on U-series dating of speleothems, gress, Thessaloniki, Greece: 503–511. „Geochronometria”, 32: 1–12. Kotarba A., 1991–1992, Reliktowe lodowce gruzowe jako Jaczynowski S., 1959, Fotogrametryczna analiza młodszej element deglacjacji Tatr Wysokich, „Studia Geomorpho- pokrywy i form czwartorzędowych Doliny Chochołow­ logica Carpatho-Balcanica”, 25–26: 133–149. skiej i Jarząbczej w Tatrach Zachodnich, „Przegląd Geo- Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K., 1987, High-moun­ logiczny”, 7: 369–372. tain denudational system of the Polish Tatra Mountains, Kaszowski L., Krzemień K., Libelt P., 1988, Postglacjalne „Geographical Studies”, Spec. Issue 3: 69–95. modelowanie cyrków lodowcowych w Tatrach Zachod­ Libelt P., 1988, Warunki i przebieg sedymentacji osadów nich, „Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego – postglacjalnych cyrkach lodowcowych Tatr Zachodnich Prace Geograficzne”, 71: 121–141. na przykładzie Kotła Starorobociańskiego, „Studia Geo- Kenig K., Lindner L., 2001, Profile wiertnicze osadów czwar­ morphologica Carpatho-Balcanica”, 22: 63–82. torzędowych na Ornaku oraz ich znaczenie w badaniach Libelt P., 1990, Postglaziale Ablagerungen in Gletscherkaren nad ostatnim zlodowaceniem w Tatrach Zachodnich, der Westtatra, „Mitteilungen der Österreichische Geo- „Przegląd Geologiczny”, 49(12): 1180–1185. graphische Gesellschaft”, 132: 7–26. Kenig K., Rączkowski W., 2008, Osady najmłodszego zlo­ Libelt P., 1994, Das Spaet- und Postglazial in der Polnischen dowacenia w profilach wiertniczych na Ornaku (Tatry Tatra, „Salzburger Geographische Arbeiten”, 26: 71–82. Zachodnie) na tle geologii tego obszaru [w:] Rączkow-­ Libelt P., Obidowicz A., 1994, Die Holozäne Evolution der ski W. i in. (red.), Plejstocen Tatr i Podhala – zlodowa­ natürlichen Umwelt in der Stufe der oberen Waldgrenze cenia tatrzańskie (XV Konferencja „Stratygrafia Plej-­ in der West-Tatra, „Mitteilungen der Österreichische stocenu Polski”, Zakopane 1–5 września 2008), Zako- Geographische Gesellschaft”, 136: 243–262. pane, Wydawnictwa Tatrzańskiego Parku Narodowego: Lindner L., Dzierżek J., Nitychoruk J., 1990, Problem wieku 36–38. i zasięgu lodowców ostatniego zlodowacenia (Vistulian) Kirkbride M., Brazier V., 1995, On the sensitivity of Holo­ w Tatrach Polskich, „Kwartalnik Geologiczny”, 34(2): cene talus derived rock glaciers to climate change in the 339–354. Ben Ohau Range, New Zealand, „Journal of Quaternary Lindner L., Dzierżek J., Marciniak B., Nitychoruk J., 2003, Sciences”, 10: 353–365. Outline of Quaternary glaciations in the Tatra Mts.: their

sekcja1_03-06k2.indd 77 2016-06-08 12:17:31 78

development, age and limits, „Geological Quarterly”, Nemčok A., 1982, Zosuvy v Slovenskych Karpatach, Brati­ 47(4): 269–280. slava, VEDA: 88–95. Lucerna R., 1908, Glazialgeologische Untersuchung der Nemčok A., Mahr T., 1974, Kamenne ladovce w Tatrach, Liptauer Alpen, „Sitzungsberichte der Kaiserlichen Aka-­ „Geograficky časopis”, 26(4): 359–373. demie der Wissenschaften – Mathematisch-Naturwis- Nowacki Ł., 2006, Formy lodowcowe i wodnolodowcowe senschaftliche Classe”, Abt. 1, 117: 710–818. w Dolinie Kościeliskiej (Tatry Zachodnie), „Przegląd Lukniš M., 1964, The course of the last glaciation of the Geologiczny”, 54(7): 605–609. Western Carpathians in the relation to the Alps, to the Partsch J., 1882, Die Gletscher der Vorzeit in den Karpathen glaciation of northern Europe, and to the division of und den Mittelgebirgen Deutschlands, Breslau. the central European Würm into periods, „Geograficky Pedersen V. K., Egholm D. L., 2013, Glaciations in response časopis”, 16(2): 127–142. to climate variations preconditioned by evolving topo­ Lukniš M., 1973, Relief Vysokych Tatier a ich predpolia, Bra­- graphy, „Nature”, 493(7431): 206–210. tislava, VEDA. Rabowski F., 1953, Mapa geologiczna serii wierchowej Tatr Makos M., Nitychoruk J., Zreda M., 2012, The Younger Dryas Polskich, 1:20 000, Warszawa, Instytut Geologiczny. climatic conditions in the Za Mnichem Valley (Polish High Rehman A., 1893, Eine Moränenlandschaft in der Hohen Tatra Mountains) based on exposure-age dating and Tatra und andere Gletscherspuren dieses Gebirges, „Mit- glacier-climate modelling, „Boreas”, 42: 745–761. teilungen k.k. Geographische Gesellschaft”: 473–527. Makos M., Nitychoruk J., Zreda M., 2013, Deglaciation Romer E., 1924, O potędze wód i lodowców w Tatrach [w:] Wy­- chronology and paleoclimate of the Pięciu Stawów Pol­ bór prac E. Romera, Warszawa 1961, PWN: 7–15. skich/Roztoki Valley, high Tatra Mountains, Western Romer E., 1929, Tatrzańska epoka lodowa, „Prace Geogra- Carpathians, since the Last Glacial Maximum, inferred ficzne”, Lwów–Warszawa, 11. from 36Cl exposure dating and glacier-climate modelling, Roth S., 1888, Spureneinstiger Gletscher auf der Nordseite „Quaternary International”, 293: 63–78. der Hohen Tatra, „Földtani Közlöny”, 18: 395–431. Makos M., Dzierżek J., Nitychoruk J., Zreda M., 2014, Ti­ Szaflarski J., 1937, Ze studiów nad morfologią i dyluwium ming of glacier advances and climate in the High Tatra południowych stoków Tatr, „Prace Instytutu Geogra- Mountains (Western Carpathians) during the Last Gla­ ficznego UJ”, 10. cial Maximum, „Quaternary Research”, 82: 1–13. Wicik B., 1984, Osady jezior tatrzańskich i etapy ich akumu­ Mastalerz-Klimaszewska J., Klimaszewski M., 1938, Mor­ lacji, „Prace i Studia Geograficzne”, 5: 55–69. fologia glacjalna Doliny Cichej w Tatrach, „Wiadomości Zasadni J., Kłapyta P., 2014, The Tatra Mountains during Geograficzne”, 1: 6–18. the Last Glacial Maximum, „Journal of Maps”, 10(3): Młodziejowski J., 1929, Morfologja glacjalna „Siwych Sa­ 440–456. dów” w Dolinie Kościeliskiej w Tatrach, „Wiadomości Zejszner L., 1956, Über eine Längenmoräne im Thale des Geograficzne”, 33: 510–525. Biały Dunajec bei dem Hochofen von Zakopane in der Młodziejowski J., 1936, Stawy Jamnickie w Tatrach Zachod­ Tatra, „Sitzungsberichte der Kaiserlichen Akademie nich, „Czasopismo Przyrodnicze”, 10(3–4): 54–66. der Wissenschaften – Mathematisch-Naturwissenscha- Młodziejowski J., 1937, Bystre Stawy w Tatrach Zachodnich, ftliche Classe”, Abt. l, 21: 259–262. „Czasopismo Przyrodnicze”, 11(1): 11–29.

sekcja1_03-06k2.indd 78 2016-06-08 12:17:31 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Uwarunkowania erozyjnych zmian w rzeźbie Czerwonego Grzbietu w masywie Małołączniaka i próba zapobiegania tym zmianom

Factors of and attempt at preventing erosive changes in the relief of Czerwony ridge in the Małołączniak massive

Maria Król 1, Michał Stopka Walkosz 2, Krzysztof Bąk 3

1 Tatrzański Park Narodowy, Dział Badań Naukowych i Planowania Ochrony Przyrody, ul. Chałubińskiego 42a, Zakopane, e-mail: [email protected] 2 Tatrzański Park Narodowy, Dział Ochrony Przyrody, ul. Kuźnice 1, Zakopane, e-mail: [email protected] 3 Uniwersytet Pedagogiczny, Wydział Biologiczno-Geograficzny, Instytut Geografii, ul. Podchorążych 2, Kraków, e-mail: [email protected]

Streszczenie Geological structure, microrelief of the ridge and climate exert an influence on intensity of the geomorphological Czerwony Grzbiet w masywie Małołączniaka jest miej- processes. The erosive activity of humans also plays an scem intensywnie przekształcanym przez różnego rodzaju important role, related with degraded zones near tourist procesy erozyjne, a w szczególności – spłukiwanie. Ich trails (footpaths – alternative tourist trails). wynikiem jest sieć długich (20–150 m) i głębokich (do This paper presents an attempt at preventing any fur- 150 m) rynien erozyjnych. Na intensywność procesów ther development of erosive dissections. Following a thor- wpływają budowa geologiczna grzbietu, mikrorzeźba jego ough examination the most transformed surfaces have powierzchni i warunki klimatyczne. Duże znaczenie ma tu been chosen for research. In certain locations the erosive również działalność człowieka, związana z rozdeptywaniem dissections have been built over with woodstave and lo- powierzchni w otoczeniu szlaku turystycznego, co przyczy- cally harvested rocks. The process of gradual filling up of nia się do powstawania rynien erozyjnych. W pracy przed- the gullies was observed for two years. The results of the stawiono próbę przeciwdziałania dalszemu pogłębianiu observations will be used in the analysis of effictiveness of takich rynien przez utworzenie kilku naturalnych zapór, the method and its application, if any, in preventing intense powyżej których akumulowany byłby materiał ze spłukiwa- erosion along tourist paths of similar nature. nia. Po inwentaryzacji form grzbietu wybrano najbardziej przekształcone powierzchnie. Rynny erozyjne zabudowano Keywords: relief transformation, erosive dissections, w kilku miejscach materiałem skalnym występującym lo- Czerwony Grzbiet Ridge kalnie i drewnianymi żerdziami. Obserwacje stopniowego wypełniania rynien prowadzono przez dwa lata. Ich wyniki Wprowadzenie posłużą do analizy skuteczności metody i ewentualnego dalszego jej zastosowania w przeciwdziałaniu intensywnej Tatrzańskie stoki są intensywnie przekształcane przez erozji wzdłuż szlaków turystycznych prowadzących przez współdziałające ze sobą procesy morfogenetyczne: spływy obszary o podobnym charakterze. gruzowe i gruzowo-błotne, lawiny śnieżne, spłukiwanie, erozję linijną, soliflukcję, spełzywanie czy działalność lodu Słowa kluczowe: przekształcenia rzeźby, rynny erozy- włóknistego (np. Kotarba i in., 1987). Ich działanie zależy jne, Czerwony Grzbiet od wielu czynników środowiskowych, takich jak budowa geologiczna, rzeźba terenu, klimat i roślinność (Kotarba Abstract i in., 1987; Krzemień i in., 1995; Kozłowska i Rączkowska, 1999). Czynnikiem zwiększającym aktywność procesów The Czerwony ridge on the Małołączniak massive has erozyjnych jest turystyka piesza (m.in. Łajczak, 1996; Rącz- been subject to intense erosion processes, includig spe- kowska i Kozłowska, 2010; Fidelus i Płaczkowska, 2013). cifically fluvial processes producing network of deep (to Wzdłuż szlaków turystycznych i w ich otoczeniu po znisz- 150 cm) and long (20–150 meters) erosive dissections. czeniu zwartej pokrywy roślinnej erozja postępuje szybciej

sekcja1_03-06k2.indd 79 2016-06-08 12:17:31 80

i na większą skalę. W strefie zdegradowanej zwietrzelina ulega szybkiemu przemieszczaniu wskutek wydeptywania, spłukiwania, drobnych spływów gruzowych, procesów kriogenicznych i wywiewania materiału. Prowadzi to do obniżania powierzchni grzbietów, powstawania rozcięć li- nijnych i podcięć erozyjnych oraz rozwoju nisz erozyjnych (Rączkowska i Kozłowska, 2010). Największe natężenie ruchu turystycznego przypada na okres od czerwca do września, kiedy występuje najwięcej opadów. Nasączone wodą pokrywy glebowe i zwietrzelinowe łatwiej ulegają przemieszczeniom i są podatniejsze na działanie procesów morfogenetycznych.

Przedmiot badań

Przedmiotem badań są przekształcenia rzeźby w oko- licy szlaku turystycznego na Czerwonym Grzbiecie w ma- sywie Małołączniaka (Czerwone Wierchy) w Tatrach Za- chodnich. Czerwony Grzbiet to forma stosunkowo szeroka i długa, o zmiennym nachyleniu: od zaledwie kilku stopni w partiach szczytowych do 21,6 (Konarska, 2013) w dol­ nym odcinku. Masywne jasne wapienie płaszczowiny Czer- wonych Wierchów pokryte są cienką warstwą czapki kry­ stalicznej płaszczowiny Giewontu, na której utworzyły się rankery bielicowe (Sokołowski i Guzik, 1958–1980). Płaski grzbiet jest porośnięty ubogim, granitolubnym zespołem roślinności z sitem skuciną i boimką dwurzędową. W lip-­ cu rośliny te czerwienieją – stąd nazwa grzbietu i całego masywu. Zwietrzała warstwa przypowierzchniowa podatna Ryc. 1. Zdjęcie lotnicze Czerwonego Grzbietu z zaznaczonymi powierzchniami badawczymi (zasoby GIS TPN) jest na działanie różnych procesów morfogenetycznych, Fig. 1. Aerial photo of Czerwony ridge with the research intensyfikowanych przez działalność człowieka. Przez Czer­- surfaces marked thereon (GIS TPN) wony Grzbiet prowadzi bowiem ścieżka z Przysłopu Mię- tusiego na Małołączniak. Najprawdopodobniej zbyt wąski, zaniedbany i źle poprowadzony szlak powoduje, że turyści Dodatkowo konstrukcja musiała zostać wzmocniona lokal- zbaczają z niego i wydeptują alternatywne ścieżki. Z bie- nym materiałem skalnym. giem lat proces przybiera na sile, „dzikich ścieżek” przy- Następnym krokiem było wyniesienie drewnianych bywa, a w miejscach rozdeptanych dochodzi do rozcięć sztachetek potrzebnych do założenia powierzchni badaw- warstwy przypowierzchniowej oraz inicjowania dalszych czych (15 listopada 2012 r.). Spośród rynien erozyjnych procesów erozyjnych. Intensywny spływ powierzchniowy, wytypowano najdłuższą (200 m) i najgłębszą (od 50 do szczególnie podczas ekstremalnych opadów deszczu (często miejscami 150 cm). Na profilu podłużnym wyznaczono występujących w Tatrach w ostatnich latach), dodatkowo miejsca najbardziej odpowiednie do zabudowy (powierzch- wspomaga pogłębianie się rynien erozyjnych i powstawa- nie badawcze o największej głębokości i wyraźnych grani- nie nowych. cach bocznych), w których wybudowano cztery tamy. Po- Pierwszy etap prac badawczych przypadł na paździer- wierzchnia nr 1 została zabudowana materiałem skalnym nik 2012 r., kiedy dokonano oceny Czerwonego Grzbietu pozyskanym lokalnie, a do wykonania tam na powierzch- pod względem przekształcenia stoku i skali zniszczenia niach nr 2, 3 i 4 użyto drewnianych sztachetek o długo­- szlaku turystycznego w wyniku rozdeptania i działania ści 100 i szerokości 2,5 cm, które podparto granitowymi procesów erozyjnych zainicjowanych rozdeptaniem. Do głazami. Odległość pomiędzy tamą nr 1 a tamą nr 4 wy­- badań wybrano obszar z najbardziej zmienioną powierzch- nosi 30 m, pomiędzy poszczególnymi tamami – kilka nią, rozcięty szeregiem długich i głębokich rynien erozy- metrów. Lokalizację powierzchni badawczych ukazuje ry­­- jnych (ryc. 1). Znajduje się on w dolnej części grzbietu, cina 1. w miejscu jego największego nachylenia, na wysokości W następnym sezonie badawczym (2013) obserwo- 1875–1910 m n.p.m. Podjęto decyzję o zastosowaniu me- wano i mierzono stopień zasypania tam. Dwunastego tody zaproponowanej przez prof. Kazimierza Krzemienia czerwca 2014 r., po dokonaniu pomiarów, tamy zostały z IGiGP UJ (Krzemień, 2008), czyli o zabudowaniu rynien podwyższone. Podjęto również decyzję o założeniu kolej- erozyjnych drewnianymi żerdziami. Metodę dostosowano nych powierzchni pomiarowych – w miejscu największej do lokalnych możliwości: grube żerdzie zastąpiono szta- dewastacji grzbietu (ok. 40 m szerokości), gdzie rynny chetkami, a ich układ zmieniono z pionowego na poziomy. erozyjne się rozgałęziają. Wybrano dwie najszersze rynny

sekcja1_03-06k2.indd 80 2016-06-08 12:17:32 81

Tab. 1. Stopień zasypania rynien erozyjnych na tamach i także zabudowano je wielkokalibrowym materiałem skal- założonych 15.11.2012 r. (mierzony w cm) nym (tamy nr 5 i 6). Sposób i tempo wypełniania rynien Tab. 1. The degree up to which the gully was filled up obrazują tabele 1 i 2 oraz fotografie (ryc. 2). at brattice put in on 15.11.2012 (in cm) Wnioski Powierzchnia badawcza Stopień zasypania (rynna erozyjna) Zastosowana metoda przyniosła pożądany skutek: 12.06.2014 r. 18.09.2014 r. rynny erozyjne zostały miejscowo wypełnione a wleczo- nr wysokość szerokość wysokość szerokość ny materiał – skutecznie przechwycony. Zaobserwowano następujące problemy, które w przypadku dalszego stoso- 5 81 250 66 250 wania metody na Czerwonym Grzbiecie lub w miejscach 6 62 225 50 225 o podobnym charakterze należałoby wyeliminować:

Tab. 2. Stopień zasypania rynien erozyjnych na tamach założonych 12.06.2014 r. (mierzony w cm) Tab. 2. The degree up to which the gully was filled up at brattice put in on 12.06.2014 (in cm)

Stopień zasypania Powierzchnia badawcza (rynna erozyjna) 1.10.2013 r. 18.09.2014 r.

nr wysokość szerokość wysokość szerokość wysokość szerokość 1 82 145 38 60 67 145 2 83 190 20 100 58 190 3 72 225 22 100 67 225 4 48 190 22 100 48 190

15.11.2012 15.11.2012

01.10.2013 18.09.2014

Ryc. 2. Stopniowe wypełnianie rynny na powierzchni nr 3 w trakcie okresu badawczego Fig. 2. Gradual filling up of the erosive dissection (research surface No. 3)

sekcja1_03-06k2.indd 81 2016-06-08 12:17:33 82

Dno rynny za tamą zbudowaną ze sztachetek ulega wersytet Warszawski, Wydział Geografii i Studiów Re- gwałtownemu miejscowemu pogłębianiu w wyniku dzia- gionalnych, niepublikowana praca magisterska. łania strumienia wody spływającej z tamy. Takiej sytuacji Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K., 1987, High-moun­ nie obserwuje się w przypadku tam kamiennych, niezabu- tain denudational system in the Polish Tatra Mountains, dowanych sztachetkami, gdyż woda przesącza się pomiędzy „Geographical Studies”, Instytut Geografii i Przestrzen- skałami z mniejszą siłą. Należałoby zatem umieścić za tamą nego Zagospodarowania, Polska Akademia Nauk, Spe­- wielkokalibrowy materiał skalny, który zmniejszy erozję. cial issue 3. Tamy wykonane ze sztachetek i materiału skalnego Kozłowska A., Rączkowska Z., 1999, Środowisko wyso­ko­ charakteryzują się większą trwałością. górskie jako system wzajemnie powiązanych elemen- Przy ekstremalnym opadzie deszczu dochodzi do pod- tów [w:] Kotarba A., Kozłowska A. (red.), Badania geo­- cięcia rynny zabudowanej tamą drewnianą (bezpośrednio ekologiczne w otoczeniu Kasprowego Wierchu, „Prace za tamą), co prowadzi do poszerzania się rynny. Należałoby Geograficzne”, Instytut Geografii i Przestrzennego ­-Za umożliwić odpływ wody przez zachowanie szczelin pomię- gospodarowania, Polska Akademia Nauk, 174: 121– dzy sztachetkami. 132. Aby potwierdzić skuteczność metody, trzeba uwzględ- Krzemień K., 2008, Contemporary landform development nić powyższe obserwacje, zastosować ją po raz kolejny in the Monts Dore Massif, „Geographia Polonica”, 81(1): i poddać kilkuletniej obserwacji. Dodatkowo należałoby 61–78. sprawdzić, jak na zasypanie rynny erozyjnej wpłynie zagęsz­ Krzemień K., Libelt P., Mączka T., 1995, Geomorphological czenie tam (zwiększenie ich liczby w rynnie z maksy­malną conditions of the timberline in the Western Tatra Moun­ odległością ok. 2 m między poszczególnymi tamami). tains, „Prace Geograficzne”, Uniwersytet Jagielloński, 98: 155–170. Literatura Łajczak A., 1996, Wpływ narciarstwa i turystyki pieszej na erozję gleby w obszarze podszczytowym Pilska, „Studia Fidelus J., Płaczkowska E., 2013, Współczesne przekształ­ Naturae”, 41: 131–159. cenie stoków w Tatrach Zachodnich – na przykładzie Rączkowska Z., Kozłowska A., 2010, Wpływ turystyki na ścieżek turystycznych i fragmentów stoków bez oddzia­ rzeźbę i roślinność przy ścieżkach w otoczeniu Kaspro­ ływania antropogenicznego, „Przegląd Geograficzny”, wego Wierchu [w:] Nauka a zarządzanie obszarem Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Uniwer- Tatr i ich otoczeniem, materiały konferencyjne TPN– sytet Jagielloński, 85(3): 417–434. PTPNoZ, t. 3, Zakopane–Kraków: 21–28. Konarska K., 2013, Współczesne procesy morfogenetyczne Sokołowski S., Guzik K. (red.), 1958–1980, Mapa geologicz­ na Czerwonym Grzbiecie w Tatrach Zachodnich, Uni­- na Tatr Polskich w skali 1:10 000.

sekcja1_03-06k2.indd 82 2016-06-08 12:17:33 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Rola zdarzeń ekstremalnych w kształtowaniu rzeźby obszarów średniogórskich (Tatry Zachodnie)

The role of extreme events in the transformation of middle mountain area (Western Tatra Mountains)

Kazimierz Krzemień, Elżbieta Gorczyca, Dominika Wrońska-Wałach

Uniwersytet Jagielloński, Wydział Biologii i Nauk o Ziemi, ul. Gronostajowa 7, Kraków, e-mail: [email protected], [email protected], [email protected]

Streszczenie occurred in the Western Tatra Mountains in June 2007. The authors mapped the geomorphological effects and then Zdarzenia ekstremalne powodują zaburzenie rozwoju used an analysis of valley bottom deposits. The authors systemów geomorfologicznych: następuje przekształcenie also compared the effects of previous extreme events in the rzeźby, które utrzymuje się przez długi okres i warunkuje study area and their geomorphological outcomes. During dalszy jej rozwój. W czerwcu 2007 r. wystąpiło ekstremalne extreme geomorphic events, organic and mineral debris are zdarzenie opadowe w średniogórskiej części Tatr Zachod- both entrenched and deposited on the valley floors within nich. Autorzy opracowania przeprowadzili kartowanie geo- the forest belt. The valleys become shallower as they are morfologiczne skutków opadu i analizę osadów budujących filled with colluviums and mineral and organic debris. In dna dolin. W artykule porównano konsekwencje zdarzeń other valley sections, where the event caused the removal ekstremalnych zanotowanych dotąd w badanym terenie of the accumulated material and undercutting of slopes, i ich efekty geomorfologiczne. W trakcie omawianych zda- another high-energy event may cause another phase of rzeń w dnach dolin w piętrze leśnym następują zarówno deposition. The structure of colluvial-alluvial accumulation wyprzątnięcie organicznego i mineralnego materiału ru- fans, specifically the alternation of fine and coarse material, mowiskowego, jak i jego depozycja. Wypełnianie den dolin suggests that events of this scale could have occurred more koluwiami oraz rumowiskiem mineralnym i organicznym than once a century during the Holocene. Therefore, type prowadzi do spłycenia dolin. W innych odcinkach dolin, of analysed fan structure can be referred to as a patchwork. w których w czasie badanego zdarzenia doszło do wyprząta- This type of extreme event may not be exceptional in the nia materiału i podcięcia zboczy, dojdzie do kolejnego eta-­ history of middle-mountain areas. pu depozycji wskutek następnego zdarzenia o dużym przy­ ło­żeniu siły. Na podstawie budowy stożków koluwialno- Keywords: extreme events, geomorphological effects, -alu­wialnych można wnosić, że w holocenie takie prze­ middle mountain valleys, Western Tatra Mountains kształ­cenia rzeźby mogły zdarzać się co pewien czas, o czym świadczy naprzemianległość drobnego i grubego materiału. Wprowadzenie Wyniki badań przedstawione w tym opracowaniu wskazują na istotną rolę małej epoki lodowej w przekształcaniu rzeź- Podczas katastrofalnych zdarzeń opadowych dochodzi by średniogórskiej części Tatr. do największych przeobrażeń rzeźby obszarów górskich. Wiąże się to z przekroczeniem wartości progowych wystą- Słowa kluczowe: zdarzenia ekstremalne, geomorfolo­ pienia różnych procesów o dużej zdolności morfotwórczej, giczne skutki, doliny średniogórskie, Tatry Zachodnie co prowadzi do zaburzenia równowagi naturalnych syste- mów geomorfologicznych, np. stokowego czy korytowego Abstract (Thornes i Brunsden, 1977; Kotarba i in., 1987; Krzemień, 1992; Selby, 1993; Kotarba, 1998, 2004; Gorczyca, 2004). Do Extreme events disturb the development paths of ge- zdarzeń tego typu zaliczyć można m.in. krótkotrwałe opady omorphological systems. Landform effects of such events o dużym natężeniu. Częstość występowania zdarzeń eks- tend to persist for long periods and influence future de- tremalnych jest zazwyczaj niewielka i przeważnie obejmują velopment of such systems. This paper covers the results one nieduży obszar (Krzemień i in., 1995; Starkel, 1996, of a study on the effects of an extreme rainfall event that 2006; Gorczyca i in., 2013). Następuje wtedy długotrwałe

sekcja1_03-06k2.indd 83 2016-06-08 12:17:33 84

przekształcenie rzeźby – w ten sposób omawiane zdarze-­ nia przyczyniają się do ustalenia nowej równowagi okre- ślonego systemu geomorfologicznego. Jako zdarzenie ekstremalne można sklasyfikować sy- tuację obserwowaną w części Tatr Reglowych 5 czerwca 2007 r., kiedy doszło do przemodelowania małych dolin tego obszaru. Lokalne zdarzenia ekstremalne są charaktery- styczne dla gór (Gomi i in., 2002). W Tatrach występowały już wielokrotnie (Kotarba i in., 1987; Krzemień i in., 1995; Kotarba 2004a, 2006). Problem dotyczy też innych gór umiarkowanej strefy klimatycznej (Poesen i Hooke, 1997; Starkel, 2000, 2006; Izmaiłow i in., 2006).

Obszar badań

Badania terenowe zrealizowano w pięciu dolinach róż­ nej wielkości w średniogórskiej części Tatr Zachodnich (ryc. 1), cechującej się typową rzeźbą fluwialno-denuda- cyjną (Klimaszewski, 1988). Właśnie tu w czerwcu 2007 r. miało miejsce ekstremalne zdarzenie opadowe, którego skut-­ ki skłoniły autorów do przeprowadzenia różnych badań geomorfologicznych zmierzających do poznania roli zda­ rzeń ekstremalnych w rozwoju rzeźby. Zdarzenie objęło część Tatr Reglowych w rejonie dolin: Kościeliskiej, Lejo-­ wej, Miętusiej, Stanikowego Żlebu i Jarońca (ryc. 1). Wska- zany obszar zbudowany jest głównie z wapieni, dolomitów i margli triasu, jury i kredy oraz eoceńskich wapieni, łup- ków i zlepieńców (Bac-Moszaszwili i in., 1979). Doliny konsekwentne – Lejowa, Kościeliska czy Jaroniec – są wy- cięte w marglach, wapieniach i piaskowcach. Z kolei doliny boczne niemal w całości wypreparowane są w utworach ta- kich jak wapienie, zlepieńce i margle. Obszar wznosi się do wysokości 1100–1380 m n.p.m. i stanowi północny skłon Tatr, stromo opadający do Rowu Podtatrzańskiego. Badany teren przecina główna Dolina Kościeliska, w tym odcinku Ryc. 1. Położenie obszaru badań i skutki zdarzenia asymetryczna, do której dochodzą niewielkie doliny boczne opadowego; 1 – typy dolin, 2 – drogi i ścieżki, 3 – obszar typu denudacyjno-fluwialnego. Dno Doliny Kościeliskiej najsilniej przekształcony (A); maksymalna frakcja materiału wyścielone jest materiałem fluwialnym i fluwioglacjalnym. transportowanego podczas zdarzenia opadowego Doliny boczne mają cechy młodych dolin rzecznych, jarów z 5 czerwca 2007 r. (B) lub wciosów o wąskim dnie i niewyrównanym spadku. Fig. 1. The study area and geomorphological effects W górnych odcinkach są to doliny nieckowate. W obrębie of the extreme rainfall of 5 June 2007; 1 – valley types, dolin zaznaczają się rozszerzenia w strefie wychodni skał 2 – tourist roads and paths, 3 – area most transformed (A); o małej odporności, takich jak margle i zlepieńce, a skaliste maximum size of mineral matter transported during the rainfall event of 5 June 2007 (B) zwężenia występują w obrębie odpornych wapieni i dolo­ mitów (Klimaszewski, 1988). W plejstocenie i holocenie wody okresowe wynosiły z tych dolin materiał gruzowy; W celu scharakteryzowania badanego zdarzenia wyko­rzy-­ powstawały stożki proluwialno-torencjalne w dnach dolin stano szczegółowe dane opadowe ze stacji meteorologicz- głównych, a także w Rowie Podtatrzańskim na przedpo­ nych Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej w Kirach lu gór. i na Ornaku (ryc. 2). Stacja Ornak jest położona w górnej części doliny Kościeliskiej, w wysokości 1109 m n.p.m., Metody badań a stacja Kościelisko-Kiry – u wylotu doliny, w wysokości 925 m n.p.m. Badania terenowe prowadzono podczas wyjazdów te­- Ponadto wykonywano profile podłużne i poprzeczne renowych w latach 2007–2012, w okresie od czerwca do wybranych dolin. Podczas badań terenowych identyfikowa- sierpnia. Badania polegały na kartowaniu geomorfologicz- no formy powstałe podczas tego zdarzenia oraz mierzono nym skutków katastrofalnych opadów. Na mapie to­po­ frakcję maksymalną transportowanego materiału (ryc. 2). graficznej 1:5000 rejestrowano wszystkie geomorfologicz-­ Na podstawie badań terenowych wyznaczono charakte- ne skutki zdarzenia opadowego z czerwca 2007 r. (ryc. 1, 2). rystyczne typy odcinków dolin. Za kryterium różnicujące

sekcja1_03-06k2.indd 84 2016-06-08 12:17:33 85

Ryc. 2. Sumy roczne i ekstrema dobowe. Rozkład i skumulowane wartości opadów w maju i czerwcu 2007 r. Fig. 2. Annual precipitation and extreme daily precipitation. Distribution and cumulative rainfall in May and June 2007

poszczególne odcinki uznano morfologię dolin. Zwracano (ryc. 2). W ostatnim trzydziestoleciu (1981–2012) tak wy­so­- szczególną uwagę na dna dolin, rozmieszczenie progów kie opad­ y dobowe zdarzyły się zaledwie trzykrotnie na sta- skalnych i rumowiskowych oraz podcięć bocznych, a także cji IMGW Kościelisko-Kiry i czterokrotnie na stacji IMGW na lokalizację osuwisk, świadczących o bocznej dostawie Ornak (ryc. 2). Opad, który doprowadził do przekształce- rumoszu skalnego do den. Wyznaczono również strefy nia rzeźby, stanowi blisko 10% średniego opadu rocznego depozycji grubego rumoszu drzewnego. W celu poznania na stacji Kościelisko-Kiry, gdzie średnia suma opadu rocz- etapów rozwoju form dolinnych analizowano ich profile nego wyniosła 1297 mm dla okresu 1952–1981 (Cebulska podłużne i poprzeczne. Scharakteryzowano materiał budu- i in., 2013) i 1243 mm dla lat 1981–2012. Na stacji Ornak jący stożki napływowe w strefach powstałych rozcięć i na opady są wyższe: średnia suma roczna to 1553 mm. powierzchni – w strefach depozycji materiału. We wszystkich skartowanych dolinach stwierdzono pra­widłowości w przekształceniu ich zboczy i den. W pro- Morfologiczne skutki katastrofalnego opadu filu podłużnym można wyróżnić cztery zasadnicze typy odcinków (ryc. 3). W odcinkach najwyżej położonych (A) W trakcie badań terenowych stwierdzono duże prze­- przekształceniu niewielkiego stopnia uległo dno dolin. o­brażenie den i stożków napływowych w rejonie dolin: Transport odbywał się na szerokości od 0,5 do 1 m, a prze- Koś­cieliskiej, Lejowej, Jarońca, Miętusiej i Stanikowego mieszczana frakcja materiału wleczonego miała od kilku Żle­bu (ryc. 1). Bezpośrednią przyczyną przekształcenia do maksymalnie 36 cm średnicy (ryc. 1). W odcinkach rzeźby był katastrofalny opad z 5 czerwca 2007 r. o wy­- niżej położonych (B) stwierdzono duże przekształcenie sokości 104,2 mm. Największe natężenie opadu burzowe­- den dolin: doszło do pogłębienia koryt i uprzątnięcia ma- go – 1 mm/min – wystąpiło między godz. 14.20 a 15.30 teriału, a lokalnie – do akumulacji rumowiska skalnego

sekcja1_03-06k2.indd 85 2016-06-08 12:17:33 86

i organicznego. W odcinkach tych zauważono także se- i energii. Koncentracja energii w odcinkach typu A powo- kwencje występujących po sobie form: próg skalny lub ru- duje bardzo duże przeobrażenie odcinków niżej położonych mowiskowy, rynna erozyjna, a następnie długi odcinek (B i C). Odcinki B cechują się znacznym pogłębieniem; podłogi skalnej albo koryta dociętego do litej skały. wyprzątnięcie materiału rumowiskowego prowadzi do pod- Długie odcinki transportacyjne koryt skalnych lub pod- cięcia zboczy dolin i powstania charakterystycznej doliny łóg kończyły się zwykle w miejscach o mniejszym spadku o stromych zboczach i skrzynkowym dnie (ryc. 4). Podob- nagromadzeniem materiału rumowiskowego i rumoszu ne prawidłowości w rozwoju dolin stwierdzali w polskich drzewnego. Miąższość zwałowisk dochodziła lokalnie Karpatach L. Starkel (1960) i A. Kotarba (1986), a w innych do 2–3 m. W odcinkach tych charakterystyczny jest brak obszarach – m.in. M. J. Crozier (2010) oraz A. Nickolotsky dostawy świeżego rumoszu drzewnego. W wybranych i R. T. Pavlowsky (2007). Odcinki C to stosunkowo głęboko dolinach w odcinkach typu B – szczególnie w Dolinie wcięte doliny o stromych zboczach. W czasie ekstremalnych Kościeliskiej, Dolinie Miętusiej i Jarońcu – występowały zdarzeń opadowych dna wypełniane są materiałem mine- długie odcinki podłóg skalnych całkowicie oczyszczonych ralnym i organicznym ze zboczy (ruchy masowe) i z wyżej z rumowiska. W odcinkach typu C oprócz samego koryta położonych części. Wypełnianie dna koluwiami i rumowi- przekształceniom (za sprawą ruchów masowych) podlegały skiem prowadzi do spłycania dolin. Dalszy rozwój dolin zbocza dolin (ryc. 3). Na skutek przepojenia płytkich po- typu B i C może przebiegać odmiennie – decydują o tym kryw zwietrzelinowych wodą następowało przemieszczenie lokalne warunki. Podczas kolejnego zdarzenia odcinek B, pni drzew z systemem korzeniowym do koryta. Przyczynia- w zależności od stopnia przegłębienia i naruszenia równo- ło się to do powstawania zwałów rumowiskowo-drzewnych wagi na zboczach, może się przekształcić w odcinek typu C i lokalnej akumulacji powyżej powstałych załomów. lub pozostać w stanie równowagi chwiejnej w formie odcin- Najniżej położone odcinki (D) to stożki proluwialno-to- ka typu B (ryc. 4). Następne zdarzenie ekstremalne może rencjalne usytuowane u wylotu dolin (ryc. 3). W czasie zda- przekształcić odcinek typu C w odcinek typu B lub prowa- rzenia zostały one zarówno nadbudowane, jak i lokalnie roz- dzić do utrzymania dynamiki rozwoju doliny typowego dla cięte. Stożki zbudowane są głównie z materiału mineralnego odcinka typu C. Między zdarzeniami o dużym przyłożeniu oraz lokalnie organicznego (pnie i gałęzie drzew). W doli- siły rozwój będzie polegał przede wszystkim na wynoszeniu nach z potokami uchodzącymi bezpośrednio do większych drobnego materiału z den dolin. potoków stożki torencjalne nie zostały w pełni rozwinięte, Odcinki D mają postać stożków rozpościerających się ponieważ część materiału odprowadziły te większe potoki. u wylotów dolin wciosowych o dużym spadku. Powierzch- W badanych dolinach rumowisko było na ogół trans- nia stożków jest nierówna, lokalnie rozczłonkowana ryn- portowane na niewielkie odległości. Odległość zwykle rosła nami. Każdy z nich składa się z kilku mniejszych, mocniej z biegiem potoków. Przemieszczenia na największą odle- lub słabiej zaznaczających się w rzeźbie. Analiza materiału głość stwierdzono na zadarnionych stożkach napływowych zdeponowanego na stożkach i odsłonięć w obrębie rozcięć w prawej części dna Doliny Kościeliskiej. Frakcja prze- na ich powierzchni wskazuje na złożoną budowę form tego mieszczonego materiału okazała się bardzo zróżnicowana, typu. Można wyodrębnić naprzemianległe wkładki drobne- materiał był wymieszany ze szczątkami organicznymi. Na go gliniastego materiału i materiału piaszczysto-żwirowo- podstawie uruchomionego materiału można wnosić, że głazowego o frakcji do 15–56 cm. Nasuwa się wniosek, że największy impuls opadowy miał miejsce w rejonie Doliny w przeszłości stożki były nadbudowywane w czasie zdarzeń Kościeliskiej. Maksymalna frakcja transportowanego ma- o średniej i dużej zdolności morfotwórczej. W trakcie zda- teriału wynosiła tam od ok. 50 do 87 cm (ryc. 1). Wartości rzeń o średnim przyłożeniu siły akumulowany był materiał te są zdecydowanie większe od zanotowanych podczas gliniasto-piaszczysty, a w trakcie zdarzeń ekstremalnych – ekstremalnego zdarzenia z 1 lipca 1973 r., które wystąpiło materiał żwirowo-głazowy. Dlatego są to stożki o budowie w całych Tatrach – zaobserwowano wówczas najwyższe złożonej: koluwialno-aluwialnej. Omawiane stanowiska dotychczas opady dobowe (Kaszowski i Kotarba, 1985). reprezentują epizody o zróżnicowanej energii. Naprze- W większości badanych dolin frakcja maksymalnego prze- mianległość osadów grubych i drobnych jest podobna jak mieszczanego materiału nierównomiernie rosła z biegiem w dnach cyrków glacjalnych Tatr Zachodnich, gdzie docie- potoków – z wyjątkiem stożków napływowych (ryc. 1). ra materiał ze spływów gruzowych (Kaszowski i in., 1988; Krzemień i in., 1995). Wpływ zdarzeń ekstremalnych na kształtowanie Podczas zdarzeń średniej wielkości badane stożki kształ- rzeźby obszarów górskich towane są przez stałe i epizodyczne potoki – transportujące drobny materiał klastyczny, głównie piaszczysty, i zawiesi- Na przykładzie przeprowadzonych badań można stwier­- nę. W dolinach z potokami uchodzącymi bezpośrednio do dzić, że w zalesionym obszarze średniogórskim Tatr Za- koryt większych potoków, zwłaszcza w lewobrzeżnej części chodnich zdarzenia o dużym przyłożeniu siły w dużym Doliny Kościeliskiej, materiał ten jest wynoszony w zawie- stopniu wpływają na przeobrażenie rzeźby. Najsilniej prze- sinie na przedpole gór. Na stożkach dużych porośniętych obrażane są doliny. Potwierdzają to prawidłowości ich funk- lasem lub murawami materiał drobny pylasto-piaszczysty cjonowania podczas ekstremalnych zdarzeń opadowych. jest deponowany lokalnie na niewielkich spłaszczeniach lub Wyróżnione odcinki typu A są długie, stabilne i mało w rozcięciach. Natomiast podczas zdarzeń ekstremalnych przekształcone. Następuje tam koncentracja wody opadowej omawiane stożki kształtowane są przez epizodyczne potoki

sekcja1_03-06k2.indd 86 2016-06-08 12:17:33 87

1

2

3

Ryc. 3. Wydzielone typy odcinków dolin w obszarze badań (A, B, C, D); 1 – osuwiska, 2 – nagromadzenie rumowiska skalnego, 3 – nagromadzenie rumowiska organicznego Fig. 3. Types of valley reaches identified in the study area (A, B, C, D); 1 – landslide on the valley side, 2 – rock-debris-dam, 3 – woody-debris-dam

torencjalne. W dolinach z potokami uchodzącymi bezpo- W obu przypadkach depozycja materiału okazuje się nierów­ średnio do większych potoków materiał mineralny żwiro- nomierna, typu ażurowego. O takim nadbudowywaniu stoż-­ wo-głazowy i organiczny jest częściowo deponowany na ków koluwialno-aluwialnych świadczą też informacje zebra- stożkach, a częściowo wynoszony przez te większe potoki. ne z odsłonięć w obrębie stożków. Analizowane stożki zbu- Na stożkach dużych położonych dalej od koryt więk- dowane są z nierównomiernego przekładańca materiału gli- szych potoków materiał drobno- i grubofrakcyjny jest de- niasto-piaszczystego i żwirowo-głazowego. Złożony sposób ponowany ażurowo. Taki sposób nadbudowania stożków modelowania stożków napływowych to cecha różnych ob­ stwierdzono podczas najpoważniejszych zanotowanych szarów średnio- i wysokogórskich (Gardner i in., 1983; Ko­ zdarzeń z 5 czerwca 2007 r. i 30 czerwca 1973 r. (Kaszowski tarba i in., 1987; Nolan i Marron, 1988; Stoffel i in., 2007, 2011). i Kotarba, 1985). W podobnych sytuacjach, dzięki działa­niu We wszystkich tych środowiskach przy większym przyłoże- spływów torencjalnych, na powierzchnie stożków wynoszo- niu siły następuje wzrost gęstości ośrodka, a więc i zmiana ny jest gruby materiał (do 60–70 cm). W trakcie opadów sposobu transportu materiału (Embleton i Thornes, 1979; o mniejszym natężeniu, raczej typu rozlewnego, na po- Selby, 1993). W efekcie deponowane są pokrywy odmienne wierzchnie stożków wynoszony jest drobniejszy materiał. pod względem składu frakcjonalnego (Stoffel i in., 2007).

sekcja1_03-06k2.indd 87 2016-06-08 12:17:33 88

Drugim ważnym problemem związanym z formowa- o dużym przyłożeniu siły (Crozier, 2010; Gorczyca i in., niem stożków napływowych jest dostępność materiału do 2013; Nolan i Marron, 1988; Šilhán i Pánek, 2010; Wroń- transportu. W Tatrach, a szczególnie w Tatrach Zachod- ska-Wałach i in., 2013). nich, materiał uruchamiany na stokach nie ma dużej ob- Dotychczasowe badania wskazują, że transport flu- jętości (Kotarba i in., 1987; Krzemień, 1988). To wyraźna wialny w początkowych odcinkach dolin jest ograniczony różnica między Tatrami a innymi systemami górskimi (niewielki) ze względu na siłę nośną zbyt niską w stosunku o większej energii rzeźby (Gardner i in., 1983; Stoffel i in., do frakcji zgromadzonego materiału (Krzemień, 1992). 2011). W Tatrach pokrywy stokowe są niezbyt miąższe, I. E. Benda i T. W. Cundy (1990) w nawiązaniu do wcze- a stoki są stosunkowo krótkie, dlatego podczas zdarzeń wy- śniejszych opracowań zaproponowali model dolin wyście- sokoenergetycznych przemieszczana jest stosunkowo nie- lonych koluwiami. Na ich rozwój mają się składać procesy wielka ilość materiału mineralnego. Z tego powodu nadbu- gromadzenia i uprzątania występujące na przemian, w róż- dowa stożków napływowych zachodzi wolno. W ostatnich nej skali przestrzennej i czasowej. W holocenie warunki do 2500–4000 lat badane stożki zostały nadbudowane zaledwie uprzątania z analizowanych dolin i deponowania materiału o ok. 1 m (Gorczyca i in., 2014). były sprzyjające w co najmniej kilku okresach (Baumgart- Kiedy porównuje się obszary średnio- i wysokogórskie -Kotarba i Kotarba, 1993). Na podstawie badań osadów Tatr, można stwierdzić odmienne prawidłowości w kształ- limnicznych w Tatrach Wysokich M. Baumgart-Kotarba towaniu ich rzeźby za sprawą ekstremalnych opadów. Na i A. Kotarba (1993) wnoszą, że wysokoenergetyczne pro- morfogenetyczną rolę opadów w średniogórskiej części Tatr cesy geomorfologiczne mogły zachodzić przed 8300 lat zwrócił uwagę A. Kotarba (2002). Autor przedstawił w for- BP, wtedy bowiem powstały masywne osady mineralne. mie modelu relacje między różnymi opadami (ulewnymi To wydarzenie, istotne w skali holocenu, autorzy korelują i rozlewnymi) a procesami morfogenetycznymi zachodzą- z okresem Venediger w Alpach (Patzelt i Bortenschlager, cymi m.in. w interesującym nas piętrze leśnym średniogór- 1973). W okresie atlantyckim, ok. 6500–7000 lat BP, wy- skiej części Tatr. Zwrócił uwagę na to, że jeżeli intensywny stąpiły nieliczne epizody z większą dynamiką procesów na krótkotrwały opad poprzedzają opady rozlewne, w obrębie stokach tatrzańskich. Ponownym wzmożeniem tej dyna- stoków piętra leśnego dochodzi do masowego upłynnie- miki w środowisku tatrzańskim cechował się starszy okres nia zwietrzeliny na stokach i powstania płytkich osuwisk, subborealny. Jak wspominają autorzy, okres 4000–2500 a w ob­rębie den dolin nieckowatych i wciosowych – do lat BP był spokojniejszy w Tatrach Wysokich. Według erozji i transportu rumowiska. Rumosz mineralny i orga- M. Baumgart-Kotarby i A. Kotarby (1993) kolejne ekstre- niczny wynoszony z dolin bocznych jest składany w dnach malne zdarzenia zaznaczają się w Tatrach w subatlanty- dolin głównych na stożkach napływowych. Podczas ta- ku, szczególnie w małej epoce lodowej. Również według kich zdarzeń przeobrażane są zarówno doliny boczne, jak naszych badań mała epoka lodowa była bardzo ważnym i główne, gdzie może dochodzić do transportu bloków okresem kształtowania stoków i den dolin w średniogór- skalnych o średnicy nawet do 2 m. Zdarzenie opadowe skiej części Tatr Zachodnich. Na podkreślenie zasługuje będące przedmiotem niniejszego opracowania to opad po- fakt, że nie wszystkie małe doliny były często „oczyszczane” jedynczy o bardzo dużej intensywności, ale niepoprzedzony z rumowiska w trakcie zdarzeń wysokoenergetycznych. okresem opadów rozlewnych. W związku z tym skutki zda- W niektórych dolinach zwietrzelina mogła przez dłuższy rzenia zaznaczyły się tylko w dolinach bocznych, a doliny czas gromadzić się w dnie, a uruchomienie mogło nastą- główne i stoki nie zostały przemodelowane. Jak wskazują pić za sprawą szczególnie dużych zdarzeń i po degradacji dotychczasowe wyniki badań, w obszarze średniogórskim materiału organicznego: pni i gałęzi. Taki mechanizm ob- dna dolin różnej wielkości są intensywniej modelowane serwowany jest współcześnie zarówno w badanym terenie, niż w części wysokogórskiej. Świadczy o tym odległość, jak i w innych obszarach górskich (Gardner i in., 1983; Na- na jaką przenoszony jest materiał podczas ekstremalnych kamura i Swanson, 1993; Thompson, 1995; Kaczka, 1999; zdarzeń opadowych (Kaszowski, 1973; Kotarba i in. 1987; Montgomery i in., 2003). Krzemień, 1992). W obszarach wysokogórskich w trakcie Badania wykonane w Tatrach Zachodnich bardzo do- ekstremalnych zdarzeń opadowych największym prze- brze wpasowują się w model systemu geomorfologicznego obrażeniom ulegają stoki – w wyniku działania spływów opracowany przez M. J. Selby’ego (1974; vide: Selby, 1993). gruzowych. Z kolei dna dolin, wyścielone blokowym mate- Model ten uwzględnia procesy mające odmienny zasięg, riałem morenowym, są stabilniejsze, a transport materiału różne rozmiary i częstość występowania. Po zdarzeniach odbywa się na niewielkie odległości (Kotarba i in., 1987; ekstremalnych, które trwają krótko, zaburzają równowagę Krzemień, 1992). wewnętrzną systemu, usuwają nagromadzony wcześniej W odniesieniu do innych obszarów średniogórskich materiał oraz pozostawiają wyraźne formy erozyjne i aku- umiarkowanej strefy klimatycznej można zauważyć, że mulacyjne, następuje okres relaksacji systemu. Procesy są występują tam podobne prawidłowości dotyczące rozwoju wówczas mniej intensywne, ale ich działanie jest wydłu- małych dolin pod wpływem ekstremalnych zdarzeń opa- żone w czasie. Prowadzi to do stopniowego zacierania śla- dowych. Rozwój małych dolin polega na ich epizodycznym dów zostawionych przez procesy działające w warunkach przekształcaniu, krótkim transporcie rumowiska i depozy- przekroczonych wartości progowych. Po okresie relaksacji cji większości materiału na stożkach napływowych. Prze- następuje z kolei etap równowagi stałej – zachodzą wtedy kształcanie tych form odbywa się głównie podczas zdarzeń procesy przygotowujące.

sekcja1_03-06k2.indd 88 2016-06-08 12:17:33 89

typ B typ C

Ryc. 4. Model rozwoju odcinków dolin typu B i C Fig. 4. Model of development along valley reaches of B and C type

Wnioski wicz-Mogilska E., 1979, Mapa geologiczna Tatr Polskich 1:30 000, Warszawa, Wydawnictwo Geologiczne. W badanym obszarze średniogórskim Tatr Zachodnich Baumgart-Kotarba M., Kotarba K., 1993, Późnoglacjalne częstość występowania opadów o dużym przyłożeniu siły to i ho­loceńskie osady z Czarnego Stawu Gąsienicowego w Ta­- 11–15 lat, a do ekstremalnych zdarzeń dochodzi co 20–30 lat. trach, „Dokumentacja Geograficzna”, 4–5: 9–30. Podczas analizowanego zdarzenia nastąpiło istotne prze- Benda I. E., Cundy T. W., 1990, Predicting deposition of obrażenie rzeźby małych dolin; skutki geomorfologiczne debris flows in mountain channels, „Canadian Geotech- okazały się znaczniejsze od skutków zdarzenia z 1973 r., nical Journal”, 27: 409–417. kiedy wystąpiły największe opady dobowe zanotowane do­ Cebulska M., Szczepanek R., Twardosz R., 2013, Rozkład tychczas w całych Tatrach. prze­strzenny opadów atmosferycznych w dorzeczu górnej W trakcie zdarzeń tego typu nie jest widoczny bez- Wisły. Opady średnie roczne (1952–1981), Kraków, Wy- pośredni wpływ litologii na wykształcenie analizowanych dział Inżynierii Środowiska Politechniki Krakowskiej, dolin. Wielkość przemodelowania rzeźby wiąże się przede Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwer- wszystkim z opadowym czynnikiem morfogenetycznym, sytetu Jagiellońskiego. działającym epizodycznie i stosunkowo rzadko. Crozier M. J., 2010, Landslide geomorphology: An argument Za sprawą zdarzeń ekstremalnych w dnach dolin w pię­ for recognition, with examples from New Zealand, „Geo- trze leśnym następują zarówno wyprzątnięcie organicz- morphology”, 120: 3–15. nego i mineralnego materiału rumowiskowego, jak i jego Embleton C., Thornes J., 1979, Process in Geomorphology, depozycja. London, Edward Arnold Ltd. Rozwój stożków w takich obszarach przebiega w sposób Gardner J. S., Smith D. J., Desloges J. R., 1983, The dynamic nieregularny, odtwarzanie go jest zatem istotnie utrudnione. geomorphology of the Mt. Rae Area: A high mountain W zależności od siły przyłożonej podczas zdarzenia stożki region in Southwestern Alberta, Waterloo, University torencjalne mogą być nadbudowywane albo jednocześnie of Waterloo. lokalnie rozcinane i nadbudowywane. Maksymalny materiał Gomi T., Sidle R. C., Richardson J. S., 2002, Understanding budujący stożki i materiał pomierzony na powierzchni są processes and downstream linkages of headwater systems, podobnych rozmiarów. Można sądzić, że ekstremalne zda- „BioScience”, 52(10): 905–916. rzenia nie stanowią wyjątków w historii rozwoju rzeźby gór Gorczyca E., 2004, Przekształcanie stoków fliszowych przez średnich. Jak wykazują badania dotyczące innych obszarów, procesy masowe podczas katastrofalnych opadów (do­ procesy fluwialne działają tam jedynie epizodycznie. rzecze Łososiny), Kraków, Wydawnictwo Uniwersytetu Obszary wysokogórskie i zalesione średniogórskie są Jagiellońskiego. mo­delowane odmiennie. Różnią się warunkami klimatycz- Gorczyca E., Krzemień K., Wrońska-Wałach D., Sobucki M., nymi, obiegiem wody i materii organicznej. W piętrze wyso- 2013, Channel changes due to extreme rainfalls in the Po­ kogórskim występuje zespół procesów morfogenetycznych lish Carpathian [w:] D. Loczy (red.), Geomorphological uwarunkowanych klimatycznie, z których największe zna- Impacts of Extreme Weather: Case Studies from Central czenie mają spływy gruzowe. W obszarach średniogórskich and Western Europe, Dordrecht–Heidelberg–New York, zalesionych dominuje przemieszczanie materii w postaci London Springer Geography: 23–35. luźnej zwietrzeliny i substancji organicznych do niższych po- Gorczyca E., Krzemień K., Wrońska-Wałach D., Boniec- łożeń. W piętrze leśnym przeważa modelowanie den dolin. ki M., 2014, Significance of extreme hydro-geomorpho­ logical events in the transformation of mountain valleys Literatura (Northern Slopes of the Western Tatra Range, Carpa­ thian Mountains, Poland), „Catena”, 121: 127–141. Bac-Moszaszwili M., Burchart J., Głazek J., Iwanow A., Ja-­­ Izmaiłow B., Kamykowska M., Krzemień K., 2006, The geo­- roszewski W., Kotański Z., Lefeld J., Mastella L., Ziom­­- morphological effects of flash floods in mountain ri­ kowski W., Roniewicz P., Skupiński A., West­wale­- ver channels. The case of the River Wilsznia (Western

sekcja1_03-06k2.indd 89 2016-06-08 12:17:33 90

Carpathian Mountains) [w:] Chalov R. S., Kamykow­ ry S. V., Boyer K. L., Gurnell A. M. (red.), The Ecology ska M., Krzemień K. (red.), Channel Processes in the and Management of Wood in World Rivers, Bethesda Rivers of Mountains, Foothills and Plains, „Prace Geo­ (Maryland), American Fisheries Society: 21–47. graficzne”, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzen- Nakamura F., Swanson F. J., 1993, Effects of coarse woody nej, Uniwersytet Jagielloński, 116: 89–97. debris on morphology and sediment storage of a moun­ Kaczka R., 1999, The role of coarse woody debris in fluvial tain stream system in Western Oregon, „Earth Surface processes during the flood of July 1997, Kamienica Łącka Processes and Landforms”, 18: 43–61. valley, Beskidy Mountains, Poland, „Studia Geomorpho- Nickolotsky A., Pavlowsky R. T., 2007, Morphology of step­ logica Carpatho-Balcanica”, 33: 117–130. -pool in a wilderness headwater stream: The importance Kaszowski L., 1973, Morphological Activity of the mountains of standardizing geomorphic measurements, „Geomor- streams (with Biały Potok in the Tatra Mts. as example), phology”, 83(3–4): 294–306. „Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego – Pra- Nolan K. M., Marron D. C., 1988, Stream-channel response ce Geograficzne”, 31. to the storm in the Santa Cruz Mountains, „U. S. Geolo- Kaszowski L., Kotarba A., 1985, Współczesne procesy geo­ gical Survey Professional Papers”, 1434: 205–229. morfologiczne [w:] Trafas K. (red.), Atlas Tatrzańskiego Patzelt G., Bortenschlager S., 1973, Die postglazialen Glet­ Parku Narodowego, Zakopane–Kraków. scher- und Klimaschwankungen in der Venedigergruppe Kaszowski L., Krzemień K., Libelt P., 1988, Postglacjalne (Hohe Tauern, Ostalpen), „Zeitschrift für Geomorpho- modelowanie cyrków lodowcowych w Tatrach Zachod­ logie” (N.F.), Suppl. 16: 25–72. nich, „Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego – Poesen J., Hooke J., 1997, Erosion, flooding, channel ma­ Prace Geograficzne”, 71: 121– 141. nagement in Mediterranean environments of southern Klimaszewski M., 1988, Rzeźba Tatr Polskich, Warszawa, Europe, „Progress in Physical Geography”, 21: 157–199. PWN. Selby M. J., 1993, Hillslope Materials and Processes, Oxford Kotarba A., 1986, Rola osuwisk w modelowaniu rzeźby be­ University. skidzkiej i pogórskiej, „Przegląd Geograficzny”, 58(1–2): Šilhán, Pánek, 2010, Dynamics of debris flows in the Mo­ 118–127. ravskoslezské Beskydy Mts. (Czech Republic), „Studia Kotarba A., 1998, Morfogenetyczna rola opadów deszczo­ Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, 44: 49–60. wych w modelowaniu rzeźby Tatr podczas letniej po­wodzi Starkel L., 1960, Rozwój rzeźby Karpat fliszowych w holoce­ w roku 1997, „Dokumentacja Geograficzna”, 12: 3–23. nie, „Prace Geograficzne”, Instytut Geografii PAN, 22. Kotarba A., 2002, Współczesne przemiany przyrody nie­ Starkel L., 1996, Geomorphic role of extreme rainfalls in the ożywionej w Tatrzańskim Parku Narodowym [w:] Boro- Polish Carpathians, „Studia Geomorphologica Carpa- wiec W., Kotarba A., Kownacki A., Krzan Z., Mi­rek Z. tho-Balcanica”, 30: 21–28. (red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, Kra- Starkel L., 2000, Heavy rains and floods in Europe during ków–Zakopane: 13–19. last Millennium, „Geographical Studies”, Institute of Kotarba A., 2004, Przemiany środowiska przyrodniczego Geo­graphy and Spatial Management, Jagiellonian Uni- Tatr Wysokich w ostatnich 400 latach [w:] Rekonstrukcja versity, 107, 55–62. i prognoza zmian środowiska przyrodniczego w badaniach Starkel L., 2006, Geomorphic hazards in the Polish Flysch geograficznych, „Dokumentacja Geograficzna”, 31: 79–81. Carpathians, „Studia Geomorphologica Carpatho-Bal- Kotarba A., 2006, The Little Ice Age in the High Tatra Moun­ canica”, 40: 7–19. tains, „Studia Quaternaria”, 23: 47–53. Stoffel M., Conus D., Grichting M. A., Lièvre I., Maître G., Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K., 1987, High-moun­ 2007, Unraveling the patterns of late Holocene debris- tain denudational system of the Polish Tatra Mountains, flow activity on a cone in the Swiss Alps: Chronology, „Geographical Studies”, Spec. Issue 3. environment and implications for the future, „Global Krzemień K., 1988, The dynamics of debris flows in the up­ and Planetary Change”, 60(3–4): 222–234. per part of the Starorobociańska Valley (Westren Tatra Stoffel M., Bollschweiler M., Beniston M., 2011, Rainfall Mts.), „Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, characteristics for periglacial debris flows in the Swiss 22: 123–144. Alps: past incidences – potential future evolutions, „Cli- Krzemień K., 1992, The high-mountain fluvial system in the matic Change”, 105: 263–280. Western Tatras – perspective, „Geographia Polonica”, 60: Thompson D. M., 1995, The effects of large organic debris on 51–65. sediment processes and stream morphology in Vermont, Krzemień K., Libelt P., Mączka T., 1995, Geomorphological „Geomorphology”, 11: 235–244. conditions of the timberline in the Western Tatra Moun­ Thornes J. B., Brunsden D., 1977, Geomorphology and Time, tains, „Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskie- London, Methuen & Co. Ltd. go – Prace Geograficzne”, 98: 153–170. Wrońska-Wałach D., Płaczkowska E., Krzemień K., 2013, Montgomery D. R, Collins B. D., Buffington J. M., Abbe T., Leje źródłowe jako systemy morfodynamiczne w obsza­ 2003, Geomorphic effects of wood in rivers [w:] Grego­- rach górskich, „Przegląd Geograficzny”, 85(1): 31–52.

sekcja1_03-06k2.indd 90 2016-06-08 12:17:33 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Temperatura w pokrywie śniegowej – wyniki monitoringu na Hali Gąsienicowej w Tatrach Wysokich

The temperature in a snow cover – the results of the monitoring on Hala Gąsienicowa in the High Tatra Mts. (Poland)

Włodzimierz Jerzy Mościcki

Akademia Górniczo-Hutnicza, Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków; e-mail: [email protected]

Streszczenie for the selected time intervals by 1D simplification. The mean value obtained is of 2.6–3.0 (10-7m2/s), but extreme W artykule przedstawiono wybrane wyniki monitorin- estimates were 1.7 and 18. Mean lag of temperature wave gu temperatury w pokrywie śniegowej na stanowisku na with depths was estimated on the level of 28±4 min/cm. terenie Hali Gąsienicowej. Temperatura rejestrowana była Presented methodology and data analysis can be helpful czujnikami termistorowymi na wysokości 10, 20, 25, 30, in problems of the assessment of avalanche danger (the 35, 40, 45, 50, 55, 60, 65 i 70 cm nad powierzchnią terenu. stability of the snow). Standardowy krok czasowy pomiarów wynosił 20 min, a w pewnych przypadkach – 30 s. Zmienność temperatur­ y Keywords: snow temperature, thermal diffusivity, tem- w pokrywie śniegowej ma charakter dynamiczny. Na jej perature monitoring, High Tatra Mts., Hala Gąsienicowa rozkład wpływają wahania temperatury powietrza, na­sło­- necznienie, występowanie opadów i wiatru, a także prze­o­ Wstęp brażenia samego śniegu. Oszacowano parametr dyfuzyjno- ści cieplnej śniegu dla wybranych przedziałów czasowych. Właściwości fizyczne śniegu są trudne do badania, co Przeciętna wartość dyfuzyjności zawiera się w przedziale ma związek z jego różnorodnością genetyczną i zmiennością 2,6–3,0 (10-7m2/s), ale zmienność jest duża (zakres 1,7–18). właściwości w czasie (np. Mundy i in., 2005). Nawet w kon- Opóźnienie fali temperaturowej z głębokością sięga prze- trolowanych warunkach quasi-laboratoryjnych problemy ciętnie 28±4 min/cm. Prezentowane wyniki badań mogą pomiarowe mogą być skomplikowane z uwagi na specy- być pomocne dla osób zainteresowanych metodyką pro- ficzną, niepowtarzalną strukturę każdego śniegu. W naturze wadzenia monitoringu temperatury pokrywy śniegowej zmienność warunków zewnętrznych (opady, wiatr, nasło- i wykorzystaniem takich danych w ocenie zagrożenia la- necznienie itp.) oraz zmienność w obrębie samej pokrywy winowego (stabilności pokrywy śniegowej). śniegowej następują niekiedy szybko. Mogą się manifesto- wać w postaci przemian fazowych (śnieg–lód, śnieg–woda, Słowa kluczowe: temperatura śniegu, dyfuzyjność śnieg–para wodna…), zmiany konsystencji czy kompakcji. cieplna, monitoring temperatury, Tatry Wysokie, Hala Gą-­ Ten sam pierwotnie rodzaj śniegu może też zachowywać się sienicowa różnie w zależności od cech fizjograficznych i geomorfolo- gicznych miejsca opadu. W związku z powyższym powinno Abstract się raczej mówić o lokalnych bądź chwilowych cechach albo właściwościach śniegu – zwłaszcza w odniesieniu do zmien- The paper presents selected results of the temperature nych warunków terenowych. Dodatkowym czynnikiem monitoring in a snow cover on Hala Gąsienicowa. Temper- wpływającym na przybliżony charakter określania właści- ature was measured by thermistor sensors located at 10, 20, wości (lub procesów) cieplnych, szczególnie w przypadku 25, 30, 35, 40, 45, 50, 55, 60, 65 and 70 cm above the sur- badań in situ, jest inwazyjny (z reguły) charakter pomiarów. face. Typical measuring time step was 20 minutes, and in W pomiarach temperatury sama obecność, budowa i sposób some cases 30 seconds. Dynamic variability of temperature umieszczenia czujnika mogą rzutować – w sposób niełatwy was observed. It is related to the occurrence of snowfalls, do oszacowania – na wynik obserwacji (por. ryc. 2). sun and wind activity, as well as the transformations of the Poniżej omówiono wyniki eksperymentalnych badań snow itself. Thermal diffusivity of a snow was estimated termiki pokrywy śniegowej na terenie Hali Gąsienicowej.

sekcja1_03-06k2.indd 91 2016-06-08 12:17:33 92

Lokalizacja badań i technika pomiarów

Pomiary prowadzone były na terenie ogródka meteoro- logicznego Stacji IMGW na Hali Gąsienicowej. Temperaturę w pokrywie śniegowej mierzono w sposób „stacjonarny”, czyli na jednym stanowisku (monitoring długookresowy), lub „mobilny” – rozproszone pomiary w różnych miejscach (monitoring chwilowy). W pierwszym przypadku zestaw pomiarowy montowany był jesienią, przed opadami śniegu, i pozostawał w niezmienionym położeniu aż do wiosennego zejścia pokrywy śniegowej. Pomiary mobilne polegały na tymczasowej instalacji termometrów w badanym miejscu, w istniejącej już pokrywie śniegowej. Czujnik, wprowadzany w głąb pokrywy od góry, pozostawał tam przez zadany czas. Do wyznaczania temperatury używano czujników ter­ mistorowych YSI (R = 5000 omów w T = 25°C), zmieniają- cych opór w takt zmian temperatury otoczenia. Dane (data, czas i opór) rejestrowane były w pamięci czterokanałowych loggerów Zeta-tec 4R (16 bit). Wartości oporu przeliczano na wartości temperatury z wykorzystaniem tabel kalibra- cyjnych dostarczonych przez producenta. Przy przeliczaniu uwzględniano wyniki dodatkowego, indywidualnego rece- chowania czujników w laboratorium. Termistory zapew- niały fabryczną dokładność (wymienialność) bezwzględną ±0.2°C, a rozdzielczość pomiarów, wynikająca z możliwości loggerów, była lepsza niż 0,03 (0,01) °C. Termistory były zatopione w metalowych rurkach o średnicy ~4 mm, sta- Ryc. 1. Stanowisko pomiarowe (sonda termistorowa) na Hali nowiących mechaniczną osłonę. Gąsienicowej Na potrzeby pomiarów stacjonarnych zamontowano Fig. 1. The measurement equipment (thermistor probe) 12 czujników na drewnianym maszcie (o średnicy ok. 3 cm). on Hala Gasienicowa

Ryc. 2. Lokalizacja stanowiska pomiarowego na terenie ogródka meteorologicznego; 1 – sonda śniegowa, 2 – tyczka do pomiarów grubości pokrywy śniegowej, 3 – sondy śniegowe (austriackie), 4 – stanowisko do pomiarów zdalnych pokrywy śniegowej (austriackie) Fig. 2. The location of the measuring equipment in the meteorological garden; 1 – probe for temperature measurements, 2 – marked pole for measuring the thickness of the snow cover, 3 – snow temperature probes (Austrian), 4 – stand for remote measurements of the snow cover thickness (Austrian)

sekcja1_03-06k2.indd 92 2016-06-08 12:17:35 93

W stosunku do powierzchni gruntu znajdowały się one pomiarów grubości pokrywy śniegowej tego samego dnia na na wysokościach: 10, 20, 25, 30, 35, 40, 45, 50, 55, 60, 65 pięciu tyczkach był znaczny. W pokazanym przedziale cza- i 70 cm. Czujniki wystawały poziomo poza obrys masztu sowym średnia grubość warstwy śniegu wyniosła ~114 cm, na odległość ok. 4–5 cm (ryc. 1). Temperaturę w pokrywie średnie odchylenie standardowe miało wartość ~11,5 cm, śniegowej mierzono w okresie całego sezonu zimowego a uśredniony rozrzut maksymalny to ~26 cm. z krokiem czasowym 20 min. W przypadku pomiarów mobilnych w wybranym miej-­ Na rycinie 2 przedstawiono aktualne usytuowanie oma­- scu robiono w śniegu (prętem o średnicy 5–6 mm) otwo- wianego stanowiska na terenie ogródka meteorologicznego. ry o zadanej głębokości oraz instalowano wspomniane Warto przy okazji zwrócić uwagę na inny sposób prowadze- czujniki termistorowe, zamontowane na miękkim kablu nia pomiarów śniegowych – sondy austriackie (na ryc. 1 o średnicy ok. 3 mm. Temperaturę rejestrowano loggerem; oznaczone cyfrą 3). Takie podejście ma zarówno zalety (np. później odrzucano początkowe wyniki, co do których nie mniejsze ryzyko zaburzenia warunków w pokrywie śniego- było pewności, że ustało już zaburzenie temperatury wywo­ wej), jak i wady (pomiar w różnych miejscach). Zautomaty- łane przygotowaniem otworu. Pomiary trwały zazwyczaj zowane, bezkontaktowe zdalne określanie grubości pokrywy kilkadziesiąt godzin, przy kroku pomiarowym 30 s. śniegowej (instalacja oznaczona cyframi 4) też można różnie oceniać. Między innymi jest ono dowiązane do jednego miej- Wyniki badań sca, a padający śnieg gromadzi się na sztucznym, równym podłożu. Rodzi to wątpliwości, na ile reprezentatywny jest Przykład 1. Gruba pokrywa śniegowa – taki pomiar, zwłaszcza że z rutynowych wieloletnich obser- pomiar stacjonarny wacji wynika, iż nawet na tak niewielkim obszarze jak ogró- Na rycinie 3 przedstawiono dane dotyczące badań ter- dek meteorologiczny zróżnicowanie grubości pokrywy bywa miki śniegu prowadzonych na stanowisku stacjonarnym, istotne. W omawianym niżej przykładzie 1 (ryc. 3) rozrzut obejmujące przedział czasowy od 8 do 27 lutego 2013 r.

Ryc. 3. Przykład pomiarów stacjonarnych dla względnie grubej pokrywy śniegowej w okresie 8–28 lutego 2013 r. (krok czasowy pomiarów – 20 min): a. grubość pokrywy śniegowej (dane IMGW); b. temperatura powietrza (co 2 godz.); c. przekrój czasowo-głębokościowy rozkładu temperatury w pokrywie śniegowej Fig. 3. The example of temperature record for relatively thick sow cover for Feb 8–28 2013 period (time step – 20 minutes): a. Snow thickness (data from IMGW); b. Air temperature (time step 2 hours); c. Depth-time section of the snow temperature

sekcja1_03-06k2.indd 93 2016-06-08 12:17:36 94

Rycina 3a ilustruje zmienność pokrywy śniegowej były wytłumione do poziomu 3,2°C. Quasi-sinusoidal- w ogród­ku meteorologicznym (dane pozyskane z IMGW). ne zmiany dzienne są jeszcze widoczne na głębo­ko­ści Wartości grubości pokrywy podano na podstawie uśred- 70 cm pod powierzchnią pokrywy śniego­wej (sensor nr 3, nienia pomiarów z pięciu stanowisk (odczyt wizualny z ce­ H = 25 cm a.g.l.), ale ich amplituda okazuje się już znikoma chowanych stałych tyczek pomiarowych obserwacyjnych). (~0,06°C). Opóźnienie fali na dro­dze między sensorami nr Pokrywa śniegowa przykrywała w całości sondę z termi- 12 i nr 3 (45 cm śniegu) sięgało 17,5 godz. storami. Rycina 3b ilustruje zmienność temperatury po- wietrza, rejestrowanej co 2 godz. Zmienność temperatury Przykład 2. Niewielka pokrywa śniegowa – śniegu (rejestracje co 20 min) zaprezentowano w formie pomiar stacjonarny przekroju czasowo-głębokościowego (ryc. 3c). Dane pomiarowe pochodzą z początku sezonu zimo- Na ostatniej ze wskazanych rycin widać, jak zmiany wego (8–15 grudnia 2013 r.). W tym przypadku grubość temperatury powietrza propagują w głąb pokrywy śniego­- pokrywy śniegowej sporadycznie przekraczała 70 cm. Naj­- wej i jak proces ten jest modyfikowany przez zmiany wy- wyżej położone czujniki (nr 12, 70 cm oraz – rzadziej – nr sokości warstwy śniegu. „Fale temperaturowe” opóźnia­ją 11, 65 cm i nr 10, 60 cm) wystawały chwilami ponad po-­ się z głębokością, tracąc jednocześnie – w sposób wy­kład-­ wierzchnię śniegu i gwałtownie reagowały na wahania tem-­ niczy – amplitudę (por. ryc. 6a). Wyraźnie widać to dla peratury powietrza. Rycina 4a pokazuje zmienności tem­ okresu względnego ocieplenia obejmującego dni 104–109 peratury dla poszczególnych czujników, rycina 4b przed- (ukośna linia przerywana L-L). W tym okresie wahania stawia zaś te dane w formie przekroju głębokościowo-cza- dzienne temperatury powietrza sięgały 10°C, a na głę­bo-­ sowego. kości 25 cm pod pokrywą (sensor nr 12, H = 70 cm a.g.l.)

Ryc. 4. Przykład pomiarów stacjonarnych dla względnie cienkiej pokrywy śniegowej w okresie 8–15 grudnia 2013 r. (krok czasowy pomiarów – 20 min): a. temperatura rejestrowana przez indywidualne czujniki; b. przekrój czasowo-głębokościowy rozkładu temperatury w pokrywie śniegowej Fig. 4. The example of temperature record for relatively thin sow cover for Dec 8–15.2013 period (time step – 20 minutes): a. Temperature for individual sensors; b. Depth-time section of the snow temperature

sekcja1_03-06k2.indd 94 2016-06-08 12:17:38 95

Przykład 3. Pomiar mobilny, pokazać (Ingersoll i in., 1948), iż temperatura w ośrodku z powierzchni śniegu będzie się zmieniać zgodnie z poniższą formułą: Pomiary zostały wykonane w okresie 25–27 stycznia

2013 r., przy ustabilizowanej pogodzie, bez opadów śniegu T(z,t) = T0 A exp[-z%B & (" A P) A sin[t A 2B & P - z A %B & (" A P)] (ryc. 5). Krok czasowy rejestracji wynosił 30 s. Widać, jak „dzienna” fala temperaturowa traci z głębokością wysoko- gdzie:

częstotliwościowe fluktuacje i upodobnia się coraz bardziej T0 – amplituda zmian temperatury na powierzchni do przebiegu sinusoidalnego. z = 0,

Tz – amplituda na głębokości z, Analiza wyników obserwacji P – okres zmian sinusoidalnych, " – dyfuzyjność cieplna ośrodka, Zasadniczym celem analizy była ocena właściwości t – czas. cieplnych śniegu in situ. Jednym z parametrów, które Rycina 6a pokazuje charakterystyczny kształt przekro- moż­­na próbować badać, jest dyfuzyjność cieplna ("; np. jów czasowo-głębokościowych (por. ryc. 3 i 4b) obliczo- Oldroyd i in., 2013). Dyfuzyjność wiąże się z przewodno- nych na podstawie powyższej formuły dla przykładowych, ścią (k), pojemnością cieplną (c) i gęstością (D) – relacja wybranych wartości dyfuzyjności. " = k/(cD). Nieustanne zmiany struktury i gęstości, a często Jak wynika z podanego wzoru, do oszacowania war- też przemiany fazowe powodują, że wyznaczenie poszcze- tości parametru a można wykorzystać pomiary zmian gólnych właściwości (k, c, D) jest trudne i wątpliwe. Badania amplitudy fali temperaturowej z głębokością (Mościcki, właściwości cieplnych mogą być realizowane eksperymen- 2008) lub opóźnienie fali z głębokością, z A %B & (" A P), talnie lub przez modelowanie numeryczne z uwzględnie- na co pozwala np. diagram pokazany na rycinie 6b. Jako niem przemian fazowych (np. Zhang i Osterkamp, 1995; przykład umieszczono na tej ilustracji wyniki analizy „da- Putkonen, 2003; Jafarov i in., 2014), ale stopień komplikacji nych mobilnych” przedstawionych na rycinie 5. Indeksy i niepewności jest znaczny. (np. h5–h20) przy punktach odnoszą się do opóźnienia Poniżej, w celu zgrubnego oszacowania ", założono, fali pomiędzy poszczególnymi głębokościami, na których że w pierwszym przybliżeniu dobowe zmiany temperatu- znajdowały się sensory. Oszacowana wartość dyfuzyjności ry można uważać za sinusoidalne. Rzeczywisty przebieg zmienia się w przedziale ~1,7÷4,8 10-7m2/s. Widoczna jest zmian temperatury powierzchni śniegu (podobnie jak po­ tendencja do wzrostu jej wartości z głębokością; największa wierzchni ziemi lub powietrza) ma oczywiście charakter wartość dotyczy przedziału 20–30 cm pod powierzchnią bardziej złożony (np. Watson, 1973), lecz z głębokością śniegu. Uśredniona wartość a to 3,0 ±1,0 10-7m2/s (±1,0 – okresowa składowa sinusoidalna zaczyna dominować. odchylenie standardowe). Załóżmy więc następujący, uproszczony model: ośrodek Pomiary ze stanowiska stacjonarnego (ryc. 4) dostar- jednorodny o stałej dyfuzyjności cieplnej poddawany si- czają podobnych spostrzeżeń. W tym przypadku analizo- nusoidalnym zmianom temperatury powierzchni. Za po- wano fragment rejestracji, w którym efekt opóźniania się mocą opisującego tę sytuację 1D równania Fouriera można minimum fali temperaturowej z głębokością był bardzo

Ryc. 5. Przykład pomiarów mobilnych sondą wciskaną do pokrywy śniegowej (krok czasowy pomiarów – 30 s) Fig. 5. The example of temperature record measured with thermistor probes pushed into the snow cover (time step – 30 sec)

sekcja1_03-06k2.indd 95 2016-06-08 12:17:39 96

Ryc. 6. Propagacja dziennej fali temperaturowej (sinusoidalnej) w jednorodnym ośrodku: a. przekrój czasowo-głębokościowy rozkładu temperatury w ośrodku; b. nomogram do oszacowania dyfuzyjności na podstawie opóźnienia fali Fig. 6. Propagation of the sinusoidal, diurnal temperature wave in a homogeneous medium: a. Depth-time section; b. A nomogram for thermal diffusivity estimation

sekcja1_03-06k2.indd 96 2016-06-08 12:17:41 97

Ryc. 7. Rozkład dyfuzyjności cieplnej w pokrywie śniegowej oszacowany dla przykładu 2 Fig. 7. Thermal diffusivity distribution in the snow cover estimated for the data from fig. 4

wyraźny (linia L-L na ryc. 4). Dyfuzyjność wyznaczano ok. 2,6 ±0,6 10-7m2/s. W profilu pionowym dyfuzyjność przedziałowo między sensorami sąsiadującymi ()h = 5 cm, wykazuje istotną zmienność, przy czym generalnie jej war­- nie licząc najniższego czujnika) lub co drugimi ()h = 10 cm) tość rośnie wraz z głębokością poniżej powierzchni po- na podstawie czasów pojawiania się minimum. Wyniki krywy śniegowej. oszacowań zaprezentowano na rycinie 7. Widać, że wartość dyfuzyjności zmienia się na różnych poziomach śniegu, lecz Podziękowania generalnie rośnie wraz z głębokością. Zwraca uwagę bar­- dzo duża wartość tego parametru dla przedziału 10–20 cm Autor serdecznie dziękuje Kolegom ze Stacji IMGW: nad powierzchnią gruntu (jednak błąd wyznaczenia czasu Januszowi Konieczkowi i Markowi Kotlarczykowi – za za­ pojawienia się minimum fali jest tu największy). Dla prze- interesowanie, pomoc i miłe towarzystwo. Panu Profeso- działu głębokościowego 20–60 cm średnia wartość dyfu­ rowi Ada­mowi Kotarbie autor jest szczególnie wdzięczny zyjności wynosi 2,64 ±0,77 10-7m2/s dla oszacowań przy za wieloletnią inspirację i przyjaźń. )h = 5 cm oraz 2,55 ±0,48 10-7m2/s przy )h = 10 cm. War­- to zaznaczyć, iż podane szacunkowe wartości dyfuzyjności Praca została zrealizowana w ramach działalności sta- cieplnej są dosyć realistyczne (por. Oldroyd i in., 2013). tutowej AGH, umowa 11.11.140.645. Financial support of this work from the fund of the Wnioski AGH University of Science and Technology, from project No.11.11.140. 645 is kindly acknowledged. Przedstawione wyniki monitoringu pokazują, że w rze- czywistych warunkach temperatura w pokrywie śniegowej Literatura zmienia się w sposób dosyć złożony. Z przeanalizowanych danych pomiarowych wynika, iż przeciętne opóźnianie się Ingersoll L. R., Zobel J., Ingersoll A. C., 1948, Heat Con­ fali temperaturowej w pokrywie śniegowej wynosiło ok. duction with Engineering and Geological Applications, 28±4 min/cm. Na podstawie przybliżonych 1D oszacowań New York–Toronto–London, McGraw-Hill Book Com­- średnia dyfuzyjność cieplna śniegu przyjmowała wartość pany.

sekcja1_03-06k2.indd 97 2016-06-08 12:17:42 98

Jafarov E. E., Nicolsky D. J., Romanovsky, Walsh J. E., Pan- Oldroyd H. J., Higgins C. W., Huwald H., Selker J. S., Par- da S. K., Serreze M. C., 2014, The effect of snow: How lange M. B., 2013, Thermal diffusivity of seasonal snow to better model ground surface temperatures, „Cold Re- determined from temperature profiles, „Advances in Wa­- gions Science and Technology”, 102: 63–77. ter Resources”, 55: 121–130. Mościcki W. J., 2008, Temperature regime on northern slopes Putkonen J., 2003, Determination of frozen soil thermal pro­- of Hala Gąsienicowa in the Polish Tatra Mts. and its re­- perties by heated needle probe, „Permafrost and Perigla- lationship to permafrost, „Studia Geomorphologica Car­- cial Processes”, 14: 343–347. patho-Balcanica”, 42: 23–40. Watson K., 1973, Periodic heating of a layer over a semi-infinite Mundy C. J., Barber D. G., Michel C., 2005, Variability of solid, „Journal of Geophysical Research”, 78: 5904–5910. snow and ice thermal, physical and optical properties per­- Zhang T., Osterkamp T. E., 1995, Considerations in deter­ tinent to sea ice algae biomass during spring, „Journal of mining thermal diffusivity from temperature time series Marine Systems”, 58: 107–120. using finite difference methods, „Cold Regions Science and Technology”, 23: 333–341.

sekcja1_03-06k2.indd 98 2016-06-08 12:17:42 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Zmienność temperatury na północno-wschodnim stoku Świnicy i w Koziej Dolince (polskie Tatry Wysokie) w okresie 2007–2014

Temperature variations on the northern slope of the Świnica peak and in the Kozia Dolinka valley (Polish Tatra Mts.) in the 2007–2014 period

Włodzimierz Jerzy Mościcki

Akademia Górniczo-Hutnicza, Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków; e-mail: [email protected]

Streszczenie in the ground for the winter-spring period (7 Novem-­ ber – May 31 interval) was observed. In the case of measu­ W artykule przedstawiono analizę zmienności tempe- rements in the Kozia Dolinka valley the average tempera­ ratury na północno-wschodnim stoku Świnicy i w Koziej ture at a depth of 50 cm was, for the 2011/12, 2012/13 Dolince. Ciągły monitoring temperatury (pomiary na and 2013/14 time periods, respectively, -5.97, -4.38 and głębokościach 0, -20, -50 cm oraz w powietrzu, co dwie -2.56°C. Perhaps this is linked, in some way, with global godziny) prowadzony jest na trzech stacjonarnych sta- climate changes. nowiskach, umiejscowionych w odmiennych warunkach geomorfologicznych i fizjograficznych. Oprócz charakte- Keywords: temperature monitoring, ground tempe­ rystycznego lokalnego zróżnicowania w rozkładzie tem- rature, permafrost, Polish Tatra Mts., Hala Gąsienicowa, peratury gruntu między stanowiskami, zaobserwowano Kozia Dolinka valley, Świnica peak też wyraźną ogólną zmienność w czasie. Przykładowo, od sezonu 2011/12 rejestrowano wzrost średniej temperatury Wstęp gruntu w okresie zimowo-wiosennym (przedział czasowy: 7 listopada – 31 maja). W przypadku pomiarów w Koziej W artykule omówiono wyniki kontynuacji badań re- Dolince średnia temperatura na głębokości 50 cm wynio- ferowanych podczas poprzedniej Konferencji Tatrzańskiej sła w sezonach 2011/12, 2012/13 i 2013/14 odpowiednio (Mościcki, 2010), a także opisywanych wcześniej (Mościcki, -5,97, -4,38 i -2,56°C. Być może jest to odzwierciedlenie 2008). W publikacji autora z 2010 r. zaprezentowane zo- globalnych zmian klimatycznych. stały szczegółowa charakterystyka stanowisk badawczych i zastosowana metodyka. Omówiono również uwarunko- Słowa kluczowe: temperatura gruntu, monitoring tem­­- wania i cel pomiarów oraz odniesiono się do badań nauko- peratury, wieloletnia zmarzlina, Tatry Wysokie, Hala Gą- wych prowadzonych w tym rejonie przez różnych badaczy. sienicowa, Kozia Dolinka, Świnica Dobrym poszerzeniem tych informacji jest przeglądowa publikacja S. Kędzi (2015), podająca wyczerpujący rys hi- Abstract storyczny i merytoryczny tatrzańskich badań, w których za- gadnienia termiki odgrywają istotną rolę. Warto podkreślić, The paper presents an analysis of the time-dependent że badania relacji „temperatura – wieloletnia zmarzlina – variability of soil and air temperature, on the northeast- zmiany klimatu” znajdują się od lat w centrum uwagi wielu ern slope of Świnica peak and Kozia Dolinka valley in the międzynarodowych zespołów naukowych (np. Osterkamp Polish Tatra Mts. The continuous temperature monitoring i Romanovsky, 1999; Isaksen i in., 2011; Zhou i in., 2015). (measurements every two hours at depths of 0, -20, -50 cm and in the air) runs at three fixed stations. The stations Lokalizacja stanowisk i technika pomiarów are located on the similar height, but in different geomor- phological and physiographical conditions. Apart from Lokalizację stanowisk pomiarowych przedstawiono na the rather distinctive, local differences in soil temperature rycinie 1 (por. Mościcki, 2010). Znajdują się one na zbliżo- distribution between stations there was observed also nej wysokości (ok. 2000 m n.p.m.), na zboczach o podob- a marked variation in time, for the reported period. From nych nachyleniu i wystawie. Różnią się natomiast charak- the season 2011/12 an increase in the average temperature terem powierzchni i rodzajem „gruntu”. Stanowisko Sw1

sekcja1_03-06k2.indd 99 2016-06-08 12:17:42 100

Ryc. 1. Lokalizacja stanowisk pomiarowych (za: Mościcki, 2008 – zmodyfikowane): a. obszar badań na tle graniówki Tatr; b. lokalizacja stanowisk na Hali Gąsienicowej; c. zdjęcie lotnicze terenu badań; d. widok z Hali Gąsienicowej Fig. 1. General location of the measurement sites (after Mościcki, 2008 – modified): a. The area of research on the background of the Tatra Mts.; b. The location of the sites on Hala Gąsienicowa; c. The aerial photo of the study area; d. The view from Hala Gąsienicowa

położone jest na trawiastym stoku, Sw2 i Ko1 – wśród gła- czasowym i zapisywane w pamięci loggera Zeta-tec 4R. Raz zowisk lub piarżysk, a Ko1 (w Koziej Dolince) – w miejscu w roku, jesienią, loggery są wymieniane w celu odczytu da- występowania wieloletniej zmarzliny (Mościcki i Kędzia, nych. Bezwzględna dokładność oznaczeń temperatury nie 2001). Czujniki termistorowe mierzące temperaturę grun- jest gorsza niż ±0,2°C, przy rozdzielczości lepszej niż 0,03°C. tu umieszczone są na powierzchni oraz na głębokości 20 i 50 cm. Pozycja czujników nie była zmieniana w całym Analiza wybranych danych pomiarowych okresie prowadzenia obserwacji. Dodatkowy czujnik, w specjalnej osłonie, znajduje się na maszcie i mierzy tem- Największa dynamika zmian temperatury występuje peraturę powietrza (>-20,5°C) na wysokości 150~200 cm na stanowisku Ko1, a najmniejsza – na Sw1 (por. Mościc- ponad powierzchnią terenu. Pomiary temperatury (oporu ki, 2010). Głównymi czynnikami odpowiedzialnymi są termistorów) wykonywane są z dwugodzinnym krokiem tu charakter pokrywy terenu i budowa ośrodka przypo­-

sekcja1_03-06k2.indd 100 2016-06-08 12:17:43 101

wierzchniowego (odpowiednio: głazy, piarżysko vs trawa o warunki powierzchniowe – stanowisk Ko1 i Sw2 różni-­ i grunt drobnoziarnisty). Z obserwacji wynika, że stano- ca w średniej temperaturze ośrodka na głębokości 50 cm wisko Ko1 jest najczulsze na zmiany czasowe warunków przekracza 3°C. Dodatkowo temperatura średnia w oma- termicznych/klimatycznych. Te relacje dobrze widać na wianym okresie jest w Koziej Dolince ujemna (o czym rycinie 2, porównującej głębokościowo-czasowe rozkłady zapewne decyduje występowanie wieloletniej zmarzliny), temperatury w gruncie dla sezonów 2010/11 i 2012/13. a pod Świnicą – dodatnia. Jednocześnie, mimo zdecydo- Zmienność temperatury gruntu na stanowisku Sw1 okazu- wanej odmienności warunków powierzchniowych, zróż- je się mała, zwłaszcza w okresie zimowym, kiedy tylko na nicowanie średniej temperatury między stanowiskami Sw1 powierzchni terenu zarejestrowano temperaturę niewiele i Sw2 nie jest aż tak duże: wynosi niewiele ponad 0,5°C. niższą od -1°C. Głębiej w gruncie jest cieplej. W przypad- Interesująco przedstawia się zmienność średniej tempe- ku tego stanowiska nie widać też istotnej różnicy między ratury na głębokości 50 cm w sezonie zimowo-wiosennym porównywanymi sezonami pomiarowymi. Odmiennie wy-­ (7 listopada – 31 maja) w przedziale czasowym 2007–2014. glądają rozkłady temperatury na stanowisku Ko1. Tutaj Na rycinie 4a przedstawiono rozkład średniej temperatury różnica w temperaturze minimalnej sięga 3°C (w sezonie w poszczególnych sezonach wraz z odchyleniem standardo- 2010/11 było to -10,2°C, a w 2012/13 zrobiło się znacznie wym danych. Zdecydowanie wyróżnia się sezon 2013/14. cieplej: -7,4°C ). Omawiana odmienność stanowisk pomia- Był to okres najcieplejszy, ze średnią temperaturą o aż 2°C rowych Sw1, Sw2 i Ko1 dobrze odzwierciedla się w staty- wyższą od średniej siedmioletniej. Jednocześnie najniższe styce danych pomiarowych. Dla danych z okresu 2012/13, odchylenie standardowe wskazuje na relatywnie małą dy­na­- obejmujących niemal cały rok pomiarów, pokazuje to mikę zmian temperatury w tym czasie. Ekstremalny cha­ rycina 3. W tym sezonie pokrywa śniegowa nie przykryła rakter sezonu 2013/14 podkreślają również wartości naj- czujnika temperatury powietrza w Ko1 (zazwyczaj znaj- niższej temperatury zarejestrowanej w Koziej Dolince na duje się on przez pewien czas pod śniegiem) i wyjątkowo głę­bokości 50 cm (ryc. 4b). Najniższa temperatura sięg­nęła zarejestrował się jej całoroczny przebieg. Można zauwa- wówczas jedynie -5,7°C i była o blisko 3°C wyższa od śred- żyć, że w przypadku podobnie położonych – jeśli chodzi niej wieloletniej.

Ryc. 2. Rozkłady głębokościowo-czasowe temperatury w gruncie dla sezonów 2010/11 i 2012/13 Fig. 2. Depth-time sections of ground temperature for seasons 2010/11 and 2012/13

sekcja1_03-06k2.indd 101 2016-06-08 12:17:45 102

Ryc. 3. Podstawowe parametry statystyczne danych pomiarowych dla sezonu 2012/13 Fig. 3. Basic statistic parameters of the temperature data for the 2012/13 period

Ryc. 4. Temperatura gruntu w Koziej Dolince na głębokości 50 cm w sezonie zimowo-wiosennym (7 listopada–31 maja) w latach 2007–2014: a. średnia temperatura sezonowa (s – odchylenie standardowe); b. temperatura minimalna i maksymalna Fig. 4. Winter-spring (7 Nov–31 May) temperature at 50 cm depth in Kozia Dolinka valley for the 2007–2014 period: a. Mean temperature for the season (s – standard deviation); b. Minimum and maximum temperatures

sekcja1_03-06k2.indd 102 2016-06-08 12:17:46 103

Ryc. 5. Zmienność temperatury w Koziej Dolince na głębokości 50 cm pod koniec zimy Fig. 5. Temperature at 50 cm depth in Kozia Dolinka valley in the late winter – early spring

Z siedmioletnich obserwacji wynika, że występuje istot­ bliskim 0°C, może mieć różny przebieg. Bywa gwałtowne na zmienność terminu i dynamiki wiosennego „przemaka­ (jak w roku 2012) lub rozciągnięte w czasie (jak w roku 2008). nia” pokrywy śniegowej (ryc. 5). Wyraźne jest znaczne wy­- chłodzenie ośrodka przypowierzchniowego, znamienne Wnioski w kontekście obecności wieloletniej zmarzliny. Warto też zauważyć, że wiosenne „przemoknięcie” pokrywy śniegowej, W Koziej Dolince średnia temperatura gruntu na głę-­ prowadzące do wyrównania się temperatury na poziomie bokości 50 cm wynosi w okresie zimowo-wiosennym

sekcja1_03-06k2.indd 103 2016-06-08 12:17:48 104

-4,5°C (lata 2007–2014). W sezonie 2013/14 wzrosła ona Kędzia S., 2015, Zarys historii badań przemarzania gruntu o 2°C. i wieloletniej zmarzliny w polskiej części Tatr (An outline W sezonach 2012/13 i 2013/14 zaobserwowano wzrost of the history of ground freezing and permafrost research najniższej temperatury gruntu na głębokości 50 cm w Ko- in the Polish Tatra Mountains), „Przegląd Geograficzny” ziej Dolince do poziomu odpowiednio -7,4 i -5,7°C, przy 2015, 87(1): 5–21. średniej wieloletniej -9,1°C. Mościcki W. J., 2008, Temperature regime on northern slopes Występuje znaczne zróżnicowanie dynamiki i przebie­ of Hala Gąsienicowa in the Polish Tatra Mts. and its gu czasowego wiosennego „przemoknięcia” pokrywy śnie­- relationship to permafrost, „Studia Geomorphologica gowej. Carpatho-Balcanica”, 42: 23–40. Mościcki W. J., 2010, Temperatura na NE stoku Świnicy Praca została zrealizowana w ramach działalności sta- i w Koziej Dolince w Tatrach w okresie 2007–2009 [w:] Ko­- tutowej AGH, umowa 11.11.140.645. ­tarba A. (red.), Materiały IV Konferencji „Przyroda Ta­ Financial support of this work from the fund of the trzańskiego Parku Narodowego a Człowiek”. Zakopane, AGH University of Science and Technology, from project 14–16 października 2010, t. 1: Nauki o Ziemi, Zakopane, No.11.11.140. 645 is kindly acknowledged. Tatrzański Park Narodowy: 103–110. Mościcki W. J., Kędzia S., 2001, Investigation of mountain Literatura permafrost in the Kozia Dolinka valley, Tatra Mountains, Poland, „Norsk Geografisk Tidsskrift”, 55: 1–6. Isaksen K., Ødegård R. S., Etzelmüller B., Hilbich Ch., Osterkamp T. E., Romanovsky V. E., 1999, Evidence for war­ Hauck Ch., Farbrot H., Eiken T., Hygen H. O., Hipp T. F., ming and thawing of discontinuous permafrost in Alaska, 2011, Degrading mountain permafrost in Southern Nor­ „Permafrost and Periglacial Processes”, 10: 17–37. way: spatial and temporal variability of mean ground Zhou X., Buchli T., Kinzelbach W., Stauffer F., Spring-­ temperatures, 1999–2009, „Permafrost and Periglacial man S. M., 2015, Analysis of thermal behaviour in the Processes”, 22: 361–377. active layer of degrading mountain permafrost, „Perma- frost and Periglacial Processes”, 26(1): 39–56.

sekcja1_03-06k2.indd 104 2016-06-08 12:17:48 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Inwentaryzacja jaskiń TPN prowadzona przez Krakowski Klub Taternictwa Jaskiniowego w latach 2010–2014

Documentation of Tatra National Park caves managed by Cracow Caving Club in years 2010–2014

Jakub Nowak

Krakowski Klub Taternictwa Jaskiniowego, ul. Narzymskiego 5/2, 31-463 Kraków, e-mail: [email protected], [email protected]

Streszczenie Wstęp

Od 1998 r. Krakowski Klub Taternictwa Jaskiniowego Pionierem eksploracji jaskiń Tatr był Jan Gwalbert Paw­- prowadzi systematyczną eksplorację i dokumentację ja­- likowski, który w 1887 r. opublikował Podziemne Koście­ skiń na terenie Tatrzańskiego Parku Narodowego. W la­- liska i opisał znane wcześniej, a także nowe jaskinie. Sche­ tach 2010–2014 działalność ta dotyczyła głównie rejonu matyczne plany pioniera taternictwa jaskiniowego wyko- Doliny Kościeliskiej. Odkryto lub zinwentaryzowano 7 nie-­ rzystywano przez wiele lat. Kolejnym ważnym odkrywcą wielkich obiektów, a w Jaskini Poszukiwaczy Skarbów od­ jaskiń tatrzańskich był Mariusz Zaruski, działający na tym kryto 20 m (łącznie ma ona 350 m długości). W Jaskini polu w latach 1907–1914. We wskazanym okresie rozpo­ Czarnej zmierzono 432 m ciągów pominiętych w trakcie częli działalność również Tadeusz i Stefan Zwolińscy; dru-­ pomiarów prowadzonych przez zespół Polskiego Towarzy- gi z nich przez wiele lat prowadził eksplorację z niespoty- stwa Przyjaciół Nauk o Ziemi w 1995 r. W ten sposób Ja- kaną dotąd konsekwencją i wielkim rozmachem. Po II woj­- skinia Czarna osiągnęła ok. 6972 m długości. Na klubowej nie światowej zainteresowanie jaskiniami szybko rosło, stronie internetowej www.kktj.pl znajduje się zestawienie co zaowocowało wydaniem inwentarza (Kowalski, 1953) tatrzańskich jaskiń oparte na oryginalnych publikacjach i tworzeniem kolejnych klubów. Historię poznania jaskiń z literatury fachowej. Z zestawienia wynika, że w Tatrach tatrzańskich podsumował W. Siarzewski (2002). Polskich znanych jest 859 jaskiń o łącznej długości prze- Krakowski Klub Taternictwa Jaskiniowego (KKTJ) po- kraczającej 132,5 km. wstał w 1966 r. Niemal od początku Tatry są jednym z głów­- nych celów jego działalności. W następnych latach KKTJ Słowa kluczowe: Tatry, jaskinie, eksploracja, doku- miał istotny udział w poznaniu takich jaskiń, jak Bańdzioch mentacja, KKTJ Kominiarski, Czarna, Psia, Jaskinia za Siedmiu Progami, Kozia, Kasprowa Niżnia, Jędrusiowa Dziura. Historię klu-­ Abstract bu dokumentują kolejne zeszyty pism „Eksplorancik” i „Jam­- nik”. Jego dzieje częściowo podsumował J. Nowak (2001). Since 1998 Cracow Caving Club manage exploration Podczas poprzedniej Konferencji Tatrzańskiej ten sam au- and documentation of caves in Tatra National Park. In years tor przedstawił eksplorację w latach 1998–2010. 2010-2014 it took place in Kościeliska valley. During the years 7 small caves were documented. After exploration in Materiał i metody Poszukiwaczy Skarbów Cave it’s length is 350 meters. In the Czarna Cave 432 meters of corridors were documented, Obszar badań prowadzonych w okresie 2010–2014 obej-­ which were omitted during documentation in year 1995. mował ogólnie rejon Doliny Kościeliskiej – razem z Doliną In that way Czarna Cave is about 6972 m long. At Cracow Miętusią, Doliną Mułową i Wąwozem Kraków. Działa­ ln­ ość Caving Club website – www.kktj.pl is the list of known terenowa polegała na poszukiwaniu nowych ja­skiń, eks­- Tatra caves. There is 859 caves with total lenght more than ploracji obiektów już znanych oraz ich dokumentowaniu. 132,5 km. W trudniejszym terenie stosowano odpowiednie­ techni­ki taternictwa. Część spośród siedmiu zin­wen­tary­­­zo­wa­nych Keywords: Tatras, caves, exploration, documentation, jaskiń była już znana, o czym świadczyły ślady poprzed- Cracow Caving Club ników, którzy albo zwiedzali te obiekty przypadkowo,

sekcja1_03-06k2.indd 105 2016-06-08 12:17:48 106

albo uznawali je za zbyt małe, by je dokumentować. Podczas jakiś czas wyniki ich prac uzupełniają bazę danych na stro- inwentaryzacji za jaskinię przyjęto na­turalną próżnię skalną nie WWW Państwowego Instytutu Geologicznego (PIG). o długości ≤3 m. W przypadku okapów dokumentowano Planowane jest wydanie kolejnych tomów uzupełnień in- te, których głębokość (odległoś­ ć od krawędzi okapu w głąb wentarza jaskiń TPN (Recielski, inf. ustna). skały) wynosiła przynajmniej 3 m, a wysokość nie prze- Równolegle prace terenowe prowadzili członkowie kraczała głębokości i które oprócz spągu były ograniczone KKTJ. W 2010 r. w okolicy Ździarów zinwentaryzowano z trzech stron. Kryteria inwentaryzacji małych obiektów Schron w Organach i Komin w Ździarach, a na Żarze – autor opisał dokładniej w innym artykule (Nowak, 2013a). Kuński Schron (Nowak, 2011a, 2011b). W tym miejscu Pomiary wykonywano metodą ciągu azymutalnego należy skomentować wyraźnie odmienne parametry Ko- przy użyciu zestawu suunto i taśmy z włókna szklanego. mina w Ździarach podawane na stronie WWW PIG-u. Opis jaskini zawierał: nazwę, wysokość n.p.m., wysokość Autorka – Izabella Luty podaje 27 m długości przy 19,5 m nad dnem doliny, długość, głębokość (deniwelację), po- przewyższenia i 16,5 m deniwelacji (sic!). Samo poda- łożenie, morfologiczny opis obiektu, opis klimatu, flory nie deniwelacji mniejszej od przewyższenia wskazuje na i fauny, historię poznania, plan, przekrój, fotografie. Ze problemy metodyczne albo błąd redakcji strony WWW. względu na niedostateczne kompetencje zwykle pomijano Wynika to z wliczenia do długości jaskini komina prowa- opis geologiczny. Aby nie wprowadzać zamieszania, nie dzącego do jej otworu. Tymczasem jest to komin w sensie uwzględniano numeru inwentarzowego – zostawiono to wspinaczkowym – zbyt szeroko otwarty do powierzchni stosownym instytucjom, które w tym czasie również mogły („z boku”), aby uznać formę za podziemną, jaskiniową. Au- prowadzić prace na wskazanym terenie. Prace prowadzono tor niniejszej pracy uważa to za błąd metodyczny, którego ze środków własnych członków klubu. konsekwentne powielanie może doprowadzić do równie kuriozalnych sytuacji. Podobne i inne problemy inwenta- Wyniki ryzacyjne opisał Nowak (2013a). W roku 2011 kontynuowano eksplorację w Jaskini Wyniki prac przedstawia tabela 1. Obok nazwy obiektu Poszukiwaczy Skarbów, wskutek czego jej długość wzrosła podano aktualną długość i deniwelację, długość odkrytych do 350 m (Nowak, 2011c). Zinwentaryzowano także Okap korytarzy i – jeśli nie było to odkrycie – długość zmierzo- w Ździarach i Dziurę w Ździarach Wyżnią (Nowak, 2011d). nych (zinwentaryzowanych) ciągów. Dwa lata później I. Luty zmierzyła m.in. Dziurę w Ździa- rach Wyżnią; ponownie zawyżyła jej długość i błędnie za- Dyskusja łożyła, że autor niniejszej pracy nie zwiedził całości. W latach 2012–2014 przeprowadzono kilka wejść do Wydanie 10 tomów Jaskiń Tatrzańskiego Parku Na­ Jaskini Czarnej, dzięki którym znacząco uzupełniono jej rodowego (Grodzicki, 1991–2002) oraz ich uzupełnień dokumentację (Nowak, 2012a, 2012c, 2014). W 2012 r. (Grodzicki, 2004) i zestawień (Grodzicki, 2006) zakończyło zmierzono ciąg przed Salą Francuską (120 m) i ciąg pod ważny etap w dokumentacji jaskiń Tatr. Praca autorów za- Salą Francuską (80 m), mający połączenie z Partiami Tehu- trudnianych przez warszawski oddział Polskiego Towarzy- by. Następnie zmierzono Kominy nad Salą Łukową (100 m) stwa Przyjaciół Nauk o Ziemi (PTPNoZ) trwa nadal – co i właściwy Komin Herkulesa (100 m). W 2013 r. eks­plo­-

Tab. 1. Jaskinie zinwentaryzowane przez Krakowski Klub Taternictwa Jaskiniowego w latach 2010–2014 Tab. 1. Caves documented by Cracow Caving Club in years 2010–2014

Lp. Obiekt jaskiniowy Długość [m] Deniwelacja [m] Odkryte Zinwentaryzowane

Dolina Kościeliska – wschodnie zbocze 1 Schron w Organach 3,7 3,7 2 Komin w Ździarach 4,7 3,9 4,7 3 Kuński Schron 6,5 0,5 6,5 4 Okap w Ździarach 4 4 5 Dziura w Ździarach Wyżnia 5 3 5 6 Jaskinia Czarna ok. 6972 303,5 20 432 7 Okno pod Sikawką 3,5 1 3,5 Wąwóz Kraków 8 Jaskinia Poszukiwaczy Skarbów 350 30,2 20 Dolina Mułowa 9 Korytarz pod Ciemniakiem 8 1,3 8

sekcja1_03-06k2.indd 106 2016-06-08 12:17:48 107

Ryc. 1. Fragment przekroju Jaskini Czarnej (Grodzicki, 1995) z wyróżnionymi ciągami zmierzonymi w latach 2012–2014 Fig. 1. Part of Czarna Cave section (Grodzicki, 1995) with highlighted corridors documented in years 2012–2014

ro ­wano Studnię pod Kałużą, a rok później zmierzono ten Zwolińskiego; Tabaczyński i Dudziński, www.geoportal.pgi. ciąg (32 m; ryc. 1). Dzięki pracom KKTJ długość Jaskini gov.pl). Tropienia niedźwiedzi pozwalają odkryć jaskinie Czarnej można obecnie szacować na 6972 m. używane jako gawry (Zwijacz Kozica i Zięba, 2011). Nową Niestety bardzo krytycznie należy ocenić jakość doku- dokumentację zyskały jaskinie turystyczne: Smocza Jama, mentacji PTPNoZ dotyczącej Jaskini Czarnej (Grodzicki, Dziura, Mroźna, Raptawicka, Mylna i Obłazkowa (Filar, 1995). O ile Partie Tehuby zmierzone pod kierownictwem 2014a, 2014c, 2014e). Dzięki dokładnym pomiarom Jaski-­ I. Luty i Partie Wawelskie zestawione przez S. Kotarbę bardzo ni Mylnej i Obłazkowej udało się połączyć oba obiekty dobrze oddają rzeczywistość, o tyle ciąg główny miejscami w jeden system (Filar, 2014d). Niewielkie domiary miały przypomina szkic pamięciowy. Na tym odcinku pominię- też miejsce w Jaskini Wielkiej Litworowej (Ganszer, 2014). to wiele (jeśli nie większość) istotnych ciągów bocznych, Powyższe wyniki wskazują, że potencjał eksploracyjny przekręcono i przemieszczono wiele nazw historycznych tatrzańskich jaskiń jest wciąż duży, a najnowsze odkrycia nadanych przez odkrywców, a jeden z najobszerniejszych wymagają bieżącej dokumentacji. Nie można również za- ciągów – Korytarz Żyrafowy – przedstawiono jako pomniej- pomnieć o potrzebie uzupełniania dokumentacji obiektów szą rurę. W ten sposób najnowsza dokumentacja Jaskini znanych, takich jak wspomniana Jaskinia Czarna, system Czarnej jest miejscami gorsza od tzw. planu wrocławskiego jaskiń Jędrusiowych czy jaskinie w Kominiarskim Wierchu z początku lat 60. XX w., a jedna z największych, najpopu- (Nowak, 2010). larniejszych i najważniejszych jaskiń w Polsce ma najgorszą dokumentację. W dobie nowoczesnych metod pomiarowych Literatura warto byłoby uzupełnić tę białą plamę w dokumentacji. Eksploracja powierzchniowa w 2013 r. pozwoliła wy- Dudziński K., 2013, Pomiary w Jaskini Goryczkowej, „Jaski­ jaśnić zawiłości historyczne związane z rejonem Sikawki nie”, 70: 6–7. i zinwentaryzować Okno pod Sikawką (Nowak, 2013b). Filar F., 2011a, Wschodnie ciągi Śnieżnej Studni, „Jaskinie”, W roku 2014 zinwentaryzowano Korytarz pod Ciemnia- 64: 26–27. kiem (Nowak, 2014a). Wieloletnie obserwacje kręgowców Filar F., 2011b, Kolejny Komin w Siwym Kotle, „Jaskinie”, w jaskiniach Tatr i Polski podsumował Nowak (2012b). 65: 6. W omawianym okresie eksplorację prowadziły także Filar F., 2013a, Jaskinia Siwy Kocioł (Szczepanowy Lej), „Ja­ inne kluby. Najnowszych odkryć dokonano w Śnieżnej Stud- skinie”, 70: 33–37. ni (Filar, 2011a, 2013b, 2014b), Siwym Kotle (Filar, 2011b, Filar F., 2013b, Śnieżna Studnia – kominy na Dzikim Zacho­ 2013a, 2013c), nowej Szczelinie Miętusiej (Sienkiewicz, dzie, „Jaskinie”, 71: 23. 2012), Jaskini Hardej (Surmacz, 2013), Goryczkowej (Du- Filar F., 2013c, Kolejne metry w Siwym Kotle, „Jaskinie”, dziński, 2013), Koprowej Studni i Jaskini Świstaczej (Soja 73: 28–29. i Szczygieł, 2013), Jaskini Lodowej Miętusiej (Sienkiewicz, Filar F., 2014a, Powtórne pomiary jaskiń udostępnionych 2013, 2014) oraz Jaskini Zwolińskiego (wcześniej – Grotka turystycznie w TPN, „Jaskinie”, 74: 8.

sekcja1_03-06k2.indd 107 2016-06-08 12:17:48 108

Filar F., 2014b, Najwyższy komin w tatrzańskich jaskiniach, Nowak J., 2010, Inwentaryzacja jaskiń TPN prowadzona „Jaskinie”, 74: 31. przez Krakowski Klub Taternictwa Jaskiniowego w latach Filar F., 2014c, Nowa dokumentacja Jaskini Raptawickiej, 1998–2010 [w:] Kotarba A. (red.), Nauka a zarządzanie „Jaskinie”, 75: 26–27. obszarem Tatr i ich otoczeniem, t. 1: Nauki o Ziemi, Kra- Filar F., 2014d, System Jaskini Mylnej i Obłazkowej, „Jaski- ków–Zakopane, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk nie”, 76: 35. o Ziemi, Tatrzański Park Narodowy: 115–122. Filar F., 2014e, Nowa dokumentacja Jaskini Mroźnej, „Ja- Nowak J., 2011a, Dolina Kościeliska 2010, „Jaskinie”, 62: skinie”, 77: 28–29. 27–28. Ganszer J., 2014, Jaskinia Wielka Litworowa – Partie za Bi­ Nowak J., 2011b, KKTJ w Tatrach w latach 2006–2010, wakiem, „Jaskinie”, 76: 34. „Jamnik – 45 lat KKTJ”: 14–22. Grodzicki J. (red.), 1991, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­ Nowak J., 2011c, Poszukiwaczy Skarbów plus 20 m, „Jaski- rodowego, t. 1: Jaskinie Doliny Chochołowskiej i dolinek nie”, 64: 6. reglowych, Warszawa. Nowak J., 2011d, Ździary, „Jaskinie”, 65: 30. Grodzicki J. (red.), 1993a, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­- Nowak J., 2012a, Z archiwum „J”, cz. V. Białe plamy w Ja­ rodowego, t. 2: Jaskinie zachodniego zbocza Doliny Ko­ skini Czarnej, „Jaskinie”, 67: 20–22. ścieliskiej, Warszawa. Nowak J., 2012b, Kręgowce w jaskiniach Polski, „Prądnik”, Grodzicki J. (red.), 1993b, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­- 22: 157–178. rodowego, t. 3: Jaskinie wschodniego zbocza Doliny Ko­ Nowak J., 2012c, Z archiwum „J”, cz. VI. Jaskinia Czarna ścieliskiej, Warszawa. 50 lat później, „Jaskinie”, 69: 29–30. Grodzicki J. (red.), 1994, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­ Nowak J., 2013a, Co mierzyć?, „Jaskinie”, 72: 28–29. rodowego, t. 5: Jaskinie Wąwozu Kraków, Warszawa. Nowak J., 2013b, Z archiwum „J”, cz. VII. Sikawka, „Jaski- Grodzicki J. (red.), 1995, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­- nie”, 74: 27–28. rodowego, t. 4: Wielkie jaskinie Doliny Kościeliskiej, Nowak J., 2014a, Korytarz pod Ciemniakiem, „Jaskinie”, Warszawa.­ 77: 29. Grodzicki J. (red.), 1996, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­- Nowak J., 2014b, Jaskinia Czarna – Studnia pod Kałużą, rodowego, t. 6: Jaskinie zachodniego zbocza Doliny Mię­ „Jaskinie”, 77: 30. tusiej, Warszawa. Siarzewski W., 2002, Dzieje poznania jaskiń tatrzańskich Grodzicki J. (red.), 1999, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­- [w:] Grodzicki J. (red.), Jaskinie Tatrzańskiego Parku rodowego, t. 7: Jaskinie wschodniego zbocza Doliny Mię­ Narodowego, t. 9: Wielkie Jaskinie Doliny Małej Łąki, tusiej, Warszawa. Warszawa: 9–35. Grodzicki J. (red.), 2000, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­ Sienkiewicz P., 2012, Szczelina Miętusia. Nowa jaskinia w Ka­- rodowego, t. 8: Jaskinie Doliny Małej Łąki, Warszawa. ­zalnicy Miętusiej, „Jaskinie”, 68: 20–21. Grodzicki J. (red.), 2002a, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­- Sienkiewicz P., 2013, Aktualności z Jaskini Lodowej Miętu­ rodowego, t. 9: Wielkie jaskinie Doliny Małej Łąki, War­ siej, „Jaskinie”, 72: 18. szawa. Sienkiewicz P., 2014, Jaskinia Lodowa Miętusia – zestawie­ Grodzicki J. (red.), 2002b, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­- nie, „Jaskinie”, 74: 30. rodowego, t. 10: Jaskinie Doliny Kondratowej, Bystrej, Go­- Soja E., Szczygieł J., 2013, Koprowa Studnia i Jaskinia Świ­sta­- ryczkowej, Kasprowej, Jaworzynki oraz Jaskinie Polskich cza – uzupełnienie i nowości z rejonu Koprowego Żle­bu, Tatr Wysokich, Warszawa. „Jaskinie”, 70: 30–32. Grodzicki J. (red.), 2004, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­ Surmacz J., 2013, Jaskinia Twarda w Tatrach – krótka histo­ rodowego. Uzupełnienia, Warszawa. ria odkrycia, „Jaskinie”, 70: 4. Grodzicki J. (red.), 2006, Jaskinie Tatrzańskiego Parku Na­ www.geoportal.pgi.gov.pl/portal/page/portal/jaskinie_pol- rodowego. Zestawienia, Warszawa. ski. Kowalski K., 1953, Jaskinie Polski II, Warszawa. Zwijacz Kozica T., Zięba F., 2011, Gawra na gawrze, „Tatry”, Nowak J., 2001, Historia KKTJ, „Jamnik – 35 lat KKTJ”: 37: 36–40. 5–12.

sekcja1_03-06k2.indd 108 2016-06-08 12:17:48 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Budowa geologiczna Tatr w nawiązaniu do nowej Szczegółowej Mapy Geologicznej Tatr w skali 1:10 000 (SMGT)

Geological structure of Tatra Mountains with reference to the new Detailed Geological Map of Tatra Mountains at scale 1:10 000

Krystyna Piotrowska

Państwowy Instytut Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa, e-mail: [email protected]

Streszczenie complementary geological and geophysical fieldwork, labo- ratory work and on existing cartographic elaborations. The Szczegółowa Mapa Geologiczna Tatr w skali 1:10 000 map was created in GIS technology, in National Coordinate (SMGT) jest mapą seryjną opracowywaną w Państwowym System of Poland – ‘1992’. The map compilation begun in Instytucie Geologicznym – Państwowym Instytucie Badaw- 2005. During explorations and cartographic work it was czym (PIG–PIB) we współpracy z geologami słowackimi necessary to resolve many geological issues in the field of (Štátni geologický ústav Dionýza Štúra, ŠGÚDŠ). Mapa tectonics and stratigraphy. The systematics of structural opiera się na uzupełniających terenowych badaniach geo- units was ordered, distinguishing: nappes, partial nappes logicznych, geofizycznych i laboratoryjnych oraz na istnie- and imbrications. In base of the results of Slovak geologists, jących materiałach kartograficznych. Została opracowana early distinguished strazowska nappe was included to nappes, numerycznie na podkładzie geodezyjnym „1992” w tech- deriving from Hronikum zone, in this case to choczanska nologii GIS. W czasie badań i prac kartograficznych, pro- nappe (upper wooded). Within kriznianska nappe (lower wadzonych od 2005 r., konieczne okazało się rozwiązanie wooded) two litostratigraphic sequences was marked out, wielu problemów z zakresu tektoniki i stratygrafii. Na bazie distinguished by the geological profile (lower sequence wyników badań geologów słowackich wyróżnioną wcze- of Suchy Wierch and upper sequence of Bobrowiec). The śniej płaszczowinę strażowską włączono do płaszczowin ranges of outcrops of lower and middle Triassic and lower wy­wodzących się ze strefy Hronikum – do płaszczowiny Jurassic was verified. The new stratigraphy was submitted choczańskiej (reglowej górnej). Uporządkowano systema- for Pleistocene and Holocen sediments. tykę jednostek strukturalnych: wyróżniono płaszczowiny, płaszczowiny cząstkowe i łuski. W obrębie płaszczowiny Keywords: Tatra Mountains, tectonics, nappe, imbri- kriżniańskiej (reglowej dolnej) wyodrębniono dwie sek­wen­ cation cje litostratygraficzne, różniące się wykształceniem (niż­- sza – sekwencja Suchego Wierchu, wyższa – Bobrowca). Zwe­- Wstęp ryfikowane zostały zasięgi wychodni wierchowego triasu dolnego oraz reglowego kajpru i retyku. Wprowadzono Historia poglądów na temat struktur tatrzańskich jest bardziej szczegółowe wydzielenia, np. w reglowym triasie niezwykle interesująca – od najstarszych interpretacji aż po środkowym i jurze dolnej. W odniesieniu do osadów plej- czasy współczesne. Można wymienić kilka najważniejszych stocenu i holocenu przedstawiono nową stratygrafię. zdarzeń rzutujących na rozwój tych poglądów. Spokojny obraz antyklin i synklin uległ rewolucji za sprawą Lugeona Słowa kluczowe: Tatry, tektonika, płaszczowiny, łuski (1903). Jego interpretacje nasunięć płaszczowinowych, przy- jęte w Alpach i zastosowane w Tatrach, zostały zaakcepto- Abstract wane przez geologów, jakkolwiek zdarzały się głosy wątpiące w nasunięcia (jeszcze nawet w drugiej połowie XX w.). The Detailed Geological Map of Tatra Mountains at scale Nazwy jednostek reglowych, czyli „reglowa dolna” i „re­- 1:10 000 (DGMT) is a map series compiled in Polish Geo- glowa górna”, wprowadzono w pierwszej połowie XX w. logical Institute – National Research Institute (PGI–NRI) (Rabowski i Goetel, 1925; Goetel i Sokołowski, 1930; Ma- in cooperation with Slovak geologists from State Geologi- tejka i Andrusov, 1930, 1931; Rabowski, 1954). Z kolei cal Institute of Dionýz Štúr (SGIDS). The map is based on nazwy „kriżniańska” i „choczańska”, a także „płaszczowina

sekcja1_03-06k2.indd 109 2016-06-08 12:17:48 110

cząstkowa Bobrowca” – mowa o płaszczowinie wywodzą- (śródziemnomorskiej). Z basenu Tatrikum wywodzą się cej się z kriżniańskiej, reglowej dolnej (Andrusov, 1936) – sekwencja autochtoniczna i płaszczowiny wierchowe, z Fa­ wprowadzili geolodzy słowaccy w nawiązaniu do innych trikum – płaszczowina reglowa dolna (kriżniańska), a z Hro­- pasm górskich wewnętrznych Karpat. Tym reglowym jed­- nikum – płaszczowina choczańska. nostkom facjalnym odpowiadają płaszczowinowe jednost­ki Najniższe położenie zajmuje obecnie wierchowa se- strukturalne. Przez pewien czas wyróżniano także płaszczo­ kwencja autochtoniczna, która spoczywa w kontakcie se- winę reglową górną – strażowską (Kotański, 1974, 1985; dymentacyjnym na trzonie krystalicznym metamorficznym Mahel, 1983), jednakże w nowszych opracowaniach została i granitoidowym. W obrębie tej sekwencji w profilu lito- ona włączona do płaszczowiny choczańskiej. Wierchowe stratygraficznym obserwuje się wyprasowania, zluźnienia, jednostki strukturalne nazywano fałdami, np. fałd Giewon- przemieszczenia międzywarstwowe, luki, lokalne sfałdo- tu, fałd Czerwonych Wierchów (Limanowski, 1911), jed- wania i złuskowania. Przykładem może być łuska Stołów nakże ze względu na brak bezpośrednich związków z ob-­ (określana dawniej jako skręt Stołów) lub paraautochto- szarem (autochtonicznym), z którego zostały one oderwa- niczny fałd Stołów pod Ciemniakiem. Łuska Stołów została ne wskutek ścięcia lub odkłucia, nazwa powinna brzmieć sfałdowana, złuskowana, „rozsmarowana” i nasunięta na „płaszczowiny wierchowe”. płaszczowinę Czerwonych Wierchów. Tym samym doszło Kolejne badania strukturalne podkreśliły znaczenie do zaburzenia sekwencji strukturalnej, gdyż autochtonicz- tek­toniki nieciągłej – uskoków i większych stref uskoko- na łuska Stołów fragmentarycznie przykryła wyższą od wych. Równocześnie w obrębie płaszczowin wierchowych autochtonu płaszczowinę Czerwonych Wierchów. i reglowych wyróżniono płaszczowiny cząstkowe, łuski, Innym przykładem jest łuska Kominiarskiego Wierchu płaty, skręty itp. (Guzik, 1959, 1963; Guzik i Kotański, 1963; (ryc. 1) w obrębie sekwencji autochtonicznej Kominów Tyl­- Kotański, 1963, 1965a, 1965b). Impulsem do wydzielenia kowych. Dawniej używano określenia „skręt”, jednak termin płaszczowin cząstkowych i łusek było stwierdzenie licznych „łuska” wydaje się właściwszy, gdyż łuska Kominiarskiego zluźnień, wyprasowań, odkłuć i luk w obrębie pierwotnych Wierchu, zbudowana z triasu środkowego, nie ma bezpo­ jednostek strukturalnych przemieszczanych w górnej kre- średniego połączenia z sekwencją autochtoniczną, lecz dzie, w fazie subhercyńskiej – śródziemnomorskiej (Ra- kon­taktuje z nią po powierzchni nasunięcia. Sekwencje au­ bowski, 1925, 1931; Rabowski i Goetel, 1925; Goetel i Soko- tochtoniczne mają strome i pionowe upady, a łuska Komi­ łowski, 1930; Matejka i Andrusov, 1930, 1931; Birkenmajer, niarskiego Wierchu leży na nich prawie poziomo. Kolejny 1953, 1958; Andrusov, 1958; Kotański, 1959, 1961). przykład to jednostka Świerkul (Jaroszewski, 1957), obecnie: Obecnie na Szczegółowej mapie geologicznej Tatr w skali łuska Świerkul, składająca się z różnej wielkości zdeformo- 1:10 000 (SMGT) zastosowano następujące nazewnictwo: wanych bloków triasu, kajpru, malmo-neokomu i urgonu płaszczowiny, płaszczowiny cząstkowe i łuski. Pozostawio- nasuniętych na kredę sekwencji autochtonicznej. Na łuskę no od dawna używaną nazwę „autochton”, określającą sedy- Świerkul, pierwotnie połączoną z sekwencją autochtonicz- menty osadzone na podłożu krystalicznym, choć lokalnie ną (o czym świadczą osady kajpru i liasu, których nie ma mogły one ulec niewielkim przemieszczeniom. w płaszczowinach wierchowych), nasunięta jest w części wschodniej płaszczowina Czerwonych Wierchów, a w części Budowa geologiczna zachodniej – płaszczowina cząstkowa Bobrowca, należąca do płaszczowiny kriżniańskiej (reglowej dolnej). Łuska Świer­- Podłoże sekwencji osadowych Tatr to skały metamor- kul rozciąga się od Doliny Chochołowskiej do Doliny Ko-­ ficzne wieku od prekambru do karbonu. W czasie oroge- ścieliskiej, a następnie od Hali Pisanej do Upłazkowej Prze­- nezy waryscyjskiej (dewon–karbon) w te skały intrudowała łęczy pod Wysoką. W innym miejscu – na przełęczy Lilio- magma granitoidowa, tworząc batolit Tatr Wysokich oraz we – obserwować można bardzo silnie złuskowaną sekwencję mniejsze intruzje (dajki i sille) w Tatrach Zachodnich. In- autochtoniczną. W pełnym wykształceniu sekwencja ta wy- truzjom towarzyszyły procesy metamorficzne, nakładające stępuje na południowych zboczach Doliny Cichej; ciąg­nie się na wcześniejsze deformacje. W permie obszar tatrzański się od Ciemniaka do przełęczy Liliowe. W Dolinie Cichej re- ulegał denudacji, jedyne ślady to zlepieńce koperszadzkie prezentowane są wszystkie osady od triasu dolnego do kredy (medodolskie – po słowackiej stronie), zachowane szcząt- o miąższości ok. 600 m. Jednak na przełęczy Liliowe tylko kowo. Osady mezozoiczne spotykane obecnie w Tatrach najstarsze, najbardziej odporne piaskowce kwarcowe triasu pow­stawały w kilku strefach paleogeograficznych basenów dolnego zachowały pierwotną miąższość, a inne osady, mniej północnej Tetydy. Ukształtowały się baseny o kierunku odporne, zachowały się w postaci drobnych łusek, poroz- wschód–zachód. Północne położenie zajmował basen Ta- dzielane strefami wyprasowań i ślizgów. Łączna miąższość trikum, bardziej południowe – basen Fatrikum, a dalej na złuskowanej sekwencji autochtonicznej na przełęczy Liliowe południowy zachód znajdował się basen Hronikum. Poło- wynosi ok. 40 m. Tak silną redukcję miąższości w tym i in- żenie paleogeograficzne basenów i zmienność warunków nych miejscach dawniej tłumaczono ograniczoną sedymen- sedymentacji to przyczyny różnic w wykształceniu litolo- tacją w różnych częściach basenu. Płaszczowiny wierchowe gicznym. Sedymentacja w oceanie Tetydy trwała od triasu nasuwały się na osadową pokrywę trzonu krystalicznego, do turonu (kreda górna). W tym czasie lokalnie zdarzały się której powierzchnia morfologiczna była zróżnicowana. wynurzenia, zwłaszcza w obszarze wierchowym. Po turonie Od zachodu ku wschodowi w Tatrach wyróżnia się ko- nastąpiły ruchy orogenezy alpejskiej – fazy subhercyńskiej lejno: elewację Palatyńskiego, depresję Bobrowca, elewację

sekcja1_03-06k2.indd 110 2016-06-08 12:17:48 111

Ryc. 1. Łuska Kominiarskiego Wierchu (wizualizacja przestrzenna fragmentu arkusza Schronisko Ornak – SMGT 1:10 000) Fig. 1. Kominiarski Wierch imbrication (visualization of apart of the Ornak sheet – DGMT 1:10 000).

Kominów Tylkowych, depresję Goryczkowej, elewację Ko­ Płaszczowina Giewontu szystej, depresję Szerokiej Jaworzyńskiej i elewację Jagnię- Jest to płaszczowina ze ścinania. W jej najniższych czę­ cego (Limanowski, 1911; Kotański, 1961). ściach znajdują się skały krystaliczne i spoczywające na nich sekwencje osadowe. Na Twardym Upłazie, Małołącz- Płaszczowina Czerwonych Wierchów niaku i Kopie Kondrackiej skały krystaliczne tworzą czapki Płaszczowina ta spoczywa na sekwencji autochtonicz- tektoniczne (ryc. 3). nej. Najpełniejszy profil znajduje się w masywie Czerwo- Spoczywają one na płaszczowinie Czerwonych Wier- nych Wierchów, między wierzchołkiem Ciemniaka a Kopą chów, a miejscami – na łusce Stołów. Pełna sekwencja płasz- Kondracką. Omawiana płaszczowina została odkłuta w cza- czowiny Giewontu występuje na Giewoncie i jego grzbiecie. sie fazy subhercyńskiej orogenezy alpejskiej w osadach Najniższe położenie w profilu mają skały krystaliczne, piaskowców i łupków triasu dolnego. W trakcie transportu na których w kontakcie sedymentacyjnym leżą osady od doszło do rozbicia jednolitej płaszczowiny na dwa elementy piaskowców kwarcowych do turonu kredy górnej (z luką strukturalne: północny – Organów i południowy – Ździa- sedymentacyjną od anizyku do bajoru). Skały krystaliczne rów. Znano je od dawna i określano jako fałdy synklinalne określano dawniej jako „jądro krystaliczne Giewontu/ Go- lub jednostki Ździarów i Organów (Rabowski, 1931; Ko- ryczkowej” bądź „wyspę krystaliczną Goryczkowej”. Płasz- tański, 1959, 1965a; Bac i Grochocka, 1965). W przypadku czowina Giewontu ukazuje się jeszcze w Dolinie Stawów SMGT wprowadza się dla tych jednostek nazwy „łuska Or­- Gąsienicowych oraz na północnych zboczach Koszystej ganów” i „łuska Ździarów”. Łuski tworzą masyw Czerwo- i Wołoszyna. Nasuwając się ku północy, w swym spągu nych Wierchów, a poza nim zachowały się szczątkowo. Po­- poddzierała sfałdowaną autochtoniczną pokrywę wiercho- łudniowe części łuski Organów tworzą skręt synklinalny wą. Dzięki temu powstała wspomniana wyżej łuska Stołów, otwarty ku północy, którego skrzydło wyższe zachowało się nazywana również łuską Stołów pod Ciemniakiem. Wyżej fragmentarycznie. Piękny widok na obie łuski rozciąga się w profilu strukturalnym znajdują się płaszczowiny: reglowa ze zboczy Stołów nad Doliną Kościeliską (ryc. 2). dolna – kriżniańska i reglowa górna – choczańska. Niewielkie fragmenty płaszczowiny Czerwonych Wier- chów ukazują się jeszcze pod nasunięciem płaszczowiny Płaszczowina reglowa dolna – kriżniańska Giewontu pod przełęczą Liliowe i w Dolinie Stawów Gą- Składa się z wielu płaszczowin cząstkowych i łusek (Ko­ sienicowych. tański, 1963, 1965b). W najniższym położeniu znajdują się

sekcja1_03-06k2.indd 111 2016-06-08 12:17:48 112

Ryc. 2. Widok ze Stołów na płaszczowinę Czerwonych Wierchów, złożoną z łuski Organów z widocznym skrętem synklinalnym oraz łuski Ździarów z pionowo stojącymi warstwami (zdj. M. Krzeczyńska) Fig. 2. Landscape from Stoły. The Czerwone Wierchy nappe consisting of Organy imbrication (synclinal fold) and Ździary imbrication (vertical layers) (fot. M. Krzeczyńska)

Ryc. 3. Czapki krystaliczne płaszczowiny Giewontu leżące na płaszczowinie Czerwonych Wierchów i łusce Stołów (wizualizacja przestrzenna fragmentu arkusza Czerwone Wierchy – SMGT 1:10 000) Fig. 3. The Giewont nappe located on the Czerwone Wierchy nappe and Stoły imbrication (visualization of a part of the Czerwone Wierchy sheet – DGMT 1:10 000)

sekcja1_03-06k2.indd 112 2016-06-08 12:17:49 113

niewielkie łuski Wolarni, Małej Sikawki (kajpru i retyku łuski: Kotaszki, Gładkiego Upłaziańskiego, Czerwonej Skał­- pod Piecem według Kotańskiego, 1965b) i Pieca – Przełę­czy ki Miętusiej i Gładkiego (płat Gładkiego według Kotań- Sywarowej. Na te łuski nasunęła się płaszczowina cząst­ko­- skiego, 1965a). wa Suchego Wierchu, nazywana wcześniej dygitacją Su- chego Wierchu (Goetel i Sokołowski, 1930; Iwanow, 1965, Płaszczowina reglowa górna – choczańska 1973, 2008). Następnie zaczęto stosować termin „płaszczo- Jest to najwyższa nasunięta jednostka strukturalna w Ta­­- wina cząstkowa Suchego Wierchu” (Guzik, Kotański 1963). trach, silnie złuskowana, na którą składa się sześć łusek. Ciąg­- Iwanow (1965) przyjął tę nazwę, a w 2008 r. połączył oma- ną się one od Przysłopu Miętusiego ku zachodowi – do Do-­ wianą jednostkę z płaszczowiną cząstkową Hawrania. Tak liny Bobrowieckiej. Najniższe położenie zajmuje łuska Fur- powstała płaszczowina cząstkowa Suchej Wody – Hawra- kaski, zbudowana z triasowych dolomitów typu Ramsau, wa­- nia. W polskiej części Tatr obejmuje ona tylko dolną część pieni rogowcowych typu Reifling, margli z amonitami typu sekwencji mezozoicznej: trias i najniższą jurę – hetang (gre­- Partnach oraz dolomitów płytowych (Hauptdolomit) i wa­- sten), natomiast we wschodniej części (słowackiej) w ma- pieni organodetrytycznych retyku. Na łuskę Fur­kaski nasu- sywie Hawrania zbudowana jest z pełnej sekwencji osadów nięta jest łuska Siwej Wody, złożona z osadów triasu środko­ od triasu do kredy dolnej. Można przypuszczać, że w za- wego i górnego (Guzik, 1959). Najwyższe położenie zajmują chodniej części płaszczowiny cząstkowej Suchego Wier­- znacznej miąższości dolomity bryłowe typu Wetterstein, chu – Hawrania w czasie transportu tektonicznego na- budujące łuskę Korycisk. Do płaszczowiny choczańskiej stąpiło odkłucie osadów wyższej części jury i kredy, które należą także niewielkie łuski w formie czapek tektonicz­ zostały przesunięte dalej na północ (Iwanow, 2008). Płasz- nych: łuska Upłazu z dolomitami triasu i wapieniami liasu czowina cząstkowa Suchego Wierchu – Hawrania rozciąga (leżąca na osadach sekwencji Suchego Wierchu), łu­ska Bra- się równoleżnikowo od Doliny Miętusiej do Wołoszyna po my Kantaka w Dolinie Kościeliskiej, zbudowana z wa­pieni polskiej stronie i występuje także po stronie słowackiej (Ha- liasu, podobnie jak łuska Kończystej nad Doliną Miętusią. wrań). W obrębie płaszczowiny wyróżnia się strefę silnie zdeformowanych łusek Czerwonej Przełęczy, zbudowanych Wnioski z osadów kajpru, retyku i hetangu, przy czym znajdują się one w położeniu odwróconym. Wyższą pozycję struktural- Zakończenie opracowania SMGT w skali 1:10 000 na­- ną zajmuje łuska Kop Sołtysich – Siodła (Iwanow, 1973). stąpi w 2015 roku, później mapy zostaną udostępnione w Na­- Występuje ona we wschodniej części Doliny Suchej Wody, rodowym Archiwum Geologicznym i w portalu PIG–PIB a wywodzi się prawdopodobnie z pierwotnego fałdu Czer- (usługa WMS). Zakres powyższego tekstu ograniczono do wonej Przełęczy, z jego części o odwróconej sekwencji (Iwa- zagadnień strukturalnych i uporządkowania nazewnictwa. now, 2008). Łuska Kop Sołtysich – Siodła jest najwyższą strukturalnie jednostką sekwencji typu Suchego Wierchu Literatura na polskim obszarze Tatr. Składa się z osadów jury i kredy, leżących w pozycji odwróconej. Andrusov D., 1931, Zpráva o geologických výzkumech v ma­ Wyższe jednostki reprezentują sekwencję typu Bobrow- sivu Vysokých Tatier v lėtě roku 1931, „Věstnik Státního ca. W reglach między Doliną Kościeliską a Doliną Suchej geologického ústavu”, 7: 438–442. Wody na płaszczowiny i łuski sekwencji Suchego Wierchu Andrusov D., 1936, Subtatranskė prikrovy v Záp. Karpatoch, nasunięte są kolejno – od południa na północ – łuska Czar- „Carpathica”, 1. nej Turni, zbudowana z triasu dolnego, a następnie płasz- Andrusov D., 1958, Geológia Československých Karpát, Bra­­- czowiny cząstkowe i łuski zbudowane wyłącznie z osadów tislava, SAV. triasu i liasu. Wyższe osady jury i kredy prawdopodobnie Bac M., Grochocka K., 1965, Budowa fałdu Czerwonych Wier­- przemieściły się na północ i pozostawiły część triasową na chów na wschodnim zboczu Doliny Kościeliskiej w Ta­ południu. Kolejne jednostki to płaszczowina cząstkowa trach, „Acta Geologica Polonica”, 15(3): 331–358. Małej Świnicy, łuska Grześkówek, łuska Samkowej Czuby Birkenmajer K., 1953, Preliminary revision of the stra­ti­ i łuska Spadowca. Na SMGT wyróżniane dawniej łuski Kro- graphy of the Pieniny Klippen-belt series in Poland, „Bul- kwi i Jastrzębiej Turni zostały włączone do płaszczowiny letin of the Polish Academy of Sciences”, 3(1): 271–274. Małej Świnicy. W Dolinie Filipka i na wschód od niej, na Birkenmajer K., 1958, Przewodnik geologiczny po Pieniń­ łusce Kop Sołtysich – Siodła (sekwencja Suchego Wierchu) skim Pasie Skałkowym, Warszawa, Wydawnictwo Geo-­ spoczywają sekwencje Bobrowca, czyli płaszczowina cząst- logiczne. kowa Gęsiej Szyi – Jaworzyny Rusinowej (lub łuska Gęsiej Goetel W., Sokołowski S., 1930, Tektonika serii reglowej oko­- Szyi i łuska Jaworzyny Rusinowej; Iwanow, 2008) oraz licy­­ Zakopanego, „Rocznik Polskiego Towarzystwa Geo­ zespół drobnych łusek z Wiktorówek: łuska Śpiwlowego logicznego”, 6: 235–301. Zrębu, łuska Wojskowego Zrębu i łuska Złotego Potoku Guzik K., 1959, Przewodnie rysy stratygrafii triasu serii re­g­- (Iwanow, 2008). Na zachód od Doliny Miętusiej rozciąga się lowej górnej (choczańskiej) w Tatrach Zachodnich, „Biu- najwyższa płaszczowina cząstkowa Bobrowca (Andrusov, letyn Instytutu Geologicznego”, 149: 183–186. 1958). Składa się ona z łusek: Starych Kościelisk (z łuską Guzik K., 1963, Budowa geologiczna południowych i za­ kajpru ze Starych Kościelisk), Kiry Miętusiej, Krowiego chodnich zboczy Małej Świnicy w reglach zakopiańskich, Żlebu, Jadamicy. Sekwencję Bobrowca reprezentują jeszcze „Acta Geologica Polonica”, 13(3–4): 425–444.

sekcja1_03-06k2.indd 113 2016-06-08 12:17:49 114

Guzik K., Kotański Z., 1963, Tektonika regli zakopiańskich, Kotański Z., 1985, Jeszcze raz o płaszczowinie strażowskiej „Acta Geologica Polonica”, 13(3–4): 387–424. w Tatrach (cz. I, cz. II), „Przegląd Geologiczny”, 33(10– Iwanow A., 1965, Budowa geologiczna jednostki reglowej 11): 547–552, 621–628. Su­chego Wierchu między Doliną Bystrej a Doliną Małej Limanowski M., 1911, Geologiczne przekroje przez wielki Łąki w Tatrach, „Acta Geologica Polonica”, 15(3): 393– fałd Czerwonych Wierchów między doliną Suchej Wody 428. a Chochołowską w Tatrach, Kraków, Akademia Umie- Iwanow A., 1973, New data on geology of the lower Subtatric jętności. succession in the eastern part of the Tatra Mts., „Bulletin Lugeon M., 1903, Los nappes de recouvrement de la Tatra de l’Academie Polonaise des Sciences – Série de les et l’origine des Klippes des Carpathes, „Bulletin de la Sciences de la Terre”, 21(1): 65–74. So­ciete vaudoise des sciences naturelles”, 39: 17–63. Iwanow A., 2008, ark.: Zakopane – Toporowa Cyrhla i Łysa Mahel M., 1983, Vysvetlivky ku geologickej mape Strážov­ Polana [w:] Piotrowska K. (red.), Szczegółowa mapa ských Vrchov 1:50 000, Bratislava, SGÚDŠ. geologiczna Tatr (SMGT) w skali 1:10 000, Warszawa, Matejka A., Andrusov D., 1930, Kritická poznamká o sub­ PIG–PIB, Narodowe Archiwum Geologiczne (w przy- tatránských přikrovech ve Vysokých Tatrách, „Věstnik gotowaniu do udostępniania). Státního geologického ústavu”, 6. Jaroszewski W., 1957, Geologia pasma Świerku, „Acta Geo- Matejka A., Andrusov D., 1931, Aperçe de la géologie des logica Polonica”, 7(4): 403–444. Carpathes occidentales de la Slovaquie centrale et de Kotański Z., 1959, Nowe badania nad tektoniką serii wiercho­ régions avoisionantes. Guide des Excursions dans les wej, „Biuletyn Instytytu Geologicznego”, 149: 159–177. Carpathes Occidentales, Praha. Kotański Z., 1961, Tektogeneza i rekonstrukcja paleogeogra­ Rabowski F., 1925, Budowa Tatr. Pasmo wierchowe, „Spra- fii pasma wierchowego w Tatrach, „Acta Geologica Po­ wozdania Państwowego Instytutu Geologicznego”, 3: lonica”, 11(2–3): 187–476. 169–177. Kotański Z., 1963, Stratygrafia i litologia triasu regli zako­ Rabowski F., 1931, Cztery przekroje geologiczne między Do­ piańskich, „Acta Geologica Polonica”, 13(2): 317–835. liną Kościeliską a Doliną Kondratową, „Sprawozdania Kotański Z., 1965a, Przekrój geologiczny wschodniego zbo­- Polskiego Instytutu Geologicznego”, 6: 742–751. cza Doliny Kościeliskiej w Tatrach w historycznym roz­ Rabowski F., 1954, Stosunki strukturalne tatrzańskich płasz­ woju, „Acta Geologica Polonica”, 15(3): 239–256. czowin reglowych w okolicy Upłazu Miętusiego i ich zna­ Kotański Z., 1965b, Budowa geologiczna pasma reglowe- czenie, „Biuletyn Instytutu Geologicznego”, 86: 17–28. go między Doliną Małej Łąki i Doliną Kościeliską, „Acta Rabowski F., Goetel W., 1925, Budowa Tatr. Pasmo reglowe, Geologica Polonica”, 15(3): 257–330. „Sprawozdania Państwowego Instytutu Geologicznego”, Kotański Z., 1974, Górna i środkowa płaszczowina reglowa 3(1–2): 189–205. w Tatrach, „Przegląd Geologiczny”, 22(1): 13–14.

sekcja1_03-06k2.indd 114 2016-06-08 12:17:49 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Szczegółowa Mapa Geologiczna Tatr w skali 1:10 000

Detailed Geological Map of Tatra Mountains at scale 1:10 000

Krystyna Piotrowska, Agnieszka Borecka, Weronika Danel, Magda Derkacz, Magdalena Kucharska, Ewa Piotrowska, Radosław Wasiluk, Ryszard Zabielski

Państwowy Instytut Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa, e-mail: [email protected], [email protected]

Streszczenie map A (surface sediments) and map B (sediments without Quaternary cover), tectonic sketch, geological cross-sec- „Szczegółowa Mapa Geologiczna Tatr w skali 1:10 000” tion, lithophacial profile as well as text explanation. After (SMGT) to projekt realizowany przez Państwowy Instytut the completion of the project, at the beginning of 2016, all Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy od 2005 r., sheets of the SMGT will be available on website of Nation- obejmujący wykonanie 25 arkuszy mapy, w tym 16 arku- al Geological Archive PIG–PIB and Geoportal by WMS szy granicznych we współpracy z geologami słowackimi option. (Štát­ny geologický ústav Dionýza Štúra, ŠGÚDŠ). Obecnie trwają prace nad ukończeniem trzeciego, ostatniego etapu Keywords: Tatra Mountains, geological map projektu. Każdy etap obejmuje autorskie wykonanie mapy geologicznej na podstawie prac kartograficznych i analizy Wstęp materiałów archiwalnych oraz opracowanie cyfrowe w tech- nologii GIS. W ramach prac autorskich wspomagająco wy- „Szczegółowa Mapa Geologiczna Tatr w skali 1:10 000” konuje się prace geofizyczne (tomografia elektrooporowa (SMGT) to projekt realizowany przez Państwowy Instytut i płytka sejsmika), a także badania laboratoryjne. Efektami Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy od 2005 r. na rzeczowymi projektu są: mapa geologiczna z utworami zlecenie Ministerstwa Środowiska, finansowany ze środków czwartorzędu, mapa geologiczna bez utworów czwarto- Narodowego Funduszu Ochrony Środowiska i Gospodar­ rzędu, szkic tektoniczny, przekroje i profile geologiczne, ki Wodnej. Prace wykonywane są pod kierunkiem prof. objaśnienia tekstowe. Po zakończeniu projektu, z począt- dr hab. Krystyny Piotrowskiej. Projekt obejmuje przygo­ kiem 2016 r., cała edycja SMGT zostanie udostępniona to­wanie 25 arkuszy mapy geologicznej (ryc. 1) w trzylet­- w Narodowym Archiwum Geologicznym PIG–PIB oraz nich transzach: pierwszej i drugiej po 9 arkuszy oraz obec- w geoportalu Instytutu. nej, trzeciej, liczącej 7 arkuszy. Szesnaście arkuszy granicznych powstaje we współpracy Słowa kluczowe: Tatry, mapa geologiczna z geologiami ze Štátneho geologickeho ústavu Dionýza Štúra (ŠGÚDŠ) w Bratysławie. W każdym etapie prace podzielo- Abstract ne są na część autorską, która obejmuje wykonanie mapy geologicznej, głównie na podstawie prac kartograficznych The Detailed Geological Map of Tatra Mountains i analizy materiałów archiwalnych, oraz część numeryczną, (SMGT) at scale 1:10 000 is a project that has been compiled w ramach której przeprowadza się prace cyfrowe i redakcyj- in Polish Geological Institute – National Research Institute ne w technologii GIS. Wspomagająco wykonywane są prace (PGI-NRI) since 2005. Project includes the implementation geofizyczne (tomografia elektrooporowa i płytka sejsmika), of 25 map sheets. Some of them (16 border sheets) was crea-­ a także badania laboratoryjne. Efekty rzeczowe projektu to: ted in cooperation with geologists from the State Geologi- mapa geologiczna zakryta (z utworami czwartorzędu), mapa cal Institute of Dionýz Štúr (SGIDŠ). Now, there are work- geologiczna odkryta (bez utworów czwartorzędu), szkic ing on the third – the last stage of the project. Each stage tektoniczny, przekroje i profile geologiczne, objaśnienia tek- contains cartographic fieldwork and analysis of previous stowe. Wszystkie elementy graficzne gromadzone są w bazie archival studies. The map was created using GIS technolo- danych przestrzennych (w geobazie ArcGIS) dla każdego gy. Field investigations was supported by geophysical (Elec- arkusza. Po zakończeniu projektu, z początkiem 2016 r., cała trical Resistivity Tomography and shallow seismics) and edycja SMGT zostanie udostępniona w Narodowym Archi- laboratory analysis. Finally map sheets contain: detailed wum Geologicznym PIG–PIB oraz w geo­portalu Instytutu.

sekcja1_03-06k2.indd 115 2016-06-08 12:17:49 116

Ryc. 1. Skorowidz arkuszy Szczegółowej mapy geologicznej Tatr w skali 1:10 000 Fig. 1. Sheets index of „The Detailed Geological Map of Tatra Mountains at scale 1:10 000”

Historia badań (1985) oraz Geomorfologiczna mapa Tatr Wysokich w skali 1:50 000 Lukniša (1968). Początki kartografii geologicznej w Tatrach sięgają XVI w. i wiążą się z poszukiwaniem rud metali. Pierwszymi Badania terenowe mapami geologicznymi Tatr i okolic były mapy Hacqueta (1796), Staszica (1815), Zejsznera (1844), Stachego (1868) Podstawową metodyką prac podczas realizacji projek-­ i Uhliga (1897, 1899, 1911), a w późniejszym czasie po- tu SMGT jest kartowanie geologiczne. Ze względu na ob- jawiły się mapy Goetla i Sokołowskiego (1930), Guzika szar wysokogórski prace terenowe nie są przeprowadzane (1939), Sokołowskiego (1948, 1959), Andrusova (1950), na całej powierzchni każdego z arkuszy, a jedynie w miej- Rabowskiego (1953) i Gołąba (1959). Pierwszą szczegóło- scach dostępnych, gdzie wykonanie badań jest najbardziej wą seryjną mapą całych Tatr była Mapa geologiczna Tatr pożądane ze względu na niewyjaśnioną problematykę Polskich w skali 1:10 000, wydawana w latach 1958–1980 geologiczną. W niższych partiach Tatr i na arkuszach obej-­ pod redakcją Sokołowskiego i Guzika, złożona z 14 arku­ mujących Podhale kartowanie odbywa się często wzdłuż szy. Kolejne syntetyczne opracowanie to Mapa Tatr Polskich potoków i rzek oraz wzdłuż ścieżek w dolinach i na grzbie- w skali 1:30 000 (Bac-Moszaszwili i in., 1979), która w czę- tach – w poszukiwaniu naturalnych odsłonięć skalnych. ści polskiej stanowiła podstawę do Geologicznej mapy Tatr W wyższych piętrach teren okazuje się znacznie trudniej w skali 1:50 000 (Nemčok i in. 1994) – do dziś najważniej- dostępny, szczególnie w miejscach, przez które nie prowa- szej mapy geologicznej, obejmującej całe Tatry. W 1998 r. dzą żadne szlaki turystyczne i gdzie często nie ma żadnych ukazały się arkusze przeglądowej mapy geologicznej w skali ścieżek. 1:200 000 (Kotański i in.). W następnych latach opracowa- Na obszarze Tatr i Podhala budowa geologiczna jest no arkusze Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali bar­dzo złożona. W uproszczeniu można wyróżnić czte- 1:50 000 (Piotrowska i in., 2008, 2013). W 2011 r. pod ry grupy utworów, charakteryzujące się zróżnicowanym redakcją Bezáka powstała Geologiczno-edukacyjna mapa środo­wiskiem powstania, co przekłada się na odmienną Tatr w skali 1:50 000 w słowackiej i angielskiej wersji języ-­ litologię. kowej, wydana przez ŠGÚDŠ w Bratysławie. Obecnie przy­ Najstarszym kompleksem geologicznym są skały me- gotowywana Szczegółowa mapa geologiczna Tatr w skali tamorficzne (prekambr-karbon), reprezentowane mię- 1:10 000 jest najnowszą mapą geologiczną o takiej szcze- dzy innymi przez łupki krystaliczne, gnejsy i migmatyty. gółowości. W ten kompleks metamorficzny intrudowały plutoniczne Spośród map geomorfologicznych najistotniejsze zna­ granitoidy (dewon-karbon). Najbardziej wiarygodnym cze­nie dla prac kartograficznych mają Mapa geomorfolo­ sposobem ustalania ich wieku geologicznego są analizy giczna Tatr Polskich w skali 1:30 000 Klimaszewskiego radiometryczne.

sekcja1_03-06k2.indd 116 2016-06-08 12:17:49 117

Kolejna grupa utworów to mezozoiczna pokrywa osa- opracowaniu zebranych danych na podstawie uzyskanych dowa Tatr, obejmująca sekwencję autochtoniczną, wiercho- przekrojów geofizycznych zinterpretowano budowę geo- wą i reglową. W przeważającej części są to morskie skały logiczną. Zasięg głębokościowy użytych metod wynosił węglanowe, takie jak wapienie i dolomity, z domieszką skał maksymalnie kilkadziesiąt metrów. klastycznych, głównie piaskowców i łupków. Charaktery- Wykonano również szereg badań laboratoryjnych. Ana-­ zują się one dużą zmiennością litologiczną i uławiceniem. lizy biostratygraficzne i mikrofacjalne (w płytkach cien- Powszechnie występują deformacje w postaci nasunięć, kich) zastosowano przede wszystkim do oznaczenia wie-­ płaszczowin, fałdów i łusek, związane z tektoniką płasz- ku skał węglanowych wchodzących w skład sekwen­cji czowinową orogenezy alpejskiej. Głównym narzędziem wier­chowej lub reglowej. Oznaczono szczątki mikro­or­- pomagającym określić ich wiek geologiczny są analizy ganiz­mów, takich jak jednokomórkowe pierwotniaki (ot­ biostratygraficzne. wornice, okrzemki, radiolarie) oraz skorupki jednokomór- Trzecią grupę tworzą postorogeniczne morskie skały kowych glonów wapiennych (kokolity). Makroskopowo klastyczno-węglanowe, tzw. transgresywny eocen, a na- oznaczono amonity. W przypadku braku skamieniałości stępnie morskie skały fliszowe. Osady transgresywne to wspomagano się rozpoznaniem struktur mikrofacjalnych. głównie zlepieńce, piaskowce, mułowce, wapienie z numu­ Wykonano też badania petrograficzne dla skał krystalicz- litami. Charakterystyczne dla tych utworów są silna obocz-­ nych i palinologiczne dla organicznych osadów czwartorzę­ na zmienność i zmiany miąższości, co wiąże się ze śro- dowych. dowiskiem sedymentacji. Sekwencja fliszowa to głównie Wykorzystanie wszystkich wymienionych metod po­ piaskowce i łupki, występujące w różnych proporcjach. Są zwo­liło zweryfikować lub sprecyzować przynależność stra­- one trudne do datowania biostratygraficznego, stąd główną ­ty­graficzną wydzieleń przedstawianych na dotychczaso- metodą ich korelacji jest litostratygrafia. wych mapach geologicznych, co znalazło odzwierciedlenie Najmłodszą grupę litologiczną stanowią osady czwarto- w późniejszym obrazie kartograficznym. rzędowe, związane zarówno z dawną działalnością lodow- ców górskich i wód roztopowych, jak i współczesną erozją Opracowanie cyfrowe i akumulacją rzek oraz procesami denudacyjnymi. Osady te rozróżnia się i klasyfikuje na podstawie rzeźby terenu, Informacje geologiczne otrzymane w wyniku kameral- litologii i struktur sedymentacyjnych. nych i terenowych prac kartograficznych opracowywane są Pokrywy osadów czwartorzędowych na terenach gór- numerycznie w technologii GIS, przy użyciu oprogramo- skich są przeważnie mało miąższe i tworzą charakterystycz- wania ArcMap. ne formy rzeźby terenu (np. terasy rzeczne, stożki, moreny), SMGT została wykonana na podkładach topograficz- czytelne w terenie, a także na mapach topograficznych, nych w skali 1:10 000 w obowiązującym państwowym sy­- zdjęciach lotniczych i numerycznych modelach terenu. stemie odniesień przestrzennych PL 1992. Dla obszaru Sło­ Stratygrafię czwartorzędu określa się przede wszystkim na wacji jako podkład wykorzystano słowackie mapy topogra- bazie położenia pokryw względem siebie oraz przez analizy ficzne przetransformowane do układu PL 1992. i datowania osadów organicznych. Każdy arkusz SMGT ma przestrzenną bazę danych o określonej strukturze. Baza taka składa się z trzech głów- Uzupełniające metody badawcze nych zestawów danych tematycznych: A. mapa geologiczna zakryta (powierzchniowa budowa Podczas realizacji projektu SMGT kartowanie geolo­ geologiczna), giczne ograniczyło się do rejonów najbardziej problema­ B. mapa geologiczna odkryta (budowa geologiczna bez tycznych i dostępnych dla kartografów. W znacznym stop­- utworów czwartorzędowych), niu autorzy mapy korzystali również z istniejących opra- C. szkic tektoniczny (jednostki i elementy tektoniczne). cowań kartograficznych i wyników badań geologicznych. Dodatkowym elementami są opracowane numerycznie Ponadto w analizach badawczych wspomagano się innymi przekroje i syntetyczne profile geologiczne dla każdego narzędziami i technologiami. arkusza. Do analizy rzeźby terenu wykorzystano numeryczny Każdy zestaw danych składa się z kilku warstw zawie- mo­del terenu (NMT) o wysokiej rozdzielczości. Dzięki tym rających obiekty (punkty, linie, poligony) z odpowiednimi danym w obrazie powierzchni można dokładnie prześle- atrybutami. Baza obejmuje również dane zestandaryzowa­ dzić krawędzie pokryw osadowych, przebieg ławic skalnych ne w postaci słowników. W trakcie realizacji kolejnych eta­- czy dyslokacje tektoniczne niemożliwe do zaobserwowania pów projektu słowniki są uzupełniane danymi pojawiają- w terenie w skali regionalnej. cymi się w miarę zaawansowania prac. Podczas wykonywania SMGT wykorzystywano też Do wizualizacji niektórych form rzeźby (piargi, stożki zdję­cia lotnicze i satelitarne, a w trakcie prac terenowych – usy­piskowo-napływowe, wały moren itp.) użyto zaawanso­ od­biorniki GPS. Pozwoliło to na weryfikację zasięgów prze­ wanej symbolizacji obiektów – tzw. reprezentacji kartogra­ strzennych wydzieleń geologicznych. ficznych. Obraz stał się dzięki temu bardziej plastyczny i po­- W wybranych rejonach, w celu dokładniejszego rozpo­ prawny kartograficznie. znania budowy geologicznej, zastosowano metody geo­fi­ Ostatecznym efektem prac są kompozycje kartogra­­- zyczne: tomografię elektrooporową i płytką sejsmikę. Po ­ficz­­ne zawierające mapę i treść pozaramkową dla każdego

sekcja1_03-06k2.indd 117 2016-06-08 12:17:49 118

Ryc. 2. Fragment Szczegółowej mapy geologicznej Tatr w skali 1:10 000 – mapy utworów powierzchniowych, arkusze: Kiry, Kościelisko, Zakopane – Płd., Schronisko Ornak, Czerwone Wierchy i Kasprowy Wierch Fig. 2. Fragment of Detailed Geological Map of Tatra Mountains at scale 1:10 000 – maps of surface sediments containing following sheets: „Kiry”, „Kościelisko”, „Zakopane – Płd.”, „Schronisko Ornak”, „Czerwone Wierchy” and „Kasprowy Wierch”

z 25 arkuszy serii. Te tzw. makiety utworzono dla mapy cowa­nia uzupełniają mapy bez utworów czwartorzędo- zakrytej i odkrytej oraz szkicu tektonicznego. wych, szkice tektoniczne oraz przekroje i syntetyczne pro- Końcowy etap prac nad SMGT to działania związane file geologiczne wraz z tekstem objaśniającym dla każdego z geoportalem PIG–PIB, czyli ostateczne przygotowanie arkusza. i udostępnienie zbiorów danych. Choć SMGT jest realizo­ Nowością w stosunku do poprzednich opracowań jest wana w cięciu arkuszowym, dzięki spójnej strukturze baz niewątpliwie wykonanie mapy w postaci cyfrowej. Co waż- danych i słownikom można połączyć dane z każdego arku- ne, mapa – w postaci spójnej, ciągłej – będzie dostępna jako sza we wspólną, jednolitą przestrzeń bazodanową. W wyni- usługa WMS w geoportalu PIG–PIB. ku tych prac powstają trzy mapy ciągłe (mapa geologiczna zakryta i odkryta, szkic tektoniczny) udostępnione w for- Literatura mie usługi WMS (ryc. 2). Andrusov D., 1950, Tektonická stavba masivu Širokej (Vy­ Wnioski soké Tatry), „Geologický Sbornik”, 1: 19–26. Bac-Moszaszwili M., Burchart J., Głazek J., Iwanow A., Ja- Nowa edycja Szczegółowej mapy geologicznej Tatr w skali roszewski W., Kotański Z., Lefeld J., Mastella L., Ozi­m­ 1:10 000 to kompleksowe i syntetyczne zobrazowanie stanu kowski W., Roniewicz P., Skupiński A., Westwalewicz- wiedzy geologicznej dotyczącej obszaru objętego pracami. -Mogilska E., 1979, Mapa geologiczna Tatr Polskich, Mapa została wzbogacona o elementy tektoniki (płasz­- 1:30 000, Warszawa, Wydawnictwo Geologiczne. czowiny, łuski) i ich przestrzenne zasięgi, które we wcze- Bezák V. (red.), 2011, Geologicko-náučná mapa Tatier śniejszej edycji Mapy geologicznej Tatr Polskich w skali 1:50 000, Bratislava, ŠGÚDŠ. 1:10 000 (Guzik i Sokołowski, 1958–1980) nie były pre­zen­- Goetel W., Sokołowski S., 1930, Tektonika serii reglowej oko­­- towane. Zwiększa to niewątpliwie jej czytelność i wzbogaca licy Zakopanego, „Rocznik Polskiego Towarzystwa Geo­- obraz kartograficzny. Podjęto również próbę uszczegóło- logicznego”, 6. wienia stratygrafii utworów czwartorzędowych, uprzednio Gołąb J., 1959, Zarys stosunków geologicznych fliszu za­ ograniczającej się do podziału na zlodowacenie najmłod­ chodniego Podhala, „Biuletyn Instytutu Geologicznego”, sze i zlodowacenia starsze od najmłodszego. Całość opra­- 149: 225–239.

sekcja1_03-06k2.indd 118 2016-06-08 12:17:50 119

Guzik K., 1939, Serie reglowe na zachód od Doliny Koście­ Sokołowski S., 1948, Tatry Bielskie. Geologia zboczy połud­ liskiej w Tatrach (mapa), „Biuletyn Państwowego In­ niowych, „Prace Państwowego Instytutu Geologiczne­ stytutu Geologicznego”, 18. go”, 4. Hacquet B., 1796, Hacquet’s neueste physikalisch-politische Sokołowski S., 1959, Zdjęcie geologiczne strefy eocenu nu­mu­­- Reisen in den Jahren 1794 und 95 durch die Dacischen litowego wzdłuż północnego brzegu Tatr Polskich (spra­ und Sarmatischen oder Nordlichen Karpathen. Tatra wozdanie wstępne), „Biuletyn Instytutu Geologicznego”, versus Septemtrionem. 149: 197–213. Klimaszewski M., 1985, Mapa geomorfologiczna Tatr Pol­ Sokołowski S., Guzik K. (red.), 1958–1980, Mapa geologicz­ skich w skali 1:30 000 [w:] Atlas Tatrzańskiego Parku Na­­- na Tatr Polskich 1:10 000, Warszawa, Państwowy Insty- rodowego, Zakopane–Kraków. tut Geologiczny. Kotański Z., Piotrowska K., Piotrowski J., 1998, Mapa geo­ Stache G., 1868, Die Sedimentärschichten der Nordseite der logiczna Polski w skali 1:200 000, ark. Tatry Wysokie, hohen Tatra, „Verhandlungen der k.-k. Geologischi- Tatry Zachodnie. schen Reichsanstalt”: 322–324. Lukniš M., 1968, Geomorphological Map of the Vysoké Tatry Staszic S., 1815, O ziemiorództwie Karpatów i innych gór Mts. (High Tatra Mts.) and their Foreland, 1:50 000, i równin Polski. Warszawa, Drukarnia Rządowa. [Re- Bratislava, GUDŠ. edycja: Wydawnictwo Geologiczne, 1955]. Nemčok J., Bezák V., Biely A., Gorek A., Gross P., Halouz-­ Uhlig V., 1897, Die Geologie des Tatragebirges. I. Einleitung ka R., Janák M., Kahan Š., Kotański Z., Lefeld J., Mel-­ und stratigraphischer Theil, „Denkschriften der Kaiser- lo J., Reichwalder P., Rączkowski W., Roniewicz R., lichen Akademie der Wissenschaften / Mathematisch- Ryka W., Wieczorek J., Zelman J., 1994, Geologická ma­ -Naturwissenschaftliche Classe”, 64. pa Tatier. Skala 1:50 000, Bratislava, GUDŠ. Uhlig V., 1899, Die Geologie des Tatragebirges. II. Tekto­- Piotrowska K., Kotański Z., Gawęda A., Piotrowski J., Rącz- nik des Tatragebirges. III. Geologische Geschichte des Ta­- kowski W., 2008, Szczegółowa mapa geologiczna Polski, tragebirges. IV. Beiträge zur Oberflächengeologie, „Denk­ ark. Tatry Zachodnie (1060), Warszawa, Narodowe Ar­ schriften der Kaiserlichen Akademie der Wissenschaf­ chiwum Geologiczne, PIG–PIB. ten / Mathematisch-Naturwissenschaftliche Classe”, 68. Piotrowska K., Michalik M., Rączkowski W., Iwanow A., Uhlig V., 1911, Tatry. Mapa geologiczna z objaśnieniami pol­- Wójcik A., Derkacz M., Wasiluk R., 2013, Szczegóło­- sko-niemieckimi 1:75 000, Wien, Akadema Umiejętno- wa mapa geologiczna Polski, ark. Tatry Wysokie (1061), ści, Militärgeographisches Institut. Warszawa, Narodowe Archiwum Geologiczne, PIG–PIB. Zejszner L., 1844, Carte géologique de la chaîne du Tatra et Rabowski F., 1953, Mapa geologiczna serii wierchowej Tatr des soulévements paralléles, Berlin. Polskich 1:20 000, Instytut Geologii, Wydawnictwo Ge­- ologiczne.

sekcja1_03-06k2.indd 119 2016-06-08 12:17:50 sekcja1_03-06k2.indd 120 2016-06-08 12:17:50 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Badania dynamiki zmian rzeźby terenu z wykorzystaniem zdalnych metod pomiarowych na przykładzie Wielkiego Piargu w Tatrach

Analysis of changes in landforms using remotely sensed data: case study of Wielki Piarg in Tatra Mountains

Katarzyna Pogorzelec 1, Jakub Kolecki 1, Władysław Borowiec 1, Leszek Kolondra 2

1 Akademia Górniczo-Hutnicza, Wydział Geodezji Górniczej i Inżynierii Środowiska, al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków, pawilon C-4, e-mail: [email protected], [email protected], [email protected] 2 Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, ul. Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec, e-mail: [email protected]

Streszczenie cyfrowa, naziemny skaning laserowy, analiza przeobrażeń stożków piargowych Obszar Wielkiego Piargu, podobnie jak inne formy to- pograficzne tego typu, ulega przeobrażeniom o charakterze Abstract powolnym lub intensywnym. Do przeobrażeń intensywnych mogą się przyczynić obrywy skalne bądź katastrofalne opa- The area of the scree cone Wielki Piarg, like other simi- dy. W 1975 r. rozpoczęto pomiary fotogrametryczne w celu lar topographical forms, is subjected to changes, which may udokumentowania stanu badanego obiektu na stereogra- have a slow or intense character. Intensive transformations mach w postaci szklanych klisz formatu 13 × 18 cm. Pomia- can be triggered by rock falls or devastating rain. In 1975, ry wykonywano sporadycznie na przestrzeni kolejnych lat, photogrammetric measurements of this area started. The m.in. w 1976, 1977, 1989 i 1996 r. W roku 2013 Koło Nauko- aim was to document the state of the object surface on ste- we Geodetów Dahlta, działające przy Akademii Górniczo- reo imageries (in the form of glass plates size 13 × 18 cm). -Hutniczej, przeprowadziło kolejną kampanię pomiarową These measurements were performed occasionally over the mającą na celu zgromadzenie danych na temat aktualnego next years, among others, in 1976, 1977, 1989 and 1996.In stanu powierzchni stożka piargowego. Wykonano cyfrowe 2013 the Scientific Association of Surveyors Dahlta, oper- zdjęcia naziemne i lotnicze (z pokładu drona), a dodatko- ating at AGH UST, has taken another measurement of the wo – skanowanie laserowe tych partii stożków, które wyty- surface of the Wielki Piarg, which enabled to document powano jako najaktywniejsze. Orientację zgromadzonych the current state of the surface of the scree cone. Within zdjęć pomiarowych przeprowadzono metodą niezależnych the measurement campaign the terrestrial images as well wiązek. Pozwoliło to na wygenerowanie gęstych chmur as the aerial photos taken from the UAV were acquired. In punktów reprezentujących stan obiektu w wymienionych addition, laser scanning was performed for those parties latach. Aktualne chmury punktów wygenerowane ze zdjęć of object, which were supposed to be most active. The zostały połączone z chmurą punktów pozyskaną metodą orientation of all collected images (archival and 2013) was skaningu laserowego. Uwzględniono dane aktualne i ar- performed using the bundle adjustment method. This en- chiwalne, wskutek czego otrzymano pięć chmur punktów abled the subsequent generation of the dense point clouds zdefiniowanych jednoznacznie w układzie współrzędnych representing the state of an object in above-mentioned geodezyjnych PL-2000. W celu uzyskania ilościowych osza- years. The point clouds generated from aerial and ground cowań przeobrażeń powierzchni obiektu dokonano analizy photos from 2013 have been combined with the point cloud porównawczej chmur punktów z wykorzystaniem algoryt- from the laser scanning. Taking into account the current mu M3C2. Powstałe mapy wskazują, że w latach 1976–1989 and archival data a total number of 5 point clouds describ- w obrębie analizowanych form terenowych nie stwierdzono ing the object’s surface in selected years was obtained. The intensywnych zmian. Intensywne przeobrażenia powierzch- orientation was provided in the coordinate system PL-2000. ni stoku nastąpiły natomiast między latami 1996 i 2013. To obtain quantitative estimates of the object’s surface transformations a comparative analysis of point clouds was Słowa kluczowe: zdalne pozyskiwanie danych, integra- carried out, using an algorithm M3C2. The resulting maps cja danych archiwalnych i współczesnych, fotogrametria of changes demonstrate that during the years 1976–1996

sekcja1_03-06k2.indd 121 2016-06-08 12:17:50 122

in this area there has been no intense changes. In contrast, odwzorowanie powierzchni mierzonego obiektu za pomo- intense transformation of slope’s surface occurred between cą odpowiednio wykonanych fotografii. Skaning laserowy the years 1996 and 2013. pozwala na osiągnięcie tego samego efektu przez rejestra- cję gęstego zbioru punktów obiektu na bieżąco w czasie Keywords: remote data acquisition, integration of ar- pomiaru na drodze „przeczesywania” terenu wiązką elek- chival and present data, digital photogrammetry, terrestrial tromagnetyczną. laser scanning, analysis of the transforms of colluviums Wskazanie optymalnej techniki pomiaru rzeźby wyso- kogórskiej jest zagadnieniem wieloaspektowym oraz silnie Wstęp uzależnionym od charakterystyki obiektu badań i wymo- gów stawianych opracowaniu końcowemu. Z drugim z wy- Tło historyczne mienionych czynników ściśle wiąże się pojęcie dokładności Historia stosowania fotogrametrycznych metod pomia- pomiaru. Podczas szacowania możliwości dokładnościo- rowych w badaniach rejonów wysokogórskich liczy sobie wych poszczególnych metod w badaniach określonego już ponad 100 lat. W Polsce pionierskie prace na terenie obiektu należy pamiętać, że możliwości te są wypadkową Tatr prowadził w latach 1917–1918 prof. Kasper Weigel wielu czynników, do których należą m.in.: parametry tech- z zespołem pracowników Politechniki Lwowskiej. W latach niczne urządzeń, w tym te charakteryzujące możliwą do następnych do prac włączyło się wiele osób i instytucji (Bo- osiągnięcia rozdzielczość geometryczną, kształt obiektu rowiec, 1977). Koronnym efektem były dwa wydania (1934, i charakter jego powierzchni, rodzaj pokrywy roślinnej 1938) Mapy fotogrametrycznej TATRY – część polska w skali (jeżeli występuje), ograniczenia w swobodzie doboru sta- 1:20 000. Mapa ta, opublikowana przez Wojskowy Instytut nowisk pomiarowych czy geometria pomiaru (wielkość Geograficzny w Warszawie, przez wiele następnych dekad piksela terenowego i stosunek bazowy w przypadku zdjęć wykorzystywana była przez badaczy jako wiarygodny i bar- oraz średnica plamki lasera i kąt jej padania w przypadku dzo precyzyjny podkład kartograficzny. skaningu laserowego). Zawsze trzeba pamiętać, że wraz Na przełomie lat 50. i 60. XX w. kolejny zespół badaw- ze wzrostem wymagań dokładnościowych rosną również czy, złożony z pracowników Uniwersytetu Warszawskiego koszty pracy i jej czasochłonność. i prowadzony przez prof. Kazimierza Guzika, wykonał sze- reg prac fotogrametrycznych, które w dalszej perspektywie Charakterystyka obiektu badań dostarczyły podkładów mapowych do geologicznych opra- Przedmiotem prac badawczych stanowiących podstawę cowań kartograficznych. Dekadę później, na przełomie lat niniejszej publikacji jest Wielki Piarg, zlokalizowany w pol- 60. i 70., zarejestrowano pierwsze lotnicze zdjęcia obszaru skiej części Tatr Wysokich – zespół stożków usypiskowych Tatrzańskiego Parku Narodowego (TPN). (piargowych) tworzących stok rozciągający się między Od roku 1974 z inicjatywy Oddziału Krakowskiego brzegiem Morskiego Oka a podstawą północnej ściany Pol­skiego Towarzystwa Przyjaciół Nauk o Ziemi (OK Mięguszowieckich Szczytów. Stok ma ekspozycję północ- PTPNoZ) rozpoczęto systematyczne gromadzenie stereo- ną, łączną powierzchnię ok. 20 ha i zmienne nachylenie fotogrametrycznej dokumentacji zjawisk powierzchnio- w różnych partiach. Mimo położenia Wielkiego Piargu wych w wybranych rejonach TPN. Prace te (temat własny na granicy piętra leśnego procesy stokowe uniemożliwiają OK PTPNoZ: 7/W/76) prowadzono w ścisłej współpracy rozwój roślinności drzewiastej. Górne partie stoku pokry- z Dyrekcją i Radą Naukową TPN oraz z wieloma instytu- wa materiał skalny w postaci ostrokrawędzistych bloków cjami, w tym z Naukowym Kołem Geodetów z krakowskiej i odłamków skalnych. Dolne, mniej aktywne lub całkowicie Akademii Górniczo-Hutniczej. Wykonano dokumentacje stabilne części stoku porasta kosodrzewina. fotogrametryczne w ponad 20 wytypowanych rejonach W obrębie Wielkiego Piargu wyróżniono cztery mniej- (bazach) na terenie TPN (Borowiec, 1996). Dla bazy nr 5 sze formy morfologiczne: Szeroki Piarg, Skalnisty Piarg, w rejonie Morskiego Oka (stożki piargowe pod północną Zielony Piarg i Kosowinowy Piarg (ryc. 1). Całość formacji ścianą Mięguszowieckiego Szczytu Wielkiego) zgromadzo- skalnej jest obiektem wieloletnich badań geomorfologicz- no najbogatszy materiał dokumentacyjny. Kolejną próbą nych dotyczących procesów stokowych występujących na opracowania wybranych materiałów jest praca magister- tym terenie, a także długookresowych przemian rzeźby ska Katarzyny Pogorzelec (2014) – stanowiąca fundament powierzchni stoku (Kotarba, 2004; Gądek i in., 2010; Ko- badawczy niniejszej publikacji, który został uzupełniony tarba, 2014). o doświadczenia pozostałych współautorów. Topografia obszaru Wielkiego Piargu okazuje się względnie sprzyjająca pod kątem pozyskiwania danych Krótkie wprowadzenie do zagadnienia pomiarowych różnymi metodami. Położenie bezpośred- pomiaru rzeźby terenu nio nad stawem zapewnia dogodne wizury obserwacyjne Dane pomiarowe konieczne do badań dynamiki zmian z rejonu schroniska, jak również z kilku punktów położo- rzeźby terenu mogą być pozyskiwane różnymi metodami, nych bliżej obiektu. Daje to możliwość dogodnej lokalizacji jednakże zwłaszcza w obszarach górskich preferowane są stanowisk kamer fotogrametrycznych i skanerów dalekiego metody zdalne – w szczególności należy tu wymienić fo- zasięgu – zarówno w sensie kompletności pozyskania da- togrametrię naziemną lub lotniczą oraz skaning laserowy nych, jak i ich dokładności. Pewne odsunięcie obiektu od (Kolecka, 2012). Istotą pomiarów fotogrametrycznych jest stromych ścian Mięguszowieckich Szczytów pozwala na

sekcja1_03-06k2.indd 122 2016-06-08 12:17:50 123

Legenda: między akwizycją danych. Omówienie metodyki wykorzy- stanowisko fotogrametryczne stania poszczególnych rodzajów danych i sposobu ich in-­ punkt osnowy geodezyjnej tegracji dla potrzeb badania dynamiki zmian obiektu zo- szlaki piesze stanie poprzedzone opisem wykonanych po­miarów oraz wybranych parametrów geometrycznych i dokładnościo- wych zgromadzonych danych.

Materiały źródłowe

Materiał badawczy zebrany w celu opracowania przed- miotowej analizy zmian powierzchni to szeroki zestaw da­ nych pomiarowych pochodzących z geodezyjnych pomia­rów bezpośrednich wykonanych w latach 1976–2013 w re­­jo­nie Morskiego Oka. Dane pozyskiwano metodami analo­gowej i cyfrowej fotogrametrii naziemnej oraz fotogrametrii lot­ niczej (BSL), a także techniką naziemnego skanowania la­ serowego (light detection and ranging, LiDAR). Materiały najbardziej aktualne pochodzą z pomiarów wykonanych w roku 2013 specjalnie na potrzeby niniejszego opracowa- nia. Całość pomiarów nawiązano do osnowy geodezyjnej (ryc. 1).

Archiwalne zdjęcia analogowe Fotogramy archiwalne pozyskano fototeodolitami Pho­- theo 19/1318 firmy Carl Zeiss Jena w okresach letnio-je-­ siennych lat 1976–1996 w ramach prac badawczych róż- nych jednostek naukowych. Zobrazowania w postaci mo­ Ryc. 1. Rozmieszczenie stanowisk kamery (2013) i punktów nochromatycznych klisz szklanych zachowały się w do- osnowy geodezyjnej brym stanie technicznym. Wybrane informacje dotyczące Fig. 1. Localization of camera stations (2013) and survey geometrii zdjęć analogowych przedstawia tabela 1. control points W celu umożliwienia cyfrowego opracowania zdjęć i wy­korzystania ich w opisanych badaniach wszystkie kli-­ pozyskanie zdjęć z bezzałogowego statku latającego (bez- sze zeskanowano skanerem fotogrametrycznym PHOTO­ załogowe systemy latające, BSL), do czego niezbędna jest SCAN – TD firmy Intergraph – Zeiss z rozdzielczością 14 μm. odpowiednia widoczność satelitów GPS. Teren Wielkiego Po dokonaniu oceny jakości materiału archiwalnego w ana- Piargu nie cechuje się dużym spadkiem, a więc ze wzglę- lizach postanowiono wykorzystać zdjęcia z lat 1976, 1977, du na wymogi ochrony środowiska może być uzbrojony 1989 i 1996. Klisze fotogrametryczne pochodzące z lat 1990, w tymczasowe sygnały punktów osnowy skaningowej czy 1991, 1992, 1995 (oznaczone w tabeli gwiazdkami) zostały fotopunkty. poddane procesowi skanowania, nie wzięły jednak udziału w dalszym opracowaniu (ze względu na ograniczone moż- Zarys podejścia badawczego liwości czasowe). W celu określenia długoterminowych zmian powierz­ chni terenu zgromadzono szeroki zbiór dokumentacji ar­- Cyfrowe zdjęcia naziemne chiwalnej w postaci analogowych, naziemnych zdjęć foto-­ Naziemne zdjęcia cyfrowe pozyskano we wrześniu grametrycznych. Dane te pozwoliły na odtworzenie po- 2013 r. z czterech stanowisk nad brzegiem Morskiego Oka wierzchni terenu w latach 1976–2013. W celu opracowania (ryc. 1). Wykorzystano uprzednio skalibrowaną lustrzankę najbardziej współczesnego modelu terenu wykonano szer­ eg cyfrową Nikon D5200 z obiektywem Nikkor AF 85 mm prac pomiarowych o zasięgu obejmującym obszar Wiel­- f/1.8 d. Rozdzielczość matrycy formatu DX 4000 × 6000 za- kiego Piargu. W ramach obozu naukowego KNG Dahlta, pewniła uzyskanie piksela terenowego o wielkości 4–6 cm działającego przy AGH, we wrześniu 2013 r. przeprowa­ dla zdjęć pozyskanych ze stanowisk 2 i 3 oraz 3–5 cm dla dzono niezbędne prace związane z osnową, a także pozy­ zdjęć pozyskanych ze stanowisk 1 i 4. skano naziemne i lotnicze (z pokładu drona) zdjęcia cyfro­ Ze stanowisk 1 i 4 (ryc. 1) wykonano po sześć zdjęć, we znacznego obszaru Wielkiego Piargu. Zrealizowano a z położonych bliżej schroniska stanowisk 2 i 3 – po trzy. rów­nież skanowanie laserowe skanerem średniego zasięgu Aby możliwe było wyrównanie sieci tak zrobionych zdjęć, dla wybranych fragmentów Szerokiego Piargu. Ponieważ należało zachować odpowiednie pokrycie między zdjęcia- dysponowano danymi archiwalnymi i współczesnymi, wy­- mi wykonanymi z danego stanowiska (Kolecki i Kolecka, generowano modele powierzchni terenu dla różnych okre­- 2013). Przykładowy sposób wykonania zdjęć ze stanowiska sów, co pozwoliło na określenie zmian, które za­cho­dziły 1 w postaci mozaiki przedstawiono na rycinie 2.

sekcja1_03-06k2.indd 123 2016-06-08 12:17:51 124

Tab. 1. Charakterystyka analogowych zdjęć archiwalnych wykorzystywanych w pracy Tab. 1. Characteristics of analog, archival images

Odległość Piksel Długość bazy Stała od obiektu Stosunek terenowy Rocznik Rodzaj zdjęć fotogrametrycznej kamery Własność (zakres) bazowy (zakres) [m] [mm] [m] [mm]

stereogram zdjęć zwróconych 1976 (kąt 13g) dr inż. Władysław 215 194,42 790–1190 0,22 Borowiec, WGGiIŚ stereogramy zdjęć normalnych 1977 AGH, OK PTPNoZ i zwróconych (kąt 13g) 1989 195,17 0,20 57 ÷ 86 1990* po jednym stereogramie zdjęć 1991* normalnych i jednym stereogra- 195,76 0,20 dr inż. Leszek g 195 800–1200 1992* mie zdjęć zbieżnych (kąt 35 ) Kolondra, WNoZ UŚ z każdego rocznika 1995* 195,09 0,20 1996

* – zdjęcia poddane procesowi skanowania, ale nieuwzględnione w dalszym opracowaniu

Ryc. 2. Zasięg cyfrowych zdjęć pomiarowych pozyskanych ze stanowiska 1 Fig. 2. Coverage of digital photogtrammetric images acquired from stand #1

Cyfrowe zdjęcia lotnicze Rozkład wartości pokrycia i zasięgi zdjęć przedstawiono Cyfrowe zdjęcia lotnicze wykonano przy użyciu oktokop- na rycinie 3. tera wyposażonego w kamerę cyfrową Sony Alpha NEX-7 z matrycą APS-C o rozdzielczości 4000 × 6000 pikseli. Naziemny skaning laserowy Wykorzystano obiektyw SIGMA 19 mm f/2.8 EX DN. Loty Ostatni zestaw danych wykorzystanych do analiz pocho- pomiarowe zrealizowano na bazie zaplanowanych linii na- dzi z naziemnego pomiaru skaningowego obszaru Szerokie- lotowych za pomocą modułu sterującego wyposażonego go Piargu, który to pomiar przeprowadzono we wrześniu w odbiornik GPS i sensory inercyjne. Z uwagi na proble- 2013 r. Rejestracji dokonano skanerem laserowym Leica my z odbiorem sygnału GPS w bliższym sąsiedztwie ścian ScanStation C10, należącym do grupy skanerów średniego Mięguszowieckich Szczytów wykonano dwa loty, stosując zasięgu. Dokładność pomiaru położenia punktu w układzie zróżnicowany kąt wychylenia osi kamery od pionu (20° skanera wynosi 6 mm (1 s; s – odchylenie standardowe) i 60°). W przypadku pierwszego lotu osiągnięto piksel do odległości 50 m. Deklarowany przez producenta zasięg terenowy równy ok. 3,5 cm, w przypadku drugiego – ok. skanera wynosi 300 m (90% albedo), jednak w warunkach 6 cm. Do opracowania wybrano ostatecznie 23 zdjęcia. pomiaru (niskie albedo) osiągnął ok. 100 m. Stosunkowo

sekcja1_03-06k2.indd 124 2016-06-08 12:17:52 125

0 1 2 3 4 5

Ryc. 3. Zasięgi wybranych zdjęć pozyskanych za pomocą BSL (wychylenie osi kamery 60°, wysokość 215 m nad powierzchnią Morskiego Oka). Kolory przypisano do krotności pokrycia – liczby zdjęć, na których znajduje się dany punkt Fig. 3. Coverages of exemplary UAV images (inclination of camera axis: 60°, altitude over Morskie Oko: 215 m). Each colour represents the coverage value – the number of images certain point can be projected into

niewielki zakres pracy instrumentu (biorąc pod uwagę orientacji zewnętrznej zdjęć z różnych lat, postanowiono ukształtowanie terenu) zadecydował o konieczności wkro- do jednej sieci włączyć zarówno zdjęcia archiwalne, jak i na- czenia z pomiarem bezpośrednio na obszar stoku i realizacji ziemne zdjęcia cyfrowe, aby ostatecznie przeprowadzić wy- 15 stanowisk instrumentu. Równocześnie zapewniono 21 lo­- równanie całej sieci, bez stosowania jakichkolwiek podzia- kalizacji punktów wiążących osnowy skaningowej. Ska- łów. Proponowana koncepcja jednoczesnego wyrównania nowanie wykonano z rozdzielczością od 0,7 do 1,5 cm na sieci zdjęć napotkała problemy natury praktycznej związane 10 m przy maksymalnych długościach celowych do 300 m. z trudnościami w odnalezieniu promieni homologicznych Pomiar pozwolił na zgromadzenie danych terenowych dla dla zdjęć, które dzieliła znaczna rozpiętość czasowa (wyno- obszaru przewidywanych największych zmian – rynny usy- sząca maksymalnie 37 lat). Dodatkowo należało pamiętać piskowej w centralnej części Szerokiego Piargu. o tym, by punkty wiążące zdjęcia z różnych lat lokować na obszarach wolnych od przekształceń powierzchni terenu. Osnowa geodezyjna Ogółem sieć zawierała 32 zdjęcia. Dla zdjęć analogo­- W celu zapewnienia integracji wszystkich danych wych wykonano orientację wewnętrzną na podstawie współ­­- terenowych we wspólnym układzie odniesienia i nada- rzędn­­ ych znaczków tłowych. Po pomiarze punktów wią- nia im georeferencji zebrano niezbędną dokumentację żących i fotopunktów przeprowadzono wyrównanie me- oraz przeprowadzono dodatkowe pomiary tachimetryczne todą wiązki i uzyskano parametry dokładnościowe ujęte i statyczne pomiary GPS osnowy geodezyjnej w rejonie w tabeli 2. Morskiego Oka (ryc. 1; KNG Dahlta, 2013). Pozwoliło to na wyznaczenie współrzędnych punktów osnowy w obowią­ Blok zdjęć lotniczych (BSL) zującym układzie współrzędnych geodezyjnych PL-2000, Geometria zdjęć lotniczych generuje problem z lokali- a w dalszym etapie prac umożliwiło obliczenie współrzęd- zacją punktów homologicznych względem zdjęć naziem- nych przestrzennych fotopunktów i punktów osnowy ska- nych – stok widziany jest pod innym kątem. Zadecydowało ningowej z roku 2013. to o wydzieleniu bloku tych zdjęć do oddzielnego wyrów- nania. Wyrównanie wykonano w programie Topcon Image Prace obliczeniowe Master. Wybrane parametry obliczeń podano w tabeli 3.

Sieć zdjęć naziemnych Opracowanie danych LiDAR Ze względu na to, że dokładność wyznaczenia zmian W programie Leica Cyclone – na podstawie punk- ściśle wiąże się ze względną dokładnością elementów tów osnowy skaningowej – przeprowadzono wzajemne

sekcja1_03-06k2.indd 125 2016-06-08 12:17:53 126

Tab. 2. Parametry dokładnościowe wyrównania sieci zdjęć Kiedy dobiera się narzędzie do automatycznego gene- naziemnych rowania chmur punktów ze zdjęć, należy zwrócić uwagę na Tab. 2. Accuracy characteristics of terrestrial image network takie praktyczne aspekty jak możliwość ustawienia gęstości adjustment punktów siatki i parametrów matchingu. Inną pożądaną cechą jest możliwość obsługi zdjęć z kamer analogowych Nazwa parametru Wartość [jednostka] (uwzględnienie znaczków tłowych). Oprogramowanie wy- Średni błąd kwadratowy współrzędnej brane do realizacji omawianego etapu prac daje takie moż- 0,41 [piksele] obrazowej liwości. Generowanie chmur punktów na podstawie zdjęć naziemnych przeprowadzono na stacji fotogrametrycznej Maksymalna wartość odchyłki liniowej 0,92 [piksele] na zdjęciu SOCET-SET. Proces wymagał szeregu prac przygotowaw- czych (Pogorzelec, 2014), gdyż narzędzie to przeznaczone Średnia liniowa wartość odchyłki 0,12 [m] jest do pracy ze zdjęciami lotniczymi. Generowanie chmur na fotopunkcie punktów dla zdjęć lotniczych zrealizowano w oprogramo- Maksymalna liniowa wartość odchyłki waniu Topcon Image Master. 0,15 [m] na fotopunkcie Podstawową jednostką służącą do automatycznego ge- nerowania chmur punktów jest para zdjęć – niekoniecznie stereogram (zdjęcia normalne lub o geometrii zbliżonej Tab. 3. Parametry dokładnościowe wyrównania bloku zdjęć do normalnych). Wiele z dostępnych obecnie algorytmów lotniczych do matchingu pozwala uzyskać dobre efekty generowania Tab. 3. Accuracy characteristics of UAV image bundle block chmur punktów także na podstawie zdjęć zbieżnych. Nale- adjustment ży jednak pamiętać, że przeciętne wartości kątów przecięcia promieni jednoimiennych w obrębie wybranych par zdjęć Nazwa parametru Wartość [jednostka] nie mogą być zbyt duże z powodu dużego zróżnicowania sceny, gdyż ma to niekorzystny wpływ na gęstość chmury Średni błąd kwadratowy od 0,39 do 0,69 [piksele] współrzędnej obrazowej (zależnie od zdjęcia) wynikowej. Nie mogą być także zbyt małe – z uwagi na ne-­ gatywny wpływ na dokładność. Dodatkowo różnice w wiel- X 0,012 [m] Średnie błędy kwadratowe kości piksela terenowego nie mogą być znaczące. współrzędnych fotopunk- Y 0,020 [m] W celu wygenerowania chmur punktów wybrano tów Z 0,016 [m] pary zdjęć: 1 stereogram z 1976 r., 4 stereogramy z 1977 r., 3 stereogramy z 1989 r., 3 stereogramy z 1996 r., 21 par zdjęć z 2013 r., zdjęcia lotnicze z 2013 r. Dla zdjęć naziem- dopasowanie skanów. Następnie na bazie współrzędnych nych z roku 2013, ze względu na wcześniej sygnalizowane terenowych punktów osnowy skaningowej nadano chmu- uwarunkowania geometryczne, pary tworzono między rze punktów odniesienie z dokładnością 1,2 cm (1 s). stanowiskami: 1 i 4, 2 i 3, 2 i 4 oraz 1 i 3 (ryc. 1). Dla zdjęć Uzyskany zestaw punktów obiektu został w dalszym eta-­ naziemnych uzyskano chmury punktów o maksymalnej pie prac poddany manualnej filtracji danych, w celu usunię- gęstości 19 pkt/m2, a dla zdjęć lotniczych – 4 pkt/m2. cia punktów reprezentujących roślinność i wszelkie zbędne W dalszym etapie prac połączono chmury punktów elementy pokrycia powierzchni. Otrzymany zbiór danych generowane na podstawie jednolitych czasowo zestawów charakteryzował się rozdzielczością 1500 punktów na 1 m2 danych i uzyskano pięć zbiorów danych. Przeprowadzono i stanowił bardzo szczegółowe odwzorowanie terenu. Bio­ także manualną edycję chmur, polegającą na odrzuceniu rąc pod uwagę dokładności wymagane przy analizach prze-­ punktów reprezentujących drzewa i kosodrzewinę. Na kształceń terenu i możliwości operacyjne wykorzystanego potrzeby wizualizacji wyników analiz stworzono ponad- oprogramowania, zdecydowano się na zmniejszenie gęsto­ to numeryczny model terenu; korzystano z połączonych ści zbioru danych w celu ułatwienia ich dalszego przetwa­- chmur punktów (ryc. 4). rzania. Chmura punktów ze skanowania laserowego wyko- rzystana do przedmiotowych analiz cechowała się ostatecz- Analizy porównawcze nie gęstością ok. 14 punktów na 1 m2 powierzchni. Dostępne obecnie oprogramowanie geoinformatyczne Generowanie chmur punktów na podstawie zdjęć oferuje szeroki zestaw narzędzi do analiz przekształceń oraz integracja danych powierzchni. Jedną ze struktur danych najpowszechniej Podstawą do przeprowadzenia analiz dynamiki zmian stosowanych do tych celów są zbiory punktowe. Obecnie są dane w formie chmur punktów. W przypadku zdjęć fo- wyróżnia się dwie główne metody prowadzenia badań po-­ togrametrycznych dane punktowe można pozyskać drogą równawczych na punktach. Pierwszy z nich zakłada obli-­ manualnego pomiaru stereoskopowego na stacji fotogra- czenie wielkości zmian na podstawie identyfikacji punk- metrycznej lub automatycznie, w procesie matchingu. Dru- tów wzajemnie sobie odpowiadających w dwóch zbiorach ga z metod była jedyną możliwą – z uwagi na stosunkowo danych i określenie wielkości różnicy atrybutu w tej loka- znaczny zbiór danych, jak również pożądaną, względnie lizacji. Drugi opiera się na wyznaczaniu różnic odległo- wysoką gęstość chmur punktów. ści między punktami w dwóch chmurach punktów, bez

sekcja1_03-06k2.indd 126 2016-06-08 12:17:53 127

wysokość n.p.m. [m] 1620 1590

1540

1490

1440

0 50 100 200 m 1390

Ryc. 4. Numeryczny model terenu (2013) wygenerowany na podstawie połączonych chmur punktów Fig. 4. Digital elevation model (2013) generated using integrated point cloud

identyfikacji tych samych punktów (Lague i in., 2013). Po-­ chniach zamodelowanych na podstawie pierwotnego zbioru nieważ pierwsza metoda bardzo często jest trudna do za- danych). Ze względu na zaawansowany algorytm wyzna- stosowania na obszarach znacznych zmian terenu, coraz czania odległości metoda ta dobrze sprawdza się w przy- większym zainteresowaniem cieszy się wykorzystane tutaj padku terenów o dużych różnicach wysokości i znacznych drugie podejście. spadkach terenu. Uwzględnia błędy danych wejściowych Metodą porównawczą wybraną do przedmiotowych ana-­ i dostarcza charakterystyki dokładnościowej wyników ana­- liz jest algorytm M3C2 (Multiscale Model to Model Cloud lizy. Comparison; Lague i in., 2013). M3C2 to rozwinięta wersja Analizy algorytmem M3C2 przeprowadzono w progra­ algorytmu porównawczego dla pary chmur punktów C2C mie CloudCompare. Dobrano optymalne parametry wej- (Cloud-to-Cloud, chmura do chmury), która wyznacza ściowe algorytmu i wygenerowano mapy różnic w przedzia­- różnice między modelami danych na podstawie odległo- łach czasowych: 1976–1977, 1977–1989, 1977–1996, ści między najbliższymi sąsiednimi punktami. Głównym 1977–2013, 1989–1996 i 1996–2013. Jako model danych re- usprawnieniem M3C2 względem C2C jest bardziej zaawan- ferencyjnych w każdym przypadku wybierano dane z wcze­- sowany, a dzięki temu dokładniejszy sposób wyznaczania śniejszego okresu. Dodatkowo wykonano porównania mię-­ odległości między punktami. Wynika to z zastosowania lo-­ dzy rokiem 1977 a danymi z poszczególnych technik po- kalnej interpolacji modelu powierzchni i uwzględnienia miarowych z 2013 r. dokładności porównywanych danych. M3C2 okazuje się Sprawdzono także poziom zgodności modeli terenu wy-­ szczególnie przydatny w badaniach dotyczących powierzch- generowanych na podstawie różnych metod pomiarowych ni terenu. Ponieważ opiera się na danych punktowych, nie wykorzystanych podczas pomiarów w roku 2013. Na po- występują tu błędy modelowania powierzchni (nieprawi- niższych histogramach (ryc. 5–7) przedstawiono rozkła­ -­ dłowe przybliżenia kształtu obiektu – jak może się zdarzyć ­dy różnic między poszczególnymi zestawami danych. Na w przypadku metod wykonujących obliczenia na po­wierz-­­ wykresach podano również wartości estymatorów wartości

sekcja1_03-06k2.indd 127 2016-06-08 12:17:54 128

średniej (m) i odchylenia standardowego (s); w kolorze Wyniki analiz czerwonym przedstawiono krzywą rozkładu gęstości roz- kładu normalnego. Najlepszą zgodność uzyskano dla Pierwszy z badanych przedziałów czasowych (1976– porównania danych uzyskanych metodą skanowania la- 1977) nie pozwolił na sformułowanie konkretnych i rze­- serowego i fotogrametrii naziemnej (ryc. 5). Histogram telnych wniosków dotyczących przekształceń terenu. Po- prezentujący to porównanie cechuje się wyraźną asyme- wodem tego była niska jakość NMT powstałego z pojedyn- trią – wizualnie nie jest zgodny z rozkładem normalnym, czego stereogramu z 1976 r. Chmura punktów z roku 1976 ale jednocześnie ma najmniejsze rozproszenie. Histogramy obejmowała obszar znacznie mniejszy niż w przypadku przedstawione na rycinach 6 i 7 charakteryzują się pew- pozostałych lat i charakteryzowały ją liczne nieciągłości nym odsunięciem od zera punktu, dla którego notowane (miejsca bez punktów). są największe gęstości. Przyczyny tego zjawiska, podobnie Analiza zestawu danych z lat 1977–1989 wykazała punk­- jak przyczyny zauważalnej asymetrii, trudno wytłumaczyć. towe zmiany w zakresie do 0,5 m na obszarze całego stoku. Można założyć, że odnotowane różnice, mieszczące się W obrębie Wielkiego Piargu nie odnotowano powstania w ogromnej większości w przedziale ±0,5 m, są rezulta- nowych form terenowych, co pozwala przypuszczać, że tem charakteru powierzchni i rozdzielczości pozyskanych w latach tych nie zaszły znaczące procesy deformujące po­ chmur punktów. wierzchnię stożków. Bardziej zróżnicowane wyniki uzyskano w przypadku porównania danych dla lat 1977 i 1996. Analiza wykazała różnice wysokości terenu do maksymalnej wartości 4 m dla obszarów akumulacji obszaru skalnego i do 3 m w rejo- nach jego ubytku w stosunku do lat poprzednich. Przyrost materiału skalnego odnotowano w najwyższych partiach Szerokiego Piargu, po jego wschodniej stronie, gdzie na fotografiach z 1977 r. zauważalna była rynna osuwiskowa. Maksymalne wartości ubytku materiału skalnego i obniże- nia się powierzchni stoku stwierdzono w najwyższej części Zielonego Piargu, u podstawy ściany skalnej. Wartości te mogą jednak być błędnie zawyżone z uwagi na pozostało­- ści pokrywy śnieżnej odfotografowane w tym rejonie na zdjęciach z 1977 r. Dla pozostałych obszarów analiza wy- kazała punktowe różnice wysokości terenu do wartości 0,5 m. Podobne wyniki dało porównanie danych z lat 1989 Ryc. 5. Histogram różnic (M3C2) dla modeli stworzonych i 1996. Przestrzenny rozkład zmian pokrywał się z wynika- ze zdjęć naziemnych i skanowania laserowego mi z lat 1977–1996. Zmniejszyły się natomiast maksymalne Fig. 5. Histogram of differences (M3C2) between models wartości zmian, co jest zrozumiałe w kontekście krótszego obtained using terrestrial images and laser scanning przedziału czasowego analizy.

Ryc. 6. Histogram różnic (M3C2) dla modeli stworzonych Ryc. 7. Histogram różnic (M3C2) dla modeli stworzonych ze zdjęć naziemnych i lotniczych ze zdjęć lotniczych i skanowania laserowego Fig. 6. Histogram of differences (M3C2) between models Fig. 7. Histogram of differences (M3C2) between models obtained using terrestrial and aerial images obtained using aerial images and laser scanning

sekcja1_03-06k2.indd 128 2016-06-08 12:17:54 129

Najciekawsze wyniki uzyskano dla dwóch ostatnich ponad 1,5 m w górnych partiach. Do roku 1996 następowa- analiz: 1977–2013 oraz 1996–2013. Graficzną prezentację ło jej stopniowe zasypywanie i zrównywanie z powierzch- wyznaczonych różnic wysokości terenu stanowią ryciny nią stoku. Po 1996 r. wzdłuż całej powierzchni Szerokieg­­ o 8 i 9. Przekształcenia wykazane na przestrzeni lat 1977– Piargu pojawiło się podłużne rozcięcie w postaci rynn­ y 2013 wykazują te same tendencje co dla zestawu danych spływów gruzowych. Granice rynny zostały nad­budowane 1996–2013, przy czym charakteryzują się większą rozpię- podłużnymi wałami brzeżnymi w centralnych partiach tością różnic wysokości terenu. stoku. W najgłębszych miejscach rynny wywołało to zmia­- Na rycinach 8 i 9 widocznie są obszary zmian wyso- ny powyżej 1,5 m3 na powierzchni 1 m2. Po 1996 r. na ob­ kości terenu, do jakich doszło w latach 1977–2013 i 1996– szarze Zielonego Piargu zaszły zjawiska morfologiczne, któ- 2013. Najwyższe wartości ubytku materiału skalnego, do re spowodowały poszerzenie środkowej części starej ryn­- ok. 4 m, odnotowano w centralnej części Szerokiego Piar­ ny osuwiskowej w kierunku wschodnim. Na tym obszarze gu (widoczne na obu poniższych rycinach w postaci nie­ stwierdzono zmiany od 1,5 do 4 m głębokości. Na prze- bieskiej wstęgi biegnącej wzdłuż Szerokiego Piargu i w środ- strzeni badanych 37 lat (1976–2013) odnotowano nie­- kowej części Zielonego Piargu). wielkie (do 0,5 m) przekształcenia w obrębie górnych i cen­ Obszary znacznej akumulacji materiału skalnego za- tralnych partii Skalnistego Piargu. Wykazane zmiany po uważyć można głównie na powierzchni Szerokiego Piar- stronie wschodniej wynikają najprawdopodobniej z roz- gu. Są one zlokalizowane wzdłuż opisanej wyżej rynny woju roślinności na stoku, po stronie zachodniej mogły erozyjnej (tworzą jej wały brzegowe), a także w wyższych natomiast zostać wywołane ruchem pojedynczych głazów partiach piargu po stronie wschodniej, w miejscu dawnej i drobnej frakcji skalnej przemieszczającej się w dół stoku. rynny osuwiskowej (zmiana wykazana także przy porów- Piarg uznać można za stabilny, nie zauważono występowa- naniu danych z lat 1977 i 1996). Dodatkowo lokalne obsza- nia znaczących przekształceń powierzchni terenu. ry przyrostu materiału skalnego stwierdzono u podnóży Opisane wyniki analizy pokrywają się z opiniami geo- całego obszaru Wielkiego Piargu, co wydaje się właściwe morfologów dotyczącymi historii procesów stokowych na ze względu na proces ciągłego przemieszczania się frakcji tym obszarze. Maksymalne zmiany wysokości terenu wy- skalnej w dół stoku pod wpływem działania siły ciężkości. kazane po roku 1996 w obrębie Szerokiego i Zielonego Piargu są następstwem gwałtownych zjawisk masowych, do Podsumowanie których doszło w sierpniu 2011 r. i we wrześniu 2012 r. (Kotarba, 2014). Jak stwierdzono na podstawie przeprowadzonych ana- Metody fotogrametryczne, wykorzystujące zdjęcia po- liz, w latach 70. XX stulecia w górnej, wschodniej części zyskane ze stanowisk naziemnych, jak również z pokładu Szerokiego Piargu istniała rynna osuwiskowa o głębokości drona, pod wieloma względami okazały się odpowiednie

5451200 Morskie Oko 4.0 3.5 5451150 3.0

2.5 5451100 2.0

5451050 1.5 1.0

5451000 0.5

0.0 5450950 -0.5

-1.0 5450900 -1.5

5450850 -2.0 -2.5

5450800 Mięguszowieckie -3.0 Szczyty -3.5 5450750 -4.0 [m] 7431800 7431900 7432000 7432100 7432200 7432300

Ryc. 8. Zmiany powierzchni terenu dla danych z lat 1977–2013 Fig. 8. Changes in landforms within the period 1977–2013

sekcja1_03-06k2.indd 129 2016-06-08 12:17:54 130

5451200 Morskie Oko

4.0 3.5 3.0

5451100 2.5 2.0 1.5 1.0

5451000 0.5 0.0

-0.5 -1.0 -1.5 5450900 -2.0 -2.5

Mięguszowieckie -3.0 Szczyty -3.5 5450800 -4.0 [m]

7431800 7431900 7432000 7432100 7432200 7432300

Ryc. 9. Zmiany powierzchni terenu dla danych z lat 1996–2013 Fig. 9. Changes in landforms within the period 1996–2013

do monitoringu przeobrażeń rzeźby Wielkiego Piargu. Przede wszystkim należy podkreślić fakt, że fotogrametria Problematyka dokładności prowadzonych analiz prze- naziemna i lotnicza (stosowane łącznie, jak również osob- strzennych nie jest wprawdzie główną osią niniejszej pra- no) dobrze sprawdzają się w monitorin­gu przeobrażeń cy, ale zaznaczyć należy, że uzyskane wyniki nie pozostają rzeźby terenu i pozwalają uzyskać dokładności wystar- w sprzeczności z obserwacjami terenowym. Rezultaty doty- czające do analiz tego typu. W kontekście monitorowa­- czące zaistnienia określonych zjawisk (rozcięcie w obszarze nia zmian rzeźby terenu, ze względu na specyfikę i ekono- Szerokiego Piargu) są zgodne z przewidywaniami i wnoszą mię pracy (wymagany krótki czas wykonania i opracowa- do badań istotne charakterystyki ilościowe. Mogą one być nia pomiarów, niższe koszty pracy, sprzętu pomiarowego przedmiotem dalszej interpretacji na polu geomorfologii i oprogramowania obliczeniowego, objętość i rozdzielczość i mieć istotne walory poznawcze w obszarze nauk przy- geometryczna pozyskanych danych terenowych) uzasad- rodniczych. W celu osiągnięcia pełniejszej reprezentacji nione i wystarczające wydaje się stosowanie technik foto- procesów wskazane byłoby prowadzenie badań w większej grametrycznych. Fotogrametria lotnicza (unmanned aerial rozdzielczości czasowej, zwłaszcza w przypadku bardziej vehicle, UAV) i naziemna pozwalają uzyskać podobne do- dynamicznych procesów stokowych. Jednoczesność reje- kładności i stopień szczegółowości odwzorowania terenu. stracji stanu przy możliwości zachowania wysokiej częstot­ Wybór między techniką lotniczą (UAV) a naziemną po- liwości akwizycji danych są tu bardzo istotnymi cechami winien w tym wypadku zależeć od lokalizacji, charakteru technik fotogrametrycznych. W celu uzyskania danych pokrycia terenu, dostępności obiektu badań do prac tere- o wyższej rozdzielczości dla obszarów najintensywniejszych nowych i możliwości użycia danej metody w warunkach zmian pomocne byłoby stosowanie, podobnie jak uczy- środowiskowych. Zastosowanie naziemnego skaningu la- niono to w przypadku rejonu Szerokiego Piargu, skaningu serowego byłoby konieczne w razie niemożliwości realizacji laserowego, jednakże – ze względów praktycznych – ze sieci lub bazy fotogrametrycznej zapewniającej odpowied- wskazaniem na instrumenty dalekiego zasięgu. nie parametry dokładnościowe. Przeszkodę mogą stanowić Niemożliwe jest sformułowanie generalnych zaleceń chociażby warunki terenowe. W takim kontekście skaning odnośnie do wykorzystania technik geodezyjnych na ob­ laserowy okazuje się technologią bardziej elastyczną – po­ szarach wysokogórskich – wynika to z unikalnego charak­ miar nie wymaga wykorzystania dwóch zależnych od sie- teru obiektów pomiarowych, który za każdym razem wy­mu- bie stanowisk. Ponadto stosowanie skaningu laserowe­go sza konieczność wypracowania indywidualnego podejścia będzie zasadne w przypadku terenu o powierzchni niepo- badawczego. Niemniej jednak w szerszej perspek­tywie zwalającej na pomiar fotogrametryczny o zadowalającej opisane badania zwracają uwagę na pewne praktyczn­ e ce­ rozdzielczości i kompletności danych. Jako przykład mogą chy zastosowania poszczególnych metod po­mia­rowych. tu posłużyć powierzchnie skalne pozbawione tekstury wy­-

sekcja1_03-06k2.indd 130 2016-06-08 12:17:55 131

starczającej do przeprowadzenia matchingu czy obiekty rodowego a Człowiek, t. 1: Nauki o Ziemi, Kraków–Za- o rzeźbie generującej powstawanie licznych martwych pól – kopane: 186–188. pomiar fotogrametryczny dostarcza informacji o geometrii Gądek B., Grabiec M., Kędzia S., Rączkowska Z., 2010, Struk­- tych partii obiektu, które są widoczne z minimum dwóch tura wewnętrzna i morfodynamika wybranych stoków gru­- stanowisk. zowych w Tatrach w świetle wyników pomiarów geora­ Podsumowując: specyfika rzeźby terenu w górach jest darowych i lichenometrycznych [w:] Kotarba A. (red.), na tyle zróżnicowana, że dobór odpowiedniej technologii Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek, pomiarowej do monitoringu zmian ściśle zależy od topo- t. 1: Nauki o Ziemi, Kraków–Zakopane: 55–61. grafii obiektu i jego otoczenia oraz innych – często trud- KNG Dahlta, 2013, sprawozdanie techniczne z obozu „Ta- nych do jednoznacznego usystematyzowania – czynników. try 2013”, cz. A: Operat z obozu naukowego Tatry 2013. Kolecka N., 2012, Numeryczne modelowanie kształtu stro­- Podziękowania mych i urwistych stoków na podstawie danych ze ska­- ningu laserowego i danych fotogrametrycznych, praca Dziękujemy firmie Geopomiar z Mikołowa za wyko- doktorska, Uniwersytet Jagielloński, Kraków. nanie lotu pomiarowego z wykorzystaniem oktokoptera. Kotarba A., 2004, Rola małej epoki lodowej w przekształca­ Podziękowania składamy także dr. Leszkowi Kolondrze – niu środowiska przyrodniczego Tatr, Warszawa, Instytut za udostępnienie materiału badawczego w postaci archi- Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN. walnych zdjęć fotogrametrycznych. Kotarba A., 2014, Rzeźba i współczesne procesy rzeźbotwór­ cze [w:] Choiński A., Pociask-Karteczka J. (red.), Mor­ Literatura skie Oko – przyroda i człowiek, Zakopane: 158–169. Lague D., Brodu N., Leroux J., 2013, Accurate 3D compari­ Borowiec W., 1977, Fotogrametryczna rejestracja dynamiki son of complex topography with terrestrial laser scanner: zjawisk powierzchniowych w Tatrach Polskich, materiały application to the Rangitikei canyon (N-Z), „ISPRS Jour- na sympozjum „Prace Oddziału PTPNoZ w Krakowie nal of Photogrammetry and Remote Sensing”, 82: 10–26. dla Parków Narodowych Tatrzańskiego i Ojcowskiego”, Pogorzelec K., 2014, Zastosowanie fotogrametrycznych me­ Kraków, kwiecień 1977. tod pomiarowych we wspomaganiu wieloletnich analiz Borowiec W., 1996, Stereofotogrametryczne archiwum dy­ zmian form rzeźby wysokogórskiej, praca magisterska, namiki zjawisk powierzchniowych w Tatrach Polskich Akademia Górniczo-Hutnicza w Krakowie. [w:] Kotarba A. (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Na­-

sekcja1_03-06k2.indd 131 2016-06-08 12:17:55 sekcja1_03-06k2.indd 132 2016-06-08 12:17:55 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Uwarunkowania przyrodnicze, skutki i zmiany aktywności lawin śnieżnych w Tatrach

Environmental conditions, effects and changes in activity of snow avalanches in the Tatra Mts.

Zofia Rączkowska 1, Michał Długosz 1, Bogdan Gądek 2, Mariusz Grabiec 2, Ryszard J. Kaczka 3, Elżbieta Rojan 4

1 Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Zakład Badań Geośrodowiska, ul. św. Jana 22, 31-018 Kraków; e-mail: [email protected], [email protected] 2 Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, Zakład Geomorfologii, Centrum Badań Polarnych, ul. Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; e-mail: [email protected], [email protected] 3 Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, Katedra Rekonstrukcji Środowiska Geograficznego, ul. Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; e-mail: [email protected] 4 Uniwersytet Warszawski, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, Instytut Geografii Fizycznej, Zakład Geomorfologii, ul. Krakowskie Przedmieście 30, 00-927 Warszawa; e-mail: [email protected]

Streszczenie Wstęp

W artykule omówiono klimatyczne, geomorfologicz- Lawiny śnieżne należą do najważniejszych czynników ne i geobotaniczne uwarunkowania działalności lawin wpływających na zmiany środowiska wysokogórskiego śnieżnych w Tatrach. Wykazano, że najbardziej zależy ona Tatr. Mają duże znaczenie w kształtowaniu stoków w trzech od ukształtowania terenu i klimatu. Równocześnie przed­ najwyższych piętrach geoekologicznych. Modyfikują zasięg stawiono wpływ lawin śnieżnych na rzeźbę i szatę roślinną, kosodrzewiny i lasu, stanowią zagrożenie dla ludzi oraz in- najlepiej widoczny w przebiegu górnej granicy lasu. Stwier- frastruktury (np. Myczkowski, 1956, 1964; Krzemień i in., dzono, głównie na podstawie danych dendrochronologicz- 1995; Midriak, 1996; Hreško, 1998; Kotarba, 2002; Kotarba nych, większą aktywność lawin na początku i w połowie i Pech, 2002; Hreško i in., 2005; Rączkowska, 2006). ubiegłego wieku. Występowanie i dynamika lawin są zmienne w czasie i przestrzeni. Można się zatem spodziewać, że stwierdzone Słowa kluczowe: lawiny śnieżne, rzeźba terenu, pokry- współcześnie w Tatrach zmiany klimatu, takie jak wzrost wa śnieżna, szata roślinna, dynamika lawin, Tatry temperatury powietrza (Żmudzka, 2009) i zmniejszenie wielkości opadów zimowych (Żmudzka, 2010, 2011), Abstract spowodują zmianę typu i dynamiki lawin. Podjęto więc badania mające na celu określenie długookresowych tren- The paper discusses climatic, geomorphic and geobo- dów czasowej zmienności i przestrzennego zróżnicowania tanic conditions of snow avalanches activity in the Tatra występowania lawin śnieżnych w Tatrach. Nie jest to moż- Mountains. Relief and climate are found to be the most liwe bez rozpoznania uwarunkowań stwarzanych przez important natural factors that determine the occurrence of środowisko przyrodnicze, które także może się zmieniać avalanches in the area. Simultaneously influence of snow w czasie pod wpływem lawin. avalanches on relief and vegetation cover is considered. Celem niniejszego opracowania jest przedstawienie It is the most distinct in the upper timberline ecotone. uwarunkowań działania lawin śnieżnych, ich wpływu na Based mainly on dendrochronological data the greater ac- wybrane elementy środowiska przyrodniczego oraz wstęp- tivity of avalanches at the beginning and in the half of the nej oceny dynamiki lawin w Tatrach. last age was found. Uwarunkowania lawin śnieżnych w Tatrach Keywords: snow avalanches, relief, snow cover, vege- tation, avalanches dynamic, Tatra Mts. Lawiny śnieżne należą do powszechnych czynników kształtujących środowisko przyrodnicze gór wysokich.

sekcja1_03-06k2.indd 133 2016-06-08 12:17:55 134

Wyróżnia się następujące typy lawin: 1. pyłowe, 2. deski mowania się lawin tworzy rzeźba Tatr Wysokich. Gęstość śnieżne, 3. lawiny mokrego śniegu – gruntowe, 4. mieszane. szlaków lawinowych jest tam największa – 7,1 szlaku na Lawiny zależą przede wszystkim od klimatu i ukształtowa- 1 km2 (ryc. 2). nia terenu. Wpływają głównie na pokrycie terenu i stanowią Gromadzeniu się śniegu w strefie zrywu sprzyja mniej- zagrożenie dla człowieka. Oddziałują też na rzeźbę terenu sze nachylenie górnych części zboczy dolin i cyrków glacjal- (ryc. 1). nych, które nie zostały przekształcone przez erozję glacjal-­ ną w plejstocenie. Takie fragmenty stoków występują zwłasz­- cza w Tatrach Zachodnich, gdzie strefy zrywu mają większą powierzchnię niż w innych częściach masywu (ryc. 2). Wpływ na powstawanie lawin ma także ekspozycja sto- ków, a szczególnie relacja między dominującymi ekspozy- cjami stoków a kierunkiem mas powietrza przynoszących opady i kierunkiem wiatrów w zimie. W Tatrach „uprzywi­ lejowane” pod tym względem są stoki o ekspozycji NE, E, N. Akumulacja śniegu po zawietrznej stronie grzbietu może spowodować zejście lawiny nawet na stoku nierozczłonko- wanym żlebami.

Klimatyczne uwarunkowania aktywności lawin Powstanie lawiny, jej typ i wielkość zależą od cech fizycznych pokrywy śnieżnej i warunków pogodowych. Czynniki te są zmienne w czasie i związane z klimatem Ryc. 1. Schemat zależności między lawinami a innymi (ryc. 1). Na zagrożenie lawinowe wpływają przede wszyst- elementami środowiska geograficznego kim: całkowita grubość pokrywy śnieżnej, grubość świeże- Fig. 1. Relationship between natural environment features go śniegu, rodzaj warstwy podścielającej, prędkość wiatru and avalanches – general scheme i temperatura powietrza. Istotne są również usłonecznienie i opady deszczu (Kłapowa, 1989). Duże znaczenie ma po- nadto ekspozycja stoku. Uwarunkowania geomorfologiczne Powyższe zależności dobrze ilustruje przykład z sezo­ Rzeźba obszarów wysokogórskich sprzyja występo- nu zimowego 1955/1956. Pokrywa śnieżna na Kasprowym waniu lawin za sprawą dużych wysokości bezwzględnych Wierchu zalegała wtedy długo i miała dużą grubość, choć i deniwelacji terenu. W Tatrach wyniesienie obszaru spra- w skali 60-lecia żaden z tych parametrów nie osiągnął re- wia, że pokrywa śnieżna zalega od ok. 3 miesięcy w piętrze kordowej wartości. Pokrywa zaczęła się tworzyć już w paź- leśnym do nawet ok. 300 dni w roku w piętrze seminiwal- dzierniku, a w styczniu osiągnęła 2,5 m grubości. Najniższe nym – w ten sposób powstają warunki do tworzenia się temperatury wynosiły -26°C (ryc. 3). Dominował wiatr lawin (Hess, 1965). z kierunku południowego. Według J. Schweizera i in. (2003) lawiny śnieżne mogą W pierwszych dniach marca zeszło wiele ekstremalnie występować na powierzchniach o nachyleniu większym dużych lawin deskowych – zarówno w Tatrach Zachodnich, niż 30°, na których zalega choćby cienka warstwa śnie- jak i Wysokich (Kłapa, 1959). W 1,5-miesięcznym okresie gu. W Tatrach przeważająca część stoków ma nachylenie poprzedzających te zdarzenia grubość pokrywy śnieżnej na zbliżone do tej wartości lub większe. Lawiny mogą zatem Kasprowym Wierchu zmniejszyła się do 1,90 m (o 0,6 m). pojawiać się w całym masywie. Nałożyły się wówczas na siebie dwa pogodowe wzorce za­ W celu określenia geomorfologicznych uwarunkowań grożeń lawinowych (Nairz i Mair, 2010): WZ 8 (szron po- działania lawin śnieżnych wykonano mapę szlaków lawi- wierzchniowy przykryty śniegiem) i WZ 6 (zimny i luźny nowych (ryc. 2) wraz z wydzieleniem w obrębie każdego świeży śnieg + wiatr). W dniach poprzedzających zdarzenia z nich strefy oderwania i strefy tranzytowej (Žiak i Długosz, lawinowe prędkość wiatru przekraczała 17 m·s-1. Wiatr 2015). W całych Tatrach zidentyfikowano ok. 3800 szlaków wiał z NNW i W. Na wielu stokach zawietrznych nawiany lawinowych. Ponad 70% z nich znajduje się na stokach śnieg spowodował przeciążenie pokrywy śnieżnej i uru- o nachyleniu większym niż 26°. Ich cechy morfometryczne, chomienie lawin deskowych. podobnie jak zasięg wysokościowy, różnią się w poszcze- W Żlebie Żandarmerii średnia grubość zerwanej pokry- gólnych częściach Tatr. wy śnieżnej – obliczona na podstawie danych śniegowych Istotnym czynnikiem geomorfologicznym biorącym z Hali Gąsienicowej z uwzględnieniem różnicy wysokości, udział w powstawaniu lawin jest rozczłonkowanie sto­ków ekspozycji i nachylenia stoku oraz przewiewania – mogła tatrzańskich licznymi żlebami skalnymi, dolinkami ero­- wynosić ok. 1,3 m. Objętość uruchomionego śniegu prze- zyjno-denudacyjnymi lub rynnami erozyjnymi (Lukniš, kraczała 100 000 m3. W świetle wyników modelowania 1968; Klimaszewski, 1985; Rączkowski i in., 2015). Każda z wykorzystaniem programu AVAL-1D maksymalna pręd- z tych wklęsłych i stromych form terenu stanowi poten- kość tej lawiny była zbliżona do 40 ms-1, a maksymalna siła cjalny szlak lawinowy. Najdogodniejsze warunki do for­- naporu przekraczała 400 kPa (ryc. 4). Jeszcze w pobliżu dna

sekcja1_03-06k2.indd 134 2016-06-08 12:17:56 135

Ryc. 2. Fragmenty mapy torów lawinowych i stref oderwania. Góra – Tatry Wysokie; dół – Tatry Zachodnie Fig. 2. Fragments of map of avalanche tracks and avalanche starting zones. Upper part – the High Tatras; lower part – the Western Tatras

Doliny Rybiego Potoku lawina mogła wyrywać dojrzałe porośnięty roślinnością zielną cechuje się szorstkością zbli­- drzewa z korzeniami. U wylotu Żlebu Żandarmerii zostały żoną do nagich skał i ok. 5 razy mniejszą od terenu poro- one zniszczone wcześniej (Laska i Kaczka, 2010). śniętego krzewami (Newesely i in., 2000; Medeiros i in., 2012). Kosodrzewina, która w Tatrach osiąga wysokość Wpływ szaty roślinnej na występowanie lawin ponad 2 m, nawet po przygnieceniu do gruntu przez śnieg, Szata roślinna wpływa na lawiny znacznie słabiej niż wiąże i stabilizuje znaczne jego pokłady. W obrębie pięter przedstawione wyżej elementy środowiska przyrodniczego. leśnych oddziaływanie wegetacji na powstające po­wy­żej Jej charakter ma pewne znaczenie w strefie zrywu. Teren lawiny okazuje się już znikome. Energia lawiny docierającej

sekcja1_03-06k2.indd 135 2016-06-08 12:17:56 136

usłonecznienie [h] prędkość wiatru [m s-1] temperatura powietrza [°C] miąższość śniegu [cm] opady [mm]

Ryc. 3. Warunki meteorologiczne na Kasprowym Wierchu w sezonie zimowym 1955/56 Fig. 3. Meteorological conditions at the Kasprowy Wierch during the winter season 1955/56

do górnej granicy lasu jest najczęściej zbyt duża, aby nawet Wpływ lawin śnieżnych na wybrane elementy największe drzewa stanowiły dla niej przeszkodę. Przech­ środowiska przyrodniczego Tatr wytywanie części śniegu przez korony drzew, stabilizo­ wanie pokrywy śnieżnej przez pnie i szorstkość gruntu Wpływ lawin śnieżnych na rzeźbę w dnie lasu powodują, że występowanie strefy zrywu w ob­ Działalność lawin śnieżnych, podobnie jak innych ru­ rębie lasu jest wyjątkowo rzadkie (Schneebeli i Meyer- chów masowych, takich jak obrywy czy spływy gruzowe, -Grass, 1993). zalicza się do najważniejszych procesów odpowiedzialnych za transformację rzeźby w wysokich górach. Wielu autorów

sekcja1_16­06k3.indd 136 2016­06­16 10:59:51 137

Ryc. 4. Wyniki numerycznego modelowania siły naporu lawiny śnieżnej, która zeszła w Żlebie Żandarmerii 3 marca 1956 r. Fig. 4. Results of the numerical modelling of the strength of the pressure of the snow avalanche in the Żandarmerii Żleb gully at 3 March 1956

eksponuje tę rolę lawin śnieżnych w modelowaniu rzeźby wyrównaniem powierzchni wskutek sprasowania gruzu gór (np. Rapp, 1960; Luckman, 1978; McClung i Schaerer, i brakiem mikroform (m.in. Rapp, 1959; Jomelli, 1999). 1994; Becht, 1995; Kotarba, 2002; Hreško i in., 2005, Sas W omawianych warunkach lawiny gruntowe poruszają się i in., 2010). Należy jednak zaznaczyć, że morfotwórczą rolę zwykle tymi samymi torami, gdyż ich występowanie jest odgrywają jedynie lawiny gruntowe, zawierające gruz skal- uwarunkowane usytuowaniem żlebów powyżej. W wyniku ny, drobny materiał mineralny i rumosz drzewny, a nawet erozji lawinowej może zostać zmieniony profil podłużny fragmenty pni drzew i krzewów (ryc. 5). Lawiny tego typu stoku u nasady stożka, a uderzenie lawiny może wyruszać przenoszą znaczne ilości materiału gruzowego w całym pro-­ i przemieszczać materiał w środkowej części stoku gruzo- filu pionowym stoku. Szacowano, że w Tatrach lawiny wego i deponować go u podnóży (Kotarba i Pech, 2002; gruntowe stanowią ok. 50% wszystkich lawin śnieżnych Kotarba, 2004). (Krzemień i in., 1995; Hreško i in., 2005). W strefie tranzytowej szlaku lawinowego geomorfolo- Skutki działania lawin gruntowych zależą od rodzaju giczna praca lawin jest znikoma, ponieważ lawiny gruntowe stoku. Na stokach z pokrywą zwietrzelinową w strefie zry­wu przemieszczają się zazwyczaj po powierzchni wypełnia- dominuje erozja. Często powstają blizny erozyjne z dnem jącego go śniegu. Materiał transportowany przez lawiny pozbawionym ochrony przez zwartą pokrywę roślinną, co gruntowe akumuluje się u podnóży stoku i najczęściej nie stwarza korzystne warunki do działania innych procesów tworzy nowych form rzeźby (np. Kotarba i in., 1987; Krze- denudacyjnych, w tym głównie erozji wodnej i wiatrowej mień i in., 1995; Hreško i in., 2005) – w przeciwieństwie oraz spełzywania mrozowego (ryc. 6). do obszarów subpolarnych, takich jak Skandynawia, gdzie Na stokach skalnych efektywność erozji lawinowej wskutek działania lawin powstają zarówno duże lawinowe w stre­fie zrywu jest znacznie ograniczona przez odporność jęzory gruzowe (avalanche boulder tongue) (Rapp 1959), jak podłoża. Wpływ lawin na stoki usypiskowe przejawia się i niewielkie blizny (proximal scar) czy kopczyki lawinowe

Ryc. 5. Geomorfologiczne skutki lawiny gruntowej Ryc. 6. Blizny erozyjne w strefie zrywu w Żlebie w Dolinie Chochołowskiej Żandarmerii Fig. 5. Geomorphological effects of dirty avalanches Fig. 6. Erosional scars within the starting zone in the Chochołowska Valley in the Żandarmeria Żleb gully

sekcja1_03-06k2.indd 137 2016-06-08 12:17:57 138

(distal mound) (Owen i in., 2006). Ważną rolą lawin grun- tępowanie lawin o podobnym charakterze i sile powoduje towych jest łączenie morfogenetycznego systemu stokowe- stabilizację przebiegu granicy lasu nawet na kilkadziesiąt go i den dolin, rzadziej – systemu fluwialnego. lub kilkaset lat (Lempa i in., 2015). Zarastanie szlaków lawi- Efektywność oddziaływania lawin na rzeźbę zmienia się nowych kosodrzewiną utrwala efekty oddziaływania lawin w czasie i zależy od ich dynamiki, którą z kolei warunkuje nawet w okresach ich niewielkiej aktywności. pogoda. Podczas trzech zim w okresie 2012–2015 wskutek Zróżnicowane skutki działania lawin na przebieg gór­ mało miąższej pokrywy śnieżnej nie zarejestrowano lawin nej granicy lasu wiążą się z cechami morfologicznymi szla-­ gruntowych w żlebach, gdzie znajdują się stanowiska po- ków lawinowych oraz częstością występowania i siłą lawin miarowe do badania zmian morfodynamicznych. (ryc. 7). Rycina 7 przedstawia zmiany górnej granicy lasu w za- Wpływ lawin śnieżnych na szatę roślinną leżności od typu aktywności lawin. Zmiany zostały okre- W Tatrach, podobnie jak w innych wysokich górach, la- ślone na podstawie analizy zmian przebiegu granicy lasu winy śnieżne wpływają bezpośrednio na wegetację w trzech w okresie 1938–2012 w Dolinie Rybiego Potoku. Wyróż­ piętrach klimatyczno-roślinnych: hal, kosodrzewiny i regla niono szlaki lawinowe o trzech typach aktywności. górnego (Bebi i in., 2009; Kaczka i in. 2015). Oddziaływanie Przykładem szlaku lawinowego, gdzie długookresowa lawin różni się w zależności od strefy. W dwóch górnych aktywność lawin była stała, a wysokość górnej granicy strefach, gdzie występuje jedynie niska roślinność typu lasu nie ulegała zmianom (ryc. 7a), jest Biały Żleb, scho- zioło- i traworośla lub kosodrzewina, lawiny zwykle nie dzący spod Opalonego Wierchu (2115 m n.p.m.) (Lempa mają dużego znaczenia. Jedną z cech przystosowawczych i in., 2014). Nieodległy Żleb Żandarmerii (Głęboki Żleb), kosodrzewiny jest elastyczność pędów, które przygniecione rozcinający również stoki Opalonego Wierchu (2115 m do gruntu masą śniegu podczas zejścia lawiny są stosun- n.p.m.), to przykład szlaku lawinowego, którego aktyw- kowo nieznacznie uszkadzane (Myczkowski, 1956). Tylko ność w badanym okresie się zmniejszyła. W świetle danych lawiny gruntowe niszczą glebę oraz utrudniają rozwój i/lub dendrochronologicznych od lat 50. XX w. żadna lawina zmieniają typ wegetacji (Rixen i in., 2007). Miejsce rozwi- schodząca tym szlakiem nie osiągnęła przeciwstoku, wsku- niętego zbiorowiska roślinnego zajmują gatunki pionier- tek czego nastąpiły reforestacja lawiniska i przesunięcie skie związane z pierwotną sukcesją, a zamiast zniszczonej granicy lasu nawet o ponad 100 m (ryc. 7b). Przykładem kosodrzewiny pojawia się także roślinność zielna (poniżej szlaku lawinowego, gdzie niedawne zejście dużej lawiny lub swej klimatycznej granicy występowania). oddziaływanie kilku subsekwentnych lawin spowodowało Lawiny śnieżne docierające do górnej granicy lasu z du-­ obniżenie granicy lasu, jest żleb (ryc. 7c) schodzący z grani żą prędkością czy siłą naporu zmieniają ten ekoton i po- Siedmiu Granatów (1751 m n.p.m.). W ostatnich latach niższy las górnoreglowy. Masy śniegu i regolitu, które ude- w Tatrach Wysokich obserwuje się mało żlebów o takim rzają w drzewa w trakcie zejścia lawiny śnieżnej, podobnie typie aktywności lawin śnieżnych. jak fala uderzeniowa i podciśnienie związane z lawinami pyłowymi, łamią i wywracają drzewa (Bartelt i Stoeckli, Zmienność aktywności lawin 2001). Powstały w ten sposób rumosz drzewny jest trans- portowany w dół szlaku lawinowego, co przyczynia się do Rodzaj, rozmiary, dynamika i częstość lawin śnieżnych zwiększenia zniszczeń. W konsekwencji drzewa rosnące na są efektem złożonych interakcji między lokalnymi warun­ skraju niszczącej działalności lawiny noszą ślady uszkodzeń kami topograficznymi i pogodowymi oraz cechami fizycz- różnego typu: dekapitacji, uszkodzeń pni i korony oraz nymi pokrywy śnieżnej (np. Schweizer i in., 2003), przy pochylenia i związanych z tym uszkodzeń systemu korze- czym zmienność aktywności lawin w czasie wiąże się głów­ niowego (Kaczka i in., 2014). nie ze zmiennością warunków meteorologicznych (np. He-­ Otwarta przez lawiny przestrzeń jest najszybciej koloni- bertson i Jenkins, 2003; Corona i in., 2010; Peitzsch i in., zowana przez roślinność zielną i kosodrzewinę. Powrót lasu 2012; Laute i Beylich, 2014). W Tatrach stwierdzo­no, że zajmuje zazwyczaj znacznie więcej czasu (Rixen i Brugger, w drugiej połowie XX w. rozwój pokrywy śnieżnej w dol­ 2004). Wpływa na to m.in. konkurencja między kosodrze- nej części gór związany był z opadami śniegu i tempera­tu­- winą a świerkami i limbą. Zwarte zarośla kosodrzewiny rą powietrza, natomiast na obszarze wyżej położonym zna­- stanowią wyraźną barierą dla rozwoju lasu (Sokołowski, czenie miały tylko opady śniegu (Falarz, 2002). Ostatnie 1928; Guzik, 2008). Charakter i tempo sukcesji zależą od prace ujawniły jednak wpływ zmian jakości i obfitości opa-­ warunków siedliskowych powstałych po zejściu lawiny. dów (śnieg/deszcz) wraz z temperaturą powietrza na współ­- Zmianie ulec mogą stosunki wodne, dostępność światła czesny rozwój pokrywy śnieżnej całego regionu (Gądek, i warunki mikroklimatyczne. Te zmiany powodują osłabie- 2014). Przejawia się to m.in. spadkiem maksymalnej gru- nie kondycji jednych drzew i zwiększenie ich podatności na bości i czasu trwania pokrywy śnieżnej, a to z kolei po-­ choroby, podczas gdy inne drzewa, za sprawą zwiększenia winno się przekładać na zmiany aktywności lawin śnież- dostępności światła, zyskują lepsze warunki wzrostu. nych. Istotnym skutkiem oddziaływania lawin śnieżnych na Wyniki badań dendrochronologicznych (ryc. 8) wska- szatę roślinną jest lokalne, obserwowane jedynie w ob­- zują, że aktywność ta na początku i w połowie XX stulecia rębie szlaków lawinowych, obniżanie granic pięter roślin­ była większa niż obecnie (Lempa i in., 2014; Lempa i in., nych. Opisywane modyfikacje mają różną trwałość. Wy­s- 2015). Znajduje to odzwierciedlenie w podnoszeniu się

sekcja1_16-06k3.indd 138 2016-06-16 11:02:42 139

Ryc. 7. Główne typy zmian górnej granicy lasu w odniesieniu do dynamiki lawin: a) obniżenie granicy lasu wskutek stałej aktywności lawin stabilne przez wiele dziesięcioleci, b) podnoszenie granicy lasu wskutek zmniejszenia aktywności i dynamiki lawin, c) obniżenie granicy lasu wskutek stałej aktywności lawin lub jednorazowego zejścia dużej lawiny Fig. 7. The main types of the timberline changes related to dynamics of the snow avalanches: a) the avalanche activity locally lowered the timberline which remains stable for several decades, b) the inactive avalanche path partly reclaimed by forest, c) the active avalanche path where the timberline was recently modified

Ryc. 8. Chronologia zdarzeń lawinowych opracowana na podstawie datowania blizn i dekapitacji w Białym Żlebie. Częstość wystąpienia uszkodzeń wyrażono indeksem zdarzeń według Shrodera, 1978 (Lempa i in., 2014) Fig. 8. The chronology of avalanche events, based on the dating of scars and decapitation in the Biały Żleb. The incidence of damage expressed with response index after Shroder, 1978 (Lempa i in., 2014)

Ryc. 9. Zmiany wielkości blizn erozyjnych wyrażone za pomocą procentowego udziału powierzchni strefy oderwania w obrębie szlaku lawinowego w Żlebie Żandarmerii Fig. 9. Changes of the size of erosional scars expressed in the proportional participation of the area of staring the zone within the avalanche track in the Żleb Żandarmerii gully

sekcja1_03-06k2.indd 139 2016-06-08 12:17:59 140

górnej granicy lasu zarówno na północnych, jak i na połud­ Plateau, Utah, „Cold Regions Science and Technology”, niowych skłonach Tatr (Kaczka i in., 2015). 37(3): 315–332. Z kolei znaczny wzrost powierzchni blizn erozyjnych Hess M., 1965, Piętra klimatyczne w polskich Karpatach Za­- w strefie zrywu szlaku lawinowego w Żlebie Żandarmerii chodnich, „Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagielloń- między rokiem 1999 a 2009 (ryc. 9) może wskazywać na skiego – Prace Geograficzne”, 11. większą aktywność lawin gruntowych w tym okresie. Jed-­ Hreško J., 1998, Lavinova ohrozenost vysokohorskiej krajiny nak według informacji historycznych w maju 2005 r. w żle­- v oblasti Tatier, „Acta Facultatis Studiorum Humani­ bie zeszła duża lawina gruntowa. Wzrost powierzchni blizn tatis et Naturae Universitatis Prešoviensis – Folia Geo- jest zatem najprawdopodobniej efektem tego zdarze­nia, graphica”, 29: 326–328. zwłaszcza że wyniki pomiarów morfometrycznych w ostat­- Hreško J., Boltižar M., Bugár G., 2005, The present-day de­ nich 3 latach nie potwierdzają aktywności lawin grunto- velopment of landforms and landcover in alpine environ­ wych. ment – Tatra Mts (Slovakia), „Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, 39: 23–48. Wnioski Jommeli V., 1999, Les effets de la fonte sur la sedimentation de depots d’avalanche de niege chargee dans le Massif Warunki geomorfologiczne i klimatyczne panujące des Ecrines (Alpes Francaises), „Géomorphologie: relief, w Tatrach sprzyjają powstawaniu lawin śnieżnych. Lawi- processus, environement”, 1: 39–58. ny wpływają przede wszystkim na szatę roślinną, głównie Kaczka R. J., Janecka K., Lempa M., Rączkowska Z., 2015, w piętrze lasu. Ich znaczenie morfogenetyczne jest mniej- Zastosowanie metod dendrochronologicznych w bada­ sze. Współczesne zmiany klimatu skutkują spadkiem natu- niach lawin śnieżnych, „Landform Analysis”, 28:15-17, ralnej aktywności suchych lawin śnieżnych. W odniesieniu doi: http://dx.doi.org/10.12657/landfana.028.002 do aktywności lawin mokrych nie stwierdzono jednoznacz- Kaczka R. J., Lempa M., Czajka B., Janecka K., Rączkow- nie takiej tendencji. ska Z., Hreško J., Bugar G., 2015, The recent changes of timberline in the Tatra Mountains. A case study of the Badania prowadzono w ramach projektu nr 2011/03/ Mengusovska Valley (Slovakia) and Rybi Potok (Poland), ST10/06115, finansowanego przez Narodowe Centrum „Geographia Polonica”, 88: 71–88. Nauki. Klimaszewski M., 1985, Mapa geomorfologiczna Tatr Pol­- skich [w:] Atlas Tatrzańskiego Parku Narodowego, Za- Literatura kopane, Tatrzański Park Narodowy. Kłapa M., 1959, Lawiny, „Wierchy”, 28: 127–163. Bartelt P., Stoeckli V., 2001, The influence of tree and branch Kłapowa M., 1989, Instrukcja prognozowania lawin śnież­ fracture, overturning and debris entrainment on snow ava­- nych w Tatrach Polskich, manuskrypt. lanche flow, „Annals of Glaciology”, 32: 209–216. Kotarba A., 2002, Współczesne przemiany przyrody nieoży­ Bebi P., Kulakowski D., Rixen C., 2009, Snow avalanche di­- wionej [w:] Borowiec W., Kotarba A., Krzan Z. (red.), sturbances in forest ecosystems –state of research and im­- Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, Kraków– plications for management, „Forest Ecology and Ma­ Zakopane, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Towarzy­ nagement”, 257: 1883–1892. stwo Przyjaciół Nauk o Ziemi: 13–19. Becht M., 1995, Untersuchungen zur aktuellen Reliefentwic­ Kotarba A., 2004, Zdarzenia geomorfologiczne w Tatrach klung in alpinen Einzugsgebieten, „Münchener Geo-­ Wysokich podczas małej epoki lodowej, „Prace Geogra- ­graphische Abhandlungen”, 47. ficzne”, Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospoda- Corona Ch., Rovéra G., Lopez Saez J., Stoffel M., Perfet­ti-­­­ rowania PAN, 197: 9–55. ni P., 2010, Spatio-temporal reconstruction of snow ava­- Kotarba A., Pech P., 2002, The recent evolution of talus slopes lanche activity using tree rings: Pierres Jean Jeanne ava­- in the High Tatra Mountains (with the Pańszczyca valley lanche talus, Massif de l’Oisans, France, „Catena”, 83(2–3): as example), „Studia Geomorphologica Carpatho-Bal- 107–118. canica”, 36: 69–76. Falarz M., 2002, Klimatyczne przyczyny zmian i wieloletniej Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K., 1987, High-moun­ zmienności występowania pokrywy śnieżnej w polskich tain denudational system in the Polish Tatra Mountains, Tatrach, „Przegląd Geograficzny”, 74(1): 83–106. „Geographical Studies”, Institute of Geography and Spa­- Gądek B., 2014, Climatic sensitivity of the non-glaciated tial Organization PAS, Spec. Issue 3. mountains cryosphere (Tatra Mts., Poland and Slovakia), Krzemień K., Libelt P., Mączka T., 1995, Geomorphological „Global and Planetary Change”, 121: 1–8. conditions of the timberline in the Western Tatra Moun­ Guzik M., 2008, Analiza wpływu czynników naturalnych tains, „Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskie- i antropogenicznych na kształtowanie się zasięgu lasu i ko­- go – Prace Geograficzne”, 98: 155–170. sodrzewiny w Tatrach, praca doktorska, Uniwersyt­et Laska M., Kaczka R. J., 2010, Dendrochronologiczna re­ Rolniczy­ im. Hugona Kołłątaja, Wydział Leśny, Kate­- konstrukcja lawin w Tatrach Wysokich [w:] Kotarba A. dra Botaniki Leśnej i Ochrony Przyrody, Kraków. (red.), Nauka a zarządzanie obszarem Tatr i ich otocze­ Hebertson E. G., Jenkins M. J., 2003, Historic climate factors niem, t. 1: Nauki o Ziemi, Zakopane, Tatrzański Park associated with major avalanche years on the Wasatch Narodowy: 89–94.

sekcja1_03-06k2.indd 140 2016-06-08 12:17:59 141

Laute K., Beylich A. A., 2014, Morphometric and meteorolo­ Rapp A., 1959, Avalanche boulder tongues in Lappland, „Geo­- gical controls on recent snow avalanche distribution and grafiska Annaler”, 16A: 34–48. activity at hillslopes in steep mountain valleys in western Rapp A., 1960, Recent development of mountain slope in Norway, „Geomorphology”, 218: 16–34. Kärkevagge and surroundings, „Geografiska Annaler”, Lempa M., Kaczka R. J., Rączkowska Z., 2014, Rekonstruk­ 17A(2–3): 71–200. cja aktywności lawin śnieżnych w Białym Żlebie (Tatry Rączkowska Z., 2006, Recent geomorphic hazards in the Ta­- Wysokie) na podstawie przyrostów rocznych świerka po­- tra Mountains, „Studia Geomorphologica Carpatho- spolitego (Picea abies L. Karst). Spojrzenie w głąb sło­ -Balcanica”, 40: 45–60. ja – anatomia drewna w badaniach dendrochronologicz­ Rączkowski W., Boltižar M., Rączkowska Z., 2015, Mapa nych, „Studia i Materiały Centrum Edukacji Przy­rod­- geomorfologiczna Tatr w skali 1:10 000 [w:] Atlas Tatr. niczo-Leśnej”, 40(3): 105–112. Przyroda nieożywiona. Zakopane, Tatrzański Park Na­ Lempa M., Janecka K., Lempa M., Rączkowska Z., 2015, rodowy, 1. Dendrogeomorphological study on snow avalanches in Rixen C., Brugger S., 2004, Naturgefahren – ein Motor der the Tatra Mountains (Southern Poland) [w:] TRACE. Biodiversität [w:] Schutzwald und Naturgefahren. Forum Tree Rings in Archaeology, Climatology and Ecology, 13: für Wissen 2004: 67–71. 110–115. Rixen C., Haag S., Kulakowski D., Bebi P., 2007, Natural Luckman B. H., 1978, Geomorphic work of snow avalanches avalanche disturbance shapes plant diversity and species in the Canadian Rocky Mountains, „Arctic and Alpine composition in subalpine forest belt, „Journal of Vege­ Research”, 10: 261–276. tation Science”, 18: 735–742. Lukniš M., 1968, Geomorfologická mapa Vysokých Tatier Sass O., Heel M., Hoinkis R., Wetzel K. F., 2010, A six-year 1:50 000, Bratislava, GUDŠ. record of debris transport by avalanches on wildfire slope McClung D. M., Schaerer P., 1994, The Avalanche Hand­ (Arnspitze, Tyrol), „Zeitschrift für Geomorphologie”, book, Seattle, The Mountaineers Books. 54(2): 181–193. Medeiros S. C., Hagen S. C, Weishampel J. F., 2012, Compa­ Schneebeli M., Meyer-Grass M., 1993, Avalanche starting rison of floodplain surface roughness parameters derived zones below the timber line – structure of forest [w:] Pro­ from land cover data and field measurements, „Journal ceedings of the International Snow Science Workshop, of Hydrology”, 452–453: 139–149. Breckenridge, Colorado, 4–8 October 1992: 176–181. Midriak R., 1996, Natural hazards of the surface in the Tatra Schweizer J., Jamieson J. B., Schneebeli M., 2003, Snow ava­ Biosphere Reserve, „Ekologia”, 14(4): 433–444. lanche formation, „Reviews of Geophysics”, 41(4): 1016. Myczkowski S., 1956, Lawina a las tatrzański, „Wierchy”, Shroder J. F., 1978, Dendrogeomorphological analysis of 25: 198–200. mass movement on Table Cliffs Plateau, Utah, „Quater- Myczkowski S., 1962, Wpływ lawin śnieżnych na lasy TPN nary Research”, 9: 168–185. w dolinach Rybiego Potoku, Roztoki i Pańszczycy, „Ochro­- Sokołowski M., 1928, O górnej granicy lasu w Tatrach, Kra­ na Przyrody”, 28: 83–108. ków, Zakłady Kórnickie. Nairz P., Mair R., 2010, Lawine. Die 10 entscheidenden Ge­ Žiak M., Długosz M., 2015, Plansza V.3. Potencjalne obszary fahrenmuster erkennen, Tyrolia Verlagsanstalt. lawinowe. Mapa 1. Szlaki lawinowe. Skala 1:100 000 Newesely C., Tasser E., Spadinger P., Cernusca A., 2000, [w:] Atlas Tatr. Przyroda nieożywiona. Zakopane, Ta- Effects of land-use changes on snow gliding processes in trzański Park Narodowy, 1. alpine ecosystems, „Basic and Applied Ecology”, 1: 61–67. Żmudzka E., 2009, Changes of thermal conditions in the Po­ Owen G., Matthews J. A., Shakesby R. A., He X., 2006, Snow- lish Tatra Mountains, „Landform Analysis”, 10: 140–146. -avalanche impact landforms, deposits and effects at Żmudzka E., 2010, Współczesne zmiany wielkości i charak­ Urd­vatnet, southern Norway: implications for avalanche teru opadów w Tatrach [w:] IV Konferencja „Przyroda style and process, „Geografiska Annaler”, 88A: 295–307. Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek”. Streszcze­ Peitzsch E. H., Hendrikx J., Fagre D. B. Reardon B., 2012, nia prac, Zakopane, Tatrzański Park Narodowy, Polskie Examining spring wet slab and glide avalanche occur­ Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi: 105. rence along the Going-to-the-Sun Road corridor, Glacier Żmudzka E., 2011, Współczesne zmiany klimatu wysoko­ National Park, Montana, USA, „Cold Regions Science górskiej części Tatr, „Prace i Studia Geograficzne”, 47: and Technology”, 78: 73–81. 217–226.

sekcja1_03-06k2.indd 141 2016-06-08 12:17:59 sekcja1_03-06k2.indd 142 2016-06-08 12:17:59 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Nowe spojrzenie na mapę geomorfologiczną Tatr

New approach to geomorphological map of the Tatras

Wojciech Rączkowski 1, Martin Boltižiar 2, Zofia Rączkowska 3

1 Państwowy Instytut Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy Oddział Karpacki, ul. Skrzatów 1, 31-560 Kraków; e-mail: [email protected] 2 Univerzita Konštantina Filozofa, Fakulta prírodných vied, Katedra geografie a regionálneho rozvoja, Trieda A. Hlinku 1, 949 74 Nitra; e-mail: [email protected] 3 Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Zakład Badań Geośrodowiska, ul. św. Jana 22, 31-018 Kraków; e-mail: [email protected]

Streszczenie Wstęp

Praca zawiera omówienie zasad konstrukcji i treści ma­ Mapa geomorfologiczna jest kartograficznym wyrazem py geomorfologicznej Tatr w skali 1:100 000, przygotowanej wiedzy o rzeźbie danego obszaru. Idea map geomorfolo- do publikacji w Atlasie Tatr. Mapa została przedstawiona na gicznych narodziła się w latach 50. XX stulecia w środowi- tle zarysu historii idei map geomorfologicznych oraz do- sku europejskich geografów fizycznych – geomorfologów, tychczasowego stanu badań w tym zakresie w Tatrach. Nowa głównie polskich, francuskich i rosyjskich. W Polsce zaczęto mapa geomorfologiczna obejmuje obszar całych Tatr i części tworzyć zasady kartowania geomorfologicznego i opraco- przyległych kotlin. Jej legenda liczy 43 wydzieleń, ujętych wywać legendę szczegółowej mapy geomorfologicznej we- w 6 grup genetycznych. Mapę utworzono na bazie cech dług koncepcji M. Klimaszewskiego (Klimaszewski, 1953, morfometrycznych i morfogenetycznych form, nie uwzględ- 1956, 1968, 1982, 1990; Klimaszewski, red., 1963; Gilewska, niono natomiast ich wieku. Jest to mapa opracowana w śro- 1968; Starkel, 2007). Uwzględniano cechy morfometryczne dowisku ArcGIS, złożona z warstw poligonowych, liniowych i morfograficzne, genezę i wiek form, a także formy współ- i punktowych, a zarazem pierwsza mapa geomorfologiczna cześnie tworzone. W późniejszych latach w rozwój idei map całych Tatr i pierwsza cyfrowa mapa tego obszaru. geomorfologicznych włączały się kolejne kraje. Legendę modyfikowano z uwzględnieniem potrzeb aplikacyjnego Słowa kluczowe: mapa geomorfologiczna, rzeźba, wykorzystania map (Klimaszewski, 1960, Klimaszewski, Ta­try red., 1963; Gilewska, 1968). W efekcie najnowsza definicja mapy geomorfologicznej A. Goudiego (2014), która brzmi: Abstract „Either a regional survey of terrain conditions, or a general assessment of resources and geohazards, or a survey to de- The paper discusses the construction and the con- lineate and characterize particular landforms”, ujmuje też tent of the geomorphologic map of Tatra Mts. in the scale zasoby i geozagrożenia wynikające z rzeźby. 1:100 000, prepared to the publication in Atlas of Tatra Mts. The outline of history of geomorphologic mapping and state Rys historyczny of art in this range in Tatra Mts. is the background. The new geomorphologic map encompasses whole the Tatras and Rzeźba Tatr, ze względu na jej wyjątkowy charakter, od parts of adjacent basins. The legend of the map consists of dawna interesowała zarówno geografów geomorfologów, 43 sings defined based on morphomeric and morphogenetic jak i geologów czwartorzędu. Mapy i szkice geomorfo- features of landforms and comprised in 6 genetic groups. logiczne były nieodzownym elementem większości prac The age of landforms is not take into account. The map is badawczych z zakresu geomorfologii i geologii. Dotyczyły worked out in ArcGIS environment and constitutes with najczęściej fragmentów obszaru objętych danymi badania- areal, linear and point layers. It is a first map of whole the mi. Miały rozmaite skale, przeważnie bardzo szczegółowe, Tatra Mts. and a first digital map of the area. takie jak 1:5000 lub 1:10 000 (Kotarba i in., 1987; Kotarba, 1992; Baumgart-Kotarba i Kotarba, 1997, 2001; Rączkow- Keywords: geomorphological map, relief, Tatra Moun- ska, 1999, 2004; Kłapyta, 2009, 2011). Mapy załączane tains do opracowań geomorfologicznych różniły się ponadto

sekcja1_03-06k2.indd 143 2016-06-08 12:17:59 144

zakresem treści. Ujmowano w nich przede wszystkim te M. Lukniša, zaowocowały powstaniem map geomorfolo­ formy, które wchodziły w zakres opracowań (np. Kotarba gicznych obejmujących Tatry Wysokie po stronie słowackiej i in., 1987; Kotarba, 1992, 2007; Rączkowska, 1999, 2004; (Lukniš, 1968; ryc. 1) i całe polskie Tatry (Klimaszewski, Kłapyta, 2008). 1985; ryc. 2). Mapy te różnią się skalą i legendami. Wspól­ Przed II wojną światową powstawały szkice o każdo­ra­ ne jest podejście genetyczno-chronologiczne. Obaj au­to- zowo innej treści i legendzie (m.in. Partsch, 1923; Gadom­ rzy uwzględnili genezę form jako ich cechę nadrzędną. ski, 1926; Romer, 1929; Halicki, 1930; Lencewicz, 1936; Mapa M. Lukniša (1968) w większym stopniu obrazu­ Mastalerz i Klimaszewski, 1938), dotyczące głównie rzeźby je zróżnicowanie form oraz osadów glacjalnych i odnosi glacjalnej Tatr. Opracowanie legendy do szczegółowego kar­- się do geologii obszaru. Uwzględnia też cechy morfomet­ towania geomorfologicznego w połowie XX w. (Gilewska, ryczne form. Należała do pierwszych map geomorfolo­ 1968) spowodowało, że w następnych latach przy opraco­ gicznych opracowanych całościowo dla większego obszaru. wywaniu map geomorfologicznych, także z obszaru Tatr, Należy podkreślić, że obie wymienione mapy są wynikiem stosowano w odniesieniu do poszczególnych form znaki, badań terenowych prowadzonych z wykorzystaniem ana­ kolorystykę i podział genetyczny form według tej legendy. logowych map topograficznych, szkiców i częściowo zdjęć W ostatnich latach – w związku z rozwojem zastosowań lotniczych. narzędzi GIS, również do wykonywania map geomorfo­ Żadna z tych map nie uwzględniała współczesnych logicznych (Dmowska i in., 2010) – zaproponowano, aby przemian rzeźby. Taką mapę wykonali A. Kotarba i L. Ka- w cyfrowych mapach geomorfologicznych kolor odzwier­ szowski w roku 1985, do pierwszego wydania Atlasu Tatr ciedlał głównie zróżnicowanie genetyczne, a nie chronolo­ (Tatrzańskiego Parku Narodowego). giczne czy litologiczne (Gustavsson i in., 2006). Nigdy dotąd jednak nie powstała mapa geomorfolo­ Systematyczne badania rzeźby, prowadzone po polskiej giczna obejmująca cały masyw Tatr i utworzona z zasto­ stronie przez M. Klimaszewskiego, a po słowackiej – przez sowaniem wspólnej legendy. Przygotowanie drugiej edycji

Ryc. 1. Fragment mapy geomorfologicznej w skali 1:30 000 opracowanej przez M. Klimaszewskiego (1978) – wycinek obszaru Tatr Wysokich obejmujący Dolinę Pięciu Stawów Polskich, Dolinę Roztoki i Dolinę Rybiego Potoku. Mapa w całości opublikowana w Atlasie Tatrzańskiego Parku Narodowego (Klimaszewski 1985) Fig. 1. Fragment of geomorphological map in scale 1:30 000 drawn by M. Klimaszewski (1978) – section of the High Tatras area covering Dolina Pięciu Stawów Polskich Valley, Roztoka Valley and Rybi Potok Valley. Map published in Atlas of Tatra National Park (Klimaszewski 1985)

sekcja1_16­06k3.indd 144 2016­06­16 11:05:48 145

Ryc. 2. Fragment mapy geomorfologicznej w skali 1:50 000 opracowanej przez M. Lukniša (1968) – wycinek obszaru Tatr Wysokich obejmujący ich najwyższą część z masywami Wysokiej, Kończystej, Gerlacha i Staroleśnej Fig. 2. Fragment of geomorphological map in scale 1:50 000 drawn by M. Lukniš (1968) – section of the High Tatras covering their highest part including Wysoka, Kończysta, Gerlach and Staroleśny peaks

Atlasu Tatr stało się impulsem do jej wykonania. Mapę Cyfrowa mapa geomorfologiczna Tatr przygotowano w skali 1:100 000. Objęła ona obszar Tatr wraz z fragmentami Kotliny Liptowskiej i Podhala (w ich W odróżnieniu od poprzednich map przy konstruo­ bezpośrednim sąsiedztwie). Wymagało to opracowania wa­niu legendy jako podstawę przyjęto genezę form rzeź­- nowej legendy. W odróżnieniu od wcześniejszych map nie by. Pominięto ich chronologię, uwzględniono na­tomiast prowadzono specjalnych badań, ale uwzględniono dotych­ zróżnicowanie litologiczne podłoża – wprowadzon­ o roz­ czasowy stan wiedzy oraz wiedzę ekspercką autorów i ich róż­nienie wydzielanych stoków na te ukształ­towane na pod­- znajomość rzeźby Tatr (ryc. 3). łożu krystalicznym, węglanowym i fli­szowym. Odrębnie Dla polskiej części Tatr mapę zestawili W. Rączkowski od stoków wyróżniono ściany i stoki skalne, a tym samym i Z. Rączkowska, a dla części słowackiej – M. Boltižiar. wydobyto alpejski charakter rzeźby Tatr. Podstawowym źródłem informacji były mapy geomor­ W legendzie ujęto 43 wydzielenia, których podstawą była fologiczne M. Lukniša (1968) w skali 1:50 000 i M. Kli­ geneza form. Dla każdego wydzielenia zdefiniowano cechy maszewskiego (1985) w skali 1:30 000, a także opracowa­- morfometryczne: powierzchnię, wysokość, długość, szero­ - nia monograficzne tych autorów (Lukniš, 1973; Klima­ kość. Formy ważne, ale niemieszczące się w skali mapy, np. szewski, 1988). W odniesieniu do rzeźby glacjalnej i pe­ wygłady lodowcowe, wodospady i leje krasowe, zaznaczono ryglacjalnej słowackiej części Tatr Zachodnich korzystano sygnaturą punktową. Nie rozdzielano form na grupy wiekowe. z map P. Kłapyty (2009, 2011, 2013). Ponadto sięgano do W legendzie zostały wyróżnione następujące genetycz­ arkuszy Mapy geologicznej Tatr polskich w skali 1:10 000, ne grupy form: opracowanej pod redakcją merytoryczną K. Guzika i S. So­- denudacyjne (14 typów) – np. ściany i stoki skalne, kołowskiego w latach 1958–1980, oraz szkiców Ľ. Mičia­ stoki, grzbiety, wierzchołki; na (1959) i M. Zaťka (1961). Dane dotyczące form i pro- glacjalne (13) – np. wały różnowiekowych moren cesó­ w grawitacyjnych (osuwiska) i peryglacjalnych (lodow-­ czołowych i bocznych, dna dolin z pokrywą gla­cjal­ną; ­ce gruzowe) zaczerpnięto zaś z pracy A. Nemčoka i T. Mah­- rzeczne/fluwialne (7) – liniowo: doliny wciosowe ra (1974) i z Mapy geologicznej Tatr w skali 1:50 000 (Nem­ i płaskodenne, wodospady, powierzchniowo: rozmieszcze­ čok, red., 1994). Ponadto wykorzystano zdjęcia lotnicze nie teras rzecznych; z różnych nalotów, ortofotomapy i numeryczne modele te­- peryglacjalne (3) – np. powierzchniowo pokazano renu (NMT), w tym model LiDAR. zasięg reliktowych lodowców gruzowych i gołoborza, po­ wierzchnie stoków z pokrywą grubofrakcyjną;

sekcja1_16­06k3.indd 145 2016­06­16 11:07:12 146

0 2 4 km

Rzeźba denudacyjna / Denudačný reliéf / Denudational landforms Rzeźba glacialna / Glaciálny reliéf / Glacial landforms grzbiety ostre ściany skalne lub stoki skalne górne krawędzie kotłów obszary akumulacyjne glacjalne równiny strmé chrbáty na utworach krystalicznych polodowcowych glaciálne akumulačne oblasti napływowe sharp rocky ridges skalné steny alebo skalné svahy horné okraje ľodovcových kotlov glacial accumulation areas – riečne nivy grzbiety zaokrąglone na kryštalických horninách upper cirque edges moraine plains allvial plains rockwalls on crystaline bedrock oblé chrbáty górne krawędzie żłobów obszary akumulacyjne terasy rzeczne rounded ridges ściany skalne lub stoki skalne polodowcowych poligenetyczne riečne terasy wierzchołki ostre na utworach węglanowych horné okraje ľodovcových dolín akumulačne polygenetické oblasti river terraces skalné steny alebo skalné svahy hanging edges of glacial throughs poligenetic accumulation areas/ ostré vrcholy stożki napływowe pointed summits na mezozoických horninách surfaces rockwalls on carbonate bedrock progi kotłów polodowcowych náplavové kužele wierzchołki kopiaste lub dolin wiszących dna dolin z pokrywą alluvial fans oblé vrcholy – foto akumulacyjne stoki gruzowe prahy ľodovcových kotlov alebo fluwioglacjalną rounded summits akumulačné sutinové kužele visutých dolin dná dolín z fluvioglaciálnou výplňou depositional scree slopes hanging valleys or cirque steps valley bottoms with glacifluvial przełęcze deposits Rzeźba krasowa / sedlá żleby / žľaby / chutes nunataki / nunataky / nunataks stożki glacifluwialne Krasový reliéf / passes misy polodowcowe Karst landforms Rzeźba peryglacyjna / Periglaciálny reliéf / glaciofluviálne kužele stoki na utworach jazerné panvy – foto 8 glacifluvial fans krystalicznych Periglacial landforms glacial overdeepenings leje krasowe svahy na kryštalických závrty stoki z pokrywą grubofrakcyjną – wygłady lodowcowe lub mutony Rzeźba fluwialna / Fluviálny reliéf / karst funnels horninách gołoborza vyhladené podložie alebo guliaky – slope surfaces on svaty pokryté sutinovým mutóny Fluvial landforms crystaline bedrock hranáčovým pokryvom roches moutonnées progi wodospadowe stoki na utworach block fields prahy vodopádov wały moreny czołowej akumulacyjnej waterfalls węglanowych reliktowe lodowce gruzowe valy čelnej akumulačnej morény svahy na mezozoických reliktné kamenné lodovce frontal moraine ridges doliny wciosowe / V-dolíny / V-shaped valleys horninách relict rock glaciers slope surfaces on wały moreny niwalnej wały moreny bocznej doliny erozyjno-denudacyjne carbonate bedrock valy niválnej morény valy bočnej morény erozívno-denudačné dolíny nival moraine ridges lateral moraine ridges erosional-denudational valleys

Ryc. 3. Fragment cyfrowej Mapy geomorfologicznej w skali 1:100 000 opracowanej przez Autorów, obejmujący obszary prezentowane na rys. 1 i 2 Fig. 3. Fragment of geomorphological digital map in scale 1: 100 000 developed by the authors, including the areas shown in Fig. 1 and 2

sekcja1_03-06k2.indd 146 2016-06-08 12:18:01 147

krasowe (3) – liniowe: doliny krasowe, punktowe: Mapa została opracowana w ramach projektu APVV­ otwory wybranych jaskiń i większe leje krasowe; -SK-PL-0035-12 pod nazwą „Geomorfologický výskum antropogeniczne (2) – jedynie zasygnalizowane w po­ Tatier ako východisko pre poznanie súčasných zmien vy­ staci liniowych sztucznych koryt rzecznych i punktowych sokohorského prostredia” oraz badań statutowych Instytu­ wyrobisk/kamieniołomów. Na mapie występują też formy tu Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN biogeniczne: równiny torfowisk. do Atlasu Tatr wydawanego przez Tatrzański Park Naro­ W legendzie uwzględniono formy nieujęte we wcześ­ dowy. niejszych mapach, takie jak lodowce gruzowe, moreny ni­ Autorzy dziękują Profesorowi Adamowi Kotarbie za walne i osuwiska. konsultacje podczas przygotowywania legendy mapy. Mapę opracowano w środowisku GIS. Składają się na nią trzy warstwy merytoryczne i warstwa podkładowa. Literatura Treść merytoryczną ujęto w warstwach poligonów, linii i punktów. Skala mapy ograniczyła jej treść, gdyż tylko naj­ Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 1997, Würm glaciation ważniejsze, charakterystyczne dla Tatr formy mogły zostać in the Biała Woda valley, High Tatra Mountains, „Studia w niej zamieszczone. Niektóre wydzielenia (np. jaskinie) Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, 31: 57–81. jedynie zasygnalizowano w formie zgeneralizowanej, pod Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 2001, Deglaciation in względem ilości i rozmieszczenia. Są one szczegółowo the Sucha Woda and Pańszczyca Valleys in the Polish przedstawione na innych planszach Atlasu Tatr. High Tatras, „Studia Geomorphologica Carpatho-Bal­ Zasadniczo treść mapy uwzględnia aktualne poglądy na canica”, 35: 7–38. ewolucję rzeźby Tatr. Wyjątek stanowi akumulacyjna rzeź­ Dmowska A., Gudowicz J., Zwoliński Z., 2010, Cyfrowa adap­- ba glacjalna po północnej stronie gór – przedstawiona we­- tacja analogowych map geomorfologicznych, „Landform dług poglądów M. Klimaszewskiego (1952) o zlodowace­ Analysis”, 12: 35–47. niu Rowu Podtatrzańskiego przez lodowce wypływające Gadomski A., 1926, Morfologia glacjalna północnych stoków z Tatr, jako lodowce piedmontowe, w starszych okresach Wysokich Tatr, Cieszyn. zlodowaceń tatrzańskich. Poglądy te znajdują potwierdze­ Gilewska S., 1968, Project of unified key to the detailed geo- nie w niepublikowanych wynikach badań geologicznych morphological map of the world, „Folia Geographica – autorów. Zasięg starszych zlodowaceń po południowej stro­- Seria Geographia Physica”, 2. nie Tatr w Kotlinie Liptowskiej został wzięty z mapy geo­ Goudie A., 2014, Alphabetical glossary of geomorphology, morfologicznej M. Lukniša (1968). www.geomorph.org/sp/arch/GLOSSARY_OF_GEO­ Obraz na mapie dobrze uwidacznia asymetrię stoków MORPHOLOGY.pdf. po północnej i południowej masywu Tatr, związaną głów­ Gustavsson M., Kolstrup E., Seijmonsbergen A. C., 2006, nie wydźwignięciem całego masywu wzdłuż południo-­ A new symbol-and-GIS based detailed geomorphological wotatrzańskiego uskoku i wywołaną nie tylko zróżnicowa­ mapping system: Renewal of a scientific discipline for un­- niem klimatycznym w okresach zlodowaceń plejstoceń­ derstanding landscape development, „Geomorphology”, skich. 77: 90–111. Widoczne jest też zróżnicowanie rzeźby spowodowa­ Guzik K., Sokołowski S. (red.), 1958–1980, Mapy geologicz- ne odmienną budową geologiczną. Dotyczy to zwłaszcza ne Tatr Polskich w skali 1:10 000, Warszawa, Wydawnic­ obszarów źródłowych walnych dolin, w Tatrach Wysokich two Geologiczne PIG. zbudowanych ze skał wylewnych, a w Tatrach Zachod­ Halicki B., 1930, Dyluwialne zlodowacenie północnych sto­- nich – ze skał metamorficznych, co przekłada się na różnice ków Tatr, „Sprawozdania Państwowego Instytutu Geo­ w wykształceniu elementów glacjalnych rzeźby (długość logicznego”, 5(3–4): 377–534. odcinków dolin zlodowaconych, wielkość i piętrowość Kłapyta P., 2007, Wykorzystanie wysoko rozdzielczego obra-­ kotłów lodowcowych wraz z ich przegłębieniem). zu satelity Ikonos do opracowania mapy geomorfologicz- nej Tatr [w:] Górecki J., Kawecka I. (red.), Nowe pola Podsumowanie ba­­daw­cze, ujęcia teoretyczne i metody polskiej geografii, Kraków, Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego: Omawiana mapa jest pierwszą mapą geomorfologicz­ 32–45. ną całych Tatr i pierwszą geomorfologiczną mapą cyfrową Kłapyta P., 2008, Reliktowe wały lodowo-morenowe w za- tego obszaru. Odnosi się do wyników badań z końca XX chodniej części Cyrku Pyszniańskiego, Tatry Zachodnie, i początku XXI w., zawiera więc w swojej treści poglądy na „Prace Geograficzne”, Instytut Geografii i Gospodarki rzeźbę nowsze od tych prezentowanych na wcześniejszych Przestrzennej Uniwersytetu Jagiellońskiego, 120: 65–77. mapach. Mapa, opracowana w środowisku GIS, w układzie Kłapyta P., 2009, Glacial and periglacial relief on the south- współrzędnych geograficznych, jest bazą danych, którą ern slopes of the Western Tatra Mts. (Slovakia) – the re-­ można i należy rozwijać, m.in. przez wprowadzenie infor­ sults of the first detailed geomorphological mapping of macji w dokładniejszej skali i z uwzględnieniem kolejnych the Žiarska, Jamnicka, Račkova and Bystra Valleys, „Land­- cech form rzeźby (np. ich wieku), uzyskanych w wyniku form Analysis”, 10: 50–58. przyszłych badań. Kłapyta P., 2011, Relative surface dating of rock glacier sys- tems in the Žiarska Valley, Western Tatra Moun­tains,

sekcja1_16­06k3.indd 147 2016­06­16 11:09:33 148

Slovakia, „Studia Geomorphologica Carpatho-Balca- Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K., 1987, High-moun­ nica”, 45: 7–19. tain denudational system of the Polish Tatra Mountains, Kłapyta P., 2013, Application of Schmidt hammer relative age „Geographical Studies”, Special Issue 3: 69–95. dating to Late Pleistocene moraines and rock glaciers in Lencewicz S., 1936, Uwagi o zlodowaceniu w polskich Ta­ the Western Tatra Mountains, Slovakia, „Catena”, 111: trach Wysokich, „Przegląd Geograficzny”, 16: 155–160. 104–121. Lukniš M., 1968, Geomorfologická mapa Vysokých Tatier Klimaszewski M., 1952, Rzeźba Podhala, „Czasopismo Ge­ 1:50 000, Bratislava, GUDŠ. ograficzne”, 21/22: 237–250. Lukniš M., 1973, Reliéf Vysokých Tatier a ich predpolia, Bra­- Klimaszewski M., 1953, The problem of the geomorpholo­ tislava, Vyd. SAV. gical field mapping of Poland, „Przegląd Geograficzny”, Mastalerz J., Klimaszewski M., 1938, Morfologia glacjalna 25: 16–23. Doliny Cichej w Tatrach, „Wiadomości Geograficzne”, Klimaszewski M., 1956, The principles of geomorphologi­cal 16. survey of Poland, „Przegląd Geograficzny”, 28: 32–40. Mičian Ľ., 1959, Geomorfólogia a kvartér Bielovodskej doli­ Klimaszewski M., 1960, Problematyka szczegółowej mapy ny vo Vysokých Tatrách, „Acta Geologia et Geographia”, geomorfologicznej oraz jej znaczenie praktyczne, „Prze- 1: 85–130. gląd Geograficzny”, 32(4): 459–485. Nemčok A., Mahr T., 1974, Kamenné ľadovce v Tatrách, Klimaszewski M. (red.), 1963, Problems of geomorphological „Geografický časopis”, 26(4): 359–374. mapping, „Geographical Studies”, Institute of Geograp­ Nemčok J. (red.), Bezak V., Biely A., Gorek A., Gross P., hy and Spatial Organization PAS, 46. Halouzka R., Janak M., Kahan Ś., Kotański Z., Lefeld J., Klimaszewski M., 1968, Problems of detailed geomorpholo­ Mello J., Reichwalder P., Rączkowski W., Roniewicz P., gical map, „Folia Geographica – Seria Geographia Phy-­ Ryka W., Wieczorek J., Zelman J., 1994, Geologická ma­pa sica”, 2: 7–40. Tatier. Regionalne geologické mapy Slovenska, 1:50 000, Klimaszewski M., 1978, Geomorfologia, Warszawa, PWN. Bratislava, GUDŠ. Klimaszewski M., 1982, Detailed geomorphological maps, Partsch J., 1923, Die Hohe Tatra zur Eiszeit, Leipzig. „ITC Journal”, 3: 265–271. Rączkowska Z., 1999, Rzeźba stoków w otoczeniu Kas­pro­ Klimaszewski M., 1985, Mapa geomorfologiczna w skali wego Wierchu, „Prace Geograficzne”, Instytut Geog­ ra-­ 1:30 000. Plansza 9 [w:] Atlas Tatrzańskiego Parku Na­ ­fii i rzestrzennegoP Zagospodarowania PAN, 174: 17– rodowego. 24. Klimaszewski M., 1988, Rzeźba Tatr Polskich, Warszawa, Rączkowska Z., 2004, Considerations on periglacial land­ PWN. forms and slope morphodynamic in periglacial zone of Klimaszewski M., 1990, Thirty years of detailed geomor­ Tatra Mountains, „Analele Universitatii de Vest din Ti-­ phological mapping, „Geographia Polonica”, 58: 11–18. misoara – Geografie”, 19: 35–50. Kotarba A., 1992, Denudacja mechaniczna Tatr Wysokich Romer E., 1929, Tatrzańska epoka lodowa, „Prace Geogra- pod wpływem opadów ulewnych. „Prace Geograficzne”, ficzne”, Lwów, 11. Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwer- Starkel L., 2007, Koncepcja kartowania geomorfologicznego sytetu Jagiellońskiego, 155: 191–208. profesora Mieczysława Klimaszewskiego, „Prace Komisji Kotarba A., 2007, Rock glaciers and protalus ramparts as an Paleogeografii Czwartorzędu PAU”, 7: 65–70. effect of Late Glacial evolution of the Tatra Mts. relief, Zaťko M., 1961, Príspevok ku geomorfológii Furkotskiej, Su­ „Przegląd Geograficzny”, 79: 199–213. chej a Važeckiej doliny v západnej časti Vysokých Tatier, Kotarba A., Kaszowski L., 1985, Mapa współczesnych pro­- „Geografický časopis”, 13: 271–295. cesów geomorfologicznych. Plansza 10 [w:] Atlas Ta­ trzańskiego Parku Narodowego.

sekcja1_03-06k2.indd 148 2016-06-08 12:18:01 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Dynamika zmian rzeźby wysokogórskiej nad Morskim Okiem w świetle obserwacji z lat 2011 i 2012

Dynamics of changes in alpine relief above the Morskie Oko Lake in the light of the observations in 2011 and 2012

Wojciech Rączkowski, Tomasz Wojciechowski, Zbigniew Perski

Państwowy Instytut Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy, Oddział Karpacki, ul. Skrzatów 1, 31-560 Kraków, e-mail: [email protected], [email protected], [email protected]

Streszczenie Był to jeden z wyjątkowych przypadków zjawisk o inten- sywności porównywalnej z intensywnością spływów w cza- Spływy gruzowe i obrywy skalne, które wystąpiły nad sie małej epoki lodowej (MEL), opisywanych m.in. przez Morskim Okiem na terenie Wielkiego Piargu, podlega- A. Kotarbę (2004). Na sąsiednim Zielonym Piargu spływ ły badaniom monitoringowym w latach 2011–2014 w ra- gruzowy z Małego Mięguszowieckiego Kotła wyorał rynnę mach projektu SOPO (System Osłony Przeciwosuwiskowej). w prawej pobocznicy stożka i dotarł do szlaku biegnącego Z badań wynika, że przy opadach atmosferycznych typu wokół stawu. burzowego (jak w sierpniu 2011 r.) omawiane zjawiska mo­- Zdarzenie to, wraz z powstałym zagrożeniem dla ścież- gą osiągać taką intensywność, jaką miały w okresie ma­- ki turystycznej wokół Morskiego Oka, stało się motywacją łej epoki lodowej. W czasie jednego obrywu skalnego do włączenia rejonu Morskiego Oka w zakres monitoringu w 2012 r. zostało przemieszczone ponad 6600 m3 materia­ ruchów masowych realizowanego w ramach Programu łu. Prace potwierdziły przydatność zastosowanej metody­ Geozagrożenia PIG–PIB. Monitoring jest prowadzony przy ki, czyli wykorzystania naziemnego skaningu laserowego. użyciu naziemnego skanera laserowego Riegl VZ-100, a pomiary są wykonywane corocznie. Słowa kluczowe: Tatry, współczesne modelowanie Dwudziestego trzeciego września 2012 r. doszło do ob ­­ stoków, spływy gruzowe, obrywy skalne rywu skalnego z filara Mięguszowieckiego Szczytu. Ober­ wany materiał gruzowy został złożony w górnej części stoż-­ Abstract ka Zielonego Piargu i rozsypany po tym stożku wzdłuż ryn-­ ny spływu gruzowego powstałej w 2011 r. Dzięki urucho- Debris flows and rock falls, which occurred near Morskie mionemu rok wcześniej programowi monitoringu dane Oko in the area of Wielki Piarg, were subjected to monitor- laserowe (zarejestrowane przed wystąpieniem obrywu ing in 2011–2014 in the framework of the SOPO (Landslide skalnego i po nim) umożliwiły – po raz pierwszy w Ta- Countermeasure System – LCS) project. From monitoring it trach – szczegółową ilościową ocenę zdarzenia w postaci results that given intense storm precipitation (in 2011) land- analizy zmian wysokościowych i objętościowych. Otrzy- slide phenomena can occur with the same intensity as they mane wyniki pozwoliły przyjrzeć się obrywowi z 2012 r. had in the Little Ice Age. During one rock-fall episode (in w świetle rejestrowanych w XX stuleciu zdarzeń kształtu- 2012) over 6600 m3 of material were transferred. Our studies jących rzeźbę rejonu Morskiego Oka. Zrodziły też szereg confirm usefulness of the terrestrial laser scanning for mon- pytań dotyczących tempa oraz intensywności procesów itoring processes that currently modify relief of the Tatras. modelujących rzeźbę wysokogórską zarówno współcześnie, jak i w okresie małej epoki lodowej. Keywords: Tatra Mts, contemporary slope modeling, debris flows, rockfalls Rola spływów gruzowych i obrywów w kształtowaniu rzeźby wysokogórskiej Wstęp Wśród procesów modelujących współcześnie wysoko- Dwudziestego trzeciego sierpnia 2011 r. na Szerokim górską rzeźbę Tatr Wysokich największe znaczenie mają Piargu wystąpił spływ gruzowy, który objął swoim zasię- spływy gruzowe i obrywy skalne. Stoki o rzeźbie ukształ- giem całą długość stożka i wsypał deltę do Morskiego Oka. towanej przez takie procesy można odnieść do koncepcji

sekcja1_03-06k2.indd 149 2016-06-08 12:18:01 150

tzw. stoków aluwiacyjnych Tatr (Kotarba i in., 1987). Na (Kaszowski i Kotarba, 1985; Kotarba, 1995). W badaniach mapach geologicznych wyróżnia się je jako stożki usypi- nad historią spływów dowiedziono, że procesy te występują skowo-napływowe (Piotrowska i in., 2014). ze szczególnym natężeniem w okresach zwilgotnienia kli- W polskiej części Tatr rynny spływów gruzowych mogą matu, a takie właśnie okresy zdarzały się w Tatrach podczas osiągnąć ponad 1000 m długości (Krzemień, 1988), a w czę- MEL (Kotarba, 1992, 2004). ści słowackiej – nawet 2000 m (Nemčok, 1982). Formy star- Drugą grupę procesów intensywnie modelujących sze są pogrzebywane/fosylizowane i/lub pogłębiane przez współczesną rzeźbę Tatr stanowią obrywy i osunięcia skal- młodsze rynny. W Polsce zjawisko to występuje głównie ne. W trakcie naszych badań, 23 września 2012 r., wystąpił w Tatrach, szczególnie na stokach piargowych w piętrze al- obryw skalny z filara Mięguszowieckiego Szczytu (dokład- pejskim i subalpejskim, wewnątrz kotłów polodowcowych. niej opisany w dalszej części pracy). W okolicy Morskiego Powstałe formy to ważny składnik współczesnego systemu Oka obrywy nie należą do rzadkości. Były odnotowywane morfogenetycznego (Kotarba i in., 1987; Krzemień, 1988; np. w latach 1866, 1900, 1914, 1924, 1933, 1953, 1954 Kaszowski i in., 1988; Kotarba, 1992). Jako spływy gruzowe (Nyka, 1956) i opisywane m.in. przez A. Kotarbę (2004). (mury) opisywano zjawiska tego typu występujące w ko- Obrywy skalne są przyczyną zniszczeń szlaków turystycz- rytach potoków beskidzkich (Ziętara, 1974), w Beskidach nych, przykładowo obryw spod Chłopka spowodował za- zdarzają się jednak rzadko (np. Bajgier-Kowalska, Ziętara mknięcie szlaku turystycznego na Przełęcz pod Chłopkiem 1999; Łajczak i Migoń, 2007). Zjawiska te były i nadal są (w latach 1974–1984), a obryw i spływ gruzowy nad ścieżką przedmiotem badań w Sudetach, w polskiej części Kar- pod Rysami w lipcu 2012 r. zniszczyły szlak na Rysy. konoszy (Migoń i in., 2002, 2006; Migoń, 2008; Migoń i Parzóch, 2008). Obszar badań W efekcie spływów gruzowych powstaje charaktery- styczna morfologia obniżeń (rynien korazyjnych) i wałów Stożki Wielkiego Piargu są położone w Tatrach Wyso- (odsypy – debris flow levee), które mają kierunek zgodny kich nad Morskim Okiem, poniżej północnych ścian grupy z kierunkiem spadku stoku piargowego. W dolnych poło- Mięguszowieckich Szczytów (ryc. 1). Znajdujące się ponad żeniach występują stożki napływowe (debris flows fans). nimi ściany i stoki skalne stanowią wynik glacjalnego prze- Według Kotarby (1992a) ok. 85% datowanych powierzchni modelowania obszaru w plejstocenie, kiedy to Tatry były podnóży stoków i ścian skalnych zostało utworzone przed kilkakrotnie zlodowacone (Lukniš, 1973; Klimaszewski, 1900 r., a pozostałe 15% jest odmładzane głównie przez ten 1988; Baumgart-Kotarba i Kotarba, 1997; Wójcik 2008). proces. Badania T. Ferbera (2002) przeprowadzone na stoż- Stożki to skutek odpadania i grawitacyjnego przemiesz- kach Wielkiego Piargu potwierdziły, że podczas końcowej czania materiału od okresu późnego glacjału. Oprócz kla- fazy małej epoki lodowej miało miejsce intensywne mode- sycznych stożków i hałd usypiskowych występują stożki lowanie stożków piargowych na całej długości – od ścian z charakterystycznymi, wyraźnymi rynnami i odsypami skalnych do podstawy stoku – linii brzegowej Morskiego bocznymi, o przebiegu krętym i linijnym; u wylotu usypa­ Oka. Uważa się, że współcześnie stoki piargowe są wyłącz- ne są stożki napływowe zbudowane z niewysortowane­- nie rozcinane i nadbudowywane. Całkowite odmłodzenie go gruzu o frakcji od bloków i głazów po najdrobniejszą – starych powierzchni stożka obserwuje się jedynie w części piaszczystą i pylastą (fot. 1). najwyższej – przyścianowej. Powstające współcześnie spły- Interesujące nas stożki Szerokiego Piargu i Zielonego wy gruzowe wykorzystują stare rynny i tylko sporadycznie Piargu znajdują się u wylotu głębokich żlebów skalnych dorównują wielkością formom utworzonym w okresie rozcinających stoki i ściany. Początek stożków stanowią MEL. Wielkość i zasięg spływów gruzowych zależą przede częściowo glacjalnie przemodelowane Kotły Mięguszowiec- wszystkim od intensywności opadu, długości i nachylenia kie: Wielki (Bandzioch) ponad Szerokim Piargiem i Mały stożka i jego pokrycia przez roślinność. Współcześnie ponad Zielonym Piargiem. Oba kotły rozdziela skalista ich występowanie wiąże się z gwałtownymi, burzowymi grzęda Wielkiego Mięguszowieckiego Filara. Rozdzielający opadami atmosferycznymi, których natężenie przekracza stożki Piarg Skalnisty, położony bezpośrednio pod filarem, 1–3 mm/min (Starkel, 1996) lub też przekracza 35–40 mm ma w większości materiał odpadły i oberwany ze ścian skal­ w czasie 1 godz. (Kotarba, 1992, 1999). nych. Wyróżnia się przez to wielkością materiału – w więk- Badaniami i opisem tego procesu w polskich i słowac- szości są to bloki skalne i głazy. kich Tatrach zajmowało się wielu badaczy (m.in. Lukniš, Szeroki Piarg nad Morskim Okiem to rozległy stożek 1968, 1973; Zaruba i Mencl, 1969; Kaszowski, 1973; Kotar- gruzowy o ekspozycji północnej, włożony do misy jeziornej. ba, 1976, 1989, 1991, 1992a i 1992b, 1994, 1995, 1996, 1998, Znajduje się poniżej 300-metrowego progu Kotła Mięgu- 1999, 2001, 2004, 2007, 2014; Nemčok, 1982; Midriak, szowieckiego, nad którym z kolei występują 400-metrowej 1983, 1996; Kotarba i Strömquist, 1984; Kotarba i in., 1987; wysokości ściany skalne masywu Mięguszowieckich Szczy- Klimaszewski, 1988; Krzemień, 1991; Ferber, 2002; Hreško tów. Stożek położony jest w strefie wysokościowej od ok. i in., 2005; Rączkowska, 2006; Kapusta i in., 2010; Rącz- 1350 m n.p.m. (dno Morskiego Oka) do ok. 1600 m n.p.m., kowski, 2012). Rynny (trasy) większych spływów zostały przy czym do wysokości 1395 m n.p.m. znajduje się w ob- też znaczone na Mapie geologicznej Tatr w skali 1:10 000 rębie misy jeziornej (Gądek i in., 2010). Całkowita dłu- (m.in. Jaczynowska, 1980), a obszary ich występowania – gość piargu wynosi ok. 600 m (w tym 200 m pod wodą), na Mapie współczesnych procesów morfogenetycznych TPN a średnie nachylenie – ok. 22°. Profil podłużny całego stoku

sekcja1_03-06k2.indd 150 2016-06-08 12:18:01 151

(od grani do dna jeziora) jest schodowy. Rynny korazyjne dochodząc do krawędzi Morskiego Oka. Rynna spływu Zie­ na jego powierzchni świadczą o tym, że dominującym lonego Piargu rozpoczyna się w Małym Kotle Mięguszo- procesem formującym stok są spływy gruzowe. Wyniki wieckim, biegnie po Zielonym Piargu i schodzi wyraźnym sondowania radarowego wskazują na bezładną budowę lobem do krawędzi jeziora po prawej pobocznicy stożka. wewnętrzną całego gruzowego stoku. Jego grubość w strefie Rozwój stoków usypiskowych i usypiskowo-napływo- nadwodnej wynosi od 15 m w górnej części do ok. 30 m wych zależy od budowy geologicznej stoków tatrzańskich, w części dolnej (Gądek i in., 2010). Rynny spływów, po- a także od ich przekształcenia przez lodowce w okresie wstałe w 2001 i 2011 r., zaczynają się w wysoko położonym plejs­tocenu. Geologia obszaru alimentacyjnego – a więc Wielkim Kotle Mięguszowieckim, wypełnionym materia- stoków i ścian skalnych znajdujących się powyżej, zbudo- łem gruzowym stożków usypiskowych i usypiskowo-napły- wanych z dość jednolitych skał granitoidowych, pociętych wowych. Kontynuują się wzdłuż żlebu rozcinającego próg szeregiem uskoków, spękań ciosowych i wtórnych nasunięć Bandziocha i w centralnej części stożka Szerokiego Piargu, w obrębie granitoidów (Piotrowska, 1997) – uzależniła

Ryc. 1. Położenie stożków Wielkiego Piargu z wydzielonymi strefa alimentacji (A), transportu (T) i depozycji (D) materiału spływów gruzowych Fig. 1. Location of talus cones in Wielki Piarg with separate zones: debris flow source areas (A), transport (T) and depositional (D) debris flow areas

Fot. 1. Rynny spływów gruzowych powstałych w 2001 i 2011 r. na stożkach Wielkiego Piargu Fot. 1. Debris flow travel paths generated in 2001 and 2011 on the talus slopes of Wielki Piarg

sekcja1_03-06k2.indd 151 2016-06-08 12:18:02 152

współczesną rzeźbę w największym stopniu od przebiegu w 2001 r., a poniżej została wyerodowana nowa rynna. tych linii. Występowanie w obrębie granitoidowych stoków Na terenie Zielonego Piargu rynna spływu nie dotarła do obniżeń zaznaczających się jako kotły skalne uwarunko- krawędzi Morskiego Oka, natomiast szlak biegnący nad wane jest przebiegiem uskoków w kierunkach SW–NE jeziorem został zasypany gruzem. W ten sposób doszło do Hińczowej Przełęczy i Mięguszowieckiej Przełęczy Wyżniej uszkodzenia szlaku turystycznego na wysokości Szerokiego oraz przebiegającym w kierunku SE–NW nasunięciem Piargu (na długości ok. 50 mb.) i zasypania odcinka szlaku Kazalnicy (Piotrowska, 1997; Jurewicz, 2002). Żleby skalne na wysokości Zielonego Piargu. poniżej kotłów nawiązują też do przebiegu mniej odpor- nych stref uskokowych, w których można zauważyć lustra Obryw skalny z 23 września 2012 r. tektoniczne, strefy zmylonityzowania i wtórnych nasunięć. Z filara Mięguszowieckiego Szczytu wystąpił obryw skalny, który spowodował zasypanie rynny spływu gruzo- Metoda badań wego powstałej w 2011 r. oraz akumulację materiału gru- zowego na całej długości stożka piargowego. Pomiary terenowe stożków Wielkiego Piargu przepro- wadzono za pomocą naziemnego skanera laserowego Riegl Dane pomiarowe i ich analiza VZ-1000, charakteryzującego się zasięgiem 1400 m, do- kładnością ~ 5 mm i prędkością zapisu 122 000 punktów na Porównanie danych zarejestrowanych w kolejnych sekundę. Zastosowana technologia umożliwia pozyskanie kampaniach pomiarowych w latach 2011–2014 pozwoliło olbrzymiego zbioru punktów z wyznaczonymi współrzęd- na oszacowanie zmian wysokościowych i objętościowych, nymi XYZ, zwanego chmurą punktów. Chmura reprezen- które zaszły w omawianym czasie. Modele różnicowe tuje powierzchnię terenu i jego pokrycie, dlatego konieczna bazujące na pierwszym i drugim pomiarze (2011–2012) jest odpowiednia klasyfikacja punktów. Po odfiltrowaniu wykazują zmiany powierzchni terenu związane z obrywem punktów odbitych od obiektów pokrycia uzyskuje się skalnym z 24 września 2012 r. (ryc. 3). Zarejestrowane zo- szczegółowe dane o kształcie aproksymowanej powierzchni stało miejsce oderwania – na wysokości pomiędzy 1841 terenu. W przypadku pomiarów wieloczasowych można a 1902 m n.p.m. Rzędna terenu w tej strefie uległa obni- wyznaczyć zmiany zachodzące na powierzchni terenu. żeniu, które osiąga 3,5 m. Obszar oderwania znajdował Skaning laserowy (terrestrial laser scanning, TLS) stoż- się na granicy zasięgu skanowania, a duża część obszaru ków Wielkiego Piargu przeprowadzono dotąd czterokrot- obrywu – „w cieniu” pomiaru laserowego, ze względu na nie: 24 października 2011 r., 24 listopada 2012 r., 24 lipca znaczne różnice wysokości między stanowiskami skanera 2013 r., 14 lipca 2014 r. Każdy pomiar wykonano z trzech a obszarem oderwania. Dane dla obszaru oderwania są za- stanowisk zlokalizowanych na przeciwległym brzegu Mor- tem jedynie fragmentaryczne i obliczenie objętości nie jest skiego Oka, w odległości 800–1200 m od brzegu jeziora w tym przypadku możliwe. W analizie różnicowej z uwagi (ryc. 2). Pozycje pomiarów precyzyjnie wyznaczono odbior- na znaczne odległości przyjęto błąd pomiarowy ±0,5 m, nikiem GNSS. Pozyskane chmury punktów zostały poddane dlatego obliczonych wartości różnicowych w granicach obróbce w oprogramowaniu RiscanPro, która polegała na -0,5 ÷ +0,5 m nie brano pod uwagę. Takie podejście umoż- wzajemnym zorientowaniu i połączeniu danych z różnych liwiło otrzymanie tylko fragmentarycznego, ale za to wia- pozycji i okresów pomiarowych, klasyfikacji punktów oraz rygodnego obrazu oderwania skalnego. wygenerowaniu numerycznych modeli terenu, stanowią- Poniżej strefy oderwania wyraźnie zaznacza się strefa cych podstawę obliczeń różnicowych. Przy orientowaniu akumulacji w dnie żlebu, osiągająca przeciętnie 5 m miąż- danych pomiarowych posłużono się również chmurą szości (ryc. 3). Akumulacja dotyczy niemal całej długości punktów pochodzącą z lotniczego skanowania laserowego, rynny (470 m). Kiedy obserwuje się przestrzenny rozkład wykonanego 19 sierpnia 2012 r. w ramach projektu ISOK. zmian powierzchni terenu po obrywie skalnym, można dostrzec strefę, gdzie rzędna terenu wzrosła miejscami Zdarzenia modelujące stożki o 6,5 m. Strefa ta zawiera się pomiędzy wysokościami w latach 2011 i 2012 1482 i 1611 m. n.p.m. Na długości 225 m objętość akumu­ lowanego materiału skalnego wynosi co najmniej 6618 m3. Spływ gruzowy z 23 sierpnia 2011 r. Największa szerokość strefy to 36 m. Materiał skalny, któ-­ Opad, który spowodował spływy gruzowe, osiągnął rego źródło alimentacyjne stanowił obryw z września wartość 42,5 mm w ciągu niespełna godziny (inf. ustna od 2012 r., deponowany był na całej długości stożka – praw- właścicieli schroniska). Ilość ta wystarczyła do uruchomie- dopodobnie aż do jego podstawy, znajdującej się pod po- nia spływów, które wsypały stożki do misy Morskiego Oka. wierzchnią Morskiego Oka. Wraz ze wzrostem odległości Było to zjawisko rzadko obserwowane, gdyż jedynie przy od strefy oderwania akumulacja skał w obrębie stożka ekstremalnie wysokich opadach spływy gruzowe osiąga- ma­leje. W dolnej części stożka akumulacja przekraczająca ją taką długość i obejmują cały stożek – od wylotu z ryn- 0,5 m wystąpiła fragmentarycznie. ny żlebu po jego zakończenie w jeziorze. Rynny powstałe Analiza różnicowa modeli wysokościowych w interwa- w wyniku spływu rozcięły Szeroki Piarg na całej jego dłu- łach czasowych 2012–2013, 2013–2014 i 2012–2014 nie gości i wsypały stożek do Morskiego Oka. Do ok. 250 m wykazała dalszych zmian powierzchni terenu związanych od brzegu jeziora spływ odbywał się starą rynną powstałą z procesami grawitacyjnymi.

sekcja1_03-06k2.indd 152 2016-06-08 12:18:02 153

Ryc. 2. Stanowiska pomiarowe do naziemnego skaningu laserowego wraz zakresem skanów: VZ_01 – platforma przed schroniskiem Morskie Oko, VZ_02 – obok ścieżki okrążającej jezioro, VZ_03 – na ścieżce na Szpiglasową Przełęcz Fig. 2. Measurement stations for terrestial laser scanning with scan range: VZ_01 – platform in front of Morskie Oko Mountain Hut, VZ_02 – beside the tourist trail over the lake, VZ_03 – on the tourist trail to Szpiglasowa Pass.

Wnioski naziemnego skaningu laserowego w ocenie jakościowej i ilościowej współczesnego modelowania rzeźby wysoko- Wysokie opady atmosferyczne nie należą na terenie górskiej strefy Tatr. Tatr do rzadkości – w drugiej połowie XX i na początku XXI stulecia występowały wielokrotnie (1970, 1973, 1997, Literatura 1998, 2001, 2007, 2009, 2010). Opad burzowy, który spowo- dował rozcięcie stożków piargowych nad Morskim Okiem, Bajgier-Kowalska M., Ziętara T., 1999, Osuwiska jako ob­ przyczynił się do uruchomienia procesów geomorfologicz- szar źródłowy spływów gruzowo-błotnych w Karpatach nych o takiej sile, jaką miały one w okresie małej epoki fliszowych [w:] A. Kostrzewski (red.), Funkcjonowanie lodowej. Badania jednoznacznie potwierdziły przydatność geoekosystemów zlewni rzecznych, t. 2, Poznań: 205–218.

sekcja1_03-06k2.indd 153 2016-06-08 12:18:03 154

Ryc. 3. Różnicowy model terenu uzyskany z pomiarów w 2011 i 2012 r. oraz wielkości akumulacji materiału gruzowego na stożkach Szerokiego i Zielonego Piargu: 1 – miejsce oderwania – skarpa obrywu, deformacja ≤3,5 m; 2 – akumulacja w dnie żlebu; 3 – akumulacja w górnej części stożka, objętość 6618 m3; 4 – akumulacja w dolnej części stożka usypiskowego; 5 – strefa osiadania, deformacja ≤4,1 m; 6 – akumulacja w rynnie spływu gruzowego Fig. 3. Differential terrain model from measurements in 2011 and 2012 and the amount of scree accumulation on the Szeroki and Zielony Piarg talus cones: 1 – place of detachment – rock fall main scarp, deformation of≤ 3.5 m; 2 – accumulation in the bottom of the gully; 3 – accumulation in the top of talus cone, volume 6618 m3; 4 – accumulation in the lower part of talus cone; 5 – area of subsidence, deformation of≤ 4.1 m; 6 – accumulation in the debris flow channel

Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 1997, Würm glacia­tion sto­ków gruzowych Tatr w świetle wyników pomiarów in the Biała Woda Valley, High Tatra Mountains, „Stu­ georadarowych i lichenometrycznych [w:] Kotar­ba A. dia Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, 31: 57–81. (red.), Nauka a zarządzanie obszarem Tatr i ich oto­ Ferber T., 2002, The age and origin of talus cones in the light czeniem, t. 1: Nauki o Ziemi, Kraków–Zakopane: 55– of lichenometric research. The Skalnisty and Zie­lony talus 61. cones, High Tatra Mountains, Poland, „Studia Geomor- Hreško J., Boltižiar M., Bugár G., 2005, The present-day de­ phologica Carpatho-Balcanica”, 36: 77–90. velopment of landforms and landcover in alpine environ­ Gądek B., Grabiec M., Kędzia S., Rączkowska Z., 2010, ment – Tatra Mts. (Slovakia), „Studia Geomorphologica Struk­tura wewnętrzna i morfodynamika wybranych Carpatho-Balcanica” 39: 23–48.

sekcja1_03-06k2.indd 154 2016-06-08 12:18:03 155

Jaczynowska W., 1980, Mapa geologiczna Tatr w skali Kotarba A., 2001, Lichenometryczne oznaczanie wieku form 1:10 000, arkusz C5: Mięguszowiecki, Warszawa. rzeźby wysokogórskiej [w:] Roo-Zielińska E., Solon J. Jurewicz E., 2002, Geometric analysis of steep-dipping dis­ (red.), Między geografią i biologią. Badania nad prze­ locations within the granitoid core in the Polish part of mianami środowiska przyrodniczego, „Prace Geogra- Tatra Mts., „Annales Societas Geologorum Poloniae”, ficzne”, Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospo- 72: 89–98. darowania PAN, 179: 197–208. Kapusta J., Stankoviansky M., Boltižiar M., 2010, Changes Kotarba A., 2004, Zdarzenia geomorfologiczne w Tatrach in activity and geomorphic effectiveness of debris flows Wysokich podczas małej epoki lodowej [w:] Kotarba A. in the High Tatra Mts within the last six decades (on (red.), Rola małej epoki lodowej w przekształcaniu śro­ example of the Velická and Dolina Zeleného Plesa val­ dowiska przyrodniczego Tatr, „Prace Geograficzne”, leys), „Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania 44: 5–33. PAN, 197: 9–55. Kaszowski L., 1973, Morphological activity of the mountains Kotarba A., 2007, Geomorphic activity of debris flows in the stream (with Biały Potok in the Tatra Mts as example), Tatra Mts. and in other European mountains, „Geo- „Prace Geograficzne Uniwersytetu Jagiellońskiego”, 31: graphia Polonica”, 80(2): 137–150. 1–100. Kotarba A., 2014, Rzeźba i współczesne procesy rzeźbotwór­ Kaszowski L., Kotarba A., 1985, Mapa współczesnych pro­ cze [w]: Choiński A., Pociask-Karteczka J. (red.), Mor­ cesów geomorfologicznych TPN [w:] Atlas Tatrzańskiego skie Oko – przyroda i człowiek, Zakopane: 158–169. Parku Narodowego, Zakopane–Kraków. Kotarba A., Baumgart-Kotarba M., 1997, Holocene debris Kaszowski L., Krzemień K., Libelt P., 1988, Postglacial mo­ flow activity in the light of lacustrine sediment studies delling of glacial cirques in the Western Tatras, „Zeszyty in the High Tatra Mountains, Poland, „Paleoklimafor- Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego – Prace Geo- schung”, 19, Spec. Issue ESF Project European Paleocli- graficzne”, 71: 121–141. mate and Man: 147–158. Kędzia S., 2010, The age of debris surfaces on the Żółta Tur­- Kotarba A., Długosz M., 2010, Alpine cliff evolution and nia Peak (The Polish Tatra Mts.), „Geomorphologia Slo­- debris flow activity in the High Tatra Mountains, „Studia ­vaca et Bohemica”, 2: 29–38. Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, 44: 35–47. Klimaszewski M., 1988, Rzeźba Tatr Polskich, Warszawa. Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K., 1987, High-moun­ Kotarba A., 1989, On the age of debris slopes in the Tatra tain denudational system in the Polish Tatra Mountains, Moun­tains, „Studia Geomorphologica Carpatho-Bal- „Geographical Studies”, Institute of Geography and canica”, 23: 139–152. Spatial Organization PAS, Spec. Issue 3. Kotarba A., 1991, On the ages and magnitude of debris flows Kotarba A., Pech P., 2002, The recent evolution of talus slopes in the Polish Tatra Mountains, „Bulletin of the Polish in the High Tatra Mountains (with the Pańszczyca valley Academy of Sciences”, 39(2): 129–135. as example), „Studia Geomorphologica Carpatho-Bal- Kotarba A., 1992a, Denudacja mechaniczna Tatr Wysokich canica”, 36: 69–76. podwpływem opadów ulewnych. Mechanical denu­da­ Kotarba A., Rączkowska Z., Długosz M., Boltižiar M., 2013, tion of the High Tatra Mts. as a result of heavy rain­falls Recent debris flows in the Tatra Mountains [w:] Lo­- (summary [w:] Kotarba A. (red.), System denudacyjny czy D., Geomorphological Impacts of Extreme Weather. Polski, „Prace Geograficzne”, Instytut Geografii i Prze- Case Studies from Central and Eastern Europe, Dor- strzennego Zagospodarowania PAN, 155: 191–208. drecht–Heidelberg–London–New York: 221–236. Kotarba A., 1992b, High-energy geomorphic events in the Po- Kotarba A., Strömquist L., 1984, Transport, sorting and de­- lish Tatra Mountains, „Geografiska Annaler”, 74A(2–3): position processes of alpine debris slope deposits in the 123–131. Polish Tatra Mountains. Geogr. Annaler 66a, 4: 285–294. Kotarba A., 1994, Geomorfologiczne skutki katastrofalnych Krzemień K., 1988, The dynamics of debris flows in the upper letnich ulew w Tatrach Wysokich, „Acta Universitatis part of the Starorobociańska Valley (Western Tatra Mts), Nicolai Copernici – Geografia”, 27: 21–34. „Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, 22: Kotarba A., 1995, Rapid mass wasting over the last 500 years 123–144. in the High Tatra Mountains, „Questiones Geographi- Krzemień K., 1991, Dynamika wysokogórskiego system cae”, Spec. Issue 4: 177–183. fluwialnego na przykładzie Tatr Zachodnich, „Rozpra- Kotarba A., 1996, Współczesne procesy rzeźbotwórcze, [w:] wy Habilitacyjne Uniwersytetu Jagiellońskiego”, 215: Mi­rek, Z. (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Naro­ 1–160. dowego, Kraków–Zakopane: 125–138. Lukniš M., 1973, Reliéf Vysokých Tatier a ich predpolia, Bra­- Kotarba A., 1998, Morfogenetyczna rola opadów deszczo­ tislava. wych w modelowaniu rzeźby Tatr podczas letniej powo­dzi Łajczak A., Migoń P., 2007, The 2002 debris flow in the w roku 1997, „Dokumentacja Geograficzna”, 12: 9–23. Babia Góra massif – implication for the interpretation of Kotarba A., 1999, Geomorphic effect of the catastrophic mountainous geomorphic system, „Studia Geomorpho­ summer flood of 1997 in the Polish Tatra Mountains, logica Carpatho-Balcanica”, 41: 97–115. „Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, 33: Midriak R., 1983, Morfogenėza povrchu vysokých pohori, 101–115. Bratislava.

sekcja1_03-06k2.indd 155 2016-06-08 12:18:03 156

Midriak R., 1996, Natural hazards of the surface in the Tatra Piotrowska K., 1997, Cios, spękania ciosowe i uskoki w trzo­ Biosphere Reserve, „Ekológia” 14(4): 433–444. nie granitoidowym polskich Tatr Wysokich, „Przegląd Migoń P., 2008, High-mountain elements in the geomorpho­ Geologiczny”, 45(9): 904–907. logy of the Sudetes, the Bohemian Massif, and their sig­ Piotrowska K., Michalik M., Rączkowski W., Derkacz M., nificance, „Geographia Polonica”, 81(1): 101–116. Danel W., 2014, Szczegółowa mapa geologiczna Polski Migoń P., Parzóch K., 2008, Spływy gruzowe w polskich w skali 1:50 000, ark. Tatry Wysokie (1061), Warszawa, Na­- Karkonoszach – przyczyny, skutki i zagrożenia, „Prze- rodowe Archiwum Geologiczne, PIG–PIB, Warszawa. gląd Geograficzny”, 80(3): 385–400. Rączkowska Z., 2006, Recent geomorphic hazards in the Ta­- Migoń P., Hradek M., Parzóch K., 2002, Extreme geomor­ tra Mountains, „Studia Geomorphologica Carpa­tho- phic events in the Sudetes Mountains and their long-term -Balcanica”, 40: 45–60. impact, „Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, Rączkowski W., 2012, Spływy gruzowe nad Morskim Okiem 36: 29–49. [w:] Chowaniec J., Wójcik A. (red.), Osuwiska w woje­ Migoń P., Kasprzak M., Knapik R., 2006, Spływ gruzowy wództwie małopolskim. Atlas – przewodnik: 44–46. w Wielkim Śnieżnym Kotle w sierpniu 2006 r., „Przyroda Starkel L., 1996, Geomorphic role of extreme rainfalls in the Sudetów”, 9: 157–168. Polish Carpathians, „Studia Geomorphologica Carpa­ Mihalikova J., Oslanec J., Janočko J., Jacko J., 2005, Procesy tho-Balcanica”, 30: 21–39. a produkty recentnej sedimentacie na vysokohorských Starkel L., 2006, Geomorphic hazards in the Polish flysch svahoh Tatier – prikladova študia z Bielovadskej doliny, Carpathians, „Studia Geomorphologica Carpatho-Bal- „Mineralia Slovaca”, 37: 324–326. canica”, 40: 7–19. Nemčok A., 1982, Zosuvy v Slovenských Karpatoch, Bra- Wójcik A., 2008, Stanowisko 8. Wały moren końcowych w re­- tislava. jonie Łysej Polany [w:] Rączkowski W., Derkacz M., Niedźwiedź T., 2004, Rekonstrukcja warunków termicznych Przesnyska J. (red.), Plejstocen Tatr i Podhala – zlodo­ lata w Tatrach od 1550 roku [w:] Kotarba A. (red.), wacenia tatrzańskie. XV Konferencja Stratygrafia Plej­ Rola małej epoki lodowej w przekształcaniu środowi­- stocenu Polski, Zakopane 1–5 września 2008 r.: 216–218. ska przyrodniczego Tatr, „Prace Geograficzne”, Instytut Zaruba Q., Mencl V., 1969, Landslides and Their Control, Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Amsterdam–London–New York. 197: 57–89. Ziętara T., 1974, Uwagi o roli murów w modelowaniu rzeźby Obryw skalny nad Morskim Okiem, www.youtube.com/ Karpat, „Rocznik Naukowo- Dydaktyczny WSP w Kra- watch?v=5gKOPiHAsxw. kowie”, 55, „Prace Geograficzne”, 6: 5–41.

sekcja1_03-06k2.indd 156 2016-06-08 12:18:03 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Osuwiska – zagrożenie dla infrastruktury turystycznej w Tatrach?

Landslides – a threat to the touristic infrastructure in the Tatras?

Wojciech Rączkowski, Antoni Wójcik

Państwowy Instytut Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy, Oddział Karpacki, ul. Skrzatów 1, 31-560 Kraków, e-mail: [email protected], [email protected]

Streszczenie Tatr występują obrywy i osuwiska skalne, przewały (top­ less). Na podstawie prac geologów słowackich i wyników Na mapie, którą opracowali M. Bac-Moszaszwili i in. najnowszych badań przeprowadzonych na potrzeby Szcze­ (1979), a także w pracy A. Nemčoka (1982) znajdujemy ze- gółowej mapy geologicznej Tatr w skali 1:10 000 pokazano stawienie rowów rozpadlinowych występujących w Tatrach. rozmieszczenie osuwisk skalnych na tym obszarze. Więk- Zgodnie z ogólnie przyjmowanym poglądem zaprezento- szość tatrzańskich osuwisk należy do typu deep-seated gra­ wanym przez J. Młodziejowskiego (1934, 1936, 1937) oraz vitational slope deformations; ich aktywność była związana potwierdzonym przez A. Jahna (1964) i W. Jaroszewskie- z ustępowaniem lodowców w okresie najmłodszego zlodo- go (1965) rowy są wynikiem „przemieszczeń, predyspono- wacenia, późnego glacjału i holocenu. Niektóre osuwiska wanych przez powierzchnie uskokowe lub ciosowe, które mogą mieć związek z trzęsieniami ziemi, które na obszarze mają charakter grawitacyjnych zsuwów wieku plejstoceń- Tatr i kotlin je otaczających osiągały w czasach historycznych skiego lub poplejstoceńskiego lub zjawisk neotektonicz- intensywność dochodzącą do 7 stopni w skali MSC. Małe nych” (Jaroszewski, 1965). Obserwowane były w czasach osuwiska niszczące drogę Oswalda Balzera z Zakopanego do S. Kreutza (1918, 1930), A. Rehmana (1895), J. Młodzie- Morskiego Oka zostały ustabilizowane w latach 2006–2008. jowskiego (1934). Kreutz (1930) wyraził pogląd, że rowy są wyrazem współczesnego odnawiania się hercyńskich Słowa kluczowe: Tatry, osuwiska, głęboko zakorzenio- spękań ciosowych. J. Lefeld (1965) obserwował zjawiska ne deformacje stoków, infrastruktura turystyczna tego typu na grzbiecie pomiędzy dolinami Spismichałową a Rozpadliną w masywie Szerokiej Jaworzyńskiej. Podkreśla Abstract on jednoznacznie, że powstanie obrywów ku dolinie Białej Wody to skutek ustąpienia lodowca Doliny Białej Wody. Based on the papers by Slovak geologists and the results Podobny pogląd prezentują odnośnie do obszaru słowac- of the newest studies in the framework of the Detail Geologic kich Tatr Zachodnich T. Mahr (1977), T. Mahr i A. Nem-­ Map of the Tatras (1:10 000) distribution of rocky landslides čok (1977) oraz A. Nemčok (1972, 1982), przedstawiający has been presented. The Tatra landslides in majority are szereg profili przez zbocza osuwiskowe. deep-seated gravitational slope deformations. Their activity Tatrzańskie rowy rozpadlinowe (grzbietowe i w obrębie was related to a retreat of glaciers during the youngest glaci- stoków – jak je opisywali m.in. Młodziejowski, Jahn, Jaro- ation period in the Tatras, Late Glacial and Holocene. Some szewski, Lefeld, Mahr i Nemčok) są więc skarpami głów-­ of those landslides can be also related to earthquakes, which nymi osuwisk, a występujące poniżej nich przemieszczone in the Tatras and in the surrounding Basins reached intensity fragmenty skalne to natomiast koluwialne jęzory osuwisko­ of 7 in MSC scale in historic times. Small landslide damaging we. Odmienny pogląd na genezę rowów w Tatrach Zachod- the Oswald Balzer Road from Zakopane to Morskie Oko had nich miała M. Baumgart-Kotarba (1967), która wiązała je been stabilized with technical countermeasures in 2006–2008. z procesami sufozyjnymi (hipoteza pseudokrasowa), pre- dysponowanymi występowaniem stref spękań w obrębie Keywords: Tatra Mts, landslides, deep seated gravita- spłaszczonych albo zaokrąglonych grzbietów zbudowanych tional slope deformations, touristic infrastructure ze skał krystalicznych. Dotychczas badacze pomijali te zjawiska w pracach na Wstęp geologią Tatr Polskich, gdyż podobne obserwacje są szcze- gólnie trudne na obszarach zalesionych lub porośniętych ko- Spośród wszystkich typów należących do wielkiej sodrzewiną. Po polskiej stronie Tatr dopiero prace nad Szcze­ grupy procesów osuwiskowych (landslides) na obszarze gółową mapą geologiczną Tatr w skali 1:10 000 (Rączkowski,

sekcja1_03-06k2.indd 157 2016-06-08 12:18:03 158

2007, 2011a, 2011b), a także publikacje Wójcika i in. (2013) Pierwszy okres można łączyć z deglacjacją lodowców ostat- oraz Wójcika (2015) dały pierwszy obraz osuwisk na Suchej niego maksimum lodowcowego (last glacial maximum, Czubie w rejonie Kasprowego Wierchu (ryc. 1), Dolinie Bia- LGM), a drugi – z ustąpieniem lodowców dolinnych do łej Wody i polskiej części Tatr Zachodnich (np. na Ornaku). najwyższych cyrków, karów lodowcowych. Odnawianie Formy obserwowane w terenie, a później reinterpretowane ruchu mas skalnych w okresie trzecim prawdopodobnie na modelu uzyskanym z danych LiDAR nie mogą zostać wiąże się natomiast z okresem niepokoju tektonicznego sklasyfikowane inaczej niż formy dużych osuwisk skalnych. wywołanego trzęsieniami ziemi. Największe powierzchniowo w polskiej części Tatr, głębo­ Uaktywnione pod koniec lat 90. XX stulecia drobne kie osuwisko strukturalne występuje na grzbiecie Ornaku. osuwiska związane z ekstremalnie wysokimi opadami za- Za Nemčokiem (1982) podajemy rozmieszczenie osu- groziły szlakom komunikacyjnym. Szczególnie ucierpiała wisk w słowackich Tatrach Zachodnich. droga Oswalda Balzera, zniszczona w siedmiu miejscach Formy takie były określane w literaturze światowej jako (Rączkowski, 2004). Pierwsze osuwisko wystąpiło już na od­- sackung (Zischinsky, 1966, 1969), deep creep deformations of cinku pod Toporową Cyrhlą, a sześć następnych – na od­ slopes (Ter-Stepanian, 1966) i sagging (Hutchinson, 1988). cin­ku pomiędzy Łysą Polaną a Włosienicą. Małe i w mia- Później zaczęto je opisywać jako „głęboko zakorzenione rę łatwe do stabilizacji osuwiska zostały zabezpieczone grawitacyjne deformacje stoków” (deep-seated gravitational w 2008 r. Większość z nich miała związek z niewłaściwą slope deformation, DSGSD – Agliardi, 2012, Agliardi i in., konstrukcją korony drogi w czasie jej budowy w latach 2013, Crosta i in., 2013). 50. XX w. (Thiel i in., 1996; Rączkowski, 2004; BGG Polska, Według nas omawiane osuwiska są w większości wy- 2005, MBI, 2006). Należy jednak dodać, że niektóre wy- nikiem grawitacyjnego odprężenia stoków po ustąpieniu stąpiły na terenie starych koluwiów wielkiego i głębokiego tatrzańskich lodowców, uprzednio podpierających zbo- osuwiska Opalonego Wierchu (Wójcik, 2015). cza. Procesy takie występowały w Tatrach w okresach in-­ Największe zagrożenie dla turystów w Tatrach stanowią terglacjalnych, kiedy doliny były wolne od lodowców, obrywy i płytkie osunięcia skalne oraz spływy gruzowe. a także w późnym glacjale ostatniego zlodowacenia i na Prawdopodobieństwo wystąpienia procesów tego typu początku holocenu, jak przyjmował np. Lefeld (1965). Do jest duże. Jak pokazują ostatnie badania przeprowadzone odnawiania się ruchu osuwisk skalnych mogły się przy- na stożkach Wielkiego Piargu nad Morskim Okiem (Rącz- czyniać również trzęsienia ziemi. Te ostatnie występowały kowski i in., 2015), obrywy, osunięcia i spływy mogą się w Tatrach i okolicy np. w latach 1662, 1840, 1901, 2004. pojawiać corocznie – z różnym nasileniem, zależnym od Opisywano je jako trzęsienia niszczące i bardzo silne (Pa- warunków hydrometeorologicznych, których nawet na gaczewski, 1972; Hojny-Kołoś, 2008). Trzęsienia ziemi sil- okres jednego miesiąca nie da się przewidzieć. Tatry należą ne (M ≥ 4,0) zaznaczyły się na tym terenie w latach 1556, do obszaru, gdzie prawdopodobieństwo wysokich opadów, 1716, 1717, 1935 i 2006. Według Malamuda i in. (2004) przekraczających w sumach dziennych 100 mm, wynosi trzęsienia o magnitudzie M > 3,4±0,4 mogą prowadzić do 2%. Ale – jak się ostatnio przekonaliśmy – do wystąpienia powstania osuwisk. wielkich obszarowo spływów wystarczy godzinny opad Większość tatrzańskich osuwisk typu DSGSD należy burzowy, dający w sumie ponad 40 l/m2. do form starych, współcześnie nieaktywnych. Datowanie Znane i opisywane są obrywy skalne, które zniszczyły 10Be ścian rowów rozpadlinowych w Tatrach pozwoliło odcinki szlaków w górnej części Doliny Rybiego Potoku, wyróżnić trzy główne fazy ich powstawania: 20–17 ka BP, i spływy gruzowe, które zasypały szlak wokół Morskiego 10–9 ka BP i 4–3 ka BP (Pánek, 2015; Pánek i in., 2015). Oka.

Ryc. 1. Osuwisko na północno-zachodnich stokach Suchego Wierchu (Kasprowego Wierchu) – na początku lat 70 XX w. uaktywniło się i zagroziło zniszczeniem wyciągu krzesełkowego w Dolinie Goryczkowej Fig. 1. Landslide on the NW slope of Suchy Wierch (Kasprowy Wierch) – in the early 1970’s it has activated and threatened to destroy the ski lift in the Goryczkowa Valley

sekcja1_03-06k2.indd 158 2016-06-08 12:18:04 159 ważniejsze drogi ważniejsze rzeki wierzchołki osuwiska pod drogą O. Balzera osuwiska O. pod drogą osuwiska Mapa tatrzańskich osuwisk (według: Mahr i Nemčok, 1977; Nemčok, 1982; Rączkowski, 2007, 2011a, 2011b; Wójcik i in., 2013; Wójcik, 2015) i in., 2013; Wójcik, 2007, 2011a, 2011b; Wójcik 1982; Rączkowski, 1977; Nemčok, i Nemčok, Mahr (według: osuwisk tatrzańskich 2. Mapa Ryc. 2015) Wójcik, al., 2013; et Wójcik 2007, 2011 a, 2011b; Rączkowski, 1982; Nemčok, 1977; Nemčok, i Mahr (after landslides Tatra the of 2. Map Fig.

sekcja1_03-06k2.indd 159 2016-06-08 12:18:05 160

Do najsłynniejszych obrywów w Tatrach należą Wantu- BGG Polska, 2005, Dokumentacja geologiczno-inżynierska le – plejstoceński obryw skalny. Jego materiał został złożony dla potrzeb sporządzenia Projektu budowlano-wykonaw­ na jęzorze lodowca w górnej części Doliny Miętusiej (So- czego na zabezpieczenie i stabilizację 6 osuwisk, z remon­ kołowski i Sokołowski, 1936). Obryw skalny, generowany tem drogi powiatowej nr 25415 Łysa Polana – Morskie prawdopodobnie przez trzęsienie ziemi, wystąpił w 1662 r. Oko w miejscowości Bukowina Tatrzańska, Kraków, na Sławkowskim Szczycie po stronie słowackiej. Jak napisali Cen­tralne Archiwum Geologiczne – Archiwum Od- autorzy Wielkiej encyklopedii tatrzańskiej – Z. i W. Paryscy działu Karpackiego PIG. (2004) oraz Kędzia i Rączkowska (2008), szczyt miał się Crosta G. B., Frattini P., Agliardi F., 2013, Deep seated gra­­- rozpaść 6 sierpnia 1662 r. wskutek gigantycznego obry- vitational slope deformations in the European Alps, „Tec­ wu (spowodowanego długotrwałymi opadami i być może tonophysics”, 605: 13–33. trzęsieniem ziemi), przez co wierzchołek stracił ok. 300 m Guzik K., Jaczynowska W., 1978, Mapa geologiczna Tatr wysokości. Ślad obrywów skalnych miały stanowić rumowi- Polskich 1:10 000, arkusz Kościelec, Warszawa, Instytut ska na stokach. Hipoteza ta nie została jednak potwierdzona Geologiczny. w badaniach naukowych (Kędzia i Rączkowska, 2008). Hojny-Kołoś M., 2008, Trzęsienia ziemi w Polsce, „Geogra- Na obszarze polskich Tatr Zachodnich duży obryw fia w Szkole”, 6: 33–41. skal­-ny wystąpił w 1959 r. na Dudowych Turniach ponad Hutchinson J. N., 1988, General Report: Morphological and Doliną Starorobociańską (Nyka, 2003). geotechnical parameters of landslides in relation to geo­- logy and hydrogeology [w:] Bonnard C. (red.), Procee­ Podsumowanie dings, Fifth International Symposium on Landslides, Rot­- terdam, Balkema, 1: 3–36. Współcześnie występujące ruchy masowe w Tatrach Jahn A., 1964, Slope morphological features resulting from ograniczają się do wystąpień związanych z ekstremalnymi gravitation, „Zeitschrift für Geomorphologie”, Suppl. warunkami hydrometeorologicznymi, kiedy to powstają 5: 59–72. głównie spływy gruzowe i drobne osunięcia skalne. Naj- Jaroszewski W., 1965, Rowy grzbietowe w Tatrach, „Rocznik większe powierzchniowo osuwiska w Tatrach związane są Polskiego Towarzystwa Geologicznego”, 35(2): 163–171. z okresem późnego glacjału i wczesnego holocenu, czyli Kędzia S., Rączkowska Z., 2008, Lichenometric – geomor­ okresem ustępowania lodowców tatrzańskich. Pewne prze­- phological investigations in the area of Slavkovský Štit, modelowanie rzeźby następowało też w okresie samego „Geomorphologia Slovaca et Bohemica”, 1: 36–41. holocenu w związku z trzęsieniami ziemi, które na obsza­ Klimaszewski M., 1988, Rzeźba Tatr Polskich, Warszawa, rze wokół tatrzańskim występowały z intensywnością wy- PWN. starczającą dla wywołania ruchów masowych (obrywów Kreutz S., 1918, Sprawozdanie z poszukiwań mineralogicz­ i osunięć skalnych). no-geologicznych w tatrach Zachodnich w r. 1917, „Spra- Zagrożenie dla infrastruktury turystycznej związane wozdania Komisji Fizjograficznej”, 52. jest z jej lokalizacją w obszarach gdzie zjawiska obrywania, Kreutz S., 1930, O tatrzańskim trzonie krystalicznym, „Wier­ osuwania i spływania występują w sposób jak najbardziej chy”, 8: 60–82. naturalny. Lefeld J., 1965, Szczeliny i obrywy grawitacyjne na grzbiecie między dolinkami Spismichałową a Rozpadliną w masy­ Literatura wie Szerokiej Jaworzyńskiej (Tatry Wschodnie), „Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego”, 35: 173–179. Agliardi F., 2012, Slow, deep-seated rock slope formation Mahr T., 1977, Deep-reaching gravitational deformations (DSGSD). Czech Geological Survey, Geological Survey of of high mountain slopes, „Bulletin of the International Austria, UNIMIB. Educational Project Geological Field Association of Engineering Geology”, 16: 121–127. Trip and Workshop. Koefels – Suedtirol – Matrei, 17–20 Mahr T., Nemčok A., 1977, Deep-seated creep deformations June 2012, http://www.geology.cz/projektvzdelavani/ in the crystalline cores of the Tatry Mts., „Bulletin of Pomocna/04_agliardi_DSGSD.pdf. the International Assoc. of Engineering Geology”, 16: Agliardi F., Crosta G. B., Frattini P., Malusa M. G., 2013, 104–106. Giant non-catastrophic landslides and the long-term ex­ Malamud B. D., Turcotte D. L. Guzzetti F., Reichenbach P., humation of the European Alps, „Earth and Planetary 2004, Landslides, earthquakes, and erosion, „Earth and Science Letters”, 365: 263–274. Planetary Science Letters”, 229: 45–59. Bac-Moszaszwili M., Burchard J., Głazek J., Iwanow A., Ja­- MBI – Małopolskie Biuro Inwestycyjne, 2006, Projekt bu­- roszewski W., Kotański Z., Lefeld J., Mastella L., Ozim- dowlany dla inwestycji: Stabilizacja osuwisk wraz z od­ kowski W., Roniewicz P., Skupiński A., Westfalewicz- budową drogi nr 25415 Łysa Polana – Morskie Oko -Mogilska E., 1979, Mapa geologiczna Tatr 1:30 000, w miejscowości Bukowina Tatrzańska, Kraków, Cen- Warszawa, Wydawnictwo Geologiczne. tralne Archiwum Geologiczne – Archiwum Oddziału Baumgart-Kotarba M., 1967, Geneza i rozwój rowów grzbie­ Karpackiego PIG. to­wych w Tatrach Zachodnich, „Zeszyty Naukowe Uni-­ Młodziejowski J., 1934, Zjawiska tektoniczne na grzbie­- ­wersytetu Jagiellońskiego – Prace Geograficzne”, 16(166): tach Tatr Zachodnich, „Wiadomości Służby Geograficz- 7–23. nej”, 1: 92–106.

sekcja1_03-06k2.indd 160 2016-06-08 12:18:05 161

Młodziejowski J., 1936, „Smreczyny” w Dolinie Kościeliskiej, Rączkowski W., 2011b, Czerwone Wierchy II [w:] Szczegó­ „Ochrona Przyrody”, 16: 88–95. łowa mapa geologiczna Tatr w skali 1:10 000, utwory Młodziejowski J., 1937, Rzeźba Polskich Tatr Zachodnich, czwartorzędowe, Kraków, Narodowe Archiwum Geo- „Ochrona Przyrody”, 17. logiczne – Archiwum Oddziału Karpackiego PIG. Nemčok A., 1972, Gravitational slope deformation in high Rączkowski W., Wojciechowski T., Perski Z., w druku, mountains [w:] Proceedings 24th International Geo­- Dynamika zmian rzeźby wysokogórskiej nad Morskim logy Conference, Montreal: 132–141. Okiem w świetle obserwacji z lat 2011 i 2012 [w:] Stresz­ Nemčok A., 1982, Zosuny v Slovenských Karpatoch, Bra­ czenia prac. V Ogólnopolska Konferencja „Przyroda Ta­- tislava, SAV. trzańskiego Parku Narodowego a Człowiek”, 24–26 wrze­ Nyka J., 2003, Tatry – przewodnik, Warszawa, Sport i Tu- śnia 2015, Zakopane: 62. rystyka. Rehman A., 1895, Tatry pod względem fizyczno-geogra- Pagaczewski J., 1972, Catalogue of earthquakes in Poland ficznym opisane przez dra Antoniego Rehmana. Lwów 1000–1970 years, „Publications of the Institute of Geo- 1895. physics”, Polish Academy of Sciences, 51. Sokołowski M., Sokołowski S., 1936, Wantule, „Ochrona Pánek T., 2015, Post-glacial sackung in the highest part of Przyrody”, 16: 74–84. the Carpathian Mountains: age constrains based on 10Be Ter-Stepanian G., 1966, Types of depth creep of slopes in rock Datong and trenching [w:] Gradualism vs Catastrophism masses [w:] Proceedings of the 1st Congress International in Landscape Evolution, International Conference, Bar­ Society for Rock Mechanics, 2: 71–79. naul, Russia, July 2–4, 2015: 176–177. Thiel K., Zabuski L., Bober L., 1996, Analiza przyczyn po­ Pánek T., Mentlík P., Ditchburn B., Zondervan A., Nor­- wstania osuwisk na szosie do Morskiego Oka w rejonie ton K., Hradecký J., 2015, Are sackungen diagnostic fea­- Wodogrzmotów Mickiewicza oraz propozycje środków tures of (de)glaciated mountains?, „Geomorphology”, zaradczych, Gdańsk–Kraków–Warszawa–Zakopane, DOI: 10.1016/j.geomorph.2015.07.022. maszynopis. Radwańska-Paryska Z., Paryski W. H., 2004, Wielka ency­ Wójcik A., Wężyk P., Wojciechowski T., Perski Z., Maczu- klopedia tatrzańska, Poronin, Wydawnictwo Górskie. ga S., 2013, Geologiczna i geomorfologiczna interpre­- Rączkowski W., 2004, Karty Rejestracyjne Osuwisk 1–6 na ta­cja lotniczego skaningu laserowego (ALS) rejonu Ka­ drodze do Morskiego Oka, Kraków, Centralne Archi- sprowego Wierchu (Tatry), „Przegląd Geologiczny” 61(4): wum Geologiczne – Archiwum Oddziału Karpackie- 234–242. go PIG, maszynopis. Wójcik A., 2015, Utwory czwartorzędowe [w:] Szczegółowa Rączkowski W., 2007, Góra Rakoń [w:] Szczegółowa mapa mapa geologiczna Tatr w skali 1:10 000, arkusz Dolina geologiczna Tatr w skali 1:10 000, utwory czwartorzę­ Roztoki, Kraków, Narodowe Archiwum Geologiczne – dowe, Kraków, Narodowe Archiwum Geologiczne – Archiwum Oddziału Karpackiego PIG. Archiwum Oddziału Karpackiego PIG. Zischinsky U., 1966, On deformation of high slopes, Pro­ Rączkowski W., 2011a, Schronisko Ornak [w:] Szczegółowa­­ ceedings of the 1st Congress International Society for Rock mapa geologiczna Tatr w skali 1:10 000, utwory czwarto­ Mechanics, 2: 179–185. rzędowe, Kraków, Narodowe Archiwum Geologiczne – Zischinsky U., 1969, Über Sackungen, „Rock Mechanics”, Archiwum Oddziału Karpackiego PIG. 1: 30–52.

sekcja1_03-06k2.indd 161 2016-06-08 12:18:05 sekcja1_03-06k2.indd 162 2016-06-08 12:18:05 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Badania izotopowe w Tatrach. Sezonowa dynamika składu izotopowego wód Wywierzyska Olczyskiego

Isotope hydrology research in the Tatra Mts. Seasonality of isotopic composition of the vaucluse Olczyskie Spring

Joanna P. Siwek 1, Joanna Pociask-Karteczka 1, Przemysław Wachniew 2

1 Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków, e-mail: [email protected], [email protected] 2 Akademia Górniczo-Hutnicza, Wydział Fizyki i Informatyki Stosowanej, Katedra Zastosowań Fizyki Jądrowej, 30-059 Kraków, ul. Reymonta 19, e-mail: [email protected]

Streszczenie zmiany nie znalazły odzwierciedlenia w składzie izotopo­ wym Wywierzyska Olczyskiego. Różnica między δ18O i δ2H Znaczniki środowiskowe, do których należą m.in. izo­ w wywierzysku latem i zimą była niewielka: odpowiednio topy wodoru i tlenu, mają duże znaczenie w badaniach zmie­­- 0,07 i 0,02‰. Zmiany składu izotopowego (δ18O, δ2H) rzających do określenia genezy wód podziemnych, szczegó­ wód Wywierzyska Olczyskiego w ciągu roku wskazywa­ łowego rozpoznania regionalnych warunków ich krążenia ły na brak dostawy wód krótkiego krążenia do systemu i drenażu, a także ilościowej i jakościowej charakterystyki. wywierzys­kowego w czasie zimy. Świadczyły o tym stosun­ Odnosi się to również do górskich obszarów krasowych, kowo wysokie wartości δ18O i δ2H w wodach wywierzyska, w obrębie których krążenie wody jest dość skomplikowane. podczas gdy ich udział w wodach opadowych należał do Badane Wywierzysko Olczyskie zasilające Potok Olczyski, najniższych w ciągu roku. Zimą dochodziło do czasowego leży w obrębie węglanowej części Tatr. Jest to jedno z naj­ zatrzymania zasilania systemu wywierzyskowego; woda bardziej spektakularnych i największych pod względem opadowa była magazynowana w pokrywie śnieżnej i uwal­ wydajności źródeł w Tatrach. Odpływ ze zlewni Potoku Ol­ niana dopiero w trakcie roztopów. czyskiego prawie dwukrotnie przewyższa wielkość opadów atmosferycznych, a wskaźnik średniego rocznego podziem­ Słowa kluczowe: obieg wody, δ18O, δ2H, kras, Tatry nego odpływu jednostkowego (25 dm3 · s-1 · km-2) należy do największych w Tatrach. Wynika to przede wszystkim Abstract z dopływu wody spoza zlewni, tj. z Doliny Pańszczycy. Ba­­-­ dania prowadzono od czerwca 2010 r. do maja 2011 r. Pró­- Studies on hydrogeology in Tatras using environmental by wody z wywierzyska pobierano raz na miesiąc. Po­nad­­to isotopic tracers were carried out only occasionally. Presen­ w analizie uwzględniono dwutygodniowe sumy opa­dów ted study was performed in the Olczyski Creek catchment atmosferycznych (deszczu i śniegu) gromadzonych na sta­- (4.7 km2) at the elevation 890–1642 m a.s.l. The geology of cji meteorologicznej na Hali Gąsienicowej. Wykorzy­sta- the catchment comprises crystalline granitic rocks, karsti­ no obserwacje zawartości znaczników izotopowych δ18O fied limestone, dolomite and Quaternary glacial sediments. i δ2H. Określono pH, przewodność elektrolityczną właści­ Vaucluse spring water in the catchment was sampled once wą i główne jony. Analizy chemiczne i izotopowe zostały a month from June 2010 to May 2011. Electrical conduc­ wykonane w Laboratorium Instytutu Geografii i Gospo­ tivity, pH, main ions, δ18O and δ2H were measured. Sam­ darki Przestrzennej UJ oraz w Laboratorium Wydziału ples of precipitation were collected twice a month in the Fizyki i Informatyki Stosowanej AGH. Skład izotopowy high mountain recharge area of the spring at the elevation wód Wywierzyska Olczyskiego nie wykazuje wyraźnych 1520 m a.s.l. Seasonal changes in the isotopic composition zmian sezonowych. Zaobserwowano natomiast sezonowe of precipitation collected at the Gasienicowa Alp was ob­ zmiany składu izotopowego opadów na Hali Gąsienicowej. served. During the cool half year from November to April W półroczu zimowym (od listopada do kwietnia) wody precipitation (snowmelt water) were characterized by a lo­- opadowe charakteryzowały się niższym udziałem izotopów wer share of the heavy isotopes δ18O and δ2H (respective­ ciężkich δ18O i δ2H (odpowiednio: -12,9‰ i -93,9‰) niż ly: -12.9‰ and -93.9‰) than in the warm half year, from w półroczu letnim (odpowiednio: -11,7‰ i -79,6‰). Te May to October (respectively: -11.7‰ and -79.6‰). And

sekcja1_16­06k3.indd 163 2016­06­16 11:13:47 164

these changes were not reflected in changes in the isotopic Celem opracowania jest przegląd dotychczasowych composition of the Olczyskie vaucluse spring. Differences badań na temat składu izotopowego wód w Tatrach ze in the average share of the heavy isotope δ18O and δ2H in szczególnym uwzględnieniem zlewni Potoku Olczyskiego the Olczyskie vaucluse spring between cool and warm half oraz przedstawienie wyników badań izotopowych przepro- years were negligible and amounted respectively 0.07‰ wadzonych w tej zlewni w latach 2010–2011. and 0.02‰. Stable isotopic dynamic in the spring water reflected relatively rapid inflow of rain- and snowmelt Przegląd dotychczasowych badań water to the karstic system. This is indicated by greater similarity of stable isotopic composition of spring water Historia badań składu izotopowego wód tatrzańskich, and precipitation water during the rainfall and snowmelt które znalazły odzwierciedlenie w publikacjach naukowych periods. The spring are thus potentially vulnerable to the nie jest zbyt długa i jej początek datuje się na koniec lat 80. anthropogenic pollution. XX wieku, kiedy Różański i Duliński (1988) opublikowali artykuł na temat „dynamiki i struktury przepływów pod- Keywords: water circulation, δ18O, δ2H, karst, the Ta­ ziemnych” w systemach krasowych Tatr Zachodnich. Nie tra Mountains oznacza to jednak, iż wcześniej nie wykonywano analiz izotopowych w wodach tatrzańskich. Czyniono to zwykle Wstęp przy okazji odwiertów podczas prac poszukiwawczych wód geotermalnych w celu rozpoznania ich genezy i wieku. Skład izotopowy wód wykorzystywany jest w meto-­ Przewidywany wzrost wykorzystania tych wód wymagał dach znacznikowych. W hydrologii znajdują one zasto­ dokładnego rozpoznania stref zasilania i wymiany, co było sowanie w rozwiązywaniu wielorakich problemów, takich istotne w kontekście ochrony przed nadmierną eksploata- jak datowanie wód, określanie typów genetycznych oraz cją i degradacją. kierunku i prędkości przepływu wód podziemnych. Znacz- Pierwsze badania izotopowe, przeprowadzone w sierp- nikowe metody izotopowe pozwalają również na bada-­ niu 1969 r. przez Dział Radiometrii Przedsiębiorstwa Hy­- nie związków między wodami powierzchniowymi i pod- ­drogeologicznego z Warszawy, dotyczyły próbek wód pod- ziemnymi oraz określanie obszarów zasilania wód podziem- ziemnych z otworu Zakopane IG-1. Dokonano wówczas nych. Z tej różnorodności wynika znaczna aplikacyjność oznaczenia trytu. Udało się uchwycić moment pojawienia wspomnianych metod – mogą one bowiem służyć m.in. do się w otworze wody zawierającej tryt pochodzący z okre- określania kierunku i prędkości rozprzestrzeniania się za-­ su prób z bronią jądrową w atmosferze. W pierwszym nieczyszczeń, wyznaczania stref ochronnych dla ujęć wód, roku obserwacji stężenie trytu było na poziomie kilku TU rozpoznania wielkości dopływu wód do kopalń. Są także (tritium unit – miara stężenia trytu w wodzie), w kolejnych bardzo pomocne w formułowaniu, weryfikacji i kalibra-­ 2 latach wzrosło do prawie 200 TU, po czym spadło do cji modeli hydrogeologicznych (Kendall i McDonnell, wartości ok. 120 TU (Nowicki i Sołtyk, 1973). Gdy w la- 1998). W drugiej połowie XX stulecia w badaniach hy­ tach 1986–1988 wykonywano kolejne oznaczenia, stężenie drologicznych i hydrogeologicznych zaczęto wykorzysty- trytu wynosiło od 20 do 24 TU. Na podstawie porównania wać znaczniki środowiskowe, szczególnie izotopy trwa­łe zmian stężenia trytu w otworze Zakopane IG-1 i w opadach tlenu i wodoru (odpowiednio stosunki 18O/16O i 2H/1H) atmosferycznych średni czas dopływu wód podziemnych 3 oraz stężenie trytu (zawartość H w cząsteczkach H2O). ze stref zasilania oszacowano na ok. 19 lat. Czas ten byłby Mają one podstawowe znaczenie dla określenia genezy zapewne dłuższy, gdyby nie eksploatacja otworu (Małecka wód pod­ziemnych, szczegółowego rozpoznania regional- i Nowicki, 2002). nych warunków ich krążenia i drenażu, a także ilościo-­ We wspomnianym już opracowaniu Różańskiego i Du- wej i jakościowej charakterystyki (Zuber i in., 2008). W ba- lińskiego (1988) opisano wyniki regularnych badań hyd- daniach hydrogeologicznych wykorzystuje się także ana­- rochemicznych prowadzonych od października 1983 r. do lizę gazów szlachetnych He, Ne i Ar, których stężenie stycznia 1986 r. w Dolinie Kościeliskiej i Dolinie Chocho- jest uzależnione od wieku wody (Chowaniec i in. 2009, łowskiej. Badaniom składu izotopowego (tryt, δ2H, δ18O) 2010). miesięcznych sum opadów na hali Ornak towarzyszyły Terenami o szczególnie interesującym systemie krąże- badania wód źródlanych i rzecznych oraz wycieków w ja­ nia wody są górskie obszary krasowe. Przykład stanowią skiniach. Równolegle prowadzono badania składu izoto­ Tatry, gdzie w sąsiedztwie węglanowych formacji osado- powego opadów w Krakowie. Zaobserwowano ścisły zwią-­ wych występują krystaliczne skały magmowe. Skutkuje to zek między stężeniami trytu, 18O i 2H na hali Ornak oraz skomplikowanymi drogami migracji wód różnego pocho- w Krakowie (w przypadku trytu r = 0,85). Najwyższe war- dzenia (Gradziński i in., 2009; Pociask-Karteczka i in., 2010; tości δ18O i δ2H w wodach opadowych występowały latem Wachniew i in., 2012). W wodach wywierzysk tatrzańskich i wynosiły odpowiednio -7,6‰ i -46‰, natomiast najniż- od­zwierciedla się wpływ zarówno atmosferycznej fazy krą­- sze wartości δ18O i δ2H odnotowano zimą: odpowiednio żenia wody, jak i różnorodnych środowisk geochemicz-­ ok. 18‰ i ok. -135‰. Wartości δ18O i δ2H w opadach na nych występujących w obrębie tego masywu gór­skiego (Ma­- hali Ornak były niższe niż w opadach w Krakowie, co po- łecka i Humnicki, 1989; Małecka, 1997; Barczyk, 2008; Wo­ twierdza powszechnie występujące zjawisko zubożania wód lanin i Żelazny, 2010; Żelazny, 2012). opadowych w izotopy 2H i 18O wraz ze wzrostem wysokości

sekcja1_16-06k3.indd 164 2016-06-16 11:15:24 165

nad poziomem morza. W przypadku Krakowa i hali Ornak ­na winna charakteryzować się podwyższoną zawartością wielkość deniwelacji wynosi ok. 900 m. Efekt wysokościowy izotopów ciężkich. Wystąpienie takiej sytuacji jest praw­do­ δ18O i δ2H jest równy odpowiednio 0,24 i 1,4‰ na 100 m podobne w miesiącach letnich, kiedy może do­cho­dzić do wysokości, tj. znacznie mniejszy niż wartości przeciętne napływu pary wodnej nasyconej izotopami cięż­kimi, czemu na świecie (odpowiednio 0,15–0,5‰ i 1,5–4‰ na 100 m sprzyja znaczny gradient wilgotności między środowiskiem wysokości). Biorąc pod uwagę wielkość deniwelacji w Ta- atmosferycznym otwartej przestrzeni i wnętrzem jaskini. trach i na Podhalu, różnice te powinny wynosić 20–25‰, Z nieznanych przyczyn wody wycieków są zbliżone pod tymczasem nie przekraczają 10‰, a przy uwzględnieniu względem δ18O i δ2H do wód opadowych z sezonu letniego. położenia Krakowa – ok. 15‰. Zredukowany efekt wyso- Umożliwiło to Różańskiemu i Dulińskiemu­ (1988) oszaco- kościowy występuje w wielu pasmach górskich, zwłaszcza wanie współczynnika infiltracji wód opadowych z sezonu tych, które nie stanowią zasadniczej przeszkody dla ruchu letniego w stosunku do całkowitej rocznej infiltracji opa- mas powietrza. dów. Wyniósł on 0,76. Do tego wyniku należy jednak pod- Podwyższone stężenie trytu w opadach notowano w mie-­ chodzić ostrożnie, gdyż rozkład δ2H w wodach wycieków siącach wiosennych i letnich. W wodach jaskiń, źródeł i po­- jaskiniowych jest wyraźnie bimodalny. Być może wpływa toków daje się zauważyć porządek odwrotny: wyższe stęże­ na to efekt wysokościowy, zaniedbany przy oblicza­niu nie trytu występowało zimą, co świadczy o przewadze w tym współczynnika infiltracji. Uwzględnienie poprawki oka­- czasie głębokiego zasilania podziemnego. Wiosną i latem stę­- zuje się trudne, ponieważ wysokość obszarów, na których żenie trytu było mniejsze, ponieważ w krążeniu biorą wte­- rozpoczyna się infiltracja, jest zróżnicowana i trudna do do-­ dy udział świeże wody roztopowe i deszczowe. Według kładnego ustalenia. Dlatego też wartość tego współczynni- Ró­żańskiego i Dulińskiego (1988) skład izotopowy wód ka należy traktować jako orientacyjną. świadczy o przewadze wpływu infiltracji letniej w zasilaniu Drugie ważne opracowanie ukazało się 30 lat później wód podziemnych. Na przykład w maju 1985 r. udział wód i dotyczyło obszarów zasilania największych źródeł ta- „świeżych” w wodach podziemnych wynosił 85%. In­te­re­ trzańskich (Zuber i in., 2008). Autorzy przedstawili wyniki sujące wydaje się nadzwyczaj wysokie stężenie trytu w wy- badań izotopowych (3H, δ18O, δ2H) wód źródlanych w Ta- ciekach Jaskini Miętusiej i Potoku Miętusim (40–50 TU). trach oraz na ich przedpolu z lat 1977–2001. Głównym ce- Świadczy ono o istnieniu w tej zlewni odrębnego systemu lem pracy było określenie wieku wód krążących w obrębie krasowego, niezależnego od reszty zlewni Potoku Koście- badanego terenu i zasięgu stref zasilania głębokich wód liskiego. występujących w niecce podhalańskiej. Do interpretacji Wielkość δ18O oraz δ2H w wyciekach jaskiniowych prze­- izotopowych znaczników środowiskowych wykorzystano wyższa wartości średnie charakterystyczne dla wód opa- matematyczny model pudełkowy stworzony przez Mało- dowych w ciągu roku, natomiast wody źródeł i potoków szewskiego i Zubera (1982, 1986, za: Zuber i in., 2008). Ba- swoim składem są zbliżone do opadów (tab. 1). Podobień­ daniami objęto 13 źródeł tatrzańskich (wywierzyska i źród­- stwo wód źródlanych i rzecznych do wód opadowych pod ła o średniej wydajności – głównie źródła znajdujące się względem ilości izotopów trwałych można wyjaśnić znacz­- w obrębie eocenu węglanowego) oraz wody z pięciu odwier­- nym udziałem w obiegu wód roztopowych (czyli wód tów na przedpolu Tatr (w Zakopanem). Analiza trytu wy­ z opadów zimowych), cechujących się niskimi zawartościa­ kazała, iż najdłuższym czasem dopływu cechowały się wo­ mi 2H i 18O. Jednak brak efektu sezonowości 2H w wodach dy z odwiertu IG-1 Skocznia, które zalegały na głębokości źródlanych i rzecznych podważa tę hipotezę. Według Ró­- 700 m. W odwiercie tym stwierdzono wody dwojakiego żańskiego i Dulińskiego (1988) głównym procesem wpły- rodzaju: ponad 80% stanowiły stare wody porowe uwolnio- wającym na podwyższenie wartości δ18O i δ2H w wycie- ne z matrycy skalnej, których średni wiek oszacowano na kach jaskiniowych jest wymiana izotopowa. Może ona za-­ ok. 100 lat, a 17% – wody młode (średnio ok. 9 lat), szybko chodzić w warunkach braku równowagi izotopowej mię­- przemieszczające się kanałami krasowymi. Wyniki te różnią dzy wodami wycieków i parą wodną w jaskini. Para wod-­ się od uzyskanych w latach 1969–1973, kiedy czas dopływu

Tab. 1. Średnia zawartość δ2H i δ18O w wodach w Tatrach Zachodnich w okresie od października 1983 r. do stycznia 1986 r. (za: Różański i Duliński, 1988) Tab. 1. The average values of 2δ H and δ18O in the water in the Western Tatra Mountains from October 1983 to January 1986 (after: Rozanski and Dulinski, 1988)

Rodzaj wody Stacja Liczebność próbek δ2H [‰] δ18O [‰] d * – wskaźnik nadmiaru 2H

hala Ornak 24 -77,6 ± 5,6 -11,26 ± 0,71 12,5 ± 2,1 Opady ** Kraków 24 -64,9 ± 5,9 -9,12 ± 0,77 5,4 ± 1,7 Źródła i potoki 43 -77,6 ± 0,4 -11,59 ± 0,04 15,1 ± 0,5 Wycieki w jaskiniach 19 -71,3 ± 0,9 -10,64 ± 0,13 13,6 ± 1,4

** d = δ2H – 8δ 18O ** średnia ważona 2H i 18O (jako wagę zastosowano sumy miesięczne opadów)

sekcja1_16-06k3.indd 165 2016-06-16 11:19:42 166

wody ze stref zasilania do otworu Zakopane IG-1 oceniono od ok. 3 do ok. 141 lat (tab. 2). Zuberowi i in. (2008) udało na ok. 19 lat (Małecka i Nowicki, 2002). się oszacować porowatość wodonośca drenowanego przez Próbki wód źródlanych pobierano w okresach niżów­ko­- wywierzyska (0,02) i współczynnik filtracji (1,9∙10-6 m∙s-1). wych, co zapewniało jednorodny system zasilania z głę- Na uwagę zasługuje także przeglądowa praca Małeckiej bokiego systemu krążenia (wody porowe i szczelinowe). i Nowickiego (2002), w której przedstawiono pochodzenie Autorzy stwierdzili, iż skład izotopowy wód źródlanych i wiek wód podziemnych Tatr i Podhala. Charakterysty­kę w Tatrach jest zróżnicowany głównie wskutek zróżnicowa- składu izotopowego δ2H i δ18O wód podziemnych prze­- nej wysokości bezwzględnej obszarów zasilania tych źródeł. prowadzono na podstawie opróbowań z lat 1986–1988. Ba­- Gradient wysokościowy w przypadku δ18O i δ2H wynosi daniami objęto źródła odwadniające serie osadowe Tatr, odpowiednio -0,21‰ i -1,45‰ na 100 m. Obszary zasilania źród­ła odwadniające utwory eocenu węglanowego oraz wo­- wywierzysk o dużych wydajnościach leżą na dużo więk- dy z otworów wiertniczych reprezentujących flisz podhalań- szych wysokościach niż obszary zasilania źródeł o wydajno- ski, pieniński pas skałkowy i utwory w Kotlinie Nowotar- ściach średnich. Średnie czasy dopływu wód podziemnych skiej (tab. 3). Ponadto wykorzystano wyniki oznaczeń izoto- ze stref zasilania otrzymane w wyniku zastosowania róż- powych zawarte w pracy Różańskiego i Dulińskiego (1988), nych modeli pudełkowych były zróżnicowane – wynosiły materiałach archiwalnych Działu Radiometrii Przed­się-­

Tab. 2. Wiek wód i wysokość obszarów zasilania tatrzańskich źródeł (za: Zuber i in., 2008) Tab. 2. The age of water and elevation of the recharge area of the vaucluse springs in the Tatra Mountains (after: Zuber et al., 2008)

Wysokość obszaru zasilania Wysokość obszaru zasilania Wysokość Źródło Wiek wód oszacowana na podstawie 18O oszacowana na podstawie 2H [m n.p.m.] [m n.p.m.] [m n.p.m.]

Wywierzysko Bystrej 1165–1170 x 1574 ± 207 1574 ± 207 Wywierzysko Goryczkowe 1185 x 1581 ± 200 1581 ± 200 Wywierzysko Olczyskie 1067 x 1381 1464 Lodowe Źródło 974 x 1394 1225 3 lata Wywierzysko Chochołowskie 988 1491 1335 5 lat (?) Koziarczyska 942 6,5 roku 1350 1301 Pod Kopką (Kiry) 920 74 lata 1012 ± 46 1012 ± 46 11 lat Pod Capkami 915 1146 ± 115 1146 ± 115 141 lat (?) Barany 919 11,4 roku 1252 1163 Baptystów 915 x 1247 1194 Waksmundzkie 1074 x 1247 1267 w Stanikowym Żlebie 967 x 1217 1111 Przyporniak 950 x 1230 1163

? – wyniki wątpliwe x – brak szacunków ze względu na niewystarczające dane trytowe

Tab. 3. Skład izotopowy wód źródlanych w Tatrach (za: Małecka i Nowicki, 2002; zmienione) Tab. 3. The isotopic composition of spring water in the Tatra Mountains (after: Malecka and Nowicki, 2002; changed)

δ18O [‰] δ2H [‰] Lokalizacja geologiczna badanych źródeł Liczebność próby min. maks. śr. min. maks. śr. Seria osadowa 12 -12,2 -11,1 -11,7 -82,7 -75,6 -80,4 Eocen węglanowy 17 -11,4 -10,6 -11,1 -79,2 -72,7 -75,4 Flisz Podhala -11,3 -11,1 -11,2 -79,2 -78,0 -78,6 Pieniński pas skałkowy -11,8 -10,4 -10,9 -78,5 -70,5 -75,3 Kotlina Nowotarska -11,2 -11,1 -11,2 -79,5 -76,8 -78,2

sekcja1_16-06k3.indd 166 2016-06-16 11:24:22 167

biorstwa Hydrogeologicznego w Warszawie i dokumentacji przyniosły także bada­nia skład­ u izo­topowego śniegu w se- hydrogeologicznej Polskiego Instytutu Geologicznego (Cho- zonach zi­mo­wych 2011 i 2012 w powiązaniu z procesami waniec i in., 1997, za: Małecka i Nowicki, 2002). hydrologicznymi w dorzeczu górnego Wagu (Holko i in., Według Małeckiej i Nowickiego (2002) spośród wszyst- 2013). Nieoczekiwanie okazało­ się, iż gradient wysoko- kich czynników mających bezpośredni wpływ na skład izo- ściowy δ18O i δ2H w przypadku większości opadów śnie- topowy wód infiltrujących na obszarze Tatr, takich jak efekt gu jest ujemny. Przestrzenne zróż­nicowanie składu izo­- kontynentalny, temperaturowy, sezonowy i wysokościowy, topowego pokrywy śnież­nej w trakcie zim ubogich w opa­- największe znaczenie mają pochodne efektu temperaturo- dy było znacznie większe aniżeli w trakcie zim wyjątkowo wego, tj. efekt wysokościowy i sezonowy. Położenie punktów śnieżnych. Dało się zauważyć wpływ składu izotopowe­go ilustrujących średni skład izotopowy wód podziemnych w potokach niższych rzędów na reżim izotopowy Wagu. Tatr i Podhala w latach 1986–1988 w układzie współrzęd- nych δ18O–δ2H na tle prostej Craiga świadczy o tym, że Obszar, okres i metoda badań zarówno w obrębie poziomu przypowierzchniowego, jak i w poziomach podfliszowych występują jedynie wody in- Wywierzysko Olczyskie, zasilające Potok Olczyski, to filtracyjne. Zmiany sezonowe składu δ18O i δ2H są bardzo jedno z największych pod względem wydajności źródeł nieznaczne, na ogół nie przekraczają wartości odpowiednio w Tatrach. Odpływ ze zlewni Potoku Olczyskiego prawie 0,5 i 3,5‰, co świadczy o bardzo dobrym mieszaniu się wód dwukrotnie przewyższa wielkość opadów atmosferycznych, podziemnych w obrębie utworów mezozoicznych masywu a wskaźnik średniego rocznego podziemnego odpływu tatrzańskiego. Wody podziemne Tatr i Podhala, zarówno jednostkowego (25 dm3 · s-1 · km-2) należy do najwyższych płytko występującego poziomu przypowierzchniowego, w Tatrach. Wynika to przede wszystkim z dopływu wody jak i głębokiego krążenia w niecce podhalańskiej, należą do spoza zlewni, tj. z Doliny Pańszczycy (Łajczak, 1988; Ma- wód typu infiltracyjnego i tworzą rozległą strefę, w której łecka, 1996). Choć zlewnia Potoku Olczyskiego zbudowana istnieje więź hydrauliczna. Oprócz tego funkcjonują lokalne, jest głównie z utworów węglanowych, wody odprowadzane niezależne od niej systemy krasowe. W południowej części przez główny potok mają cechy wód występujących w czę- niecki występują wody bardzo młode o wieku poniżej 50 lat, ści krystalicznej Tatr. zaś w częściach centralnej i północnej – znacznie starsze, Badania prowadzono od czerwca 2010 r. do maja 2011 r. niewykluczone, że przedholoceńskie. Próby wody z wywierzyska pobierano raz na miesiąc, a pró- Osobną grupę opracowań stanowią publikacje dotyczące by opadu atmosferycznego całkowitego gromadzonego na słowackiej części Tatr. Szczegółowe badania hydrologiczne, stacji meteorologicznej na Hali Gąsienicowej – raz na 2 ty­- w tym izotopowe, prowadzone są w zlewni Jałowieckiego godnie. Zimą deszczomierz był ogrzewany. W próbkach Potoku (Tatry Zachodnie). Analiza wezbrań i opadów w la­- wód wykonano oznaczenia izotopów δ18O i δ2H metodą tach 1991–2002 z wykorzystaniem δ18O pozwoliła na oszaco-­ spektrometrii mas (Laboratorium Wydziału Fizyki i In- wanie średniego czasu dobiegu wód na 13 miesięcy (Hol­ formatyki Stosowanej AGH) oraz pH, przewodności elek- ko i Kostka, 2006). Badania wykazały zróżnicowanie wy- trycznej właściwej i stężenia głównych jonów – metodą sokościowe składu izotopowego opadów. Średni gradient chromatografii jonowej (Laboratorium Instytutu Geografii wyso­kościowy w przypadku δ18O i δ2H wyniósł odpo- i Gospodarki Przestrzennej UJ). wiednio -0,14‰ i -0,7‰ na 100 m. Skład izotopowy wód roztopowych i rzecznych w początkowej fazie roztopów Wyniki i dyskusja okazał się bardzo podobny, toteż nie było możliwości wy­- korzystania izotopów w celu genetycznego rozdziału hy-­ Zmiany składu izotopowego wód Wywierzyska Olczy- drogramu. Chociaż podczas roztopów pokrywa śnieżna skiego w okresie od czerwca 2010 r. do maja 2011 r. były nie wykazywała zróżnicowania pionowego pod względem niewielkie: mieściły się w zakresie od -11,6‰ do -12‰ δ18O i δ2H, to jednak najlepszą charakterystykę izotopową w przypadku δ18O i od -79,4‰ do -83,1‰ w przypadku wód zasilających obieg wody podczas roztopów dawa­ła δ2H. Podobną zmienność składu izotopowego w wodach warstwa powierzchniowa pokrywy śnieżnej (Holko, 1995a, potoków i źródeł zlewni Potoku Kościeliskiego i Potoku 1995b; Holko i Kostka, 2010). W sierpniu 2009 r. podda­ Chochołowskiego stwierdzili Różański i Duliński (1988) no analizie hydrogramy pię­ciu fal wezbraniowych, przy w czasie badań przeprowadzonych w latach 1983–1986. czym δ18O wykorzystano w ce­lu oszacowania powierzchni, Niewielką zmienność składu izotopowego wód Wywie- z której dochodziło do zasilania wezbrań w formie spły­- rzyska Olczyskiego potwierdzają niskie wartości współ- wu powierzchniowego. Okazało się, że udział tzw. wód sta-­ czynników zmienności, które w przypadku zarówno δ18O, rych w formowaniu fal wezbraniowych wynosił od 73 do jak i δ2H wynoszą -0,01. Dla porównania: współczynniki 100%, a obszar nasycony wodą, gdzie formował się spływ zmienności parametrów fizykochemicznych (przewodno- powierzchniowy, stanowił od 2 do 13% powierzchni zlew- ści elektrycznej właściwej i głównych jonów) w próbkach ni. Zróżnicowanie δ2H w opadach na wysokości 1500 m wód pobranych w tym samym czasie, w którym pobierano n.p.m. wynosiło od -53,8 do -26,7‰, w wodach podziem­ próbki do oznaczeń izotopowych, były wielokrotnie wyż- nych (źródlanych) – od -79,3 do -77,0‰, natomiast war­ sze – mieściły się w zakresie od 0,10 do 0,41. tość δ2H w wodzie potoku przed wystąpieniem wezbrania Skład izotopowy (δ18O, δ2H) wód Wywierzyska Olczy- była równa -79,8‰ (Holko i in., 2011). Ciekawe wyniki skiego nie wykazywał wyraźnej zmienności o charakterze

sekcja1_03-06k2.indd 167 2016-06-08 12:18:05 168

Ryc. 1. Względne zmiany składu izotopowego (δ18O, δ2H) wód Wywierzyska Olczyskiego (pełne sygnatury) i wód opadowych zebranych na Hali Gąsienicowej (puste sygnatury) w okresie od czerwca 2010 r. do maja 2011 r. Fig. 1. Relative changes in the isotopic composition (δ18O and δ2H) of the Olczyskie vaucluse spring (filled signature) and precipitation collected on Gasienicowa Alp (empty signature) from June 2010 to May 2011

sezonowym. Sezonowość zaznaczała się natomiast w skła- zebrane w postaci deszczu lub śniegu na Hali Gąsienicowej dzie izotopowym opadów atmosferycznych pobieranych cechowały się niższymi średnimi wartościami δ18O i δ2H na Hali Gąsienicowej (ryc. 1). W półroczu chłodnym, od (odpowiednio -12,39‰ i -87,74‰) niż wody wypływające listopada do kwietnia, wody opadowe charakteryzowały z wywierzyska (odpowiednio -11,75‰ i -81,12‰). O do- się mniejszym udziałem ciężkich izotopów δ18O i δ 2H (od­ cieraniu do Wywierzyska Olczyskiego wód deszczowych powiednio -12,9‰ i -93,9‰) niż w półroczu ciepłym, od lub roztopowych świadczą także zmiany cech fizykoche- ma­ja do października (odpowiednio -11,7‰ i -79,6‰). micznych: w wyniku dopływu słabozmineralizowanych Sezonowe zmiany składu izotopowego opadów atmosfe- wód krótkiego krążenia przewodność elektryczna właściwa rycznych nie miały odzwierciedlenia w zmianach składu i stężenie większości głównych jonów w wodach wywierzy- izotopowego wód Wywierzyska Olczyskiego. Różnice w śred­- ska malały. nim udziale ciężkich izotopów δ18O i δ2H w wodach Wy­ Zmiany składu izotopowego wód Wywierzyska Ol- wierzyska Olczyskiego między półroczem chłodnym i ciep-­ czyskiego w ciągu roku wskazywały na brak dostawy wód łym były znikome – odpowiednio 0,07‰ i 0,02‰. krótkiego krążenia do systemu wywierzyskowego w zimie. W wodach Wywierzyska Olczyskiego zaznaczył się Świadczyły o tym stosunkowo wysokie wartości δ18O i δ2H jednak niewielki spadek wartości δ18O i δ2H w trakcie pod­- w wodach wywierzyska, podczas gdy ich udział w wodach wyższonych przepływów wezbraniowych: podczas wez- opadowych należał do najniższych w ciągu roku. Zimą do- brania deszczowego w lipcu 2010 r. oraz wiosennych wez- chodziło do czasowego zatrzymania zasilania systemu wy- brań roztopowych w kwietniu i maju 2011 r. Świadczy to wierzyskowego; woda opadowa była magazynowana w po- o docieraniu do Wywierzyska Olczyskiego wód krótkiego krywie śnieżnej i uwalniana dopiero w trakcie roztopów. krążenia – deszczowych i roztopowych. Wody opadowe Warto dodać, iż uwzględnienie w analizie 3H w wodach

sekcja1_03-06k2.indd 168 2016-06-08 12:18:06 169

Wywierzyska Olczyskiego pozwoliło na oszacowanie śred­ w ostatnich trzydziestu latach, „Przegląd Geologiczny”, niego czasu przebywania wody w górotworze na 20,5 roku 57(8): 674–684. (Kosiarz, 2012; Wachniew i in., 2012). Holko L., 1995a, Snowmelt runoff generation in mounta- inous catchment, „IAHS Publications”, 229: 231–236. Zakończenie Holko L., 1995b, Stable environmental isotopes of 18O and 2H in hydrological research of mountainous catchment, Metody izotopowe – lub szerzej: metody wykorzystu­ „Journal of Hydrology and Hydromechanics”, 43(4–5): jące znaczniki środowiskowe – stanowią ważne, lecz nie­- 249–274. dostatecznie doceniane narzędzie badawcze uzupełniają­- Holko L., Kostka Z., 2006, Hydrologický výskum vo vysoko- ce tradycyjne metody stosowane w hydrologii. Ważną cechą horskom povodí Jaloveckého potoka, „Journal of Hydro­ metod izotopowych jest to, że w syntetyczny sposób prze­- logy and Hydromechanics”, 54(2): 192–206. kazują informacje na temat funkcjonowania syste­mów Holko L., Kostka Z., 2010, Hydrological processes in moun-­ hydrologicznych w szerokim zakresie skal przestrzennych tains – knowledge gained in the Jalovecky Creek catch­ i czasowych. Na przykład obserwacje składu izotopowe­ ment, Slovakia, „IAHS Publications”, 336: 84–89. go wody źródeł na obszarach górskich pozwala­ją wska- Holko L., Kostka Z., Šanda M., 2011, Assessment of frequen­cy zać przedział wysokościowy obszarów ich zasila­nia i osza­- and areal extent of overland flow generation in a forested cować średni wiek wypływającej z nich wody. Interpretacja mountain catchment, „Soil & Water Research”, 6(1): danych izotopowych jest zwykle łatwiejsza­ i daje bardziej 43–53. wiarygodne wyniki jeżeli jest prowadzo­na w kontekście Holko L., Danko M., Dóša M., Kostka Z, Šanda M., Pfi- obserwacji przeprowadzonych wcześniej oraz przy uw­ ster L., Iffly J. F., 2013, Spatial and temporal variability zględnieniu wyników badań z obszarów sąsied­nich. Wy­- of stable water isotopes in snow related hydrological korzystanie przedstawionych w niniejszej pracy wyników processes, „Die Bodenkultur”, 64(3–4): 39–45. badań obejmujących jeden rok obserwacji izotopowych Kendall C., McDonnell J. J. (red.), 1998, Isotope Tracers wód Wywierzyska Olczyskiego było możliwe tylko dzięki in Catchment Hydrology, Amsterdam, Elsevier Science istnieniu wcześniejszych obserwacji tego i innych tatrzań­ B. V. skich źródeł oraz dzięki zbieranej równolegle informacji Kosiarz N., 2012, Sezonowa zmienność składu izotopowego o składzie izotopowym opadów atmosferycznych. wód Wywierzyska Olczyskiego, praca magisterska, Wy­ dział Fizyki i Informatyki Stosowanej AGH. Podziękowanie Łajczak A., 1988, Opady i odpływ w Polskich Tatrach w świe- tle pomiarów wieloletnich, „Czasopismo Geograficzne”, Autorzy składają serdeczne podziękowania Markowi 59: 137–170. Kotlarczykowi i Januszowi Konieczkowi – pracownikom Małecka D., 1996, Hydrogeologiczna charakterystyka Tatr Stacji Naukowej IGiPZ PAN na Hali Gąsienicowej oraz w świetle badań monitoringowych [w:] Mirek Z., Gło­ Agnieszce Baran – za bardzo cenną pomoc podczas badań waciński Z., Klimek K., Piękoś-Mirkowa H. (red.), terenowych. Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego, Zakopane– Kraków, Tatrzański Park Narodowy: 19–30. Literatura Małecka D., 1997, Źródła masywu tatrzańskiego, „Acta Uni­­- versitatis Lodziensis – Folia Geographica Physica”, 2: Barczyk G., 2003, Circulation in present-day karst systems 9–26. sourcing the vaucluse springs in the Polish Tatra Mts., Małecka D., Humnicki W., 1989, Rola warunków hydrody­ based on tracer methods and limnimetric observations, namicznych w kształtowaniu reżimu Wywierzyska Ol­ „Geological Quarterly”, 47(1): 97–106. czyskiego, „Przegląd Geologiczny”, 37: 78–84. Barczyk G., 2008, Tatrzańskie wywierzyska. Krasowe syste- Małecka D., Nowicki Z., 2002, Skład izotopowy wód pod­ my wywierzyskowe Tatr Polskich, Zakopane, Wydaw­ ziemnych Tatr i Podhala, „Biuletyn Państwowego Insty­ nictwa Tatrzańskiego Parku Narodowego. tutu Geologicznego”, 404: 67–84. Chowaniec J., Duliński M., Mochalski P., Najman J., Śliw­- Nowicki Z., Sołtyk W., 1973, Badania stężenia trytu w ot­worze ka I., Zuber A., 2009, Rezultaty analiz gazów szlachet- Zakopane IG-1. Dokumentacja, Archiwum PH, War­- nych w wodach termalnych niecki podhalańskiej, „Przegl. szawa. Geolog.”, 57, 8, s. 652. Pociask-Karteczka J., Wójcik S., Żelazny M., 2010, Hydro­ Chowaniec J., Duliński M., Mochalski P., Najman J., Śliw- chemical evidences of hydraulic connection between cry­- ka I., Zuber A., 2010, Water ages in thermal system of the stallinic and carbonate aquifers (the Tatra Mts., East-Cen­- Podhale Basin (Inner Carpathians, Southern Poland), tral Europe) [w:] Zuber A., Kania J., Kmiecik E. (red.), „Biuletyn PIG”, 44, s. 7–18. XXXVIII IAH Congress – Groundwater Quality Sustai­ Dóša M., Holko L., Kostka Z., 2011, Estimation of the mean nability. Extended Abstracts, University of Silesia Press: transit times using isotopes and hydrograph recessions, 1279–1285. „Die Bodenkultur”, 62(1–4): 47–62. Różański K., Duliński M., 1988, A reconnaissance isotope Gradziński M., Hercman H., Kicińska D., Barczyk G., Bel- study of waters in the karts of the Western Tatra Moun- la P., Holúbek P., 2009, Kras tatrzański – rozwój wiedzy tains, „Catena”, 15: 289–301.

sekcja1_16­06k3.indd 169 2016­06­16 11:27:55 170

Wachniew P., Kosiarz N., Pociask-Karteczka J., Baran A., Wójcik S., 2012, Zróżnicowanie i sezonowa zmienność che­ Je­lonkiewicz Ł., 2012, Use of environmental isotopes mizmu wybranych źródeł zlewni Potoku Olczyskiego and hydrochemistry in the study of a mountain karst w Tatrach, „Prace Geograficzne”, 128: 61–75. system [w:] Congress Programme and Abstracts, 39th Zuber A., Małecki J. J., Duliński M., 2008, Groundwater ages International Association of Hydrogeologists Congress, and altitudes of recharge areas in the Polish Tatra Mts. September 16–21, 2012, Niagara Falls, Canada: 60. as determined from 3H, 18O and 2H data, „Geological Wolanin A., Żelazny M., 2010, Sezonowe zmiany chemizm­ u Quarterly”, 52(1): 71–80. wód źródeł tatrzańskich w zlewniach Potoku Cho­cho- Żelazny M., 2012, Czasowo-przestrzenna zmienność cech łowskiego i Potoku Kościeliskiego w 2009 roku [w:] Ciu­ fizy­ kochemicznych wód Tatrzańskiego Parku Narodowe- pa T., Suligowski R. (red.), Woda w badaniach geogra­ go, Kraków, Instytut Geografii i Gospodarki Prze- ficznych, Kielce, Instytut Geografii, Uniwersytet Jana strzennej UJ. Kochanowskiego: 339–347.

sekcja1_03-06k2.indd 170 2016-06-08 12:18:06 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Sezon narciarski na Kasprowym Wierchu – tendencje i zmienność

Ski season on the Kasprowy Wierch – trends and variability

Anna Szczerbińska, Joanna Pociask-Karteczka

Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Zakład Hydrologii, ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków; e-mail: [email protected], [email protected]

Streszczenie Słowa kluczowe: miąższość pokrywy śnieżnej, długość sezonu narciarskiego, góry wysokie, Tatry, Karpaty Celem badań jest scharakteryzowanie zmienności sezo- nu narciarskiego na Kasprowym Wierchu w latach 1986– Abstract 2014. Dane meteorologiczne (pokrywa śnieżna) pozyska-­ no z międzynarodowej bazy NOAA. Wykorzystano pa- The aim of the study is to characterize the variabili- rametry opisujące pokrywę śnieżną (miąższość pokrywy, ty of the ski season at the Kasprowy Wierch in the years daty jej pojawienia się i zaniku). Analizie poddano m.in. 1986–2014. Meteorological and snow cover data for the długość potencjalnego sezonu narciarskiego. W latach Kasprowy Wierch was obtained from the international base 1986–2014 na Kasprowym Wierchu rozpoczynał się on of NOAA. Parameters describing the snow cover, i.e. the przeciętnie 24 listopada i kończył 17 maja. Najwcześniej thickness of snow cover, the date of occurrence and date of potencjalny sezon narciarski rozpoczął się 6 października loss of snow cover, and the potential length of the ski season (w sezonie 2008/09), a najpóźniej – 24 stycznia (2002/03). (PSN) were analyzed. Average PSN at the Kasprowy Wierch W badanym okresie odnotowano 53 sezony narciarskie. begans on 24 November, and ends on 17 May. The earliest W trakcie 12 zim wystąpił tylko jeden sezon narciarski, pod- potential ski season began on October 6 in 2008/09, while czas pozostałych – od dwóch do pięciu sezonów. Najkrót­- at the latest – January 24 – in the winter season 2002/03. szy sezon narciarski trwał 5 dni, najdłuższy – 206 dni. Pod In the analyzed period, there were 53 ski seasons. Twelve koniec analizowanego wielolecia zimy charakteryzowa­ły winters had only one winter ski season, while in the other się większym zróżnicowaniem liczby sezonów narciarskich. winters occurred 2–5 ski seasons. The shortest ski season Całkowita długość sezonu narciarskiego w poszczegól-­ lasted five days, and the longest 206 days. In the late of nych sezonach zimowych wahała się od 102 dni (2002/03) analyzed period, winters were characterized by a greater do 206 dni (2007/08), przy średniej 154 dni. Współczyn­ diversity of ski seasons. The total length of the ski season nik zmienności całkowitej długości sezonu narciarskie­- in each winter ranged from 102 days (2002/03) to 206 days go wyniósł 20%. Długość sezonu narciarskiego charakte­ (2007/08), with an average duration of 154 days. The co- ryzuje się znaczną zmiennością z roku na rok, ponadto efficient of variability of the total length of the ski season w ostatnich latach w ciągu jednej zimy pojawia się coraz amounts 20%. The length of the ski season is characterized częściej więcej niż jeden sezon narciarski. Czas trwania by considerable variability from year to year, and also in sezonu narciarskiego w analizowanym wieloleciu wyka­- recent years, number of ski seasons during one winter was zuje niewielkie tendencje spadkowe, toteż warunki upra­ increasing. Moreover the duration of the ski seasons shows wiania narciarstwa na Kasprowym Wierchu ulegają po- slight decreasing trend. This is a result of climate warming, gorszeniu. Jest to efekt obserwowanego współcześnie ocie-­ which has an impact on the time of snow cover. There is ob- plenia klimatu, które nie pozostaje bez wpływu na czas served an increase of mean annual air temperature for the zalegania pokrywy śnieżnej. W Polsce w latach 1951–2000 period 1951–2000 by 0.9 °C in Poland. The largest increase stwierdzono wzrost średniej rocznej temperatury powie­- of monthly air temperature is characterized for February trza o 0,9°C. Największym wzrostem średniej miesięcz- and March – the months related to the ski season in the nej temperatury cechują się luty i marzec – czyli miesiące Tatra Mts. Research in the upper catchments of the Váh and odpowiadające sezonowi narciarskiemu w Tatrach. Bada-­ the upper Hron indicates a high probability of reduction of nia przeprowadzone w zlewniach górnego Wagu i górnego snow cover in the lower altitude zones in the future. Hronu wskazują na duże prawdopodobieństwo przyszłej redukcji pokrywy śnieżnej w niskich piętrach wysoko- Keywords: snow cover depth, ski season duration, high ściowych. mountains, the Tatra Mountains, Carpathians

sekcja1_03-06k2.indd 171 2016-06-08 12:18:06 172

Wstęp W opracowaniu uwzględniono następujące dane: daty początku i końca potencjalnego sezonu narciarskiego (PSN), Uprawianie narciarstwa w rejonie Zakopanego ma dłu­- długość PSN, miąższość pokrywy śnieżnej, liczbę sezonów gą historię. Już w roku 1892 Leopold Świerz nawoływał narciarskich w jednym sezonie zimowym, całkowitą dłu- w „Kurierze Zakopiańskim”: „Mogą u nas przede wszyst- gość sezonów narciarskich w danym sezonie zimowym. kim ci, którzy […] z różnych stron kraju na zimę do Zako- PSN zdefiniowano jako okres między pierwszym a os­- panego, jako zimowej stacji klimatycznej przyjeżdżają, dać ­tatnim dniem z pokrywą śnieżną o miąższości ≥40 cm w da­- pierwsze hasło do rozprowadzenia narciarstwa nasamprzód nym sezonie zimowym. Sezonem zimowym lub zimą umow-­ w Zakopanem, a następnie powróciwszy do domu w róż- nie nazwano okres od października do końca czerwca. Dla nych stronach kraju rozpowszechniać zwłaszcza wśród długości PSN i czasu trwania sezonu narciarskiego obli- dorastającej młodzieży ważność narciarstwa, które wielce czono współczynnik zmienności (Cv – iloraz odchylenia może się przyczynić, jak alpinizm, sokolstwo […] do fi- standardowego i średniej arytmetycznej). Otrzymane szere­- zycznego odrodzenia narodu”. Dwa lata później, za sprawą gi czasowe wygładzono metodą pięcioletnich średnich kon- Stanisława Barabasza, w Zakopanem pojawiły się narty. sekutywnych. S. Barabasz odegrał znaczącą rolę w rozpropagowaniu nar­- ciarstwa. Wraz z Janem Fischerem odbył pionierską wy- Potencjalny sezon narciarski cieczkę narciarską w Tatry – dotarli przez Halę Gąsienico- na Kasprowym Wierchu wą do Czarnego Stawu. Właśnie tę wyprawę uważa się za początek turystyki narciarskiej. W wieloleciu 1986–2014 potencjalny sezon narciarski W latach 1935–1936 wybudowano kolej linową na Ka­- na Kasprowym Wierchu rozpoczynał się przeciętnie 24 li­ sprowy Wierch, który bardzo szybko stał się najpopu­lar­ stopada, a kończył – 17 maja. Najwcześniej rozpoczął się niejszym rejonem narciarskim w Polsce (Paryski, Rad­wań­- 6 października (zimą 2008/09). Z kolei najpóźniej wystąpił ­ska-Paryska, 2004). W 2007 r. kolej gruntownie zmoder­ 24 stycznia, w zimie 2002/03 (tab. 1). nizowano, wskutek czego dwukrotnie zwiększyła się prze­- pustowość i skrócił się czas podróży. Na zboczach Ka­ sprowego Wierchu pojawiły się wyciągi krzesełkowe umoż- Tab. 1. Daty początku i końca PSN na Kasprowym Wierchu liwiające jazdę w dwóch kotłach: w Dolinie Gąsienicowej (1986/87–2013/14) i Dolinie Goryczkowej. Tab. 1. Dates of the beginning and the end of snow cover ≥ 40 cm Jednak oprócz odpowiedniej infrastruktury technicznej at the Kasprowy Wierch (1986/87–2013/14) kluczowym warunkiem uprawiania i rozwoju narciarstwa jest pokrywa śnieżna (Krasicki, 1994; Stanisławski, 2001). Średnia Najwcześniejsza Najpóźniejsza W rejonie Kasprowego Wierchu w sezonie zimowym zau­ Pierwszy dzień PSN waża się okresowy niedobór pokrywy, co stanowi naturalne 24 XI 6 X 2008/2009 24 I 2002/2003 ograniczenie w uprawianiu narciarstwa (Skawiński, 1993). Niedoboru nie można uzupełnić przez sztuczne śnieżenie Ostatni dzień PSN stoków, ponieważ nie zezwalają na to zasady ochrony przy- 17 V 26 IV 1985/1986 14 VI 2005/2006 rody w tym rejonie (Krzan i in., 2002). Cel niniejszego opracowania stanowi scharakteryzo- wanie zmienności sezonu narciarskiego na Kasprowym W sezonach 1997/98, 2008/09 i 2009/10 PSN roz- Wierchu w latach 1986–2014, której poznanie jest szcze- poczynał się już w październiku, natomiast w sezonach gólnie ważne w kontekście zarządzania trasami narciar- 1996/97, 2000/01 i 2002/03 – dopiero w styczniu (ryc. 1). skimi i wpływu narciarstwa na środowisko przyrodnicze W badanym wieloleciu trwał średnio 176 dni, przy czym tego rejonu. jego długość w poszczególnych sezonach zimowych cha- rakteryzowała się znaczną zmiennością, zwłaszcza po ro­ Materiały i metody ku 1994 (od 102 dni w sezonie 2002/03 do 246 w sezonie 2008/09; ryc. 2). Na początku okresu badawczego, w latach W pracy wykorzystano dane meteorologiczne doty­ 1986–1994, współczynnik zmienności PSN miał wartość czące pokrywy śnieżnej na Kasprowym Wierchu w la-­ 12%, a w latach 1994–2014 kształtował się na poziomie tach 1986–2014, pozyskane z międzynarodowej bazy 22%. Cv długości PSN dla całego rozpatrywanego wielo­ NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration, lecia wyniósł 19%. Ponadto analiza przebiegu trendu ftp://ftp.ncdc.noaa.gov/pub/data/gsod/). Za sezon nar­ długości PSN wykazuje nieznaczny wzrost jego długości, ciarski przyjęto okres o długości co najmniej 5 dni, w któ­- nieistotny statystycznie na poziomie 0,05 (ryc. 2). rym miąższość pokrywy śnieżnej była ≥40 cm. Próg gru- bości pokrywy wynoszący ≥40 cm przyjęto za Baranow­- Charakterystyka sezonów narciarskich ską-Janotą (1974); oznacza on minimalną miąższość po- na Kasprowym Wierchu krywy śnieżnej dla nierównego podłoża z wystającymi ko­- rzeniami potrzebną do bezpiecznego uprawiania narciar- W badanym okresie odnotowano 53 sezony narciar­- stwa. skie. Podczas 12 zim wystąpił tylko jeden sezon narciar-

sekcja1_03-06k2.indd 172 2016-06-08 12:18:06 173

Ryc. 1. Daty początku i końca PSN na Kasprowym Wierchu w latach 1986–2014 Fig. 1. Dates of the beginning and the end of the potential ski season at the Kasprowy Wierch (1986/87–2013/14)

Ryc. 2. Długość PSN na Kasprowym Wierchu w latach 1986–2014 Fig. 2. Duration of potential ski season at the Kasprowy Wierch in 1986–2014

ski, a w trakcie pozostałych – od dwóch do pięciu. Najkrót- Podsumowanie szy sezon narciarski trwał 5 dni, najdłuższy – 206 dni. Pod koniec analizowanego wielolecia zimy charakteryzowały Długość sezonu narciarskiego w latach 1986–2014 się większym zróżnicowaniem liczby sezonów narciarskich charakteryzowała się znaczną zmiennością z roku na rok, (ryc. 3). a czas jego trwania wykazywał lekkie tendencje spadkowe. Całkowita długość sezonu narciarskiego w poszczegól- W przypadku długości PSN stwierdzono niewielką tenden- nych sezonach zimowych wahała się od 102 dni (2002/03) cję wzrostową. Jest to wynik wcześniejszego pojawiania się do 206 dni (2007/08), przy średniej 154 dni. Współczyn- pokrywy śnieżnej o miąższości ≥40 cm (która jednak nie nik zmienności całkowitej długości sezonu narciarskiego utrzymywała się długo). W sezonie 2008/09 długość PSN wyniósł 20%. Czas trwania sezonu narciarskiego w anali- wyniosła 246 dni, z czego jedynie w 165 dniach miąższość zowanym wieloleciu wykazuje słabą tendencję spadkową, pokrywy śnieżnej była ≥40 cm. W ostatnich latach w ciągu nieistotną statystycznie na poziomie 0,05 (ryc. 4). jednego sezonu zimowego pojawia się coraz częściej więcej Czas trwania najdłuższego sezonu narciarskiego w po- niż jeden sezon narciarski. szczególnych sezonach zimowych w latach 1986–2014 wy­- Wszystko to powoduje, że warunki uprawiania narciar­- nosił od 45 dni (1989/90) do 206 dni (2007/08; ryc. 5) stwa na Kasprowym Wierchu się pogarszają. Jest to skutek i charakteryzował się znaczną zmiennością (Cv = 29%). Nie obserwowanego współcześnie ocieplenia klimatu (IPCC, zauważa się jednak tendencji zmian długości jego trwania 2013). W latach 1951–2000 stwierdzono w Polsce wzrost w analizowanym okresie. średniej rocznej temperatury powietrza o 0,9°C. Najwięk-

sekcja1_03-06k2.indd 173 2016-06-08 12:18:06 174

Ryc. 3. Liczba sezonów narciarskich w poszczególnych sezonach zimowych na Kasprowym Wierchu w latach 1982–2014 Fig. 3. Number of ski seasons at the Kasprowy Wierch in 1982–2014

Ryc. 4. Suma długości sezonów narciarskich w poszczególnych sezonach zimowych na Kasprowym Wierchu w latach 1986–2014 Fig. 4. Sum of duration of ski seasons during winters at the Kasprowy Wierch in 1986–2014

szym wzrostem średniej miesięcznej temperatury charak­ Literatura teryzują się luty i marzec – miesiące odpowiadające­ se-­ zonowi narciarskiemu (Kożuchowski i Żmudzka, 2001). Na Baranowska-Janota M., 1974, Charakterystyka warunków Kasprowym Wierchu w wieloleciu 1951–2006 odnoto­wa- śniegowych w Karpatach dla potrzeb turystyki zimowej, no wzrost średniej temperatury powietrza okresu od grud- maszynopis, Instytut Turystyki w Warszawie. nia do lutego o 0,03°C rocznie (Żmudzka, 2009; Żmudzka, Falarz M., 2000–2001, Zmienność wieloletnia występowania 2011). Zachodzące zmiany nie pozostają bez wpływu na pokrywy śnieżnej w polskich Tatrach, „Folia Geographi- czas zalegania pokrywy śnieżnej (Falarz, 2002). W bada- ca, ser. Geographica Physica”, 31–32: 101–123. niach przebiegu maksymalnej grubości pokrywy śnieżnej Falarz M., 2002, Long-term variability in reconstructed and na Kasprowym Wierchu w latach 1939–1999 stwierdzono observed snow cover over the last 100 winter seasons in istotny statystycznie trend malejący – 11 cm/10 lat (Falarz, Cracov and Zakopane (southern Poland), „Climate Re­ 2000–2001; Falarz, 2002). Na możliwość redukcji pokry- search”, 19: 247–256. wy śnieżnej, również w niskich piętrach wysokościowych Holko L., Kostka Z., 2006–2007, Snow cover in northern w zlewniach górnego Wagu i górnego Hronu, wskazują Slovakia – past, present and future, „Folia Geographica, L. Holko i Z. Kostka (2006–2007). ser. Geographica Physica”, 37–38: 37–51.

sekcja1_03-06k2.indd 174 2016-06-08 12:18:07 175

Ryc. 5. Czas trwania najdłuższego nieprzerwanego sezonu narciarskiego w poszczególnych sezonach zimowych na Kasprowym Wierchu w latach 1986–2014 Fig. 5. The length of the longest ski season lasting interruption in the winter seasons on the Kasprowy Wierch Mountain in the years 1986–2014

Intergovernmental Panel On Climate Change, http://www. Paryski W. H., Radwańska-Paryska Z., 2004, Wielka ency­ ipcc.ch/report/ar5/wg1/ klopedia tatrzańska, Poronin, Wydawnictwo Górskie. Kożuchowski K., Żmudzka E., 2001, Ocieplenie w Polsce: Skawiński P., 1993, Oddziaływania człowieka na przyrodę skala i rozkład sezonowy zmian temperatury powietrza ko­puły Kasprowego Wierchu oraz Doliny Goryczkowej w drugiej połowie XX wieku, „Przegląd Geofizyczny”, w Tatrach [w:] Cichocki W. (red.), Ochrona Tatr w obli­- 46(1–2): 81–90. ­czu zagrożeń, Zakopane, Wydawnictwo Muzeum Ta- Krasicki S. (red.), 1994, Narciarstwo zjazdowe, Kraków, Aka-­ trzańskiego. demia Wychowania Fizycznego im. Bronisława Cze- Stanisławski Z., 2001, Bezpieczeństwo [w:] Szczęsny K. (red.), cha. Narciarstwo współczesne, Kraków, Artproject. Krzan Z., Skawiński P., Kot M., 2002, Dynamika grubości po­ Żmudzka E., 2009, Changes of thermal conditions in the Po-­ krywy śnieżnej terenów narciarskich Kasprowego Wier­- lish Tatra Mountains, „Landform Analysis”, 10: 140–146. chu w latach 1992–2000 [w:] Borowiec W., Kotarba A., Żmudzka E., 2011, Współczesne zmiany wielkości i charak­ Kownacki A., Krzan Z., Mirek Z. (red.), Przemiany śro­- teru opadów w Tatrach [w:] Nauka a zarządzanie ob­ dowiska przyrodniczego Tatr, Kraków–Zakopane, Pol- szarem Tatr i ich otoczeniem, Zakopane, Wydawnictwa skie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi – Oddział Tatrzańskiego Parku Narodowego: 157–164. Kraków, Tatrzański Park Narodowy. Żmudzka E., 2011, Współczesne zmiany klimatu wysoko­ National Oceanic and Atmospheric Administration, górskiej części Tatr, „Prace i Studia Geograficzne”, 47: ftp://ftp.ncdc.noaa.gov/pub/data/gsod. 217–226.

sekcja1_03-06k2.indd 175 2016-06-08 12:18:07 sekcja1_03-06k2.indd 176 2016-06-08 12:18:07 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Typy płatów firnu i lodu w Tatrach Polskich. Wstępne ujęcie ilościowe na podstawie materiałów archiwalnych z lat 1981–1985

Types of firn and ice patches in Polish Tatra Mountains. The preliminary quantitative depiction based on archival materials from 1981–1985 years

Andrzej Wiśliński

ul. Wschodnia 19 m. 6, 20-015 Lublin, e-mail: [email protected]

Streszczenie the time sequence is noteworthy decreas of the firn and ice area with reference to the state in a few previous years, and – Niniejsze opracowanie jest ilościowym rozwinięciem za- generally – the fundamental qualitative change of patches, sadniczej części klasyfikacji tatrzańskich płatów firnu i lodu, indicating the change of the patches generation: many old, którą przedstawili w 2010 r. A. Adamowski i A. Wiśliński. large patches of the complicated structure were degradated; Ocenie jakościowej i próbie przyporządkowania do czterech ice patches, those were remnants of old patches mentioned typów i ośmiu podtypów zostały poddane wszystkie płaty above, disappeared, and – in the same places – new, in ge­ w Tatrach Polskich, których trwałość w różnych latach pięcio- neral small, firn and firn and ice patches, were formed. lecia 1981–1985 została określona jako co najmniej dwuletnia według reguł ustalonych przez autorów klasyfikacji. Wyniki Keywords: Polish Tatra Mountains, firn patches, gla- badań ukazują wyraźne różnice między zlewnią Morskiego cierets Oka, bogatą w stosunkowo duże płaty lodowe, a pozostałym obszarem Tatr Polskich, gdzie płaty firnu i lodu są mniej licz- Wstęp ne, drobniejsze i na ogół znacznie uboższe w lód. W przebie- gu czasowym zwraca natomiast uwagę ubytek powierzchni Kiedy ogłaszaliśmy (Adamowski i Wiśliński, 2010) kla- firnu i lodu w odniesieniu do stanu z kilku lat wcześniejszych syfikację płatów firnu i lodu w Tatrach Polskich, ilustrowa- oraz – generalnie – zasadnicza zmiana jakościowa płatów, no- liśmy ją przykładami, nie rozpatrując zagadnienia od strony sząca znamiona zmiany generacji. Nastąpiła degradacja wielu ilościowej. Dodatkowy przegląd materiałów archiwalnych starych, dużych płatów o złożonej budowie, zanikały pozo­ pozwolił wypełnić tę lukę. stałe po nich płaty lodowe. W tych samych miejscach two- Opracowaniem zostały objęte typy i podtypy płatów, rzyły się nowe, na ogół małe, płaty firnowe i firnowo-lodowe. tymczasem cała klasyfikacja jest obszerniejsza. Jej począt- kowe części dotyczą położenia płatów, ich kształtu, sposobu Słowa kluczowe: Tatry Polskie, płaty firnowe, lodow- kontaktu z podłożem i sposobów zasilania śniegiem (tab. 1). czyki Dopiero uwzględnienie tych wszystkich cech i powiązanie ich z położeniem topograficznym płatów pozwoliłoby wy- Abstract czerpująco rozwinąć zagadnienia rozmieszczenia i zmian form współczesnego zlodowacenia embrionalnego w Ta- The study is a quantitative elaborating on the main part trach Polskich. Niniejsze opracowanie, mające charakter of the firn and ice patches classification presented in 2010 skromnego doniesienia naukowego, należy traktować jako by A. Adamowski & A. Wiśliński. All patches located in the wstępną część takich studiów. Polish Tatras which existed during at least two total ablation seasons in various years of the period 1981–1985, according Założenia i materiały to principles established by the classification authors, were put to a qualitative evaluation and to an attempt at the class- Wszystkie kryteria wymienione w naszej klasyfikacji ing as four basic types and eight subtypes of patches. The znalazły zastosowanie podczas oceny tych płatów, które results of the study show distinct differences between the w latach 1981–1985 charakteryzowały się co najmniej dwu­- Morskie Oko Basin, rich in comparatively large ice patches, letnią trwałością, uznawaną za najmniejszą dla form współ­- and the rest of the Polish Tatras, where firn and ice patches czesnego zlodowacenia (UNESCO/IASH, 1970) i jednocze- were less plentiful, slighter and in general poor in ice. In śnie niestojącą w sprzeczności z kryteriami stosowanymi

sekcja1_03-06k2.indd 177 2016-06-08 12:18:07 178

przez W. F. Pierowa (1968) przy doborze form zlodowa- II-C. Płaty firnowo-lodowe złożone, stabilne cenia embrionalnego. Ocena budulca płatów, czyli firnu II-D. Płaty firnowo-lodowe złożone, ruchome i lodu, odbywała się zgodnie z międzynarodowymi wska- zaniami (UNESCO/IASH/WMO, 1970). Każdy płat był Typ III. Stabilne płaty lodowe klasyfikowany oddzielnie w każdym roku pięciolecia. W ce- III-A. Cienkie resztki lodowe płatów niegdyś większych lach pomocniczych uwzględniano materiały z roku 1980. III-B. Masywne płaty lodowe Przykład zapisu cech płata ukazano w tabeli 1. Oddzielnie zostały przygotowane materiały dotyczące Typ IV. Lodowczyki załączonej mapy (ryc. 1). Jest ona zmienioną graficznie Objaśnienia (za: Adamowski i Wiśliński, 2010) w skrócie: i wzbogaconą o diagram wersją mapy drukowanej wcze- – Płaty firnowe zbudowane są całkowicie lub przede śniej (Wiślińscy, 1991; Wiśliński, 1993). Przedstawione wszystkim z firnu, niekiedy zawierają drobne ilości lodu płaty reprezentują najwyższy stan (największe zasięgi) co w spągu lub wewnątrz masy firnowej. najmniej dwuletniego tworzywa, zatem ich rozmiary i kon- – Płaty firnowo-lodowe zawierają firn jako budulec tury pochodzą z różnych lat pięciolecia. przeważający, a lód, będący już składnikiem istotnym, W porównaniu z mapą i charakterystyką liczbową uka- pozostaje w mniejszości. Zdarzają się w tej grupie płaty zanych na niej płatów, opracowaną przez Z. i A. Wiślińskich o budowie prostej (ciągłej), charakteryzujące się płynną (1993), liczba płatów w niniejszym opracowaniu jest więk- zmianą budulca od firnu w części młodej do lodu w war- sza o trzy. Rozbieżność bierze się stąd, iż w przytoczonych stwach starszych, jak również płaty o budowie złożonej źródłach rozpatrywano jako odrębne jednostki wszystkie (nieciągłej), zawierające wyraźne luki stratygraficzne, które ciągłe powierzchnie firnowe i lodowe, nawet te złożone oddzielają np. młody firn od wyraźnie starszego lodu. z połączonych form oddzielnie się rozwijających. W niniej- – Płaty lodowe zbudowane są całkowicie lub w więk- szej pracy natomiast z dwóch wielkich płatów w Kotle pod szości z lodu. Rysami i w Mięguszowieckim Kotle wydzielono łącznie pięć – Lodowczyki są płatami lodowymi ruchomymi. jednostek. Postępowanie takie stało się zwyczajem w przy- – Płaty stabilne (określenie wprowadzone przez M. Kła- padku Lodowczyka Mięguszowieckiego, wyodrębnianego pę w 1966 r.), nieruchome – nie stwierdzono pomiarem ich z większego obszaru lodowo-firnowego. Świadczą o tym ruchu ani nie zauważono jego skutków w postaci szczelin m.in. prace S. Wdowiaka (1961), A. Wiślińskiego (1985, czy deformacji warstw. 1993), B. Gądka (2002) czy B. Gądka i A. Kotyrby (2003). – Płaty ruchome – ruch stwierdzono pomiarem lub Poniżej wymieniono poddane opracowaniu typy i pod- tylko zauważono jego skutki w postaci szczelin czy defor- typy płatów. macji warstw.

Typ I. Płaty firnowe Płaty reprezentujące w latach 1981–1985 I-A. Płaty firnowe stabilne najwyższy stan firnu lub lodu po przetrwaniu I-B. Płaty firnowe ruchome co najmniej dwóch sezonów ablacyjnych

Typ II. Płaty firnowo-lodowe Są to płaty ukazane na mapie (ryc. 1), z zastrzeżeniami II-A. Płaty firnowo-lodowe proste, stabilne wskazanymi w poprzedniej części opracowania. Charaktery- II-B. Płaty firnowo-lodowe proste, ruchome styka liczbowa płatów została przedstawiona w tabelach 2 i 3.

Tab. 1. Przykład zapisu cech płata w klasyfikacji A. Adamowskiego i A. Wiślińskiego (2010). Cyfry w nagłówkach dotyczą cech położenia płata (1, 2), sposobu zasilania (3), kształtu (4), sposobu kontaktu z podłożem (5), ruchu (6) i rodzajów budulca (7). Rozmiary płata z dokładnością do 10 m2. Numer został nadany zgodnie z dawnymi normami Światowej Służby Monitoringu Lodowców (Wiśliński, 1993) Tab. 1. The example of a patch feature notation according to A. Adamowski & A. Wiśliński’s (2010) patches classification. Figures in the headings concern: location features of a patch (1, 2); the way of the alimentation (3); the shape (4); the way of contact with the ground (5); the movement (6); the kind of the building material (7). The size of the patch with an accuracy of 10 m². The number was given in accordance with previous World Glacier Monitoring Service standards (Wiśliński, 1993)

Numer Typ Data m n.p.m. Ekspozycja m² 1 2 3 4 5 6 7 i położenie i podtyp 25.09.80 1523– 1602 NE 3430 f g a b a b d b b c IV 28.09.81 1540–1569 NE 450 f g a b a b f c a c III-B 161 pod Małym 07.10.82 1528–1572 NE 610 f g a b a b f a a b 2 II-C Mięguszowieckim 30.09.83 1535–1570 NE 900 f g a b a b d b b b 2 II-D Kotłem 29.09.84 1538–1567 NE 650 f g a b a b d b b b 2 II-D 29.09.85 1540–1570 NE 350 f g a b a b f c a b 2 II-C

sekcja1_03-06k2.indd 178 2016-06-08 12:18:07 179

Ryc. 1. Płaty firnu i lodu w Tatrach Polskich. Stan najwyższy firnu lub lodu po przetrwaniu co najmniej dwóch kolejnych sezonów ablacyjnych, według danych z lat 1981–1985. 1 – lodowczyk na Zadniej Cubryńskiej Galerii; 2 – lodowczyk pod Mięguszowieckim Szczytem Pośrednim; 3 – Lodowczyk Mięguszowiecki; 4 – lodowczyk w Wyżnim Czarnostawiańskim Kotle. Liniami owalnymi obwiedzione są lodowczyki zdegradowane w latach 1981 i 1982 Fig. 1. Firn and ice patches in the Polish Tatras. The maximum state of firn or ice after surviving at least two consecutive warm seasons in the years of 1981–1985. Patches of the area more than 400 m2 are presented by contours and surface marks; patches of the less area – by spot marks. Glacierets existed during all the five-year period 1981–1985 are signed by numbers. Glacierets degradated in 1981 and in 1982 years are signed by oval borders. The diagram showes the area of firn and ice in elevation intervals and in exposure classes of firn and ice surfaces

W żadnej z tych tabel nie występują podtypy I-B i II-B, dzielono na dwie zasadniczo różniące się części: Dolinę ponieważ nie zanotowano ich latach 1981–1985. Dwuna- Rybiego Potoku (dokładniej: zlewnię Morskiego Oka) i całą­ stu płatów nie sklasyfikowano z powodu niewystarczającej rozległą resztę. Na tych nierównych obszarach liczba pła­- znajomości cech budowy i ruchu. Stopień poznania owych ­tów była dość podobna, ale już ich rzutowana powierzch­- płatów pozwala twierdzić, że nie było wśród nich lodow- nia w zlewni Morskiego Oka stanowiła 85% łącznej po- czyków (typ IV) ani masywnych płatów lodowych (podtyp wierzchni płatów w Tatrach Polskich. III-B); nie należy się też spodziewać cienkich resztek lodo- Na obszarze poza zlewnią Morskiego Oka zwraca uwa- wych płatów niegdyś większych (podtyp III-A, dość łatwy gę (ryc. 2 i 3) przewaga liczebności i łącznej powierzchni do identyfikacji). Z pewną dozą ostrożności można więc płatów najsłabiej rozwiniętych (firnowych) i liczebności przyłączyć płaty niesklasyfikowane do grupy form charak- form typu nieznanego (były słabo zbadane), podczas gdy teryzujących się stosunkowo słabym przeobrażeniem bu- w zlewni Morskiego Oka skupiały się wszystkie formy naj- dulca: płatów firnowych (typ I) i firnowo-lodowych (typ II). bardziej zaawansowane w rozwoju: lodowczyki (typ IV) Ze względu na nierównomierne rozmieszczenie form i masywne płaty lodowe (podtyp III-B). Lodowczyki oka- zlodowacenia embrionalnego obszar Tatr Polskich po­- zały się największe, przeciętnie 3399 m2, przy przeciętnej

sekcja1_16-06k3.indd 179 2016-06-16 11:32:12 180

powierzchni płata w całych Tatrach Polskich 483 m2, w zlew­- na powierzchnia zajmowana przez dość liczne płaty fir­ ni Morskiego Oka – 713 m2, a na pozostałym obszarze Tatr nowe (typ I) wskazuje na drobne rozmiary tych form: prze- Polskich – 175 m2. Pięć lodowczyków tworzyło większą ciętnie 79 m2. Stosunkowo nieduże rozmiary masywnych część powierzchni firnowej i lodowej w zlewni Morskiego płatów lodowych (podtyp III-B), przeciętnie 266 m2, znaj- Oka i w Tatrach Polskich (ryc. 3). dują wyjaśnienie w uwarunkowaniach morfologicznych: Na drugim miejscu znalazły się płaty firnowo-lodowe płaty tkwiły w ciasnych niszach, obrzeżonych morenkami podtypu II-A, tylko dwa, usytuowane na dość rozległych zsypiskowymi. Jeden z nich mieścił się na Zadniej Cubryń- i otwartych powierzchniach podłoża: jeden na Płaśni za skiej Galerii, tuż przy górnym skraju istniejącego wówczas Kazalnicą, drugi – na dnie Mułowego Kotła. Mała łącz­- lodowczyka, a dwa – w Kotle pod Rysami: jeden pod dolną

Tab. 2. Liczba płatów firnu i lodu w poszczególnych podtypach typów I–III oraz w typie IV i w grupie płatów typu nieznanego w Tatrach Polskich w najwyższym stanie (największym zasięgu) firnu lub lodu po przetrwaniu co najmniej dwóch sezonów ablacyjnych. Dane z lat 1981–1985 Tab. 2. The number of firn and ice patches in respective subtypes of types I–III and in the type IV, and in the group of the unknown type patches in the Polish Tatras, in the maximum state (maximum extend) of firn or ice after surviving at least two total ablation seasons. Data from the years of 1981–1985

Dolina Pięciu Stawów Rybiego Tatry Polskie Typ Mułowa Gąsienicowa Pańszczyca Waksmundzka i podtyp Polskich Potoku razem I-A 1 4 2 1 7 11 26 I-B – – – – – – – II-A 1 – – – – 1 2 II-B – – – – – – – II-C – 2 – – – 3 5 II-D – – – – – 2 2 III-A – 2 – – – 11 13 III-B – – – – – 3 3 IV – – – – – 5 5 Nieznany – 6 2 – 1 3 12 Razem 2 14 4 1 8 39 68

Tab. 3. Powierzchnia (tys. m2) zajęta przez poszczególne podtypy typów I–III oraz typ IV i grupę płatów typu nieznanego w Tatrach Polskich w stanie najwyższym (największym zasięgu) firnu lub lodu po przetrwaniu co najmniej dwóch sezonów ablacyjnych. Dane z lat 1981–1985 Tab. 3. The area (in thousands m2) of respective subtypes of types I–III and the type IV, and the group of the unknown type patches in the Polish Tatras in the maximum state (maximum extend) of firn and ice, after surviving at least two total ablation seasons. Data from the years of 1981–1985

Dolina Pięciu Stawów Rybiego Tatry Polskie Typ Mułowa Gąsienicowa Pańszczyca Waksmundzka i podtyp Polskich Potoku razem

I-A 0,09 0,22 0,43 0,07 0,36 0,88 2,05 I-B – – – – – – – II-A 1,05 – – – – 3,35 4,40 II-B – – – – – – – II-C – 0,71 – – – 0,99 1,70 II-D – – – – – 1,60 1,60 III-A – 0,92 – – – 1,55 2,47 III-B – – – – – 0,80 0,80 IV – – – – – 16,99 16,99 Nieznany – 0,44 0,65 – 0,13 1,63 2,85 Razem 1,14 2,29 1,08 0,07 0,49 27,79 32,86

sekcja1_03-06k2.indd 180 2016-06-08 12:18:09 181

ryc. 2a

Tatry Polskie oprócz zlewni Morskiego Oka zlewnia Morskiego Oka

ryc. 2b

Tatry Polskie oprócz zlewni Morskiego Oka zlewnia Morskiego Oka

Ryc. 2. Liczba (ryc. 2a) i łączna powierzchnia (ryc. 2b) płatów firnu i lodu w typach i podtypach typów I–III w różnych częściach Tatr Polskich w najwyższym stanie (największym zasięgu) firnu lub lodu po przetrwaniu co najmniej dwóch sezonów ablacyjnych. Dane z lat 1981–1985 Fig. 2. The number (fig. 2a) and the total area (fig. 2b) of firn and ice patches in types and subtypes of types I–III in various parts of the Polish Tatras, at the maximum state (maximum extend) of firn and ice after surviving at least two total ablation seasons. Data from the years of 1981–1985

Tatry Polskie oprócz zlewni zlewnia Morskiego Oka całe Tatry Polskie Morskiego Oka liczba płatów

% łącznej powierzchni płatów

Ryc. 3. Liczba płatów w podtypach typów I–III oraz w typie IV i bez kwalifikacji (typ nieznany), a także ich powierzchnia w procentach łącznej powierzchni płatów w wyróżnionych obszarach Tatr Polskich. Płaty w najwyższym stanie firnu lub lodu po przetrwaniu co najmniej dwóch kolejnych sezonów ablacyjnych. Dane z lat 1981–1985 Fig. 3. The number of patches in subtypes of types I–III and in the type IV, and not classified patches (an unknown type), and also their area as the percentage of the total area of patches located in distinguished parts of the Polish Tatras. Patches in the maximum state of firn or ice, after surviving at least two consecutive ablation seasons. Data from the years of 1981–1985

sekcja1_03-06k2.indd 181 2016-06-08 12:18:10 182

częścią grzędy pod Rysami, drugi poniżej Żabiej Przełęczy, je dalszej kwalifikacji i ujęto w tabeli 4. Te istotne zmiany blisko górnej części dawnego, zdegradowanego w 1982 r. zaszły głównie w wyniku ubytku młodego tworzywa pła- lodowczyka pod Żabią Turnią Mięguszowiecką. tów, zgromadzonego w warstwach górnych, najbardziej rozległych i najszybciej topniejących. Wymowny jest Płaty w poszczególnych przykład płata pod Bulą pod Rysami, z którego zniknęło latach okresu 1981–1985 w 1981 r. co najmniej pięć młodych warstw przyrostu rocz- nego (Wiśliński, 1985), a pozostał budulec starszy, przede W 1980 r., u schyłku sezonu ablacyjnego, znajdowało wszystkim lodowy. W podobny sposób należy tłumaczyć się w Tatrach Polskich 166 płatów firnu i lodu, a ich łączna dużą liczebność w 1981 r. i dość znaczne rozmiary łączne powierzchnia wynosiła 0,096 km2 (WGMS, 2010). Rok płatów lodowych, zwłaszcza cienkich resztek lodowych później pozostały 52 płaty o łącznej powierzchni 0,029 km2 płatów niegdyś większych (podtyp III-A). Zmniejszanie się (więcej o tym: Wiśliński, 2002; Ciupak i in., 2006); były to liczebności i łącznej powierzchni tych płatów w kolejnych bez wyjątku płaty starsze niż jednoroczne, więc poddano latach (tab. 4, ryc. 4) wynika z przekwalifikowania wie-

Tab. 4. Liczba płatów sklasyfikowanych i ich łączna powierzchnia w podtypach typów I–III oraz w typie IV i w grupie płatów typu nieznanego w całych Tatrach Polskich w końcu sezonów ablacyjnych lat 1981–1985 Tab. 4. The number and the total area of patches classified in subtypes of types I–III and in the type IV, and in the group of the unknown type patches in the Polish Tatras in ablation seasons endings in the years of 1981–1985

2 Rok Liczba płatów Tysiące m Typ i podtyp 1981 1982 1983 1984 1985 1981 1982 1983 1984 1985 I-A 1 3 6 26 31 0,07 0,40 0,51 7,73 5,49 II-A 2 1 1 1 1 3,90 0,90 1,10 1,15 1,05 II-C 1 5 8 9 8 0,58 1,37 1,55 6,92 4,61 II-D –– 3 4 1 –– 3,58 4,28 1,50 III-A 16 15 5 – 2 3,01 4,14 2,73 – 0,11 III-B 5 5 3 2 3 1,74 2,41 0,64 0,92 0,80 IV 5 4 4 4 4 16,99 11,35 10,55 13,13 10,75 Nieznany 22 12 10 3 8 3,00 1,95 0,85 0,77 1,40 Razem 52 45 40 49 58 29,29 22,52 21,51 34,90 25,71

Ryc. 4. Liczba płatów poszczególnych typów (ryc. 4a) i ich łączna powierzchnia (ryc. 4b) w całych Tatrach Polskich w końcu sezonów ablacyjnych lat 1981–1985 Fig. 4. The number of patches belonging to respective types (fig. 4a) and their total area (fig. 4b) in all the Polish Tatras on ablation seasons endings in the years of 1981–1985

sekcja1_03-06k2.indd 182 2016-06-08 12:18:10 183

Tab. 5. Przykłady zmian typów i podtypów płatów w latach 1979–1985 Tab. 5. Examples of changing types and subtypes of patches during the period 1979–1985

Położenie płata 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 Pod Świnicką Przełęczą, płat prawy II-A II-A III-A II-C II-C I-A I-A Pod Żabią Turnią Mięguszowiecką, płat duży IV IV IV III-B II-D II-D II-D Pod Bulą pod Rysami IV IV III-B III-B II-D II-D II-C Pod Małym Mięguszowieckim Kotłem, płat duży IV IV III-B II-C II-D II-D II-C

lu form w wyniku odkładania się młodych warstw firno- nowe możliwości badań z wykorzystaniem dawnych ma- wych, jak również z ubytku substancji starszej wskutek teriałów obserwacyjnych. Wstępny etap tych badań został działania ablacji trawiącej płaty od spągu (przykład spod właśnie ukończony i zamknięty niniejszą publikacją. Prace Buli pod Rysami: Filipek i in., 1989). Rosła zatem liczeb- trwają. ność i powiększały się łączne rozmiary płatów firnowych, Tak się złożyło, że najobszerniejszy materiał pochodzi a w mniejszym stopniu – płatów firnowo-lodowych złożo- z okresu radykalnej przebudowy współczesnego zlodo- nych, należących do podtypów II-C i II-D. wacenia embrionalnego Tatr Polskich (prawdopodobnie Obraz zmian jakościowych zlodowacenia embrional- całych Tatr). Dzięki nowej klasyfikacji płatów można było nego Tatr Polskich w rozpatrywanym pięcioleciu byłby zarejestrować fazy tej przebudowy w sposób zwięzły i czy- zapewne bardziej wyrazisty, gdyby w 1981 r. udało się do­ telny, co uzasadnia potrzebę opracowania klasyfikacji. Jed- kładnie­ sklasyfikować płaty słabo poznane (typ nieznany). nocześnie udało się cząstkowo potwierdzić sygnalizowany Jak wspomniano wyżej, można je przyłączyć do typów I wcześniej (Adamowski i Wiśliński, 2010) cykl rozwojowy i II, ale więcej w owym roku, w którym dopiero rozpoczęto płatów z fazami wzrostu i spadku (rozwoju i degradacji) – badania na większą skalę (Wiśliński, 1984), nie zdołano np. od płata firnowego (typ I) do formy pełniej rozwinię- ustalić. tej, czyli płata firnowo-lodowego (typ II, różne odmiany), Wyjaśnienia wymaga sytuacja z roku 1984, charaktery- masywnego płata lodowego (podtyp III-B) lub lodowczyka zującego się największą w pięcioleciu liczbą (119) wszyst- (typ IV), a potem, często przez fazę resztki lodowej (podtyp kich płatów, łącznie z płatami jednorocznymi, nieuwzględ- III-A), do zaniku płata albo jego odrodzenia dzięki nałoże- nionymi w tabeli 4, i największą ich łączną powierzchnią: niu się nowej warstwy firnowej. Cykl zmian bywa jednak 43,5 tys. m2. Płaty, które pozostały z poprzedniego roku, różny, również wieloskalowy (z fluktuacjami). To złożone zostały przykryte młodym nadkładem, a przez to zmienił zagadnienie wymaga dalszych studiów. się ich typ; w wielu przypadkach nowy typ powtórzył się w roku następnym. Literatura Przykłady zmian podtypów i typów wybranych pła- tów z roku na rok ukazano w tabeli 5. Każdy z czterech Adamowski A., Wiśliński A., 2010, Próba wydzielenia ty­pów przedstawionych płatów zmieniał się w podobny sposób: płatów firnu i lodu w Tatrach Polskich [w:] Kotarba A. najpierw przechodził od typu, który reprezentował w ko- (red.), Nauka a zarządzanie obszarem Tatr i ich oto­ rzystnych dla siebie latach, do typu lodowego stabilnego, czeniem, t. 1: Nauki o Ziemi. Materiały IV Konferencji a z czasem przekształcał się w płat firnowo-lodowy lub „Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Czło­ firnowy. wiek”, Zakopane, 14–16 października 2010, Kraków–Za­- W okresie 1978–2010 w żadnym przypadku nie doszło kopane, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi, do odbudowania lodowczyków. W 1980 r. było ich siedem Tatrzański Park Narodowy: 11–16. (Wiśliński, 1985), rok później – pięć, jeszcze rok później – Ciupak M., Maciejewski M., Wiśliński A., 2006, Zmiany cztery. W 1997 r. przestał istnieć lodowczyk na Zadniej powierzchni płata firnowo-lodowego pod Bulą pod Ry­ Cubryńskiej Galerii, zostały zatem trzy. W latach 1998– sami w latach 1978–2004 [w:] Kotarba A., Borowiec W. 2002 zginęły dwa następne, już wcześniej bardzo osła­bio­- (red.), Tatrzański Park Narodowy na tle innych górskich ne: lodowczyk w Wyżnim Czarnostawiańskim Kotle i mniej-­ terenów chronionych, t. 1: Nauki o Ziemi. Materiały III szy z dwóch lodowczyków w Mięguszowiec­kim Kotle. Trwa Ogólnopolskiej Konferencji „Przyroda Tatrzańskiego Par­- jeszcze (2014 r.) Lodowczyk Mięguszowiecki (nazwa wła- ku Narodowego a Człowiek”, Zakopane, 13–15 paździer­ sna już powszechnie spotykana w literaturze – m.in. Wdo- nika 2005, Kraków–Zakopane, Polskie Towarzystwo wiak, 1961; Wiśliński, 1993; Gądek, 2002; Gądek i Kotyrba, Przyjaciół Nauk o Ziemi, Tatrzański Park Narodowy: 2003) w górnej części Mięguszowieckiego Kotła. 119–126. Filipek R., Kudlak G., Szczepańska M., Wiśliński A., 1989, Zakończenie Wyniki pomiarów ablacji firnu pod Bulą pod Rysami przy końcu sezonu ciepłego 1988 r., „Prace Studenckie- Sfinalizowanie w 2010 r. dawno rozpoczętych prac go Koła Naukowego Geografów”, Lublin, Uniwersytet nad klasyfikacją tatrzańskich płatów firnu i lodu otworzyło Marii Curie-Skłodowskiej: 31–39.

sekcja1_03-06k2.indd 183 2016-06-08 12:18:10 184

Gądek B., 2002, Obieg masy Lodowczyka Mięguszowiec­ „Biuletyn Geologiczny Uniwersytetu Warszawskiego”, kiego w latach 1998–1999 [w:] Borowiec W., Kotar­- 1: 87–92. ba A., Kownacki A., Krzan Z., Mirek Z. (red.), Przemia­ WGMS, 2010, Tatras patches. WGMS Data Submission, D, ny środowiska przyrodniczego Tatr, Kraków–Zakopane, Change, materiały elektroniczne. Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi, Tatrzań- Wiślińscy Z. i A., 1991, Lubelscy geografowie badają firn ski Park Narodowy: 95–99. i lód w Tatrach, „Tatry”, 1(2): 10–12. Gądek B., Kotyrba A., 2003, Struktura wewnętrzna Lo­ Wiślińscy Z. i A., 1993, Tatrzański firn i lód w liczbach, dowczyka Mięguszowieckiego (Tatry) w świetle wyni­ „Tatry”, 3(4): 26–28. ków badań georadarowych, „Przegląd Geologiczny”, Wiśliński A., 1984, Badania płatów śnieżnych w Tatrach 51: 1044–1047. Polskich w 1981 r., „Wszechświat”, 85(103), 7–8: 161– Kłapa M., 1966, Prace Stacji Badawczej Instytutu Geografii 164. PAN na Hali Gąsienicowej w latach 1962–1964, „Prze- Wiśliński A., 1985, Lodowczyki otoczenia Morskiego Oka gląd Geograficzny”, 38(2): 253–268. w Tatrach, „Annales Universitatis Mariae Curie-Sklo- Pierow W. F., 1968, Snieżniki, ledniki i mierzłotnyj rielief dowska – Sectio B”, 40: 55–76. Chibinskich gor. Riezultaty issledowanij po mieżduna­ Wiśliński A., 1993, Propozycja numeracji płatów firnu i lodu rodnym gieofiziczeskim projektam, „Gljaciołogija”, 22. w Tatrach Polskich dla celów Światowej Służby Moni­ UNESCO/IASH, 1970, Perennial ice and snow masses. A guide toringu Lodowców, „Przegląd Geofizyczny”, 38(3–4): for compilation and assemblage of data for a world inven­ 267–272. tory, „Technical Papers in Hydrology”, 1: 10–23. Wiśliński A., 2002, O zmianach zasięgu niektórych płatów UNESCO/IASH/WMO, 1970, Seasonal snow covers. A guide firnu i lodu w zlewni Morskiego Oka [w:] Borowiec W., for measurement, compilation and assemblage of data, Kotarba A., Kownacki A., Krzan Z., Mirek Z. (red.), „Technical Papers in Hydrology”, 2. Przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, Kraków– Wdowiak S., 1961, Współczesny lodowiec karowy w Wielkim Zakopane, Polskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Zie­ Kotle Mięguszowieckim nad Morskim Okiem w Tatrach, mi, Tatrzański Park Narodowy: 71–75.

sekcja1_03-06k2.indd 184 2016-06-08 12:18:10 NAUKA TATROM, tom I – Nauki o Ziemi, Zakopane 2015

Zlodowacenie Tatr Polskich w świetle Szczegółowej mapy geologicznej Tatr w skali 1:10 000

Glaciation of the Polish Tatra Mts in the light of the Detailed Geological Map of Tatra Mts in scale of 1:10 000

Antoni Wójcik, Wojciech Rączkowski

Państwowy Instytut Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy Oddział Karpacki, ul. Skrzatów 1, 31-560 Kraków, e-mail: [email protected], [email protected]

Streszczenie dowcowych). Zestawienie głównych prac dotyczących omawianego zagadnienia zawiera monografia M. Klima- Na podstawie wyników aktualnych badań (2007–2015) szewskiego (1988). Najstarsze poglądy mówią o tym, że nad Szczegółową mapą geologiczną Tatr przedstawiamy zlodowacenia miały różny zasięg w różnych piętrach plej- nowe fakty dotyczące rozprzestrzenienia osadów lodow- stocenu. Uważano, iż lodowce biorące początek w Tatrach cowych w Tatrach i na ich przedpolu. Prezentujemy też sięgają daleko na północ, do Kotliny Nowotarskiej (m.in. nową propozycję stratygrafii tych osadów w nawiązaniu do Małkowski, 1924, 1928; Romer, 1929), a zdaniem E. Rome- plejstoceńskich zlodowaceń Polski północnej i zlodowaceń ra (1929) zlodowacenie Tatr miało charakter zlodowacenia górskich Alp. czaszowego. Najbardziej rozpowszechnionym poglądem, obowiązującym do dzisiaj, jest ograniczenie zasięgu zlodo- Słowa kluczowe: Tatry, osady glacjalne, stratygrafia waceń do terenu Tatr (Halicki, 1930; Klimaszewski, 1988), chociaż we wcześniejszych pracach M. Klimaszewski (1948, Abstract 1952) prezentował inne stanowisko. Po stronie słowackiej powszechnie przyjmuje się więk­ Based on the results of the recent studies (2007–2015) szy zasięg lodowców starszych niż po stronie polskiej (Luk- in the framework of the Detail Geologic Map of the Tatras niš, 1959, 1964, 1968, 1973; Halouzka, 1979, 1989; Nemčok we present new facts on distribution of glacial deposits i in., 1994). in the Tatras and at their foreland. A new stratigraphy of Badania prowadzone przez Dzierżka i in. (1986, 1987, those deposits, corresponding to Pleistocene glaciations in 1999), Baumgart-Kotarbę i Kotarbę (1993, 1995, 1997, northern Poland and to mountain glaciation of the Alps, 2001), Lindnera i in. (1993, 2003), Lindnera (1994), Bir- has been proposed. kenmajera (2008) oraz Dzierżka (2009) skoncentrowane były na uszczegółowieniu przebiegu i chronologii degla- Keywords: Tatra Mts, glacial deposits, stratigraphy cjacji ostatniego zlodowacenia (last glacial maximum, LGM – Würm). Rekonstrukcje te wykonywano przede Wstęp wszystkim na podstawie analizy rozmieszczenia osadów morenowych i datowań metodami TL (Lindner i in., 1990; Od czasów S. Staszica i L. Zejsznera, w ciągu ponad Lindner, 1994), TL i OSL (Baumgart-Kotarba i in., 2001) 200 lat badań, zostały rozpoznane formy i osady genezy oraz 36Cl (Dzierżek i in., 1999; Makos i Nitychoruk, 2011; glacjalnej w Tatrach i na ich przedpolu. Chociaż poglądy Makos i in., 2012, 2013, 2014). W nowszych opracowaniach na zasięg i ilość tatrzańskich zlodowaceń zmieniały się wraz nie uwzględniano starszych i opisanych wychodni ut­wo-­ z liczbą osób badających ten problem, dopiero ostatnie pra- rów lodowcowych występujących poza obszarami „zlo- ce nad Szczegółową mapą geologiczną Tatr w skali 1:10 000 dowaconych dolin”, np. na wschód od ujścia Doliny Ol- (SMGT) doprowadziły do szczegółowego rozpoznania czyskiej, na północnych stokach Kopieńca (Sokołowski form i osadów glacjalnych w Rowie Podtatrzańskim. i Jaczynowska, 1979). Kiedy przegląda się wyniki dotychczasowych badań, W roku 2007 przystąpiono do opracowania Szczegó­ w wielu przypadkach zauważyć można odwoływanie się łowej mapy geologicznej Tatr w skali 1:10 000 (np. Iwanow do poglądów i odkryć poprzedników, co wiąże się z po­- i in., 2007; Wójcik i in., 2007). Wykonane prace dostar- wielaniem błędów (np. przy korelacji form i osadów lo-­ czyły danych pozwalających inaczej spojrzeć na problem

sekcja1_03-06k2.indd 185 2016-06-08 12:18:10 186

zlodowaceń tatrzańskich i budujących je osadów. Zwery­ nie dalej na północ, niż przyjmowano, zwłaszcza jeżeli fikowano też dotychczasowe kryteria geomorfologiczne uwzględnić wielkość i skład materiału skalnego. Ponad- wydzielanych form. Przykładowo: poniżej moren czoło­ to duże bloki granitowe rejestrowane na przedpolu Tatr wych w rejonie Toporowej Cyrhli wyróżnia się na mapach są pozostałością po utworach glacjalnych, o czym wcze­ stożek fluwioglacjalny (Sokołowski i Jaczynowska, 1979; śniej pisali np. Małkowski (1924), Kot i Rączkowski (2008), Klimaszewski, 1988). W trakcie prac w odsłonięciach for­ Lindner i in. (2008) oraz Zimnal (2008). Wyniki korelacji ma „stożka” pokazała, że składa się on z glin zawierają­ stratygraficznej utworów glacjalnych zawiera tabela 1. cych bloki i żwiry, które wykazują ślady ukierunkowania Najstarsze osady lodowcowe po polskiej stronie Tatr to głazików ku południowi – świadczące o tym, że materiał rezyduum zachowane w rejonie Rusinowej Polany w wy­ jest pochodzenia lodowcowego. To forma złożona, jej po­ sokości ok. 1200–1240 m n.p.m. (ryc. 1 i 2). Rezyduum to wierzchnia została przemodelowana w czasie ostatniego tworzą bloki granitowe o średnicy 0,8–1,1 m oraz żwiry piętra zimnego. i gliny. Nieco niżej, w wysokościach 1095–1205 m n.p.m., W licznych przypadkach stwierdzono powielanie błę­ leży „poziom Hurkotnego” Romera (1929), zbudowany dów, zwłaszcza przy korelacji form lodowcowych. Najwię­ z bloków granitowych o średnicy od 1,5–2,3 m do 3,5–4 m. cej błędów dotyczyło korelacji form wzdłuż Doliny Białej Utworami, które zaliczamy do kompleksu zlodowaceń po­ Wody. Dobry przykład może tutaj stanowić wylot Doliny łudniowopolskich, są osady glacjalne na Chowańcowym Waksmundzkiej, gdzie wały morenowe z ostatniego zlodo­ Wierchu i Skoruśniaku, w rejonie Jurgowa (Linder i in., wacenia były łączone z formami starszymi znajdującymi się 2008a, 2008b; Pliszczyńska, 2012), na północnych stokach w rejonie Rusinowej Polany (Włodek, 1978; Lindner i in., Kopieńca i na grzbiecie Walkoszów Wierch–Frąckowiań­ 1993). Dzisiejsze rozpoznanie pozwala wysunąć tezę, że lo­ ski Wierch. Z okresem najstarszych zlodowaceń B. Halicki dowiec Doliny Waksmundzkiej w ostatnim glacjale nie łą­ (1930) wiązał wały morenowe na zboczach Opalonego czył się z lodowcem Doliny Białej Wody. Słowaccy geolodzy Wierchu. (Lukniš 1968, 1973; Halouzka, 1979, 1989) wyprowadzają Ze zlodowaceniami środkowopolskimi połączono osa­- lodowiec Białej Wody na przedpole Tatr. dy lodowcowe w Dolinie Suchej Wody występujące na W czasie prac kartograficznych stwierdzono – na pod- grzbiecie Herbika, gdzie znajdują się bloki granitowe stawie kryteriów geologicznych – że lodowce sięgały znacz­- o średnicy 1,5–2 m. Przez grzbiet ten odbywała się trans­-

Tab. 1. Próba korelacji stratygraficznej utworów glacjalnych w Tatrach i Alpach oraz na Niżu Polskim Tab. 1. The stratigraphic correlation attempt of glacial deposits in the Tatras, in the Alps and on the Polish Lowlands

Według Bera i in. (2007, 2009) Podział alpejski Poziomy według Szczegółowej mapy geologicznej Tatr

Holocen

Kompleks Wisła WÜRM Toporowe Stawy, Łysa Polana północnopolski Eem Odra RISS II Kotlinowego Wierchu Lublin

Kompleks Krzna RISS I Herbika środkowopolski Zbójno Liwiec Mazowsze San 2 MINDEL poniżej Hurkotnego Ferdynandów San 1 GUNZ Hurkotnego? Kompleks Kozi Grzbiet południowopolski Nida Augustów Narew DONAU Rusinowej Polany – Opalonego Wierchu Celestynów

Kompleks Otwock preglacjalny Ponurzyca Różce BIBER

sekcja1_16­06k3.indd 186 2016­06­16 11:45:34 187

1200 1200

1150 1150

1100 1100

1050 1050

1000 1000

950 950 utwory utwory morenowe rzeczne 900 utwory skały utwory soliflukcyjne 900 fluwioglacjalne podłoża i deluwialne

0 500 1000 1500 2000 m

Ryc. 1. Syntetyczny przekrój przez Dolinę Białej Wody w okolicy Palenicy Białczańskiej z rozmieszczeniem wydzielonych utworów glacjalnych Fig. 1. Syntetic cross section through the Biała Woda Valley in the area of Palenica Białczańska with the location of glacial deposits

fluencja lodowca do Doliny Olczyskiej. Podobnie wykształ- nego były w Tatrach lodowce? Odpowiedź brzmi: jeżeli cone osady można znaleźć na dziale wodnym między Doli- tak, to nie wyszły one poza strefę kotłów lodowcowych. ną Suchej Wody a Doliną Pańszczycy i wzdłuż zachodniego Wiek utworów lodowcowych ostatniego piętra zimnego obrzeżenia Doliny Pańszczycy – od Czerwonych Brzeżków (LGM) zawiera się w przedziale 25–15 tys. lat. Wskazują po Kobyłę. Utwory lodowcowe odsłaniające się w rejonie na to m.in. datowania głazów morenowych metodami ko­- Toporowej Cyrhli były datowane TL na 398±58 i 418±62 ka smogenicznymi (Dzierżek i in., 1999; Dzierżek, 2009; oraz łączone ze zlodowaceniem Sanu (Lindner i in., 1993). Makos i in., 2011, 2012, 2013, 2014; Engel i in. 2015). Do tego piętra zimnego zaliczamy też osady lodowcowe Maksymalny zasięg wyznaczają moreny czołowe w rejo- w rejonie Wyskówki, Murzasichla, Wyżnej Polanicy Pań- nie Toporowej Cyrhli i Łysej Polany, a także dobrze wi- szczykowej i Lichajówki, gdzie na wyrównanej powierzchni doczne moreny czołowe i boczne oraz podciosy zachowa- garbów występują głazy granitowe o średnicach przekracza- ne w dnach i na zboczach wszystkich tatrzańskich dolin jących 1 m. Dla osadów tych w rejonie Murzasichla otrzy- walnych. mano daty TL 263±39 ka; 298±44 ka; 287±43 ka (Lindner Biorąc pod uwagę kryteria geologiczne, stwierdziliśmy, i in. 1993). Wewnątrz Tatr natomiast zaliczamy do tego pię- że lodowce sięgały znacznie dalej na północ, niż przyjmo- tra plejstocenu tzw. moreny Kotlinowego Wierchu, wyraź- wano. Utwory określane w rejonie Murzasichla jako gliny nie oddzielone od starszych i młodszych osadów. Odmien- i żwiry fluwioglacjalne są w świetle najnowszych badań ny od naszego pogląd prezentuje K. Birkenmajer (2008), utworami morenowymi, na których lokalnie występują zaliczający osady Kotlinowego Wierchu i moreny w Doli- pokrywy fluwioglacjalne. W wielu miejscach znajdują się nie Pańszczycy do osadów ostatniego zlodowacenia – jako duże bloki granitowe, których transport trudno przypi- osady poszczególnych lobów lodowcowych LGM (last gla­ sać transportowi wodnemu – dotyczy to np. dna Kotliny cial maximum). Zakopiańskiej (Kot i Rączkowski, 2008; Zimnal, 2008). Dla osadów najmłodszego zlodowacenia przeprowa- Według ostatnich badań lodowce Białej Wody i Doliny dzono korelację wałów moren czołowych z wałami mo­ Jaworowej wyszły daleko poza granicę Tatr, a długość tego ren bocznych ciągnących się wzdłuż dolin i podciosami. najdłuższego w Tatrach „kompleksu lodowcowego” zapew- Wyraźnie związany z wałami moren czołowych Toporo­- ne osiągała 20 km. wej Cyrhli jest wał moreny bocznej oddzielający obniżenia Dzięki wykorzystaniu danych teledetekcyjnych zwią- od wałów morenowych w rejonie Kotlinowego Wierchu. zanych z analizą zdjęć stereoskopowych, zwłaszcza w ob- Podobną sytuację można obserwować w Dolinie Białej szarach o mniejszym zalesieniu, oraz danych z lotniczego Wody. skaningu laserowego uzyskano lepsze możliwości korelacji Po szczegółowym rozpoznaniu tych osadów nasuwa się form rzeźby, w tym akumulacyjnych form lodowcowych – pytanie: czy w starszych okresach ostatniego piętra zim­- głównie w reglowej części Tatr i na ich przedpolu.

sekcja1_03-06k2.indd 187 2016-06-08 12:18:10 188

osady rzeczne holocenu osady stoków napływowych osady deluwialne osady lodowcowe LGM i soliflukcyjne osady lodowcowe zlodowaceń osady lodowcowe zlodowaceń osady zlodowaceń południowopolskich najstarszych utwory starszego podłoża środkowopolskich wały moren bocznych rzeki i potoki główne drogi szlaki turystyczne i czołowych LGM

Ryc. 2. Rozmieszczenie osadów glacjalnych – morenowych w dolnej części Doliny Białej Wody. Holocen: 1 – osady aluwialne, 2 – osady stożków napływowych, 3 – osady deluwialne i zwietrzelinowe, 4 – osady rzeczne den dolin; plejstocen: 5 – stożki napływowe, 6 – osady glacjalne ostatniego zlodowacenia, 7 – osady deluwialne i soliflukcyjne, 8 – osady glacjalne zlodowaceń starszych, 9 – osady glacjalne zlodowaceń starych, 10 – osady glacjalne najstarszego zlodowacenia, 11 – podłoże skalne, 12 – wały morenowe; 13 – rzeki i potoki, 14 – główne drogi, 15 – szlaki turystyczne Fig. 2. Distribution of morainic – glacial deposits in the lower part of Biała Woda Valley. Holocene: 1 – alluvial deposits, 2 – deposits of alluvial fans, 3 – weathering and deluvial de-posits, 4 – alluvial deposits in the bottom of the valleys; pleistocene: 5 – alluvial fans, 6 – glacial deposits of the last glaciation, 7 – deluvial and solifluction deposits, 8 – glacial deposits of the older glaciation, 9 – glacial deposits of the old glaciation, 10 – glacial deposits of the oldest glaciation, 11 – old reck bed, 12 – morainic ridges; 13 – rivers, 14 – main roads, 15 – marked tourist trails

Ważne jest ponadto odkrycie kompleksu liczącego Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 1995, High mountain prawie 60 m utworów lodowcowych w wierceniu w No- environment of the Tatras in the period of Pleistocene and wym Targu (Wójcik, 2011). Czy to dowód na daleki zasięg Holocene transition, „Biuletyn Peryglacjalny”, 34: 37–51. lodowców biorących swój początek w Tatrach? Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 1997, Würm glaciation Najtrudniej określić wiek osadów w przypadku braku in the Biała Woda Valley, High Tatra Mountains, „Studia danych paleontologicznych lub innych metod umożliwia- Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, 31: 57–81. jących datowanie. Najstarsze osady lodowcowe w Tatrach Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 2001, Deglaciation of the można wiązać z maksymalnym rozprzestrzenieniem lą- Sucha Woda and Pańszczyca valleys in the Polish High dolodu skandynawskiego – z kompleksem zlodowaceń Tatras, „Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, południowopolskich. 35: 7–38. Ber A., Lindner L., Marks L., 2007, Propozycja podziału stra­- Wybrana literatura tygraficznego czwartorzędu Polski, „Przegląd Geologicz- ny”, 55(2): 115–118. Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 1993, Późnoglacjalne Ber A., Lindner L., Marks L., 2009, Czwartorzęd [w:]: Wag­ i holoceńskie osady z Czarnego Stawu Gąsienicowego ner R. (red.), Suplement do Tabeli Stratygraficznej Polski, w Tatrach­ , „Dokumentacja Geograficzna”, 4–5: 9–30. Warszawa, Państwowy Instytut Geologiczny: 9–10.

sekcja1_03-06k2.indd 188 2016-06-08 12:18:12 189

Birkenmajer K., 2008, Karst sink-holes in the Würm Glacia­ Klimaszewski M., 1985, Mapa geomorfologiczna w skali tion deposits, subsurface drainage and extent of Triassic 1:30 000, plansza 9: Atlas Tatrzańskiego Parku Naro­ limestones in the Sucha Woda Valley, Polish Tatra Mts dowego. (West Carpathians), „Studia Geologica Polonica”, 131: Klimaszewski M., 1988, Rzeźba Tatr Polskich, Warszawa, 281–289. PWN. Dzierżek J., 2009, Paleogeografia wybranych obszarów Polski Kot M., Rączkowski W., 2008, Wycieczka 5 – Plejstocen Tatr w czasie ostatniego zlodowacenia, „Acta Geographica Reglowych [w:] Plejstocen Tatr i Podhala – zlodowace­- Lodziensia”, 95. nia tatrzańskie. XV konferencja „Stratygrafia plejsto­ Dzierżek J., Zreda M., 2007, Timing and style of deglaciation cenu Polski”. Zakopane, 1–5 września 2008 r. Materia­- of north eastern Poland from cosmogenic 36Cl dating of ły konferen­cyjne, Warszawa, Państwowy Instytut Geo- glacial and glaciofluvial deposits, „Geological Quarterly”, logiczny: 218–230. 51(2): 203–216. Kotarba A., 1996, Sedimentation rates in the High Tatra lakes Dzierżek J., Lindner L., Nitychoruk J., 1986, Late Quaterna­ during the Holocene – geomorphic interpretation, „Studia ry deglaciation of the eastern Polish Tatra Mts., „Bulletin Geomorphologica Carpatho-Balcanica”, 30: 51–61. of the Polish Academy of Science – Earth Sciences”, 34: Kotarba A., Baumgart-Kotarba M., 1999, Problems of glacia­ 395–407. tion in High Tatra Mountains – Joseph Partsch synthesis Dzierżek J., Lindner L., Nitychoruk J., 1987, Rzeźba i osady in the light of current knowledge [w:] Kostrzewski A., czwartorzędowe Doliny Pięciu Stawów Polskich (Tatry Hagendorn H. (red.), Vergletscherungen in europäischen Wysokie), „Przegląd Geologiczny”, l: 8–15. Mittelgebirgen. Vorträge des Joseph Partsch Kolloquiums Dzierżek J., Nitychoruk J., Zreda-Gostyńska G., Zreda M., 1994, „Zeitschrift für Geomorphologie”, Suppl. 113: 1999, Metoda datowania kosmogenicznym izotopem 19–31. 36Cl – nowe dane do chronologii glacjalnej Tatr Wysokich, Lindner L., 1994, Jednostki stadialne i interstadialne ostat­ „Przegląd Geologiczny”, 47(11): 987–992. niego zlodowacenia (Würm, Vistulian) w Tatrach Polskich Engel Z., Mentlík P., Braucher R., Minár J., Leanni L., As­ter i na Podhalu, „Acta Universitatis Nicolai Copernici – Team (Arnold M., Aumaître G., Bourlés D., Kedda­ Nauki Matematyczno-Przyrodnicze”, 92, „Geografia”, douche K.), 2015, Geomorphological evidence and 10Be 27: 59–73. exposure ages for the Last Glacial Maximum and degla­ Lindner L., Dzierżek J., Nitychoruk J., 1990, Problem wieku ciation of the Velká and Malá Studená dolina valleys in i zasięgu lodowców ostatniego zlodowacenia (Vistulianu) the High Tatra Mountains, central Europe, „Quaternary w Tatrach Polskich, „Kwartalnik Geologiczny”, 34(2): Science Reviews”, 124: 106–123. 339–354. Halicki B., 1930, La glaciation quaternaire du versant nord Lindner L., Nitychoruk J., Butrym J., 1993, Liczba i wiek de la Tatra, „Sprawozdania Polskiego Instytutu Geolo- zlodowaceń tatrzańskich w świetle datowań termolu­ gicznego”, 5(2–4): 377–534. minescencyjnych osadów wodnolodowcowych w dorze­ Halouzka R., 1977, Stratigraphical subdivision of sediments czu Białego Dunajca, „Przegląd Geologiczny”, 61(1): of the Last Glaciation in the Czechoslovak Carpathians 10–21. and their correlation with the contemporary Alpine Lindner L., Dzierżek J., Pliszczyńska K., 2008a, Jurgów – and North European Glaciations [w:] Šibrava V. (red.), osady środkowoplejstoceńskich lodowców tatrzań­skich Quaternary Glaciations in the Northern Hemisphere, w wi­dłach Białki i Potoku Jaworowego (Podhale) [w:] Prague, INQUA: 83–90. Plejstocen Tatr i Podhala – zlodowacenia tatrzańskie. Halouzka R., 1979, Quaternary Mountain glaciation of the XV kon­ferencja „Stratygrafia plejstocenu Polski”. Zakopa­- Tatra Mts [w:] International Geological Correlation ne, 1–5 września 2008 r. Materiały konferencyjne, War­ Programme, 6th Session of the project 24 „Quaternary szawa, Państwowy Instytut Geologiczny: 162–164. glaciations in the Northern Hemisphere”, Guide to Ex­ Lindner L., Dzierżek J., Pliszczyńska K., 2008b, O możliwo­ cursions, C: Slovakia, Prague. ści występowania zlodowaceń środkowoplejstoceńskich Halouzka R., 1989, Nové poznatky o kvartérnej stratigrafii w Dolinie Białki koło Jurgowa na Podhalu [w:] Tatrzań­ ­- a zaĺadneniach v Západných Tatrách a ich predpolí (vo ­skie mapy geologiczne. Zakopane, 27–29 maja 2008 r. vzťahu k oblasti Vysokých Tatier), „Regionálna geológia Materiały­ konferencyjne, Warszawa, Państwowy Insty- Západných Karpát”, 25: 35–40. tut Geologiczny: 75–76. Iwanow A., Zabielski R., Wójcik A., Derkacz M., Piotrow- Lindner L., Dzierżek J., Marciniak B., Nitychoruk J., 2003, ska K., 2007, Szczegółowa mapa geologiczna Tatr w skali Outline of Quaternary glaciations in the Tatra Mts.: their 1:10 000, ark. Zakopane-Toporowa Cyrhla, Narodowe development, age and limits, „Geological Quarterly”, Archiwum Geologiczne – Archiwum Oddziału Kar- 47(3): 269–280. packiego PIG–PIB, Kraków. Lukniš M., 1959, Reliéf a roztriedenie kvartérnych útvarov Klimaszewski M., 1948, Polskie Karpaty Zachodnie w okre­ vo Vysokých Tatrách a na ich predpolí, „Geologický sie dyluwialnym, „Prace Wrocławskiego Towarzystwa sborník”, 10(1): 233–258. Naukowego – Seria B”, 7. Lukniš M., 1964, The course of the last glaciation of the We­- Klimaszewski M., 1952, Rzeźba Podhala, „Czasopismo Geo-­ stern Carpathians in the relation to the Alps, to the glacia­ graficzne”, 21/22: 237–250. tion of northern Europe, and to the division of the central

sekcja1_03-06k2.indd 189 2016-06-08 12:18:12 190

European Würm into periods, „Geografický časopis”, Kotański Z., Lefeld J., Rączkowski W., Roniewicz P., 16(2): 127–142. Ry­ka W., Wieczorek J., Zelman J., 1994, Geological Map Lukniš M., 1968, Geomorfologická mapa Vysokých Tatier of the High Tatra Mountains 1:50 000 Scale, Bratislava, a ich predpolia, 1:50 000, Bratislava, GÚDŠ. GÚDŠ. Lukniš M., 1973, Reliéf Vysokých Tatier a ich predpolia, Bra­- Pliszczyńska K., 2012, Tarasy Białki w rejonie Jurgowa i ich tislava, SAV. związki z lodowcami tatrzańskimi, „Przegląd Geologicz- Makos M., Nitychoruk J., 2011, Last Glacial Maximum ny”, 60(2): 103–109. climatic conditions in the Polish part of the High Tatra Romer E., 1929, The Ice Age in the Tatra Mountains, Mém. Mountains (Western Carpathians), „Geological Quar- Acad. Pol. Sci. Cl. math. nat., Ser. A, 1. terly”, 55(3): 253–268. Sokołowski S., Jaczynowska W., 1979, Mapa geologiczna Makos M., Nitychoruk J., Zreda M., 2012, The Younger Tatr Polskich w skali 1:10 000, ark. A4: Kopieniec, War- Dryas climatic conditions in the Za Mnichem Valley szawa, Wydawnictwa Geologiczne. (Polish High Tatra Mountains) based on exposure-age Włodek M., 1978, Czwartorzęd rejonu Doliny Waksmundz­ dating and glacier–climate modelling, „Boreas”, DOI: kiej w Tatrach, „Biuletyn Instytutu Geologicznego”, 306. 10.1111/ j.1502-3885.2012.00298.x. Wójcik A., 2011, Problem 17. Zbadanie zapisu czwartorzę­ Makos M., Nitychoruk J., Zreda M., 2013, Deglaciation chro­- dowych zmian klimatycznych w wybranych profilach nology and paleoclimate of the Pięciu Stawów Polskich/ z obszaru Polski. 16 – Otwór Nowy Targ PIG-2, Warsza­ Roztoki Valley, High Tatra Mountains, Western Car­ wa, Narodowe Archiwum Geologiczne, PIG–PIB. pathians, since the Last Glacial Maximum, inferred from Wójcik A., Iwanow A., Derkacz M., Zabielski R., Piotrow- 36Cl exposure dating and glacier climate modeling, „Qua- ska K., 2007, Szczegółowa mapa geologiczna Tatr w skali ternary International”, 293: 63–78. 1:10 000, ark. Łysa Polana, Warszawa, Narodowe Archi- Makos M., Dzierżek J., Nitychoruk J., Zreda M., 2014, Ti­ wum Geologiczne, PIG–PIB. ming of glacier advances and climate in the High Tatra Zejszner L., 1856, Über eine alte Längenmoräne im Thale Mountains (Western Carpathians) during the Last Gla­ des Biały Dunajec bei dem Hochofen von Zakopane in cial Maximum, „Quaternary Research”, 82: 1–13. der Tatra, „Sitzungsberichte der Kaiserlichen Akademie Małkowski S., 1924, O morenie lodowca tatrzańskiego w oko­- der Wissenschaften. Math.-Naturw. Klasse”, 21: 259– licy Nowego Targu, „Kosmos”, 49: 1–18. 262. Małkowski S., 1928, Odsłonięcie utworów dyluwialnych Zimnal Z., 2008, Wycieczka 6 – Zakopane – Gubałówka – w kamieniołomie szaflarskim pod Nowym Targiem, „Za- Bu­torowy Wierch – Zakopane [w:] Plejstocen Tatr i Pod­- bytki Przyrody Nieożywionej Ziem Rzeczypospolitej hala – zlodowacenia tatrzańskie. XV konferencja Straty­ Polskiej”, 1: 62–65. grafia plejstocenu Polski. Zakopane, 1–5 września 2008 r. Nemčok J. (red.), Bezák V., Biely A., Gorek A., Gross P., Ha- Materiały konferencyjne, Warszawa, Państwowy Insty- louzka R., Janák M., Kahan Š., Mello J., Reichwalder P., tut Geologiczny: 239–240.

sekcja1_03-06k2.indd 190 2016-06-08 12:18:12 sekcja1_03-06k2.indd 191 2016-06-08 12:18:12 sekcja1_03-06k2.indd 192 2016-06-08 12:18:12