Hydrologia Bieszczadów. Zlewnie Sanu I Solinki Powyżej Jeziora Solińskiego

Hydrologia Bieszczadów Zlewnie Sanu i Solinki powyżej Jeziora Solińskiego

Uniwersytet Jagielloński Instytut Geogra%i i Gospodarki Przestrzennej

Hydrologia Bieszczadów Zlewnie Sanu i Solinki powyżej Jeziora Solińskiego

redakcja naukowa Bartłomiej Rzonca i Janusz Siwek

Kraków 2011 Publikację wydano ze środków Instytutu Geogra%i i Gospodarki Przestrzennej UJ

Autorzy: Barbara Jaśkowiec Adam Kołodziej Elżbieta Laszczak Ewelina Mocior Joanna Plenzler Eliza Płaczkowska Magdalena Rozmus Bartłomiej Rzonca Janusz Siwek Sabina Wójcik Leszek Ziółkowski

Recenzent dr hab. Roman Soja

Skład tekstu i przygotowanie do druku Małgorzata Ciemborowicz – Pracownia Wydawnicza IGiGP UJ

Projekt okładki Janusz Siwek, Adam Kołodziej, Joanna Plenzler, Bartłomiej Rzonca

Kraków 2011

ISBN 978-83-88424-66-3

Wydawca Instytut Geogra%i i Gospodarki Przestrzennej UJ ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków, Polska tel. (+48) 012 664-52-50, faks (+48) 012 664-53-85 www.geo.uj.edu.pl

Druk Poligra%a Inspektoratu Towarzystwa Salezjańskiego ul. Konfederacka 6, 30-306 Kraków, Polska tel. (+48) 12 266 40 00, faks (+48) 12 269 02 84 www.sdb.krakow.pl 6SLVWUHĞFL

WSTĘP (Bartłomiej Rzonca, Janusz Siwek) ...... 9

1. CHARAKTERYSTYKA OBSZARU (Bartłomiej Rzonca, Janusz Siwek) ...... 11 1.1. Obszar badań ...... 11 1.2. Zlewnie główne ...... 11 1.3. Zlewnie elementarne ...... 13 1.4. Środowisko przyrodnicze obszaru badań ...... 16

2. OPADY I POKRYWA ŚNIEŻNA (Elżbieta Laszczak, Leszek Ziółkowski, Janusz Siwek) . . . 21 2.1. Wielkość i rozkład opadów ...... 21 2.2. Pokrywa śnieżna ...... 29

3. SIEĆ RZECZNA I CHARAKTERYSTYKA ZLEWNI (Ewelina Mocior, Joanna Plenzler, Magdalena Rozmus, Bartłomiej Rzonca) ...... 31 3.1. Czynniki decydujące o układzie sieci rzecznej ...... 31 3.2. Charakterystyka hydrogra%czna zlewni głównych ...... 31 3.3. Charakterystyka hydrogra%czna zlewni elementarnych ...... 35

4. ODPŁYW POWIERZCHNIOWY (Joanna Plenzler, Sabina Wójcik, Adam Kołodziej, Janusz Siwek) ...... 45 4.1. Literatura dotycząca odpływu ...... 45 4.2. Przepływy charakterystyczne i odpływ jednostkowy ...... 48 4.3. Struktura odpływu w ciągu roku ...... 53 4.4. Jakość wód powierzchniowych ...... 56

5. WODY PODZIEMNE (Barbara Jaśkowiec, Eliza Płaczkowska, Bartłomiej Rzonca) . . . . . 59 5.1. Warunki hydrogeologiczne ...... 59 5.2. Odpływ podziemny ...... 63 5.2.1. Odpływ podziemny całkowity ...... 63 5.2.2. Odpływ podziemny bazowy ...... 65 5.2.3. Odpływ podziemny zmienny ...... 69 5.3. Warunki krenologiczne ...... 69 5.4. Cechy %zykochemiczne wód podziemnych ...... 72

6. PODSUMOWANIE (Bartłomiej Rzonca, Janusz Siwek) ...... 75

LITERATURA ...... 77 Spis tabel ...... 82 Spis rycin ...... 87 Spis fotogra%i ...... 89

PODZIĘKOWANIA

Zespół autorów serdecznie dziękuje Dyrekcji i Pracownikom Bieszczadzkiego Parku Narodowego za umożliwienie prowadzenia badań na obszarze BdPN, a przede wszystkim za okazaną życzliwość i pomoc w organizacji badań. Jesteśmy wdzięczni Dyrekcji Instytutu Geogra%i i Gospodarki Przestrzennej Uni- wersytetu Jagiellońskiego za wsparcie %nansowe i organizacyjne zarówno na etapie prac terenowych, jak i przy powstawaniu niniejszej monogra%i. Pracownikom Zakładu Hydrologii IGiGP UJ, a w szczególności prof. Wojcie- chowi Chełmickiemu i mgr Marii Baścik, gorąco dziękujemy za uwagi merytoryczne i redakcyjne, a zwłaszcza za życzliwą atmosferę i zachętę do pracy nad książką. Za wnikliwą recenzję i konstruktywne uwagi dziękujemy Recenzentowi, dr. hab. Romanowi Soji.

Bartłomiej Rzonca, Janusz Siwek

WSTĘP

W polskich Karpatach "iszowych (Beskidach) Bieszczady są obszarem mają- cym wyraźną specy%kę, na którą składają się przede wszystkim budowa geologiczna i związana z nią rzeźba terenu, brak lasów iglastych regla górnego oraz występowanie piętra połonin. Ponadto odmienność tego obszaru związana jest z wyjątkową fauną i "orą obejmującą m.in. liczne wschodniokarpackie gatunki roślin oraz rzadkie gatunki zwierząt. Także stosunki wodne Bieszczadów są dosyć nietypowe. Przyczyniają się do tego specy%czne warunki klimatyczne – pomimo, że obszar ten nie jest najwyższą czę- ścią polskich Beskidów to charakteryzuje się jedną z najwyższych w Beskidach rocznych sum opadów atmosferycznych. Bieszczady należą też do obszarów o najbardziej miąższej i najdłużej zalegającej pokrywie śnieżnej. Cechuje je także niska retencja podziemna. Bieszczadzkie rzeki odznaczają się najczęściej prostym reżimem z typo- wym dla Beskidów Wschodnich jednym wezbraniem roztopowym, podczas gdy rzeki Beskidów Zachodnich najczęściej mają reżim złożony (Punzet, 1983; Dynowska, 1971b). Zlewnie bieszczadzkie mają współcześnie charakter naturalny. Należy jednak pa- miętać, że Bieszczady mają bogatą historię i że obszar ten był niegdyś gęsto zaludnio- ny. Dwie wojny światowe oraz wysiedlenie ludności po 1945 r. zostawiły trwałe ślady w krajobrazie przyrodniczym i kulturowym (Wolski, 2001, 2007; Soja, 2008). Obecnie na większości obszaru Bieszczadów przyroda ożywiona i nieożywiona podlega ochro- nie prawnej. Do Bieszczadzkiego Parku Narodowego przylegają parki krajobrazowe, w obrębie których wyznaczono liczne rezerwaty. Celem pracy jest kompleksowe przedstawienie warunków hydrologicznych Biesz- czadów. Scharakteryzowano: opady atmosferyczne, sieć rzeczną, odpływ powierzchniowy oraz warunki hydrogeologiczne. Większość elementów bilansu wodnego obszaru oceniono w sposób ilościowy. Niestety, posiadane materiały nie pozwoliły na zestawienie pełnego bilansu wodnego obszaru, głównie ze względu na brak danych umożliwiających wiarygodną ocenę parowania. Bartłomiej Rzonca, Janusz Siwek

W pracy wykorzystano przede wszystkim materiały i dane dostępne w literaturze. Niektóre z nich posłużyły do wykonania analiz. Mając na uwadze uzyskanie charakterystyk porównywalnych z danymi znanymi z literatury dotyczącej innych obszarów, zastosowano standardowe, ogólnie znane metody. Ponadto, opracowanie uwzględnia wyniki pomiarów wykonanych przez zespół autorów. Część z nich została już wcze- śniej opublikowana. Autorzy dołożyli wszelkich starań, aby w pracy każdorazowo wyraźnie określić, czy podawane informacje mają charakter przeglądowy, czy są wy- nikiem własnych analiz i badań. Praca ma charakter monogra%i regionalnej. Dotychczas, informacje o stosunkach wodnych Bieszczadów dostępne były jedynie w podręcznikach akademickich i prze- glądowych opracowaniach dotyczących całej Polski (Mikulski, 1963; Orsztynowicz, 1973; Gutry-Korycka, 1978; Tomaszewski, 2001; Bartnik, 2005; Małecka i in., 2007), polskich Karpat (Ziemońska, 1973; Dynowska, 1995; Chełmicki i in., 1998/1999) czy też dorzecza górnej Wisły (Dobija, 1981; Tlałka, 1982; Dynowska, 1983; Punzet, 1983, 1991; Kleczkowski, 1991). Z kolei, opracowania hydrologiczne poświęcone Bieszcza- dom dotyczą zazwyczaj jedynie poszczególnych elementów bilansu wodnego lub za- gadnień szczegółowych (Kenig, 1958; Parczewski, 1958; Jagła i in., 1966; Kaszowski, Kotarba, 1967; Skibniewski, 1970; Ciepielowski, 1972; Dobija i in., 1979; Punzet, 1984; Kukuła, 1993; Kukuła, Stachowicz-Kawalec, 1996; Rzonca i in., 2008; Rzonca, Siwek, 2009; Siwek i in., 2009; Siwek, Rzonca, 2009; Plenzler i in., 2010). W hydrologicznej bibliogra%i bieszczadzkiej odrębną grupę stanowią prace niepublikowane – operaty (Łajczak, 1996) oraz prace dyplomowe (Bogusz, 2004; Żurek 2005). Są one cenne, gdyż prezentują wyniki badań terenowych.

10 Bartłomiej Rzonca, Janusz Siwek

1. CHARAKTERYSTYKA OBSZARU

1.1. Obszar badań

Praca obejmuje obszar o powierzchni 919,57 km 2, czyli zlewnie Sanu (595,09 km 2) i Solinki (324,48 km 2) powyżej Jeziora Solińskiego. W granicach opisywanego obszaru znajduje się najwyższa część polskich Bieszczadów, w tym cały obszar Bieszczadzkie- go Parku Narodowego. Według podziału *zycznogeogra*cznego Kondrackiego (2002) badany obszar znajduje się w obrębie mezoregionu Bieszczadów Zachodnich, wchodzącego w skład prowincji Karpat Wschodnich. W podziale *zycznogeogra*cznym Karpat (Balon i in., 1995) oraz w literaturze geomorfologicznej (Starkel, 1972) obszar ten określany jest jako Bieszczady Wysokie. Granice badanego obszaru, zde*niowane podziałem hydrogra*cznym, nie pokrywają się z granicami jednostek *zycznogeogra*cznych, np. Bieszczadów Wysokich czy Bieszczadów Zachodnich. Dlatego zarówno w tytule, jak i tekście niniejszego opracowania badany obszar określany jest najbardziej ogól- nym pojęciem „Bieszczadów”. Ze względu na słabą dostępność materiałów większość analiz ograniczono do polskiej części opisywanych zlewni (ok. 796 km 2), wyłączając z opracowania zlewnie prawobrzeżnych dopływów najwyższego odcinka Sanu leżące na Ukrainie.

1.2. Zlewnie główne

W skali całego obszaru charakterystykę hydrologiczną poprowadzono używając podziału na pięć zlewni, zwanych głównymi, które pokrywają cały obszar opracowania. Zlewnia Solinki powyżej Jeziora Solińskiego została podzielona na dwie zlewnie główne: zlewnię Wetliny oraz zlewnię Solinki (ryc. 1.1). Zlewnię Sanu podzielono na trzy zlewnie główne: zlewnię Sanu-1 obejmującą zlewnię Sanu powyżej ujścia Wo- łosatego, zlewnię Sanu-2 czyli zlewnię Sanu poniżej ujścia Wołosatego oraz zlewnię Wołosatego (ryc. 1.1). Bartłomiej Rzonca, Janusz Siwek Ryc. 1.1. Podział opisywanego obszaru na zlewnie na obszaru główne opisywanego 1.1. Podział Ryc.

12 1. Charakterystyka obszaru

1.3. Zlewnie elementarne

Część analiz nie mogła być wykonana w odniesieniu do całego opisywanego obszaru z powodu braku, niekompletności lub nieporównywalności niektórych danych. Autorzy starali się jednak uzyskać możliwie jak najwyższą szczegółowość opracowania. Dlatego na opisywanym obszarze wydzielono 30 niewielkich zlewni elementarnych, w przypadku których możliwe było wykonanie bardziej szczegółowych analiz. W każdej zlewni głównej wydzielono pięć do ośmiu zlewni elementarnych (ryc. 1.2). Nazwy zlewni elementarnych przyjęto od nazw głównych cieków (tab. 1.1). Ich powierzchnie wynoszą od 3,2 km 2 (zlewnia Otrytu ) do 43,0 km 2 (zlewnia Wołosatki ). Łączna powierzchnia wybranych zlewni elementarnych wynosi 466,1 km 2, co stanowi 50,7% całego obszaru objętego opracowaniem. Zlewnie elementarne wybrano w taki sposób, aby uzyskać możliwie reprezenta- tywny obraz obszaru objętego opracowaniem. Reprezentatywność tę starano się uzy- skać poprzez spełnienie szeregu szczegółowych kryteriów: – uwzględnienie zlewni reprezentujących główne pasma i grupy górskie Biesz- czadów; – uwzględnienie zlewni o możliwie porównywalnych wielkościach; wyjątkiem jest stosunkowo mała zlewnia Otrytu – na południowych stokach Pasma Otrytu nie ma jednak większych zlewni, a celowe wydawało się uwzględnie- nie przynajmniej jednej zlewni reprezentującej to pasmo; – objęcie analizą wszystkich głównych jednostek strukturalnych Bieszczadów; – uwzględnienie zlewni o różnej orientacji osi zlewni (lub koryta cieku) wzglę- dem osi fałdów oraz różnych relacji między nachyleniami stoków a upadami warstw geologicznych, gdyż wcześniejsze badania w zlewni Górnej Wołosatki (Rzonca i in., 2008; Siwek i in., 2009) wykazały, że ma to duże znaczenie dla obiegu wody; – uwzględnienie obszarów o różnych warunkach klimatycznych wynikających z ekspozycji na przeważające wiatry oraz z występowania cieni opadowych; – uzyskanie rozłączności zlewni elementarnych, zgodnie z zasadą, że żadna zlewnia elementarna nie powinna zawierać się w innej, gdyż utrudnia to ana- lizę statystyczną. Wyjątkiem jest zlewnia elementarna Górnej Wołosatki (do pro*lu przed ujściem potoku Zgniłego), która stanowi najwyższą część zlewni elementarnej Wołosatki zamkniętej w Ustrzykach Górnych. Zlewnia Górnej Wołosatki była przedmiotem wcześniejszych badań (Rzonca i in., 2008; Siwek i in., 2009; Rzonca, Siwek, 2009; Siwek, Rzonca, 2009) i wiele przedstawio- nych w niniejszej pracy analiz nawiązuje do wcześniej publikowanych wyni- ków, dlatego zlewnię tę uwzględniono dodatkowo w celach porównawczych; Za zamknięcie zlewni elementarnych przyjęto pro*le ujściowe, jakkolwiek w kilku przypadkach (zlewnie Halicza , Górnej Solinki-Żubraczego i Hulskiego ) – pro*le leżące w pewnej odległości powyżej ujścia, co podyktowane było wyborem optymal- nego miejsca do wykonywania pomiarów hydrometrycznych. 13 Bartłomiej Rzonca, Janusz Siwek Ryc. 1.2. Zlewnie elementarne wybrane do charakterystyk szczegółowych. Numeracja zlewni z tabelą zgodna 1.1. Numeracja do charakterystyk wybrane szczegółowych. 1.2. Zlewnie elementarne Ryc.

14 1. Charakterystyka obszaru

Tabela 1.1. Zlewnie główne i zlewnie elementarne

* powierzchnie wg Atlasu podziału hydrogra$cznego Polski (Czarnecka, 2005) z wyjątkiem zlewni elementarnych Wołosatki (nr 30), Górnej Wołosatki (35), Halicza (40) oraz Hulskiego (53), któ- rych powierzchnie wg Mapy topogra$cznej Polski w skali 1:10 000. 1 wg Czarneckiej (2005) nazwa cieku głównego zlewni brzmi: „Bukowczański Potok”. 2 wg Czarneckiej (2005) nazwa cieku głównego zlewni brzmi: „Dopływ spod góry Hnatowe Berdo”. 3 wg Czarneckiej (2005) nazwa cieku głównego zlewni brzmi: „Dopływ spod góry Magura Stuposiańska”. 4 wg Czarneckiej (2005) nazwa cieku głównego zlewni brzmi: „Dopływ spod góry Opołonek”.

15 Bartłomiej Rzonca, Janusz Siwek

Przy ustalaniu nazw zlewni elementarnych pojawił się problem dwóch cieków, noszących nazwę „Górna Solinka”. Pierwszy z nich to źródłowy odcinek Solinki (po- wyżej Cisnej i Żubraczego), a drugi to lewobrzeżny dopływ górnej Wetliny odwad- niający dolinę Moczarnego. W niniejszym opracowaniu zastosowano następujące rozróżnienie. Zlewnię zamkniętą pro*lem w miejscowości Żubracze nazwano zlew- nią Górnej Solinki-Żubraczego . Z kolei zlewnię dopływu Wetlinki nazwano zlewnią Górnej Solinki-Moczarnego (tab. 1.1). Powyższy podział na zlewnie elementarne został wcześniej wykorzystany w pracy dotyczącej jednostkowego odpływu podziemnego w Bieszczadach (Plenzler i in., 2010).

1.4. Środowisko przyrodnicze obszaru badań

Bieszczady Wysokie należą do typu gór średnich, o deniwelacjach terenu od 400 do 600 m. Wysokości bezwzględne na badanym obszarze wynoszą od 420 m n.p.m. (przeciętna rzędna piętrzenia wody w Jeziorze Solińskim) do 1347 m n.p.m. (Tarni- ca). Obszar obejmuje, w całości bądź w części, główne pasma bieszczadzkie, m.in. Pasmo Połonin (Połoniny Wetlińską, 1253 m n.p.m., i Caryńską, 1297 m n.p.m.), Grupę Tarnicy (1346 m n.p.m.) i Halicza (1333 m n.p.m.), Pasmo Graniczne z Wielką Rawką (1307 m n.p.m.), Pasmo Otrytu z Trohańcem (939 m n.p.m.), Pasmo Łopien- nika (1069 m n.p.m.) oraz niewielkie fragmenty Pasma Chryszczatej (997 m n.p.m.) zwanego też Wysokim Działem (ryc. 1.1). Bieszczady stanowią fragment Karpat Zewnętrznych, zbudowany z utworów ?i- szowych dwóch dużych jednostek tektoniczno-facjalnych: jednostki śląskiej i nasu- niętej na nią od południa jednostki dukielskiej (ryc. 1.3). Ze względu na swą specy*kę litologiczną, jak i złożoną tektonikę, południowo-zachodnia część jednostki śląskiej w stre*e kontaktu z jednostką dukielską wydzielana jest w Bieszczadach jako tzw. strefa przeddukielska, natomiast zdecydowana większość obszaru badań należy do innej części jednostki śląskiej – centralnej depresji karpackiej, która leży na północny wschód od strefy przeddukielskiej (Ślączka, Żytko, 1978; Tokarski, 1975; Haczewski i in., 2007). Centralna depresja karpacka (wydzielana w obrębie jednostki śląskiej) zbudowa- na jest w Bieszczadach z warstw krośnieńskich, których cechą charakterystyczną na tym obszarze jest występowanie piaskowców otryckich (zwanych też piaskowcami z Otrytu). Składają się one z silnie scementowanych i odpornych na wietrzenie gru- boławicowych piaskowców oraz cienkich pakietów mniej odpornych piaskowców i łupków. W obrębie warstw krośnieńskich wyróżniane są serie reprezentujące okres od dolnego do górnego oligocenu. Oprócz piaskowców otryckich, na warstwy kro- śnieńskie składają się szare i czarne łupki, piaskowce laminowane oraz piaskowce średnio i cienkoławicowe (Tokarski, 1975; Haczewski i in., 2007).

16 1. Charakterystyka obszaru Ryc. 1.3. Główne jednostki facjalno-strukturalne Bieszczadów (na podst. Haczewskiego i in., 2007) i podst. (na Haczewskiego jednostki facjalno-strukturalne Bieszczadów 1.3. Główne Ryc.

17 Bartłomiej Rzonca, Janusz Siwek

W należącej do jednostki śląskiej stre*e przedukielskiej osady ?iszowe mają prze- ważnie charakter cienkoławicowy i są silnie sfałdowane, złuskowane oraz pocięte licz- nymi spękaniami. Wyróżnia się tu serie reprezentujące okres od górnego eocenu po oligocen: warstwy menilitowe (czarne łupki oraz cienkoławicowe piaskowce), warstwy hieroglifowe (łupki zielone oraz cienkoławicowe piaskowce) oraz wkładki margli globigerynowych (Ślączka, Żytko, 1978; Haczewski i in., 2007). Jednostkę dukielską stanowią utwory od górnej kredy po dolny eocen. Wyróżnia- ne są tu warstwy łupkowskie (łupki szare oraz cienko i średnioławicowe piaskowce), warstwy ciśniańskie (głównie gruboławicowe piaskowce) oraz warstwy z Majdanu, na które składają się głównie cienkoławicowe piaskowce i łupki z wkładkami margli syderytycznych (Ślączka, Żytko, 1978; Haczewski i in., 2007). Rzeźba Bieszczadów Wysokich ma charakter strukturalny – układ jednostek morfologicznych związany jest ściśle z regularnym układem jednostek tektonicznych oraz typów litofacjalnych osadów ?iszowych. Szczególnie strefa przeddukielska jest wyraźnie widoczna w morfologii terenu – tworzy ciąg obniżeń na linii miejscowości: Smerek–Wetlina–Ustrzyki Górne–Wołosate. Leżące na południe od tej strefy Pasmo Graniczne wykształcone zostało z utworów jednostki dukielskiej, natomiast na po- łudnie i wschód od strefy położony jest obszar centralnej depresji karpackiej. Cechą charakterystyczną Bieszczadów jest tzw. „rusztowy układ” grzbietów i kratowy układ sieci rzecznej. Generalnie, główne grzbiety, o przebiegu NW-SE, założone są na kom- pleksach ?iszu o dużym udziale piaskowców, w tym odpornych piaskowców otryckich, a szerokie dna głównych dolin najczęściej nawiązują do stref ?iszu o większym udziale łupków. Doliny poprzeczne, mające niekiedy charakter przełomów, w wielu przypadkach położone są w strefach spękań i uskoków tektonicznych (Tokarski, 1975; Henkiel, 1982; Pękala, 1997; Haczewski i in., 2007). W zależności od lokalnego upadu warstw skalnych grzbiety mogą być łagodne lub ostre. W wielu miejscach na grzbietach, wzdłuż ławic piaskowców otryckich, występują charakterystyczne dla Bieszczadów grzędy skalne. U ich podstawy ufor- mowały się skalne rumowiska związane z wietrzeniem mechanicznym w warunkach peryglacjalnych w plejstocenie (Kukulak, 2004). Na stokach miejscami zachowały się spłaszczenia stokowe nawiązujące do plioceńskich poziomów zrównań: przydo- linnego (500–750 m n.p.m.), pogórskiego (620–700 m n.p.m.) oraz śródgórskiego (950–1050 m n.p.m.). Doliny głównych rzek tworzą rozległe, szerokie obniżenia z poziomami teras rzecznych (Henkiel, 1982). Podobnie jak w innych obszarach górskich, pokrywa glebowa kształtowana jest przede wszystkim pod wpływem cech podłoża oraz wysokości bezwzględnej i zwią- zanej z nią piętrowości klimatycznej i roślinnej. W Bieszczadach dominują gleby au- togeniczne – przede wszystkim gleby brunatne kwaśne ( Dystric Cambisols ), a także gleby brunatne właściwe i oglejone ( Eutric Cambisols, Gleyic Cambisols ). W najwyż- szych partiach stoków gleby brunatne ustępują stopniowo płytkim rankerom bru- natnym, a w okolicach wychodni piaskowcowych na grzbietach – glebom inicjalnym (Lithosols, Regosols ). Na wypłaszczeniach grzbietowych oraz w dnach dolin występują

18 1. Charakterystyka obszaru płaty gleb torfowych ( Histosols ). Mady górskie ( Typic Fluvisols ) wykształciły się w ob- rębie teras rzecznych (Skiba, 1995; Skiba i in., 1998). Klimat Bieszczadów kształtowany jest pod wpływem dominującego w ciągu roku kierunku adwekcji mas powietrza polarno-morskiego: z zachodu i północnego zachodu (60%). Przez 20–25% roku obszar jest pod wpływem mas powietrza polarno- -kontynentalnego (Nowosad, 1995). W związku ze znacznymi różnicami wysokości bezwzględnej średnia roczna temperatura powietrza jest na obszarze Bieszczadów silnie zróżnicowana przestrzennie. Dla najwyższych części Bieszczadów charaktery- styczna jest średnia temperatura poniżej 2 °C, natomiast w niżej położonych częściach obszaru temperatura ta przekracza 4 °C (Michna, Paczos, 1972). Pionowe gradienty termiczne zmieniają się w ciągu roku – średnio najwyższe są w okresach wiosennych (0,59°C∙100 m-1 ), natomiast w zimie są wyraźnie niższe (-0,28 °C∙100 m-1 ) w związ- ku z występowaniem zjawiska inwersji termicznej w dnach dolin (Nowosad, 1995). Zróżnicowanie wysokościowe Bieszczadów pozwala wydzielić w nich trzy piętra klimatyczne: umiarkowanie ciepłe (do wysokości 650 m n.p.m.), umiarkowanie chłodne (650–1075 m n.p.m.) i chłodne (powyżej 1075 m n.p.m.), przy czym na wklęsłych formach terenu granice pięter klimatycznych przebiegają niżej o około 130 m niż na formach wypukłych (Nowosad, 1995). W Bieszczadach szata roślinna tworzy trzy piętra: piętro pogórza (głównie grądy), piętro regla dolnego (lasy bukowe-jodłowe i bukowo-jaworowe), i wreszcie najbardziej charakterystyczne dla Bieszczadów, unikatowe piętro połonin, czyli zbiorowisk subalpejskich i alpejskich (Winnicki, Zemanek, 2003). W krajobrazie szczególnie zwraca uwagę brak lasów iglastych regla górnego, charakterystycznych dla całych polskich Karpat Zachodnich. Większa część opisywanego obszaru podlega różnym formom prawnej ochrony przyrody. Około 35% obszaru znajduje się na terenie Bieszczadzkiego Parku Narodo- wego, a 62% na terenie parków krajobrazowych: Doliny Sanu oraz Ciśniańsko-We- tlińskiego. Bieszczadzki Park Narodowy wraz z wymienionymi parkami krajobrazo- wymi od 1992 r. wchodzi w skład Międzynarodowego Rezerwatu Biosfery „Karpaty Wschodnie”. Ponadto w obrębie parków krajobrazowych wydzielono rezerwaty (Rą- kowski, 2007): – krajobrazowe (Sine Wiry, Krywe), – leśne (Olszyna Łęgowa w Kalnicy, Hulskie im. Prof. Stefana Myczkowskiego), – ?orystyczny (Śnieżyca Wiosenna w Dwerniczku), – torfowiskowy (Zakole). Z wyjątkiem niewielkiego fragmentu zlewni Smolniczka, większość obszaru ba- dań wchodzi w skład sieci ochrony siedlisk Natura 2000 (obszar PLC180001 Biesz- czady).

Elżbieta Laszczak, Leszek Ziółkowski, Janusz Siwek

2. OPADY I POKRYWA ŚNIEŻNA

2.1. Wielkość i rozkład opadów

Karpaty są obszarem charakteryzującym się najwyższą w skali Polski sumą opa- dów atmosferycznych. Zróżnicowanie przestrzenne opadów w Karpatach jest uwa- runkowane przez wiele czynników, takich jak wysokość nad poziomem morza, rzeźba terenu i ekspozycja pasm górskich w stosunku do przeważających wiatrów opado- nośnych. Generalnie, wysokość opadów atmosferycznych wzrasta wraz z wysokością nad poziomem morza według gradientu opadowego wynoszącego średnio około 60 mm na 100 m wysokości. Wartość gradientu może jednak przyjmować lokalnie różne wartości w zależności od wielu czynników, np. ekspozycji stoków (Obrębska- -Starklowa i in., 1995). W Bieszczadach dodatkowym czynnikiem wpływającym na zróżnicowanie przestrzenne opadów jest występowanie stosunkowo rozległych stref tzw. cieni opadowych związanych z orientacją osi pasm górskich w stosunku przeważających kierunków adwekcji mas powietrza (Brzeźniak i in., 1991). Do obszarów podlegających stałym wpływom cieni opadowych należą przede wszystkim doliny Sanu, Solinki, Hoczewki i Osławy, a okresowo także Wołosatego i Wetliny. Dna dolin Wołosatego i Wetliny charakteryzują się roczną sumą opadów o około 300–500 mm niższą niż otaczają- ce wzniesienia (Kostrakiewicz, 1977; Nowosad, 1995). Jednocześnie stoki zachodnie i południowo-zachodnie są predysponowane do otrzymywania wyższej sumy opa- dów, związanych z adwekcją wilgotnych mas powietrza z kierunku zachodniego. W związku ze znacznym zróżnicowaniem sumy opadów w zależności od wyso- kości nad poziomem morza oraz z występowaniem tzw. cieni opadowych charakterystyka opadowa terenów górskich powinna być oparta na danych ze znacznej liczby posterunków rozmieszczonych w różnych piętrach wysokościowych. Niestety, sieć pomiarowa w Bieszczadach przez wiele lat obejmowała wyłącznie punkty położo- Elżbieta Laszczak, Leszek Ziółkowski, Janusz Siwek

Tabela 2.1. Średnie roczne sumy opadów w latach ne w dnach dolin, na stosunkowo 1996–2005 na posterunkach opadowych w Biesz- niewielkiej wysokości. W ostatnich czadach latach powstały, co prawda, dodat- kowe posterunki, m.in. na wschodniej kulminacji Połoniny Wetlińskiej i w rejonie Przełęczy Wyżniańskiej, ale ich ciągi pomiarowe obejmują krótki okres. W niniejszej pracy wykorzystano dane z dziewięciu poste- runków opadowych: Cisna, Dwernik, Lutowiska, Terka, Wetlina, Baligród, Kalnica, Komańcza oraz Roztoki Górne. Siedem z tych posterunków zlokalizowanych jest w obrębie charakteryzowanego obszaru; poza tym obszarem leżą Komańcza i Baligród. Najwyżej położonym posterunkiem spośród wymienionych jest Wetlina, jednak posterunek ten znajduje się na wysokości zaledwie 700 m n.p.m., podczas gdy najwyższe wzniesienia na obszarze badań przekraczają 1300 m n.p.m. Natomiast naj- niżej zlokalizowany jest posterunek Terka – 445 m n.p.m. (tab. 2.1). Charakterystykę opadową wymienionych posterunków sporządzono na podstawie danych z dziesię- ciolecia 1996–2005 ( Opady w polskich Karpatach Wschodnich , 2008). Ze względu na występujące luki w danych opadowych, obliczenie średniej mie- sięcznej sumy opadu z dziesięciolecia nie było możliwe w przypadku dwóch po- sterunków – Roztoki Górne i Dwernik. Luki w ciągach miesięcznych sum opadów uzupełniono korzystając z metody ilorazów, stosowanej w odniesieniu do elementów meteorologicznych nieciągłych (Pruchnicki, 1987). Metoda ta opiera się na założeniu występowania związków między elementami meteorologicznymi mierzonymi na są- siednich posterunkach. Ponieważ jednak związki między elementami meteorologicznymi słabną wraz ze wzrostem odległości pomiędzy punktami pomiarowymi (Pruch- nicki, 1987), punkty te powinny być położone możliwie blisko siebie. Jako punkt pomocniczy w uzupełnianiu luk w ciągu danych posterunku Roztoki Górne wybrano posterunek Cisna (położony w odległości około 6,5 km), a posterunku Dwernik – posterunek Lutowiska (około 6,1 km). Wartości średniej rocznej sumy opadów z dziesięciolecia 1996–2005 pozwoliły na wyznaczenie rocznego gradientu opadów, a także równania odzwierciedlającego zależność między wysokością nad poziomem morza a średnią roczną sumą opadów. Równanie to posłużyło następnie do wyznaczenia wysokości średniej rocznej sumy opadów na całym badanym obszarze na podstawie numerycznego modelu terenu o wysokiej rozdzielczości. Błąd standardowy tak opracowanego modelu opadowego wynosił 36,5 mm. Utworzony model posłużył do określenia średniej rocznej sumy

22 2. Opady i pokrywa śnieżna opadów w przyjętych w opracowaniu tzw. zlewniach głównych oraz zlewniach elementarnych. Z kolei, analizę rocznego przebiegu opadów oraz liczby dni z opadami przeprowadzono na podstawie danych pochodzących z poszczególnych posterunków opadowych. Średnia roczna suma opadów w Bieszczadach obliczona na podstawie danych z dziesięciolecia 1996–2005 z dziewięciu posterunków opadowych wyniosła 1124 mm (tab. 2.1). Najwyższą średnią roczną sumą (1245 mm) charakteryzował się posterunek Wetlina. Wartość ta była o ponad 200 mm wyższa od średniej rocznej sumy opadów z okresu 1891–1930 (Michna, Paczos, 1972) i o ponad 100 mm wyższa od średniej rocznej sumy opadów z okresu 1956–1975 (Michna, Paczos, 1987/1988). Najniższą średnią roczną sumą opadów cechował się natomiast posterunek Baligród – 957 mm; wartość ta była o ponad 80 mm wyższa od średniej rocznej sumy opadów z okresu 1891–1930 (Michna, Paczos, 1972). W dziesięcioleciu 1996–2005 najwyższe opady na rozpatrywanych posterunkach zarejestrowano w latach 1998 i 2001, a najniższe w latach 1999, 2002 i 2003. W sześciu z dziewięciu rozpatrywanych stacji najwyższą roczną sumę opadów zanotowano w 2001 r., a najniższą w 2003 r. Wartości rocznej sumy opadów w poszczególnych latach mogą znacznie różnić się od siebie. Różnice między największą i najmniejsza sumą roczną opadów na po- szczególnych posterunkach wynosiły, w wieloleciu 1996–2005, od 284 mm w Komań- czy i 321 mm w Baligrodzie do 729 mm w Wetlinie, najczęściej jednak zbliżone były do 500 mm. Wyznaczona z dziewięciu posterunków zależność pomiędzy wysokością nad poziomem morza a średnią roczną sumą opadów z okresu 1996–2005 wyraża się rów- naniem: P = 0,834 ∙H + 657,7 gdzie: P – średnia roczna suma opadów [mm], H – wysokość [m n.p.m.]. Związek korelacyjny jest wysoki – współczynnik korelacji r wynosi 0,845 (p<0,05). Średni roczny gradient opadów w dziesięcioleciu 1996–2005 wynosił zatem około 83 mm opadu na 100 m (ryc. 2.1). Należy jednak pamiętać, że gradient ten został wyznaczony na podstawie danych z niewielu posterunków opadowych, wśród których brak było punktów położonych powyżej 700 m n.p.m. Dla porównania, średni roczny gradient opadów z okresu 1891–1930 w Bieszczadach Zachodnich jest o 8 mm niższy (Michna, Paczos, 1972), a średni roczny gradient opadów z okresu 1951–1970 byłego województwa rzeszowskiego jest o 8 mm wyższy (Paczos, 1975/ 1976). Roczny gradient jest jednak zróżnicowany przestrzennie – wyraźnie zaznaczają się różnice pomiędzy terenami o „zwiększonych” opadach (dowietrznymi) i terenami o opadach „zmniejszonych” (zawietrznymi). W przypadku pierwszych średni roczny gradient z okresu 1951–1970 wynosił 105 mm∙100 m -1 , a drugich – 84 mm∙100 m -1 (Paczos, 1975/1976). 23 Elżbieta Laszczak, Leszek Ziółkowski, Janusz Siwek

Zgodnie z opracowanym mode- lem, średnia roczna suma opadów wynosi od około 900 mm w dnach dolin do ponad 1700 mm na najwyż- szych grzbietach (ryc. 2.2), przyjmu- jąc w odniesieniu do całego obszaru średnią wartość 1293 mm. Uzyskane wyniki są wyraźnie wyższe od śred- nich rocznych sum opadów w Biesz- czadach podawanych w literaturze – wynoszących od 1000 do 1300 mm (Niedźwiedź, Obrębska-Starklowa, 1991; Obrębska-Starklowa i in., Ryc. 2.1. Związek między średnią roczną sumą opadów (1996–2005) a wysokością bezwzględną 1995). Przyczyną tych rozbieżności terenu mogą być zarówno różnice w za- stosowanych metodach obliczania średniej rocznej sumy opadów, jak Tabela 2.2. Średnie roczne sumy opadów w zlewniach głównych obliczone na podstawie gradien- i znacznie wyższe opady występują- tu opadowego z lat 1996–2005 ce w dziesięcioleciu 1996–2005 niż w okresach wcześniejszych, które były analizowane przez wymienionych autorów. W skali całego opisywanego obszaru najwyższą średnią roczną sumą opadów charakteryzuje się zlewnia główna Wołosatego (1366 mm), a najniższą – zlewnia główna Sanu-2 (1247 mm; tab. 2.2). Spośród zlewni elementarnych najwyższa średnia roczna suma opadów występuje w zlewni Górnej Wołosatki (1544 mm) oraz w zlewni Terebowca i Roztok (odpowiednio 1459 i 1473 mm). Są to jednocześnie zlewnie charakteryzujące się największą wysokością bezwzględną. Najniższą średnią roczną sumą opadów odznaczają się natomiast zlewnie elementarne Bukowca (1177 mm) oraz Smolniczka , Otrytu i Łopienki (odpowiednio 1203, 1237 i 1239 mm; ryc. 2.3). Opady letnie (VI–VIII) stanowią około 35% sumy rocznej (od 33% w Wetlinie do 38% w Baligrodzie, Dwerniku i Terce) i zdecydowanie przeważają nad opadami w pozostałych porach roku. W badanym okresie najwyższą miesięczną sumą opadów cechował się lipiec (155 mm), kiedy do zlewni dostarczane jest 14–18% rocznej sumy opadów (ryc. 2.4). Porównanie sum opadów letnich i zimowych (XII–II) pokazało, że opady w okresie letnim są większe o około 200–260% niż w okresie zimowym. Jedynie w trzech z dziewięciu rozpatrywanych posterunków opadowych średnia suma opadów

24 2. Opady i pokrywa śnieżna radientu opadowego z opadowego radientu lat Ryc. 2.2. Ryc. Średnia roczna suma w opadów atmosferycznych Bieszczadach na obliczona podstawie g 1996–2005

25 Elżbieta Laszczak, Leszek Ziółkowski, Janusz Siwek ych ych obliczona na podstawie Ryc. Ryc. 2.3. Średnia roczna suma opadów atmosferycznych w wybranych zlewniach elementarn 1996–2005 z lat opadowego gradientu

26 2. Opady i pokrywa śnieżna

Ryc. 2.4. Średni procentowy udział miesięcznej sumy opadów atmosferycznych w sumie rocznej w latach 1996–2005

27 Elżbieta Laszczak, Leszek Ziółkowski, Janusz Siwek

Tabela 2.3. Stosunek sumy opadów letnich do w jesieni była nieznacznie wyższa niż opadów zimowych (L/Z) oraz opadów jesiennych na wiosnę (tab. 2.3). Najniższą sumę do opadów wiosennych (J/W) opadów notowano natomiast w mie- siącach zimowych – głównie w styczniu i grudniu. Ze statystyk dotyczących liczby dni z opadami wyłączone zostały posterunki Dwernik i Roztoki Gór- ne, ze względu na luki występujące w ciągu dobowych sum opadów. We- dług Michny i Paczosa (1972) liczba dni z opadami w Bieszczadach Za- chodnich zwiększa się na ogół wraz ze wzrostem wysokości, jednak analizy przeprowadzone przez autorów niniejszego opracowania nie pozwoliły na jednoznaczne potwierdzenie tej prawidło- wości. Średnia roczna liczba dni z opadem mieściła się w przedziale od 186 w Komań- czy do 218 w Kalnicy (tab. 2.4). Uśrednione dane z wszystkich posterunków wskazują,

Tabela 2.4. Średnia liczba dnia z opadem w latach 1996–2005

iż miesiącem o największej średniej liczbie dni z opadem był lipiec (19), a najmniej- szej – sierpień (14), zatem parametr ten wykazywał małą zmienność w ciągu roku. Odnotowane wartości są znacznie wyższe niż przytaczane przez Michnę i Paczosa (1987/1988), którzy podają, iż najwięcej dni z opadem występuje w maju, czerwcu i lipcu (11–14), a najmniej we wrześniu i październiku (6–9).

28 2. Opady i pokrywa śnieżna

2.2. Pokrywa śnieżna

Na zróżnicowanie przestrzenne i czasowe występowania pokrywy śnieżnej wpły- wa przede wszystkim wysokość nad poziomem morza i właściwości napływającego powietrza. Do pozostałych istotnych czynników należą: wiatr (zwłaszcza na obszarach położonych powyżej górnej granicy lasu), ukształtowanie terenu, ekspozycja i typ pokrycia terenu (Leśniak, 1980; Nowosad, 1994). W Bieszczadach charakterystyka pokrywy śnieżnej (podobnie jak charakterystyka stosunków opadowych) jest utrudniona ze względu na brak stacji i posterunków meteorologicznych położonych na wysokości ponad 700 m n.p.m. Długość potencjalnego okresu występowania pokrywy śnieżnej oraz liczba dni z pokrywą śnieżną zależy w Karpatach przede wszystkim od wysokości bezwzględ- nej. W Bieszczadach pokrywa śnieżna pojawia się jednak zwykle wcześniej i zanika później niż na terenach położonych na zbliżonej wysokości, lecz bardziej na zachód. W obszarach najwyżej położonych pokrywa śnieżna występuje od około połowy paź- dziernika do połowy maja (daty szacunkowe) (Leśniak, 1980). Na terenach niżej po- łożonych pojawia się później – około połowy listopada. Przeciętnie, w całych Biesz- czadach pokrywa śnieżna występuje od 20 listopada do 15 kwietnia (Stachý, 1987). Długość występowania pokrywy śnieżnej wynosi od 70 do 114 dni w roku w dolinach i może dochodzić nawet do 180 dni w roku na wysokich grzbietach (Leśniak, 1980). Powyżej górnej granicy lasu, na obszarach połonin, dużą rolę odgrywa przewiewa- nie śniegu. W latach 1951–1990 średnia liczba dni z pokrywą śnieżną wynosiła 107 w Lutowiskach, 113 w Cisnej, a 114 w Wetlinie. Podczas niektórych zim z tego okresu liczba dni z pokrywą śnieżną na wymienionych stacjach była jednak znacznie wyższa, i wynosiła powyżej 140. W czasie zimy 1981/1982 odnotowano 142 dni z pokrywą śnieżną w Cisnej i 141 dni w Lutowiskach (Nowosad, 1995). Średnia miąższość pokrywy śnieżnej w sezonie zimowym wynosi w Bieszcza- dach ponad 20 cm, przy czym największą średnią (30–40 cm) charakteryzuje się luty. Średnia maksymalna miąższość osiąga wartość od 30 do ponad 60 cm w naj- wyżej położonych częściach Bieszczadów (Stachý, 1987). Obszar ten cechuje wysokie prawdopodobieństwo wystąpienia dni z pokrywą śnieżną o grubości powyżej 10 cm w potencjalnym okresie jej trwania (powyżej 60% na przeważającej części obszaru) oraz wysokie prawdopodobieństwo wystąpienia takiej pokrywy w lutym – powyżej 80% na przeważającej części obszaru (Leśniak, 1980). Świadczy to o dużej trwałości pokrywy śnieżnej i o niskim prawdopodobieństwie wystąpienia roztopów zimowych (Łajczak, 1996).

Ewelina Mocior, Joanna Plenzler, Magdalena Rozmus, Bartłomiej Rzonca

3. SIEĆ RZECZNA I CHARAKTERYSTYKA ZLEWNI

3.1. Czynniki decydujące o układzie sieci rzecznej

Układ sieci rzecznej i cechy morfometryczne zlewni w istotny sposób decydują o warunkach drenażu, a szerzej – o warunkach obiegu wody. Mają bezpośredni wpływ, między innymi, na retencję zlewni i na rozkład odpływu w czasie, w tym – na czas koncentracji i prędkość przemieszczania się fali wezbraniowej. Sieć dolin rzecznych w Bieszczadach jest klasycznym przykładem układu kra- towego uwarunkowanego budową geologiczną (Henkiel, 1982). Widoczne są dwa dominujące kierunki przebiegu dolin: SE-NW oraz prostopadły do niego SW-NE. Spośród największych rzek i potoków regionu przebieg równoległy do biegu warstw skalnych (SE-NW) mają doliny Sanu, Wołosatki, Rzeczycy, Prowczy i Wetliny, natomiast przebieg poprzeczny (SW-NE) – doliny potoków Wołosatego i Nasiczniańskie- go (Haczewski i in., 2007). Do układu głównych dolin podłużnych i poprzecznych nawiązują biegi dolin bocznych, tworząc układ kratowej sieci dolinnej (Starkel, 1969; Henkiel, 1977, 1982). Układ sieci rzecznej w Bieszczadach rozpatrywany w skali lo- kalnej również ściśle nawiązuje do budowy geologicznej, jednakże sieć ta ma znacznie bardziej złożoną strukturę, a jej układ może być dendryczny lub pierzasty (Siwek i in., 2009).

3.2. Charakterystyka hydrogra$czna zlewni głównych

Układ sieci rzecznej przyjęto za Mapą topogra#czną Polski w skali 1:10 000. W analizie prowadzonej w skali całego charakteryzowanego obszaru uwzględniono wszystkie cieki o długości powyżej 1 km. Ponadto, w odniesieniu do 30. zlewni elementarnych wykonano analizę szczegółową obejmującą wszystkie cieki uwzględnio- ne na mapie topogra+cznej. Ewelina Mocior, Joanna Plenzler, Magdalena Rozmus, Bartłomiej Rzonca

Zarówno w przypadku pięciu zlewni głównych, jak i 30. zlewni elementarnych scharakteryzowano morfometrię zlewni, sieć hydrogra+czną oraz lesistość. Hierarchię sieci rzecznej ustalono na podstawie dwóch metod. Na całym opisywanym obszarze, podzielonym na pięć zlewni głównych, cieki sklasy+kowano zgodnie z hierarchią przyjętą w Atlasie podziału hydrogra#cznego Polski (Czarnecka, 2005), a w przypadku zlewni elementarnych zastosowano dodatkowo klasy+kację Hortona-Strahlera. Średnią wysokość zlewni wyznaczono na podstawie numerycznego modelu terenu ( DEM ) o rozdzielczości 20 m. Analizy wykonano w programie ArcGIS 9.3. Głównymi rzekami Bieszczadów są San i Solinka. San jest rzeką II rzędu, a So- linka III rzędu (Czarnecka, 2005). Od źródeł do ujścia do Jeziora Solińskiego San ma długość 100,01 km, a jego zlewnia powierzchnię 595,09 km 2. Solinka ma długość 39,54 km i zlewnię o powierzchni 324,48 km 2. Za początek Sanu uznaje się najczęściej źródło Studnik, znajdujące się na granicy polsko-ukraińskiej. Jednakże w literaturze toczy się obecnie dyskusja, w ramach któ- rej pojawiają się propozycje uznania innych wypływów za główne źródło Sanu. Sikora (2006) wskazuje na źródło położone po ukraińskiej stronie granicy, na południowy wschód od szczytu Piniaszkowego, w lesie Rubań. Jest to źródło położone najwyżej (923 m n.p.m.) i najbliżej głównego grzbietu karpackiego. Z kolei Krukar (2008) za główne źródło Sanu uznaje wypływ położony na południe od Sianek, poniżej Przełę- czy Użockiej. Jest to najdalej na południe wysunięte źródło w zlewni Sanu. Wypływa pod wzgórzem Diwcza, gdzie europejski dział wodny opuszcza główny grzbiet kar- packi. Najdłuższym dopływem Sanu na obszarze objętym opracowaniem jest Woło- saty, a inne większe cieki wpadające do Sanu to Dwernik (nazywany Potokiem Na- siczniańskim w środkowym biegu, a Prowczą w górnym), Halicz, Smolniczek i leżąca w całości na Ukrainie Rzeka ( Rika ). Solinka bierze swój początek w rejonie dawnej wsi Solinka, w płaskiej, wysoko położonej dolinie oddzielającej Pasmo Graniczne od masywu Rosochy i Hylatej. Wy- pływa na stokach Stryba (1011 m n.p.m.) na wysokości ok. 930 m n.p.m. Największym dopływem Solinki jest Wetlina, której zlewnia stanowi prawie połowę powierzchni zlewni Solinki (ryc. 3.1). Na omawianym obszarze najwięcej wyróżniono cieków IV rzędu – stanowią one 36% długości całej sieci rzecznej. Największą z pięciu zlewni głównych jest zlewnia Sanu-1 (tab. 3.1). Wszystkie omawiane zlewnie główne – Solinki , Wetliny , Sanu-1 , Sanu-2 oraz Wołosatego – mają podobny kształt: są wydłużone, szersze w górnych częściach. Ich wskaźniki wydłużenia wynoszą 0,6–0,7 (tab. 3.1). Gęstość sieci rzecznej jest podobna we wszystkich zlewniach głównych i wynosi około 1,5 km∙km -2 (tab. 3.2). Zlewnia Sanu cechuje się wyraźną asymetrią. Stosunek powierzchni lewobrzeżnej części zlewni do prawobrzeżnej wynosi 2,15. Dopływy Sanu są dłuższe w lewobrzeżnej części, jednak gęstość sieci rzecznej jest podobna po obu stronach Sanu: w obrębie prawobrzeżnej części zlewni jej wartość wynosi 1,23 km∙km -2 , a w lewobrzeżnej – 1,33 km∙km -2 . W zlewni głównej Wetliny również przeważa część lewobrzeżna, a w górnej części zlewni Solinki – cześć prawobrzeżna.

32 3. Sieć rzeczna i charakterystyka zlewni Ryc. 3.1. Sieć rzeczna 3.1. Sieć w Bieszczadach Ryc.

33 Ewelina Mocior, Joanna Plenzler, Magdalena Rozmus, Bartłomiej Rzonca

Tabela 3.1. Wskaźniki morfometryczne zlewni głównych

1 wg Atlasu podziału hydrogra+cznego Polski (Czarnecka, 2005) 2 Jako długość maksymalną przyjęto odległość między pro+lem zamykającym zlewnię a najbardziej oddalonym od niego punktem. 3 Na podstawie numerycznego modelu terenu (DEM).

Najniższymi punktami obszaru są ujścia Sanu i Solinki do Jeziora Solińskiego (416 m n.p.m.). Z kolei najwyższe szczyty na omawianym obszarze osiągają wyso- kość powyżej 1300 m n.p.m. Deniwelacje w zlewniach głównych są porównywalne (tab. 3.1): od 737 m (zlewnia Solinki ) do 870 m (zlewnia Sanu-2 ). Najwyższa część polskich Bieszczadów jest położona w obrębie zlewni głównych Wołosatego i Wetliny , gdzie średnia wysokość obliczona na podstawie numerycznego modelu terenu ( DEM ) wynosi, odpowiednio, 850 i 820 m n.p.m. Średnie nachylenie w zlewni głównej Sanu-1 wynosi 15,8%, a w pozostałych czterech zlewniach głównych jest wyższe i wynosi około 24% (tab. 3.1). Spośród głównych rzek opisywanego obszaru San wyróżnia się wyraźnie niższym spadkiem – 3,8‰ w obrębie zlewni głównej Sanu-2 i 5,3‰ w zlewni Sanu-1 . Inną szczególną cechą Sanu jest wyjątkowa krętość jego górnego odcinka – wskaźnik rozwinięcia na obszarze zlewni Sanu-1 wynosi aż 2,60 (tab. 3.2).

Tabela 3.2. Wskaźniki charakteryzujące sieć rzeczną i lesistość zlewni głównych

1 Na podstawie CORINE Land Cover, 2000 (http://www.eea.europa.eu/themes/landuse/clc-download). 2 Uwzględniono jedynie polską część zlewni.

34 3. Sieć rzeczna i charakterystyka zlewni

W pokryciu terenu całego obszaru objętego badaniami dominują lasy, które we- dług danych CORINE Land Cover 2000 (http://www.eea.europa.eu/themes/landuse/ clc-download, 30.05.2010) zajmują aż 82% powierzchni. Obszary trawiaste, łącznie z połoninami, stanowią ok. 10% pokrycia terenu. Tereny użytkowane rolniczo stano- wią zaledwie 6,4%, a obszary zabudowane – 0,2%. Najbardziej zalesione są zlewnie So- linki i Wetliny (89,9%, tab. 3.2). Od końca lat 40. XX wieku w związku z wysiedleniem ludności nastąpiły znaczne zmiany w użytkowaniu ziemi w rejonach dawnych wsi. Gwałtownie wzrósł udział lasów kosztem gruntów ornych oraz łąk kośnych. Jednak nawet te łąki kośne i pastwiska, które nie uległy sukcesji leśnej, w przeważającej części nie są użytkowane (Wolski, 2001, 2007).

3.3. Charakterystyka hydrogra$czna zlewni elementarnych

Do szczegółowej analizy wybrano 30 zlewni elementarnych mających powierzchnie od 3,21 km 2 (zlewnia Otrytu ) do 44,28 km 2 (zlewnia Włosatki ) (ryc. 3.2). Liczba zlewni o powierzchni poniżej 10 km 2, 10–20 km 2 oraz powyżej 20 km 2 jest zbliżona. Według metody Hortona-Strahlera cieki główne analizowanych 30. zlewni elementarnych zostały sklasy+kowane od trzeciego do piątego rzędu. Liczba cieków pierwszego rzędu wynosi od siedmiu w zlewni Otrytu do 165. w zlewni Górnej So- linki-Moczarnego (tab. 3.3). Suma długości cieków pierwszego rzędu stanowi 40–60% sumy długości cieków w poszczególnych zlewniach cząstkowych. Cieki piątego rzędu występują w najwyżej położonych zlewniach oraz w zlewniach cechujących się znacz- ną gęstością sieci rzecznej: Górnej Solinki-Moczarnego , Roztoczki , Smereka , Kalnicy , Nasiczniańskiego , Smolniczka i Wołosatki . Najsłabiej rozbudowana jest sieć rzeczna w zlewniach o wydłużonym kształcie (zlewnia Hylatego ) oraz o małej powierzchni (zlewnie Otrytu , Kindratu i Spod Hnatowego Berda ). Zlewnie elementarne cechuje znaczne zróżnicowanie gęstości sieci rzecznej: od 1,84 km∙km -2 (zlewnia Kindratu ) do 3,42 km∙km -2 (zlewnia Kalnicy ). Są to zlewnie położone blisko siebie w zlewni głównej Wetliny (ryc. 3.3). W większości zlewni elementarnych gęstość sieci rzecznej wynosi 2–3 km∙km -2 . Najwyższą gęstością charak- teryzują się zlewnie elementarne położone w górnej części zlewni głównej Solinki . Wysoką gęstością sieci rzecznej w zlewni głównej Sanu-2 wyróżnia się zlewnia elementarna Smolniczka , a w zlewni Wetliny zlewnie Smereka , Kalnicy i Górnej Wetlinki (tab. 3.4, ryc. 3.2). Spadki głównych cieków w zlewniach elementarnych wykazują znaczne zróżni- cowanie: od 14,8‰ (potok Smolniczek) do 140‰ (Bystry). Największe spadki mają lewobrzeżne dopływy Sanu spływające spod Połoniny Wetlińskiej (potoki: Hulski, Hylaty i Rzeka), z gniazda Tarnicy (Górna Wołosatka, Roztoki i Terebowiec) oraz z Połoniny Caryńskiej i Magury Stuposiańskiej w kierunku wschodnim (Bystry i Spod Magury Stuposiańskiej) (tab. 3.4).

35 Ewelina Mocior, Joanna Plenzler, Magdalena Rozmus, Bartłomiej Rzonca Ryc. 3.2. Sieć rzeczna w wybranych zlewniach elementarnych (na podst. Mapy topogra+cznej Polski 1:10 1:10 000) Polski topogra+cznej podst. (na Mapy zlewniach elementarnych rzeczna 3.2. Sieć w wybranych Ryc.

36 3. Sieć rzeczna i charakterystyka zlewni zlewniach ele- Tabela 3.3. LiczbaTabela (n) i długość (s) cieków rzędów poszczególnych wg klasy+kacji – Hortona-Strahlera w mentarnych

37 Ewelina Mocior, Joanna Plenzler, Magdalena Rozmus, Bartłomiej Rzonca 51 Ryc. 3.3. Ryc. zlewniach elementarnych Gęstość sieci rzecznej w wybranych

38 3. Sieć rzeczna i charakterystyka zlewni

Tabela 3.4. Wskaźniki charakteryzujące sieć rzeczną i lesistość zlewni elementarnych

Układ sieci rzecznej w większości małych zlewni bieszczadzkich jest pierzasty lub dendryczny. Układ pierzasty występuje w zlewniach o wydłużonym kształcie. Analo- gicznie zlewnie o bardziej kolistym kształcie charakteryzują się dendrycznym ukła- dem sieci rzecznej. Zlewnie o dendrycznym układzie sieci rzecznej charakteryzują się z kolei wysoką gęstością sieci rzecznej i jednocześnie niskim, w skali Bieszczadów, średnim nachyleniem. Większość zlewni elementarnych cechuje się średnim nachyleniem rzędu 25–30% (tab. 3.5). Skrajnymi wartościami charakteryzują się zlewnie Niedźwiedziego (11,3%)

39 Ewelina Mocior, Joanna Plenzler, Magdalena Rozmus, Bartłomiej Rzonca

Tabela 3.5. Wskaźniki morfometryczne zlewni elementarnych

1 Jako długość maksymalną przyjęto odległość między pro+lem zamykającym zlewnię a najbardziej oddalonym od niego punktem. 2 Na podstawie numerycznego modelu terenu (DEM). i Górnej Solinki-Moczarnego (32,1%). Najwyższe średnie nachylenie występuje na pół- nocnych stokach Pasma Granicznego oraz na północno-wschodnich stokach Połoni- ny Wetlińskiej i Połoniny Caryńskiej (ryc. 3.4). Najwyżej położone są zlewnie elementarne Górnej Wołosatki , Roztok , Halicza , Terebowca oraz Górnej Solinki-Moczarnego mające wysokość średnią – obliczoną na podstawie numerycznego modelu terenu –

40 3. Sieć rzeczna i charakterystyka zlewni Ryc. 3.4. Średnie nachylenie terenu w wybranych zlewniach elementarnych w wybranych terenu nachylenie 3.4. Średnie Ryc.

41 Ewelina Mocior, Joanna Plenzler, Magdalena Rozmus, Bartłomiej Rzonca powyżej 900 m n.p.m. Największą średnią wysokość ma zlewnia Górnej Wołosatki (1063 m n.p.m.). Z kolei najniżej położone są zlewnie Otrytu , Bukowca, Łopienki oraz Smolniczka , gdzie wysokość średnia nie przekracza 700 m n.p.m. (zlewnia Bukowca – 623 m n.p.m.). Deniwelacja w zlewniach elementarnych waha się od 231 m w zlewni Niedźwiedziego do 753 m w zlewni Hulskiego (tab. 3.5). Badane zlewnie różnią się pod względem kształtu. Wyraźnie wydłużony kształt mają zlewnie położone w masywie Tarnicy ( Terebowca , Roztok , Halicza i Litmirza ) oraz zlewnie Hulskiego i Bukowca . Wartości wskaźników wydłużenia tych zlewni są niższe od 0,6. Zlewnie te charakteryzują się zazwyczaj niskim wskaźnikiem rozwi- nięcia cieku głównego. Wszystkie wymienione zlewnie położone są w obrębie centralnej depresji karpackiej (jednostka śląska). Mniej wydłużony kształt mają zlewnie położone w obrębie strefy przeddukielskiej (jednostka śląska) i jednostki dukielskiej. Szczególnie mało wydłużone są zlewnie Rzeczycy (wskaźnik wydłużenia 0,93) i Gór- nej Wołosatki (0,92) – zlewnie te są niemal koliste. Można zauważyć, iż wartości większości wskaźników morfometrycznych nawią- zują do budowy geologicznej obszaru. Zlewnie położone w obrębie jednostki dukielskiej i strefy przeddukielskiej odznaczają się największą gęstością sieci rzecznej, naj- większym rozwinięciem cieku głównego oraz bardziej kolistym kształtem. W obrębie jednostki śląskiej gęstość sieci rzecznej jest mniejsza, a jej układ zbliżony jest do pie- rzastego, co można wiązać z większą odpornością na erozję piaskowców otryckich, w dużej części budujących tę jednostkę, w porównaniu z piaskowcami i łupkami warstw ciśniańskich i łupkowskich budującymi jednostkę dukielską. Badane zlewnie charakteryzują się wysoką lesistością, która we wszystkich przypadkach wynosi powyżej 50%, a w 17 zlewniach przekracza 90% (tab. 3.4). Najwyż- sza lesistość cechuje zlewnie Górnej Solinki-Moczarnego i Spod Magury Stuposiańskiej (prawie 100%). Z kolei najniższa jest typowa dla zlewni, w obrębie których położo- ne są obecne lub dawne wsie (m.in. zlewnie Smolniczka , Bukowca , Nasiczniańskiego i Kalnicy ). W zlewniach tych zauważyć można duży udział łąk, obecnie w większości nieużytkowanych. Dodatkowo, w przypadku zlewni położonych w najwyższej części Bieszczadów mniejsza lesistość związana jest z występowaniem połonin (na przykład zlewnie Górnej Wołosatki i Halicza ). Wyniki uzyskane na podstawie analizy Mapy topogra#cznej Polski w skali 1:10 000 znacznie się różnią od wyników uzyskanych na bazie szczegółowego kartowania wykonanego w zlewni Górnej Wołosatki (Rzonca i in., 2008; Siwek i in., 2009). Suma długości wszystkich cieków odczytanych z mapy topogra+cznej wynosi tam 18,87 km, zaś podczas badań terenowych skartowano cieki o łącznej długości o około 10 km większej (28,69 km). Obliczona gęstość sieci rzecznej odwzorowuje więc różni- ce między szczegółowością przedstawienia na mapie topogra+cznej, a rzeczywistym stanem w terenie. Gęstość sieci hydrogra+cznej obliczona na podstawie mapy wynosi 2,27 km∙km -2 wobec gęstości 3,45 km∙km -2 na podstawie badań terenowych. Badania terenowe pokazały, że nawet w tak małej zlewni występuje duże zróżnicowanie gęsto- ści sieci rzecznych w obrębie zlewni cząstkowych (Siwek i in., 2009).

42 3. Sieć rzeczna i charakterystyka zlewni

Podobne różnice wykazuje stopień organizacji sieci rzecznej wyrażony przez rząd cieku głównego według klasy+kacji Hortona-Strahlera. Na podstawie wyników badań terenowych zlewnia Górnej Wołosatki została sklasy+kowana o jeden rząd wyżej – i jest ciekiem 5. rzędu – niż na podstawie danych uzyskanych z mapy topogra+cznej. Udział długości cieków pierwszego rzędu w sumie długości wszystkich cieków w obu przypadkach jest zbliżony. Można przypuszczać, że przedstawione powyżej różnice dotyczą nie tylko zlewni Górnej Wołosatki , gdzie takie porównanie było możliwe (bo wykonano tam szczegó- łowe badania terenowe), ale w większym lub mniejszym stopniu całych Bieszczadów. Przykład Wołosatki dobrze pokazuje złożoność problemów hydrologicznych tego obszaru i konieczność wykonywania szczegółowego kartowania dla uzyskania w pełni wiarygodnych danych. Jakkolwiek dane pozyskane z map topogra+cznych pozwalają pokazać jedynie ogólne prawidłowości dotyczące układu sieci rzecznej, to do czasu pełnego skartowania Bieszczadów są jedynym materiałem do prowadzenia tego typu analiz.

Joanna Plenzler, Sabina Wójcik, Adam Kołodziej, Janusz Siwek

4. ODPŁYW POWIERZCHNIOWY

4.1. Literatura dotycząca odpływu

Wielkość odpływu rzecznego jest jedną z podstawowych charakterystyk hydrologicznych. Jednak, nie powstały dotychczas szczegółowe opracowania dotyczące odpły- wu dotyczące Bieszczadów. Reżim i niektóre charakterystyki odpływu w Bieszczadach zostały opisane jedynie w przeglądowych pracach dotyczących hydrologii Polski, polskich Karpat lub dorzecza Wisły (Dynowska, 1971b; Ziemońska, 1973; Dobija, 1981; Tlałka, 1982; Punzet, 1983, 1991; Stachý, 1987; Stachý, Biernat, 1994/1997; Chełmicki i in., 1998/1999; Bartnik, 2005). Wybrane charakterystyki przepływu Sanu i Solinki zawarto także w publikacjach Keniga (1958) i Punzeta (1984). Odpływ jednostkowy w Bieszczadach podawany w literaturze mieści się w przedziale od 15 do ponad 30 dm3∙s -1 ∙km -2 (tab. 4.1). San i Solinka przy ujściach do Jeziora Solińskiego są rzekami o średnim dobowym przepływie rzędu dziesięciu m 3∙s -1 . Jednak w czasie największych wezbrań może nimi płynąć nawet do kilkuset m 3∙s -1 , zaś podczas głębokich niżówek przepływ w tych rzekach spada poniżej 0,5 m 3∙s -1 (tab. 4.2). Atlas hydrologiczny Polski (Stachý, 1987) podaje, iż występowanie wezbrań rozto- powych w Bieszczadach jest charakterystyczne dla okresu od marca do kwietnia, zaś opadowych – od maja do sierpnia. Maksymalny odpływ jednostkowy, o prawdopo- dobieństwie wystąpienia 1%, wynosi od 1000 dm 3∙s -1 ∙km -2 w dolinie Sanu do ponad 3000 dm 3∙s -1 ∙km -2 w Paśmie Granicznym. Z kolei typowe okresy występowa- nia niżówek w dolinie Sanu i w Paśmie Otrytu to lato (czerwiec–sierpień) i jesień (wrzesień–październik), zaś w wyższych partiach Bieszczadów – jedynie jesień (wrzesień–październik). Podczas niżówek minimalny odpływ jednostkowy, o praw- dopodobieństwie wystąpienia 1%, wynosi od 0,25 dm 3∙s -1 ∙km -2 na większości obszaru zlewni Jeziora Solińskiego, osiągając maksymalną wartość ponad 0,5 dm 3∙s- -1 ∙km -2 w masywie Tarnicy (Stachý, 1987). Wartości przepływów charakterystycznych Joanna Plenzler, Sabina Wójcik, Adam Kołodziej, Janusz Siwek

Tabela 4.1. Odpływ rzeczny w Bieszczadach

46 4. Odpływ powierzchniowy wg Atlasu podziału hydrogra>cznego Polski (Czarnecka, 2005) (Czarnecka, Polski podziału hydrogra>cznego wg Atlasu Tabela 4.2. Roczne przepływy charakterystyczne rzek w Bieszczadach 4.2. Roczne rzek przepływy charakterystyczne Tabela 1

47 Joanna Plenzler, Sabina Wójcik, Adam Kołodziej, Janusz Siwek w poszczególnych miesiącach mieszczą się jednak w szerokim zakresie, co świadczy o dużym rozrzucie zdarzeń ekstremalnych w ciągu roku (tab. 4.3). W pracy dotyczącej reżimów rzecznych w Polsce Dynowska (1971b), na podstawie danych z posterunku Lesko (lata 1951–1960), określiła reżim przepływu górne- go Sanu jako niewyrównany z wezbraniem wiosennym i zimowym oraz deszczowo- -gruntowo-śnieżnym zasilaniem. Zmienność przepływów dobowych Sanu autorka C uznała za bardzo dużą – V > 2,0 (Dynowska, 1994/1997). Wyniki szczegółowych badań dotyczących odpływu w Bieszczadach zawarte są w niepublikowanym operacie Łajczaka (1996) obejmującym wschodnią część Biesz- czadów oraz w pracy Siwka i in. (2009) dotyczącej zlewni górnej Wołosatki. Pod- ziemny odpływ jednostkowy w Bieszczadach scharakteryzowany został na podstawie pomiarów w 30. zlewniach elementarnych w pracy Plenzler i in. (2010); wyniki te szerzej omówiono w rozdziale 5 ( Wody podziemne ).

4.2. Przepływy charakterystyczne i odpływ jednostkowy

Niniejszą analizę oparto na informacji o przepływach dobowych pochodzących z czterech posterunków wodowskazowych: Zatwarnica i Dwernik na Sanie (lata hydrologiczne 1984–1995) oraz Terka (1984–1995) i Cisna (1991–1994) na Solince (Przepływy charakterystyczne... , 2008). Zatwarnica, Dwernik i Terka to posterunki położone w dolnych odcinkach rzek, przed ich ujściem do Jeziora Solińskiego, natomiast posterunek w Cisnej zamyka górną część zlewni Solinki (ryc. 4.1). Wyko- rzystano również opublikowane przepływy charakterystyczne ( Atlas posterunków …, 1995/1996; Wodowskazy... , 1972). Na podstawie danych dobowych scharakteryzowano wezbrania, niżówki oraz zmienność odpływu. Za niżówkę, przyjmując de>nicję Zielińskiej (1964), uznano okres z przepływem równym lub niższym od wysokiego niskiego przepływu z wielolecia (WNQ). Z kolei, za wezbranie uznano okres z prze- pływem równym lub wyższym od niskiego wysokiego przepływu z wielolecia (NWQ). Charakterystyki te mogą być przyjmowane za wartości graniczne niżówek i wezbrań w opracowaniach hydrologicznych (Ozga-Zielińska, Brzeziński, 1994). Niestety, wykorzystany ciąg danych z posterunku Cisna jest krótki. Dlatego współczynników ob- liczonych na podstawie pomiarów z tego posterunku nie można uznać za w pełni re- prezentatywne i porównywalne z pozostałymi posterunkami. Dodatkowo obliczono średni odpływ jednostkowy z 30. zlewni elementarnych przy użyciu formuły Punzeta (za: Chełmicki, Pociask-Karteczka, 2006b). Średni wieloletni przepływ Sanu z lat 1984–1995 w pro>lu Zatwarnica wynosi 10,05 m3∙s -1 . Z kolei wg Atlasu posterunków… (1995/1996) jest on równy 11,50 m 3∙s -1 (z lat 1973–1990). Odpowiada to warstwie odpływu rocznego, odpowiednio: 641 mm i 734 mm (tab. 4.4). Najwyższy średni dobowy przepływ zaobserwowany na tym odcinku wynosił ponad 300 m 3∙s -1 , a najniższy poniżej 0,5 m 3∙s -1 . Według Punzeta (1991) San w Dwerniku charakteryzuje się maksymalnym rocznym przepływem o prawdo-

48 4. Odpływ powierzchniowy , 1980) Przepływy charakterystyczne... Tabela 4.3. Miesięczne przepływy charakterystyczne Sanu i Solinki w latach 1961–1970 (wg i Solinki w latach Sanu przepływy 4.3. Miesięczne charakterystyczne Tabela

49 Joanna Plenzler, Sabina Wójcik, Adam Kołodziej, Janusz Siwek

Ryc. 4.1. Posterunki wodowskazowe

Tabela 4.4. Odpływ rzeczny ze zlewni Sanu i Solinki

podobieństwie wystąpienia 50% w wysokości 159 m 3∙s -1 , natomiast o prawdopodo- bieństwie 1% – 590 m 3∙s -1 . Największym dopływem Sanu jest potok Wołosaty, którego średni wieloletni przepływ tuż przed ujściem wynosi 3,8 m 3∙s -1 (pro>l Stuposiany, wielolecie 1972–1990). Solinka przy ujściu do Jeziora Solińskiego (w Terce) charakteryzowała się śred- nim wieloletnim (1984–1995) przepływem 7,6 m 3∙s -1 , co odpowiadało warstwie od- pływu 777 mm. Najwyższy i najniższy przepływ z analizowanego wielolecia wyno- szą 254 oraz 0,42 m 3∙s -1 . W położonym powyżej Terki posterunku w Cisnej średnia

50 4. Odpływ powierzchniowy wartość przepływu wynosi 1,9 m 3∙s -1 (wielolecie 1991–1994). Główny dopływ Solinki, Wetlina, na posterunku w Kalnicy ma średni wieloletni przepływ równy 3,6 m 3∙s -1 (1972–1990). Średni odpływ jednostkowy na omawianym obszarze wynosi od 20,3 dm 3∙s -1 ∙km -2 w zlewni Sanu zamkniętej w Zatwarnicy do 33,0 dm 3∙s -1 ∙km -2 w zlewni Wołosatego, który odwadnia najwyższą część Bieszczadów (tab. 4.5). Najwyższy chwilowy od- pływ jednostkowy zanotowano w górnej części zlewni Solinki (posterunek w Cisnej, 1462,3 dm 3∙s -1 ∙km -2 ), a najniższy w zlewni Sanu (posterunek w Zatwarnicy, 0,5 dm 3∙s -1 ∙km -2 ). Nieznacznie niższe wartości średniego odpływu jednostkowego podane są w Atlasie hydrologicznym Polski (Stachý, 1987) – wynoszą one od 15 do ponad 25 dm3∙s -1 ∙km -2 .

Tabela 4.5. Charakterystyczne odpływy jednostkowe

Średni roczny odpływ jednostkowy z 30. małych zlewni cząstkowych obliczony formułą Punzeta przyjmuje wartości od 22,3 dm 3∙s -1 ∙km -2 w zlewni Smolniczek do 43,5 dm 3∙s -1 ∙km -2 w zlewni Górnej Wołosatki . W ponad połowie zlewni obliczona wartość odpływu zawiera się w przedziale 30–35 dm 3∙s -1 ∙km -2 . Średni ważony wg powierzchni zlewni odpływ jednostkowy z wszystkich 30. zlewni wynosi 30,9 dm 3∙s -1 ∙km -2 . Widoczne jest wyraźne zróżnicowanie przestrzenne średniego odpływu jednostkowego w Bieszczadach wynikające głównie ze zróżnicowania wysokości opadów atmosferycznych na różnych wysokościach terenu (ryc. 4.2). Wartości poniżej 30 dm 3∙s -1 ∙km -2 cechują zachodnią część zlewni Solinki oraz północną część zlewni Sanu. Wartościa- mi wyższymi niż 30 dm 3∙s -1 ∙km -2 cechują się zlewnie położone w Paśmie Granicz- nym i Paśmie Połonin. Zdecydowanie najwyższy średni odpływ jednostkowy cechuje zlewnie potoków odwadniających masyw Tarnicy. Obliczone formułą Punzeta war- tości średniego odpływu jednostkowego są zbliżone do podawanych w literaturze (tab. 4.1). Według Łajczaka (1996) wielkość odpływu całkowitego jednostkowego ma- leje w kierunku północnym od ponad 40 dm 3∙s -1 ∙km -2 w rejonie Tarnicy i Halicza oraz Wielkiej Rawki do 15–20 dm 3∙s -1 ∙km -2 w rejonie Sanu. Oprócz doliny Sanu, wyniki obliczeń formułą Punzeta potwierdzają spostrzeżenia Łajczaka (1996).

51 Joanna Plenzler, Sabina Wójcik, Adam Kołodziej, Janusz Siwek Ryc. 4.2. Odpływ jednostkowy z wybranych zlewni elementarnych obliczony metodą Punzeta obliczony zlewni elementarnych z wybranych 4.2. Odpływ jednostkowy Ryc.

52 4. Odpływ powierzchniowy

4.3. Struktura odpływu w ciągu roku

W Bieszczadach wyróżnić można jeden okres podwyższonych przepływów, który trwa od marca do maja (ryc. 4.3). Kulminacja następuje w kwietniu, kiedy średni miesięczny przepływ jest do 2,5 razy większy od średniej wieloletniej. Średni mie- sięczny przepływ w pozostałych miesiącach jest niższy od średniej wieloletniej. Naj- niższy przepływ występuje w styczniu i lutym oraz w lipcu i sierpniu. Takie zmiany przepływu w ciągu roku wskazują na wody roztopowe jako główne źródło zasilania bieszczadzkich rzek w czasie największych wezbrań. Wezbrania na głównych rzekach bieszczadzkich występują najczęściej wiosną i charakteryzują się krótkim czasem trwania. Analiza danych z posterunków Zatwar- nica i Dwernik na Sanie (lata hydrologiczne 1984–1995) oraz Terka (1984–1995) i Cisna (1991–1994) na Solince pokazała, że ponad połowa wezbrań trwała jeden dzień (Przepływy charakterystyczne... , 2008). Czas trwania pozostałych wezbrań wy- nosił od dwóch do czterech dni. Największą liczbą wezbrań dłuższych niż jeden dzień charakteryzuje się Solinka w pro>lu Terka. Wezbrania dłuższe niż jednodniowe przy- padają głównie na koniec półrocza zimowego (ryc. 4.4). W analizowanym wieloleciu w zlewni Solinki (pro>l Terka) wystąpiło nieco więcej wezbrań (60) niż w zlewni Sanu (Zatwarnica – 48; Dwernik – 41).

Ryc. 4.3. Współczynnik przepływów miesięcznych Sanu i Solinki

53 Joanna Plenzler, Sabina Wójcik, Adam Kołodziej, Janusz Siwek

Ryc. 4.4. Średnia liczba dni z wezbraniem

W pro>lach zamknięcia zlewni Sanu i Solinki przeważają wezbrania o warstwie odpływu 2–10 mm, które stanowią 50–60% dni z wezbraniem. Z kolei wezbrania których objętość odpowiada warstwie odpływu poniżej 2 mm stanowią dalsze około 30%. W pro>lu Cisna, ponad połowa wezbrań (dni z wezbraniem) cechuje się warstwą odpływu większą niż 2 mm. Największa objętość wezbrania, która w analizowanym okresie wystąpiła na Sanie wynosiła ponad 18,1 mln m 3, natomiast na Solince około 18,8 mln m 3. Objętości tych wezbrań odpowiadają warstwom odpływu, odpowiednio, 37 mm i 61 mm. Niżówki występują najczęściej w lipcu i sierpniu (ryc. 4.5). Czas ich trwania jest zróżnicowany – od jednodniowych do trwających ponad miesiąc. Dominują niżówki trwające krócej niż pięć dni, które stanowią ponad połowę wszystkich niżówek. Ni- żówki o długości 6–20 dni stanowią, w zależności od posterunku, 30–50%. Najdłuż- sze niżówki występują na Sanie. W Zatwarnicy w latach hydrologicznych 1984–1995 wystąpiło 5 niżówek trwających powyżej 30 dni, przy czym najdłuższa z nich trwała 54 dni i wystąpiła w półroczu letnim. Na Solince w pro>lu Terka najdłuższa niżówka w wieloleciu 1984–1995 trwała 14 dni. Górny odcinek Solinki charakteryzuje się wy- stępowaniem krótkich niżówek o czasie trwania 1–5 dni; maksymalnie 27 dni. W badanych zlewniach dominują dni z niżówką o niedoborze odpowiadającym warstwie odpływu mniejszej niż 0,1 mm. W analizowanych wieloleciach stanowiły one ponad 60% wszystkich dni z niżówką (Zatwarnica i Cisna 62%, Dwernik 85%,

54 4. Odpływ powierzchniowy

Ryc. 4.5. Średnia liczba dni z przepływem niżówkowym

Terka 75%). Największe dobowe niedobory niżówki występują w pro>lu Zatwarnica i odpowiadają warstwie odpływu 0,2–0,3 mm. W analizowanych wieloleciach zarówno wezbrania jak i niżówki występowały przeważnie w tym samym czasie w pro>lach zamykających zlewnie Sanu i Solinki. W zlewni Solinki (pro>l Terka) niżówki trwały jednak krócej i były płytsze niż w zlewni Sanu (pro>l Zatwarnica). Rzeki w Bieszczadach charakteryzują się dużą zmiennością przepływu. Świadczy o tym wartość współczynnika zmienności prze- pływów dobowych, która w odniesieniu do wszystkich posterunków była większa od jedności (tab. 4.6). Mimo to przez zdecydowaną większość roku (330 dni) przepływ

Tabela 4.6. Współczynniki zmienności średnich rocznych przepływów i przepływów dobowych

55 Joanna Plenzler, Sabina Wójcik, Adam Kołodziej, Janusz Siwek

Solinki w Terce był niższy od 20 m 3∙s -1 , a Sanu w Zatwarnicy – od 25 m 3∙s -1 . Przez około 270 dni w ciągu roku wszystkie rzeki miały przepływ niższy od średniej wieloletniej (tab. 4.7). Przepływy powyżej 100 m 3∙s -1 były krótkotrwałe i zdarzały się raz na kilka lat.

Tabela 4.7. Średni czas trwania przepływów wraz z przepływami niższymi

Zmienność średniego rocznego przepływu jest niewielka, a współczynniki zmienności charakterystyczne dla posterunków zamykających zlewnie Sanu i Solinki są zbliżone. W Zatwarnicy i Terce wartość współczynnika zmienności wyniosła 0,14, a w Dwerniku 0,15. W przypadku posterunku w Cisnej miał on wartość 0,07 (tab. 4.6).

4.4. Jakość wód powierzchniowych

Skład chemiczny wód rzecznych w Bieszczadach kształtowany jest przede wszystkim pod wpływem naturalnych cech geochemicznych środowiska przyrodniczego oraz zmiennych w czasie warunków hydrometeorologicznych. Główne cieki w Biesz- czadzkim Parku Narodowym (Wołosatka, Wołosaty, Rzeczyca, Wetlina) charaktery- zują się w okresie letnim mineralizacją ogólną rzędu 140–190 mg ⋅dm -3 . W okresach wezbraniowych mineralizacja wód jest obniżona do około 60–130 mg ⋅dm -3 . Wśród kationów w wodzie dominuje jon wapniowy (70–80% równoważnikowej sumy katio- nów) oraz magnezowy (13–25%). Największy udział w sumie anionów mają wodoro- węglany (73–86%) oraz siarczany (12–20%). Udział pozostałych makroelementów sumie anionów lub kationów jest niewielki – poniżej 5%. Rzeki charakteryzują się także - ⋅ -3 + niskim stężeniem mineralnych form azotu i fosforu: NO 3 (1,6–3,0 mg dm ), NH 4 ⋅ -3 - ⋅ -3 3- ⋅ -3 (0,006–0,060 mg dm ), NO 2 (poniżej 0,02 mg dm ), PO 4 (poniżej 0,02 mg dm ) (Siwek i in., 2010).

56 4. Odpływ powierzchniowy

Na badanym obszarze wydzielono dwie Scalone Jednolite Części Wód: „San od źródeł do zbiornika Solina” (GW0801) składająca się z sześciu Jednolitych Części Wód Powierzchniowych (JCWP) oraz „Solinka” (GW0803) składająca się z dwóch JCWP. Jakość wód Sanu jest monitorowana przez WIOŚ w Rzeszowie w ramach monitoringu diagnostycznego przed ujściem rzeki do Jeziora Solińskiego – w Rajskiem. W 2009 roku stan wód JCWP „San od Wołosatego do zbiornika Solina” (wchodzącej w skład GW0801) został sklasy>kowany jako „zły”, stan chemiczny „poniżej dobre- go”, a potencjał ekologiczny jako „dobry”. Punkt monitoringu operacyjnego jakości Solinki znajduje się w Bukowcu. Potencjał ekologiczny JCWP „Solinka od Wetliny do ujścia” (wchodzącej w skład GW0803) został w 2009 r. sklasy>kowany jako „dobry” (Raport... , 2010). W latach 60. i 70. XX w główne zagrożenie jakości wód w Bieszczadach stanowiły zanieczyszczenia pochodzące z dużych gospodarstw rolnych: Tarnawa Niżna, Krywe i Wołosate (Kukuła, 1993). Współcześnie, skład chemiczny wód powierzchniowych jest jedynie lokalnie przeobrażony w pobliżu większych miejscowości wskutek do- stawy ścieków komunalnych – zwłaszcza podczas sezonu turystycznego. Docierające zanieczyszczenia zostają co prawda silnie rozcieńczone w wodach potoków, jednakże na odcinku nawet do kilkuset metrów poniżej miejsc zrzutu wyraźnie obniżają jakość wód Wołosatki, Terebowca, Wetliny. Wody zanieczyszczone ściekami charakteryzują - ⋅ -3 ⋅ -3 3- się podwyższonym stężeniem Cl (do 36 mg dm ), N-NH 4 (do 12 mg dm ), PO 4 (do 9,40 mg ⋅dm -3 ), a także pogorszonymi warunkami tlenowymi (Kukuła, Stachowicz- -Kawalec, 1996; Kukuła, 1997; Kukuła, Prędki, 1997; Kukuła, 1999). Ponadto, do Sanu odprowadzane są zanieczyszczenia z ukraińskiej części dorzecza – przed wszystkim z miejscowości Sianki. Na stan ekologiczny wód niekorzystnie oddziaływać mogą tak- że śmieci porzucone w korytach potoków (Kukuła, Pączka, 1999).

Barbara Jaśkowiec, Eliza Płaczkowska, Bartłomiej Rzonca

5. WODY PODZIEMNE

5.1. Warunki hydrogeologiczne

Dotychczas dostępne informacje na temat wód podziemnych w Bieszczadach pochodzą głównie z opracowań o charakterze regionalnym dotyczących Karpat 'i- szowych (Dynowska, 1971a, 1983, 1984; Orsztynowicz, 1973; Ziemońska, 1973; Gu- try-Korycka, 1978; Dobija, 1981; Małecka i in., 2007). Do nielicznych opracowań poświęconych Bieszczadom należy niepublikowana praca Łajczaka (1996), w której określono odpływ całkowity, w tym odpływ podziemny, z obszaru Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Szczegółowy charakter miały także opublikowane wcześniej prace autorów niniejszej monogra+i (Siwek i in., 2009; Plenzler i in., 2010), w których wielkość odpływu podziemnego oceniono na podstawie przepływu cieków w czasie głębokich niżówek. Odpływ podziemny został wyznaczony we wszystkich trzydziestu zlewniach elementarnych (Plenzler i in., 2010). Ponadto, zlewnię elementarną Górnej Wołosatki podzielono na zlewnie cząstkowe, aby w szczegółowej skali pokazać zróż- nicowanie przestrzenne odpływu podziemnego (Siwek i in., 2009). Zgodnie z podziałem hydrogeologicznym Polski (Paczyński, 2007) obszar Biesz- czadów zaliczany jest do regionu karpackiego (XV), subregionu Karpat zewnętrznych

(XV 2). W subregionie tym występowanie wód podziemnych związane jest z aluwial- nymi utworami czwartorzędowymi oraz z kredowo-trzeciorzędowym i trzeciorzędo- wym kompleksem 'iszowym (Chowaniec, 2005). W Bieszczadach wydzielono dwa użytkowe poziomy wodonośne: czwartorzędowy i 'iszowy (Chowaniec, 2002; Cho- waniec, Witek, 2002a, b; Witek, 2002; Mapa hydrogeologiczna... , 2002a, b, c, d). Aluwialny poziom czwartorzędowy obejmuje niewielkie odcinki dolin Sanu, Solinki, Wołosatego i jego dopływów. Zbudowany jest z osadów rzecznych o miąż- szości kilku metrów; maksymalnie do dziesięciu. Zwierciadło wód występuje zwykle na głębokości do pięciu metrów pod powierzchnią terenu, w osadach żwirowo-piasz- czystych z otoczakami, nawiązując do poziomu wody w ciekach. Zasilanie wód podziemnych następuje przez dopływ boczny z utworów 'iszowych i pokryw stokowych, Barbara Jaśkowiec, Eliza Płaczkowska, Bartłomiej Rzonca bezpośrednią in+ltrację opadów atmosferycznych, a także in+ltrację wód powierzchniowych. Poziom ten ma zazwyczaj charakter swobodny. Potencjalna wydajność studni wierconych zawiera się w przedziale 0,56–1,39 dm 3∙s -1 . W obrębie poziomu czwartorzędowego na obszarze badań wyróżniono dwie jednostki hydrogeologiczne (tab. 5.1).

Tabela 5.1. Jednostki hydrogeologiczne w Bieszczadach Wysokich (wg Chowańca, 2002; Cho- wańca, Witka, 2002a, b; Witka, 2002)

60 5. Wody podziemne

Poziom #iszowy, trzeciorzędowo-kredowy zbudowany jest z piaskowców średnio-, grubo- i cienkoławicowych przewarstwionych łupkami ilasto-marglistymi warstw krośnieńskich górnych (w tym piaskowców otryckich) i dolnych oraz warstw ciśniańskich i warstw godulskich. Poziom wodonośny związany jest z występowaniem spękanych piaskowców (z wkładkami łupków ilasto-marglistych) w stre+e przypo- wierzchniowej o miąższości dochodzącej do 40–80 m. Za średnią miąższość poziomu przyjmuje się 15 m, co przy współczynniku +ltracji wynoszącym 1,16·10 -5 m∙s -1 daje przewodność warstwy wodonośnej równą 1,74·10 -4 m 2 s -1 . Zasilanie wód podziemnych następuje poprzez bezpośrednią in+ltrację opadów atmosferycznych na wychodniach spękanych piaskowców oraz przez pokrywy zwietrzelinowe (o miąższości ok. 1–3 m). W obrębie poziomu 'iszowego wyróżniono cztery jednostki hydrogeologiczne zwią- zane z utworami skalnymi jednostki śląskiej i dukielskiej (tab.5.1). Na terenie Bieszczadów wyznaczono 'iszowo-paleogeński Główny Zbior- nik Wód Podziemnych (GZWP) nr 431 – „ zbiornik warstw Krosno (Bieszczady) ” (ryc. 5.1). Jest to zbiornik szczelinowy i szczelinowo-porowy, obejmujący utwory jednostki śląskiej (Kleczkowski, 1990; Małecka i in., 2007; Mapa hydrogeologiczna... , 2002a, b, c, d). Średnia głębokość ujęć wynosi 60 m. Powierzchnię zbiornika oceniono

Ryc. 5.1. Główny Zbiornik Wód Podziemnych (GZWP) oraz Jednolite Części Wód Podziem- nych (JCWPd)

61 Barbara Jaśkowiec, Eliza Płaczkowska, Bartłomiej Rzonca na 1220 km 2, a zasoby dyspozycyjne – na 289,4 dm 3∙s -1 . Moduł zasobów dyspozycyj- nych jest więc równy 0,24 dm 3∙s -1 ∙km -2 (Chowaniec, 2002; Chowaniec, Witek, 2002a, b; Witek, 2002). Badany obszar niemal dokładnie pokrywa się z granicami Jednolitej Czę- ści Wód Podziemnych (JCWPd) nr 160 o powierzchni 827,2 km 2 (ryc. 5.1; Małec- ka i in., 2007). Omawianą JCWPd wyzanczono w ośrodku szczelinowym obej- mującym utwory kredy górnej (margle), o średnim współczynniku +ltracji rzędu 3·10-5 –1·10-4 m∙s -1 . Poziomy wodonośne cechuje miąższość powyżej 40 m oraz nieko- rzystny typ izolacji (miąższość nadkładu poniżej 10 m). Bieszczady cechuje niewielka zdolność retencyjna. Na znacznej części badanego obszaru występują słabe warunki do długotrwałego gromadzenia wód, które mogły- by głęboko in+ltrować w podłoże skalne (Dobija, 1981; Łajczak, 1996; Tomaszew- ski, 2001). W związku z tym występuje szybka reakcja zwierciadła wód podziemnych i wydajności źródeł na opady atmosferyczne (Małecka i in., 2007). Bardziej sprzyjają- ce warunki do zasilania głębszych poziomów wodonośnych występują jedynie na obszarach osuwiskowych oraz w miejscach występowania pokryw blokowych (Łajczak, 1996). Zdolności retencyjne oraz warunki krenologiczne zależą też lokalnie od relacji ekspozycji stoków do kierunku upadu warstw skalnych (Rzonca i in., 2008). Rozpoznanie warunków krenologicznych oraz właściwości +zykochemicznych wód podziemnych w Bieszczadach jest słabe. Szczegółowo pod tym względem zosta- ło opracowanych jedynie kilka niewielkich zlewni: Wołosatki, Terebowca, Rzeczycy i górnej części potoku Nasiczniańskiego (Łajczak, 1996), Hylatego (Bogusz, 2004), potoku Głębokiego (Żurek, 2005) oraz zlewnia elementarna Górnej Wołosatki (Rzon- ca i in., 2008; Rzonca, Siwek, 2009; Siwek, Rzonca, 2009). Ogólne informacje na temat właściwości +zykochemicznych wód podziemnych w warstwach krośnieńskich moż- na znaleźć w opracowaniach Ziemońskiej (1973) i Chowańca (2005, 2006), a także na Mapie hydrogeologicznej Polski w skali 1:50 000 ( Mapa hydrogeologiczna... , 2002a, b, c, d) i w objaśnieniach do MhP (Chowaniec, 2002; Chowaniec, Witek, 2002a, b; Witek 2002). Na terenie Bieszczadów prowadzony jest monitoring wydajności i cech +zykochemicznych wód w dwóch źródłach – punktach sieci obserwacyjno-badawczej wód podziemnych Państwowej Służby Hydrogeologicznej (PSH). Źródła te znajdują się w miejscowościach Wetlina i Dwerniczek. Wartość prowadzonych obserwacji jest duża, gdyż są to punkty z wieloletnimi ciągami pomiarowymi (od 1990 r.). Pomiar wydajności był do 2007 r. prowadzony raz w tygodniu, a od 2007 r. wydajność jest rejestrowana codziennie. Z kolei, badania składu chemicznego wód przeprowadzane są zwykle raz w roku (Kazimierski, 2004, 2005, 2006, 2007, 2008, 2009, 2010).

62 5. Wody podziemne

5.2. Odpływ podziemny

5.2.1. Odpływ podziemny całkowity Cechy środowiska przyrodniczego Bieszczadów, a zwłaszcza mała retencja pokryw stokowych, sprzyjają przewadze szybkiego odpływu powierzchniowego i śród- pokrywowego nad odpływem z głębszych warstw wodonośnych. Udział odpływu podziemnego w odpływie całkowitym jest różny według róż- nych autorów, w zależności od przyjętej skali opracowania i metody badawczej. W skali regionalnej wielkość współczynnika zasilania podziemnego cieków zawiera się w przedziale 23–45%, natomiast w skali poszczególnych zlewni elementarnych w przedziale 20–31% (tab. 5.2). Według Dobiji (1981) wartości średniego rocznego odpływu podziemnego w Bieszczadach obliczone metodą Wundta są niskie (7,3–8,3 dm 3·s -1 ·km -2 ). Występuje

Tabela 5.2. Udział zasilania podziemnego w odpływie całkowitym w Bieszczadach

63 Barbara Jaśkowiec, Eliza Płaczkowska, Bartłomiej Rzonca również lokalnie duża zmienność odpływu podziemnego, głównie ze względu na sła- bą retencyjność podłoża oraz długie i śnieżne zimy. Dynowska (1984), bazując na gęstości sieci rzecznej stwierdziła, że cieki najwyż- szych partii Bieszczadów charakteryzują się najniższym w skali Karpat wskaźnikiem zasilania wodami podziemnymi. Jako główną przyczynę wskazała duży udział spływu powierzchniowego, będącego konsekwencją dużych nachyleń stoków, rozkładu i na- tężenia opadów, 'iszowego podłoża oraz słabej retencji. Jako charakterystyczne wartości odpływu podziemnego Atlas hydrologiczny Polski (Stachý, 1987) podaje wartości od 5–7 dm 3∙s -1 ∙km -2 w masywie Tarnicy do, 7–9 dm3∙s -1 ∙km -2 w obrębie pozostałej części zlewni Jeziora Solińskiego. Łajczak (1996) określił (metodą Wundta) wielkość współczynnika zasilania podziemnego cieków w Bieszczadach w granicach od 30% w zlewniach o powierzchni około 400 km 2 do 40–44% w zlewniach o powierzchni około 100 km 2. Podziemny odpływ jednostkowy w Bieszczadach wynosi według różnych auto- rów 5–10 dm 3∙s -1 ∙km -2 (tab. 5.3). Warto jednak zaznaczyć, że w większości opracowań obszar Bieszczadów traktowany jest ogólnie. Jedynie w dwóch przypadkach (Dobija, 1981; Tomaszewski, 2001) obszar badań jest zawężony do konkretnych zlewni.

Tabela 5.3. Moduł odpływu podziemnego w Bieszczadach

64 5. Wody podziemne

Tomaszewski (2001) wyznaczył autorską metodą odpływ podziemny jednostkowy w zlewni Sanu (pro+l Dwernik) w poszczególnych miesiącach (tab. 5.4). Śred- nia wartość modułu odpływu podziemnego całkowitego z wielolecia wyniosła 7,8 dm 3∙s -1 ∙km -2 . Najwyższy podziemny odpływ jednostkowy występował wiosną (14,8–18,0 dm 3∙s -1 ∙km -2 ), co w głównej mierze spowodowane było zasilaniem roztopowym, a najniższy – jesienią (2,3–3,0 dm 3∙s -1 ∙km -2 ).

Tabela 5.4. Średni moduł odpływu podziemnego całkowitego w zlewni Sanu po pro+l Dwernik (1971–1990) wg Tomaszewskiego (2001)

5.2.2. Odpływ podziemny bazowy W odpływie podziemnym całkowitym wyróżnić można dwie składowe: odpływ bazowy oraz odpływ zmienny pochodzący m.in. ze spływu śródpokrywowego. Od- pływ bazowy uznawany jest za najbardziej stabilną formę zasilania podziemnego głę- bokimi wodami podziemnymi. Podziemny odpływ bazowy w wybranych czterech bieszczadzkich zlewniach wyznaczono metodą Wundta (tab. 5.5). W metodzie tej odpływ podziemny bazowy utoż- samiany jest z wartością średnią z minimalnych przepływów rocznych (za: Chełmic- ki,Pociask-Karteczka, 2006a). Udział zasilania podziemnego bazowego w wieloleciu w badanych zlewniach wynosi od około 7,5% (zlewnia Solinki po pro+l Cisna) do nieco ponad 10% (Solinka po pro+l Terka). Moduł odpływu podziemnego bazowego przyjmuje wartości 1,5–2,5 dm 3∙s -1 ∙km -2 (tab. 5.5). Uzyskane wartości współczynnika zasilania podziemnego bazowego są zbliżone do wyników prezentowanych w literaturze.

65 Barbara Jaśkowiec, Eliza Płaczkowska, Bartłomiej Rzonca

Tabela 5.5. Współczynnik zasilania oraz moduł odpływu podziemnego bazowego na podstawie metody Wundta (wg Przepływy charakterystyczne... , 2008)

Według Łajczaka (1996) udział odpływu podziemnego bazowego w zlewniach Bieszczadów wynosi 7–10%, natomiast w zlewniach niżej położonych 4–6%. Ponadto, wraz ze wzrostem powierzchni zlewni zaznacza się spadek udziału odpływu bazowego podziemnego w odpływie całkowitym. Największym odpływem podziemnym bazowym w dorzeczu Sanu cechują się obszary położone w obrębie Bieszczadzkiego Parku Narodowego, aczkolwiek i tutaj wartości są niskie (Łajczak, 1996). Ogólnie w Beskidach Wschodnich moduł odpływu podziemnego bazowego we- dług Ziemońskiej (1973) wynosi 1–2 dm 3∙s -1 ∙km -2 . Dla północnej części Bieszczadów Łajczak (1996) przyjął wartość 1–2 dm 3∙s -1 ∙km -2 , natomiast dla części południowej – powyżej 2 dm 3∙s -1 ∙km -2 . Bardziej szczegółowe badania (Łajczak, 1996) w zlewniach Wołosatki, Rzeczycy, Terebowca i w górnej części Potoku Nasiczniańskiego wykazały, że w zlewniach o powierzchni 0,8–3,8 km 2 moduł odpływu podziemnego bazowego wynosi 0,1–4,0 dm 3∙s -1 ∙km -2 . Największe wartości cechują głęboko wcięte dolinki z rozległymi lejami źródłowymi i osuwiskami (np. pod Tarnicą, Haliczem, Szerokim Wierchem, Wielką Rawką, Beskidem Wołosackim, Kańczową), natomiast wartości najmniejsze (poniżej 0,1 dm 3∙s -1 ∙km -2 ) odnotowano w płytko wciętych dolinkach na południowych stokach Połoniny Wetlińskiej i Połoniny Caryńskiej. Szczegółowe informacje o zróżnicowaniu modułu odpływu podziemnego bazowego na obszarze Bieszczadów zawiera praca Plenzler i in. (2010). Badaniami obję- to w niej 30 zlewni elementarnych (tab. 1.1) o powierzchni 3,2–43,0 km 2. Przepływ zmierzony w warunkach głębokiej niżówki i obliczony na jego podstawie odpływ jednostkowy może być utożsamiany z modułem odpływu podziemnego bazowego. Po- miary wykazały znaczne zróżnicowanie modułu odpływu podziemnego bazowego – zakres wartości wyniósł od 0,88 do 6,76 dm 3∙s -1 ∙km -2 , przy czym aż w 60% zlewni moduł kształtował się w przedziale 1–3 dm 3∙s -1 ∙km -2 (tab. 5.6). Najwyższe wartości zanotowano w zlewniach odwadniających północne stoki Pasma Granicznego oraz Pasma Połonin, a zwłaszcza w zlewniach cechujących się występowaniem osuwisk (np. zlewnia elementarna Górna Wołosatka ) (ryc. 5.2). Należy jednak dodać, że nawet w niewielkiej zlewni zróżnicowanie odpływu jednostkowego może być znaczne. Przy- kładowo, w poszczególnych częściach zlewni elementarnej Górnej Wołosatki , wartości

66 5. Wody podziemne Ryc. 5.2. Moduł odpływu podziemnego bazowego w wybranych zlewniach elementarnych (wg Plenzler i in., 2010) (wg Plenzler zlewniach elementarnych w wybranych odpływu podziemnego bazowego 5.2. Moduł Ryc.

67 Barbara Jaśkowiec, Eliza Płaczkowska, Bartłomiej Rzonca

Tabela 5.6. Moduł odpływu podziemnego bazowego na postawie pomiarów przepływu podczas głębokiej niżówki (wg Plenzler i in., 2010)

Tabela 5.7. Moduł odpływu podziemnego bazowego w obrębie zlewni elementarnej Górnej Wołosatki (wg Siwka i in., 2009)

modułu podziemnego bazowego wyznaczone w warunkach głębokiej niżówki wy- nosiły 1,76–9,76 dm 3∙s -1 ∙km -2 (tab. 5.7) (Siwek i in., 2009). Zróżnicowanie to wynika głównie z budowy geologicznej i rzeźby terenu, stopnia rozwinięcia sieci rzecznej, różnych mechanizmów zasilania cieków oraz położenia obszarów w stosunku do wysokich masywów górskich (cień opadowy).

68 5. Wody podziemne

5.2.3. Odpływ podziemny zmienny Zagadnienie odpływu podziemnego zmiennego było przedmiotem nielicznych opracowań. Łajczak (1996) stwierdził, że udział tego rodzaju odpływu zwiększa się wraz z malejącą powierzchnią zlewni, a także w zlewniach wyżej położonych. Mak- simum zasilania cieków poprzez odpływ podziemny zmienny następuje w kwietniu (18–28 dm 3∙s -1 ∙km -2 ), natomiast latem jego wartości wahają się w przedziale 3–12 dm 3∙s -1 ∙km -2 , a więc są niewiele wyższe od wartości minimalnych, co według Autora wskazuje na niewielki stopień zasilania głębszych poziomów wodonośnych przez wody opadowe, ulegające szybkiemu odpływowi powierzchniowemu i parowa- niu. Zasilanie głębszych poziomów wodonośnych zachodzi więc tylko w czasie długo- trwałych roztopów wiosennych.

5.3. Warunki krenologiczne

Wydajność wypływów wód podziemnych w Bieszczadach rzadko przekracza 1 dm 3∙s -1 . Większość źródeł cechuje wydajność poniżej 0,1 dm 3∙s -1 (Łajczak, 1996; Chowaniec, 2002; Chowaniec, Witek, 2002a, b; Witek, 2002; Bogusz, 2004; Żurek, 2005; Rzonca i in., 2008). Bardziej wydajne źródła, zlokalizowane w sąsiedztwie ob- szarów zabudowanych, często stanowią ujęcia dla kilku, a nawet kilkudziesięciu gospodarstw. Niektóre źródła ujmowane są również przez indywidualnych odbiorców (Chowaniec, 2002; Chowaniec, Witek, 2002a, b; Witek 2002). Wypływy cechuje duża zmienność wydajności w ciągu roku, o czym świadczą pomiary w monitorowanych przez PSH źródłach w latach hydrologicznych 2003- –2009 (Kazimierski, 2004, 2005, 2006, 2007, 2008, 2009, 2010). Roczna amplituda wydajności zawiera się w przedziale 0,52–1,05 dm 3∙s -1 w przypadku źródła w Wetlinie i 0,64–10,15 dm 3∙s -1 w przypadku źródła w Dwerniczku (tab. 5.8). Najwyższe wartości występują przeważnie od lutego do kwietnia, co można wiązać z zasilaniem roztopowym, natomiast najniższe wartości – od sierpnia do listopada. Cechą charakterystyczną wielu wypływów o niewielkiej wydajności jest okreso- wość funkcjonowania, co przejawia się występowaniem dolin okresowo suchych lub okresowym obniżaniem początków cieków (Łajczak, 1996; Siwek i in., 2009). Związa- ne jest to z niewielką retencyjnością podłoża, a co za tym idzie, szybkim drenowaniem wód spływu śródpokrywowego i wód podziemnych oraz z szybką reakcją wydajności źródeł na opady atmosferyczne (Małecka i in., 2007). Najbardziej charakterystycznymi wypływami wód podziemnych w Bieszczadach są źródła i młaki (Łajczak, 1996; Rzonca i in., 2008). Występuje również duża liczba wycieków i wysięków (Dynowska, 1995; Bogusz, 2004; Żurek, 2005). Rzonca i in. (2008) wyróżniają dodatkowo źródliska i wykapy. Wskaźnik krenologiczny obejmujący wszystkie rodzaje wypływów jest w obrębie Bieszczadów zróżnicowany (tab. 5.9). W zlewni potoku Hylatego wskaźnik ten wy-

69 Barbara Jaśkowiec, Eliza Płaczkowska, Bartłomiej Rzonca

Tabela 5.8. Wydajność źródeł monitorowanych przez PSH w latach hydrologicznych 2003- –2009

* dla wielolecia porównawczego 1991–2001 ** dla wielolecia porównawczego 1991–2005 Źródło : opracowano na podst. Kazimierskiego, 2004, 2005, 2006, 2007, 2008, 2009, 2010. nosi 40,90 wypł.∙km -2 (Bogusz, 2004), podczas gdy w całej zlewni potoku Głębokiego (obejmującej zlewnie Hylatego i Rzeki) jest równy 29,47 wypł.∙km -2 (Żurek, 2005). Z kolei, w zlewni elementarnej Górnej Wołosatki wskaźnik ten wynosi 23,56 wypł.∙km -2 (Rzonca i in., 2008). Zacytowane tutaj wskaźniki odnoszą się jednak jedynie do kilku wybranych obszarów (zlewni). W skali całych Bieszczadów wciąż brakuje opracowań krenologicznych opartych na bezpośrednich obserwacjach terenowych (kartowaniu). Podane przez Łajczaka (1996) wartości wskaźnika gęstości źródeł (czyli wskaźni- ka krenologicznego obliczonego w odniesieniu do źródeł) wahają się od 0,23 źr.∙km -2 w zlewni Prowczy do 1,33 źr.∙km -2 w zlewni Terebowca (tab. 5.9). Ogólna gęstość źródeł na obszarze zbadanym przez Łajczaka (1996) wynosi 0,88 źr.∙km -2 . W zlewni elementarnej Górnej Wołosatki wskaźnik krenologiczny źródeł wynosił średnio 12,38 źr.∙km -2 , ale w poszczególnych jej częściach zmieniał się od 4,02 do 25,69 źr.∙km -2 (Rzonca i in., 2008). Ogólnie przyjmuje się, że wskaźnik gęstości źródeł zasilanych z 'iszowego poziomu wodonośnego najczęściej mieści się w granicach 5–15 źr.∙km -2 (Chowaniec, 2002; Chowaniec, Witek, 2002a, b; Witek, 2002; Mapa hydrogeologiczna... , 2002a, b, c, d).

70 5. Wody podziemne Tabela 5.9. Charakterystyki krenologiczne zlewni w Bieszczadach na tle innych zlewni w Karpatach Zewnętrznych zlewni w Karpatach tle zlewni na 5.9. Charakterystyki innych w Bieszczadach krenologiczne Tabela

71 Barbara Jaśkowiec, Eliza Płaczkowska, Bartłomiej Rzonca

Znaczne różnice występują również w przypadku wskaźnika krenologicznego obliczonego w odniesieniu do młak (tab. 5.9). W zlewni elementarnej Górnej Woło- satki wskaźnik ten wynosi średnio 8,30 wypł.∙km -2 , przy czym w poszczególnych jej częściach wynosi 4,17–14,98 wypł.∙km -2 (Rzonca i in., 2008). Podobny rząd wielko- ści tego wskaźnika uzyskał Łajczak (1996) – 8,70 wypł.∙km -2 . Zdecydowanie mniejszą gęstością młak wyróżniają się natomiast zlewnie potoku Hylatego – 1,60 wypł.∙km -2 (Bogusz, 2004) oraz potoku Głębokiego – 0,85 wypł.∙km -2 (Żurek, 2005). Źródła występują głównie w dnach dolin, a młaki zlokalizowane są najczęściej na spłaszczeniach stokowych. Wycieki i wysięki występują z kolei na zboczach dolin, przy czym większość z nich funkcjonuje jedynie okresowo (Łajczak, 1996; Żurek, 2005; Rzonca i in., 2008). Większość wypływów wód podziemnych występuje w przedziale wysokości 700–900 m n.p.m. (Łajczak, 1996; Bogusz, 2004; Żurek, 2005; Rzonca i in., 2008), jednakże wpływ wysokości na liczbę wypływów jest pośredni. Kluczową rolę odgrywają tutaj nachylenie terenu i budowa geologiczna. Duże nachylenie stoków bardziej sprzyja spływowi powierzchniowemu niż in+ltracji wód, zatem więcej wypływów występuje w miejscach o mniejszym nachyleniu. Również częsta naprzemianległość warstw lepiej przepuszczalnych piaskowców i praktycznie nie- przepuszczalnych łupków bardziej sprzyja występowaniu wypływów, aniżeli warstwy masywnych, gruboławicowych piaskowców otryckich (Łajczak, 1996; Bogusz, 2004; Rzonca i in., 2008). Istotny wpływ na występowanie i rozmieszczenie wypływów ma również relacja pomiędzy ekspozycją terenu a kierunkiem upadu warstw skalnych. Lokalnie ważną rolę odgrywać mogą także strefy nieciągłości tektonicznych. Wystę- powanie słabo przepuszczalnych brekcji towarzyszących uskokom sprzyja wypływa- niu wód podziemnych na powierzchnię w postaci linii niewielkich źródeł (Rzonca i in., 2008). Procesy osuwiskowe, charakterystyczne dla 'iszu Karpat Zewnętrznych, sprzyjają również występowaniu wypływów wód podziemnych w obrębie szczelin dy- latacyjnych (Łajczak, 1996; Siwek i in., 2009).

5.4. Cechy $zykochemiczne wód podziemnych

Według szczegółowych badań hydrochemicznych przeprowadzonych w zlewni górnej Wołosatki przewodność elektrolityczna właściwa wód wypływów podziemnych wynosi od ponad 40 do około 320 μS∙cm -1 ; średnio 160,5 μS∙cm-1 (Rzonca i in., 2008). Mineralizacja ogólna wód jest więc zróżnicowana – wynosi 31–315 mg∙dm -3 , średnio 150,4 mg∙dm -3 (Rzonca, Siwek, 2009; Siwek, Rzonca, 2009), przy czym war- tość średnia jest nieco niższa w odniesieniu do młak niż do źródeł. Są to wartości zbliżone do ogólnie przyjętych dla obszarów 'iszowych: 200–500 mg∙dm -3 (Chowa- niec, 2005, 2006) lub do 400 mg∙dm -3 (Ziemońska, 1973). Przewodność właściwa wód podziemnych i ich mineralizacja ulegają niewielkim zmianom w czasie. Dane z monitoringu PSH w latach hydrologicznych 2003–2009 wykazały zmienność przewod-

72 5. Wody podziemne ności właściwej wód źródła w Wetlinie w przedziale 429–450 μS∙cm -1 oraz wód źródła w Dwerniczku w granicach 260–331 μS∙cm -1 (Kazimierski, 2004, 2005, 2006, 2007, 2008, 2009, 2010). Według Ziemońskiej (1973) wody podziemne Karpat 'iszowych charakteryzują się mało zróżnicowanym odczynem – w zakresie 6,0–7,0. W bardziej szczegółowej skali zróżnicowanie przestrzenne pH jest znacznie większe. Na przykład, w zlewni elementarnej Górnej Wołosatki (Rzonca i in., 2008) stwierdzono zróżnicowanie pH w granicach 5,36–8,20. Zaobserwowano także zróżnicowanie w zależności od typu wypływu: najwyższymi wartościami pH charakteryzowały się wody w źródliskach, a najniższymi – w młakach (Rzonca i in., 2008). Odnotowuje się zmienność czasową odczynu wód źródlanych, ale jest ona niewielka. Dane z monitoringu PSH w latach hydrologicznych 2003–2009 wykazały zmienność pH wód źródła w Wetlinie w granicach 7,65–7,85 oraz wód źródła w Dwerniczku w zakresie 7,30–7,74 (Kazimierski, 2004, 2005, 2006, 2007, 2008, 2009, 2010). Średnia temperatura wód w wypływach w okresie letnim i jesiennym wynosi 7–9°C (Ziemońska, 1973), co potwierdzają wyniki uzyskane w zlewni elementarnej Górnej Wołosatki (Rzonca i in., 2008). Średnia temperatura wód wynosiła tam 8,3 °C, natomiast stwierdzony zakres temperatury był znacznie większy (4,1–12,9 °C – Rzon- ca i in., 2008). Wody podziemne w szczegółowo zbadanej zlewni elementarnej Górnej Wołosatki to głównie wody trzyjonowe HCO 3-Ca-Mg lub czterojonowe HCO 3-SO 4-Ca-Mg we- dług klasy+kacji Szczukariewa-Prikłońskiego (Rzonca, Siwek, 2009; Siwek, Rzonca, 2009). Takie wody są generalnie charakterystyczne dla obszarów 'iszowych (Chowa- niec, 2006). W zlewni tej rzadziej występowały wody typu HCO 3-Ca lub HCO 3-SO 4-Ca (Rzonca, Siwek, 2009). Nie stwierdzono istotnych różnic w składzie jonowym wód między wypływami różnych typów. Wody młak charakteryzowały się nieco mniejszą mineralizacją ogólną i stężeniem makroelementów niż wody źródeł, a także nieco większą zróżnicowaniem stężenia wodorowęglanów i jonu magnezowego (Siwek, Rzonca, 2009; ryc. 5.3). Jest to prawdopodobnie związane z zasilaniem młak zarówno wodami głębszego krążenia, jak i mniej zmineralizowanymi wodami spływu śródpo- krywowego w okresach wilgotnych. Nie znaleziono prostej zależności statystycznej między mineralizacją ogólną wód wypływów a wysokością bezwzględną (Rzonca, Si- wek, 2009; Siwek, Rzonca, 2009). Dane z monitoringu PSH w latach hydrologicznych 2003–2009 wykazały sezonową zmienność stężenie jonów w wodzie źródła w Dwer- niczku. Największą zmiennością charakteryzowało się stężenie wodorowęglanów, siarczanów, azotanów oraz magnezu i wapnia. W związku z tym zmianie ulegał typ chemiczny wody w źródle: raz była to woda czterojonowa HCO 3-SO4-Ca-Mg, a raz trzyjonowa HCO 3-Ca-Mg (Kazimierski, 2004, 2005, 2006, 2007, 2008, 2009, 2010). W zlewni elementarnej Górnej Wołosatki stwierdzono stosunkowo duże zróżni- cowanie przestrzenne stężenia azotanów (0,16–5,25 mg∙dm -3 ). Zarazem jednak stę- żenie to było niskie, co wskazuje na brak istotnych ognisk zanieczyszczeń wód podziemnych na tym obszarze (Rzonca, Siwek, 2009; Siwek, Rzonca, 2009).

73 Barbara Jaśkowiec, Eliza Płaczkowska, Bartłomiej Rzonca

Ryc. 5.3. Tło hydrochemiczne w zlewni Górnej Wołosatki (wg Siwka, Rzoncy, 2009)

Jakość wód podziemnych głównego użytkowego poziomu wodonośnego w Biesz- czadach według klasy+kacji zawartej w Rozporządzeniu Ministra Zdrowia z dnia 04.09.2000 r. (Dz. U. Nr 82, poz. 937) jest generalnie bardzo dobra, a na niewielkich obszarach – dobra (Chowaniec, 2002; Chowaniec, Witek, 2002a, b; Witek, 2002; Mapa hydrogeologiczna... , 2002a, b, c, d). Jakość wody raczej nie ulega zmianie i w latach hydrologicznych 2003–2009 w monitorowanych przez PSH źródłach była bardzo dobra do dobrej według obowiązujących w danym roku norm (Kazimierski, 2004, 2005, 2006, 2007, 2008, 2009, 2010). W rejonie Czarnej występują wody mineralne chlorko- wo-wodorowęglanowo-sodowe, bromkowe, jodkowe i borowe na trzech poziomach wodonośnych. Ich występowanie związane jest ze złożami ropy na\owej (Chowaniec, 2002; Chowaniec, Witek, 2002a, b; Witek 2002).

74 Bartłomiej Rzonca, Janusz Siwek

6. PODSUMOWANIE

Stosunki wodne Bieszczadów odznaczają się wyraźną specy&ką na tle pozostałych części Karpat (iszowych. Przejawia się ona przede wszystkim prostym, niwalnym re- żimem odpływu rzecznego, charakterystycznym dla Karpat Wschodnich. Obszar ten cechuje się także niską retencją podziemną, długimi i śnieżnymi zimami oraz wysoki- mi sumami opadów. Zarazem jednak Bieszczady odznaczają się silnym wewnętrznym zróżnicowaniem warunków hydrologicznych. Składają się na to nie tylko znaczne deniwelacje terenu, lecz także niejednorodność tego obszaru pod względem rzeźby, wykształcenia sieci rzecznej oraz właściwości hydrogeologicznych skał. W efekcie, przestrzennie zróżnicowana jest zarówno dostawa wody (opady), jak też warunki jej retencjonowania i drenażu. Intencją autorów pracy było sporządzenie charakterystyki poszczególnych skła- dowych obiegu wody w zlewniach bieszczadzkich oraz usystematyzowanie istniejące- go stanu wiedzy o hydrologii tego obszaru. Monogra&a daje pewien obraz, a zarazem uwidacznia niedostatek materiałów pomiarowych i opracowań dotyczących tej części Karpat. Niedostatek ten wynika m.in. z małej liczby posterunków meteorologicznych i hydrometrycznych oraz punktów monitoringu jakości wód powierzchniowych. Mo- nitoring wód podziemnych ograniczony jest jedynie do nielicznych źródeł. Całkowi- cie nierozpoznane pozostają parametry hydrogeologiczne skał, zaś warunki krenologiczne obszaru poznane jedynie w pojedynczych, niewielkich zlewniach. Szczególnie zaznacza się niedostatek prac opartych na kartowaniu hydrogra&cznym.

LITERATURA

Atlas posterunków wodowskazowych dla potrzeb Państwowego Monitoringu Środowiska , 1995/ 1996. Biblioteka Państwowego Monitoringu Środowiska, Warszawa-Katowice. Balon J., German K., Kozak J., Malara H., Widacki W., Ziaja W., 1995, Regionalizacja $zyczno- -geogra$czna Polskich Karpat. [W:] Warszyńska J. (red.), Karpaty polskie: przyroda, czło- wiek i jego działalność. Wyd. UJ, Kraków: 117–130. Bartnik A., 2005, Odpływ niski w Polsce. Acta Geographica Lodziensia 91 : 1–95. Bogusz A., 2004, Charakterystyka hydrogra'czna zlewni potoku Hylatego w Bieszczadach. Praca magisterska, archiwum Zakładu Hydrologii IGiGP UJ, Kraków. Brzeźniak E., Czemerda A., Paczos S., 1991, Opady atmosferyczne na obszarze Beskidu Niskie- go. Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich 31: 79–94. Buczyński S., Olichwer T., Tarka R., Staśko S., 2007, Zawodnienie formacji *iszowej Karpat w oparciu o wyniki badań źródeł Beskidu Krynickiego w rejonie Tylicza. Współczesne Problemy Hydrogeologii 13 , 2: 403–412. Chełmicki W., Pociask-Karteczka J., 2006a, Odpływ podziemny. [W:] Pociask-Karteczka J. (red.), Zlewnia: właściwości i procesy. Wyd. UJ, Kraków: 199–207. Chełmicki W., Pociask-Karteczka J., 2006b, Wzory empiryczne. [W:] Pociask-Karteczka J. (red.), Zlewnia: właściwości i procesy. Wyd. UJ, Kraków: 69–84. Chełmicki W., Skąpski R., Soja R., 1998/1999, Reżim hydrologiczny rzek karpackich w Polsce. Folia Geographica, series Geographica-Physica 29–30: 67–80. Chowaniec J., 2002, Komentarz do Mapy hydrogeologicznej Polski 1:50 000, arkusz Ustrzyki Górne. Wyd. PIG, Warszawa. Chowaniec J., 2005, Wody podziemne południowo-wschodniej części województwa podkar- packiego. [W:] II Konferencja Naukowo-Techniczna „Błękitny San”. Ochrona środowiska, walory przyrodnicze i rozwój turystyki w dolinie Sanu. Materiały konferencyjne, Dynów 21–22.04.2005. Rzeszów: 95–106. Chowaniec J., 2006, Warunki występowania wód zwykłych między Sanokiem a Przemyślem. [W:] III Konferencja Naukowo-Techniczna „Błękitny San”. Materiały konferencyjne, Du- biecko 21–22.04.2006. Rzeszów: 7–25. Hydrologia Bieszczadów. Zlewnie Sanu i Solinki powyżej Jeziora Solińskiego

Chowaniec J., Witek K., 2002a, Komentarz do Mapy hydrogeologicznej Polski 1:50 000, arkusz Jabłonki. Wyd. PIG, Warszawa. Chowaniec J., Witek K., 2002b, Komentarz do Mapy hydrogeologicznej Polski 1:50 000, arkusz Lutowiska. Wyd. PIG, Warszawa. Ciepielowski A., 1972, „Wydłużenie” serii statystycznych przepływów statystycznych przepły- wów maksymalnych letnich w dorzeczu Sanu za pomocą związków korelacyjnych. Gospo- darka Wodna 32 , 2: 46–51. Czarnecka H. (red.), 2005, Atlas podziału hydrogra'cznego Polski. Część 2 – zestawienia zlewni. Wyd. IMGW, Warszawa. Dobija A., 1981, Sezonowa zmienność odpływu w zlewni górnej Wisły (po Zawichost). Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geogra'czne 53 : 51–112. Dobija A., Wilk A., Zbadyńska E., 1979, Parametry morfometryczne zlewni rzecznych w połu- dniowo-wschodniej Polsce. Zeszyty Naukowe UJ , Prace Geogra'czne 47: 89–98. Dynowska I., 1971a, Przestrzenna zmienność procentowego udziału podziemnego zasilania rzek polskich. Folia Geographica, series Geographica-Physica 5 : 5–23. Dynowska I., 1971b, Typy reżimów rzecznych w Polsce. Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geogra- 'czne 28 : 1–150. Dynowska I., 1983, Odpływ podziemny w dorzeczu górnej Wisły. Czasopismo Geogra'czne 54 , 4: 459–477. Dynowska I., 1984, Przestrzenna zmienność udziału odpływu podziemnego w odpływie cał- kowitym w dorzeczu górnej Wisły ustalony na podstawie gęstości sieci rzecznej. Folia Geo- graphica, series Geographica-Physica 16: 25–38. Dynowska I., 1994/1997, Reżim odpływu rzecznego. [W:] Atlas Rzeczpospolitej. Odpływ rzeczny – plansza nr 32.3. Główny Geodeta Kraju, Warszawa. Dynowska I., 1995, Wody. [W:] Warszyńska J. (red.), Karpaty polskie: przyroda, człowiek i jego działalność. Wyd. UJ, Kraków: 49–67. Gutry-Korycka M., 1978, Zasilanie podziemne rzek polskich. Przegląd Geo'zyczny 2 , 31: 79–98. Haczewski G., Kukulak J., Bąk K., 2007, Budowa geologiczna i rzeźba Bieszczadzkiego Parku Narodowego . Wyd. Akademii Pedagogicznej, Kraków. Henkiel A., 1977, Rzeźba strukturalna Karpat *iszowych. Annales UMCS , Sec. B, 32/33 : 37–88. Henkiel A., 1982, O pochodzeniu kratowej sieci rzecznej Beskidów Wschodnich. Czasopismo Geogra'czne 53 , 1: 19–27. Jagła S., Kopeć S., Kostuch R., Prochal P., 1966, Analiza obudowy biologicznej brzegów rzek i potoków dorzecza górnego Sanu w Bieszczadach Zachodnich. Wiadomości IMUZ 4, 3: 187–214. Kaszowski L., Kotarba A., 1967, Charakterystyka morfodynamiczna koryta Sanu koło Myczko- wiec. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 1: 53–72. Kazimierski B. (red.), 2004, Rocznik hydrogeologiczny Państwowej Służby Hydrogeologicznej. Rok hydrologiczny 2003. Wyd. PIG, Warszawa. Kazimierski B. (red.), 2005, Rocznik hydrogeologiczny Państwowej Służby Hydrogeologicznej. Rok hydrologiczny 2004. Wyd. PIG, Warszawa.

78 Literatura

Kazimierski B. (red.), 2006, Rocznik hydrogeologiczny Państwowej Służby Hydrogeologicznej. Rok hydrologiczny 2005. Wyd. PIG, Warszawa. Kazimierski B. (red.), 2007, Rocznik hydrogeologiczny Państwowej Służby Hydrogeologicznej. Rok hydrologiczny 2006. Wyd. PIG, Warszawa. Kazimierski B. (red.), 2008, Rocznik hydrogeologiczny Państwowej Służby Hydrogeologicznej. Rok hydrologiczny 2007. Wyd. PIG, Warszawa. Kazimierski B. (red.), 2009, Rocznik hydrogeologiczny Państwowej Służby Hydrogeologicznej. Rok hydrologiczny 2008. Wyd. PIG, Warszawa. Kazimierski B. (red.), 2010, Rocznik hydrogeologiczny Państwowej Służby Hydrogeologicznej. Rok hydrologiczny 2009. Wyd. PIG, Warszawa. Kenig Z., 1958, Badania anomalii przepływów na Sanie. Gospodarka Wodna 18 , 7: 319 oraz 9: 421. Kleczkowski A. S. (red.), 1990, Mapa Obszarów Głównych Zbiorników Wód Podziemnych (GZWP) w Polsce wymagających szczególnej ochrony. IHiGI AGH, Kraków. Kleczkowski A. S., 1991, Wody podziemne. [W:] Dynowska I., Maciejewski M. (red.), Dorzecze górnej Wisły. Część I . Wyd. PWN, Warszawa-Kraków: 261–338. Kondracki J., 2002, Geogra'a regionalna Polski . PWN, Warszawa. Kostrakiewicz L., 1977, Opady atmosferyczne w terenach nawietrznych i zawietrznych polskich Karpat. Czasopismo Geogra'czne 48, 2: 131–141. Krukar W., 2008, Gdzie jest główne źródło Sanu? Płaj 36: 74–86. Kukulak J., 2004, Zapis skutków osadnictwa i gospodarki rolnej w osadach rzeki górskiej: na przykładzie aluwiów dorzecza górnego Sanu w Bieszczadach Wysokich. Wyd Nauk. AP, Kraków. Kukuła K., 1993, Ochrona ekosystemów wodnych Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Rocz- niki Bieszczadzkie 2: 157–163. Kukuła K., 1997, Ochrona oraz projekt monitoringu wód i zasiedlającej jej fauny polskiej części Rezerwatu Biosfery Karpat Wschodnich. Roczniki Bieszczadzkie 6: 299–312. Kukuła K., 1999, Podstawowe problemy ochrony wód w Bieszczadzkim Parku Narodowym. Roczniki Bieszczadzkie 8: 74–79. Kukuła K., Pączka P., 1999, Zaśmiecenie potoków w zlewni górnego Sanu. Roczniki Bieszczadz- kie 8: 369–374. Kukuła K., Prędki R., 1997, Monitoring hydrologiczny i hydrochemiczny wód płynących Biesz- czadzkiego Parku narodowego. Roczniki Bieszczadzkie 6: 319–324. Kukuła K., Stachowicz-Kawalec R., 1996, Zanieczyszczenia wód potoku Wołosaty. Roczniki Bieszczadzkie 5: 155–164. Lasek J., 2008, Chemizm wypływów wód podziemnych w zlewni potoku Ryjak (Magurski Park Narodowy). [W:] Partyka J., Pociask-Karteczka J., Wody na obszarach chronionych . IGiGP UJ, OPN, KH PTG, Kraków: 201–211. Leśniak B., 1980, Pokrywa śnieżna w dorzeczu górnej Wisły. Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geo- gra'czne 51: 75–127.

79 Hydrologia Bieszczadów. Zlewnie Sanu i Solinki powyżej Jeziora Solińskiego

Łajczak A., 1996, Warunki hydrologiczne. [W:] Skiba S. (red.), Plan ochrony Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Operat ochrony przyrody nieożywionej i gleb. Kraków-Ustrzyki Dolne, BdPN, manuskrypt: 12–38. Małecka D., Chowaniec J., Małecki J., 2007, Region górnej Wisły. [W:] Paczyński B., Sadur- ski A. (red.), Hydrogeologia regionalna Polski. Tom 1: Wody słodkie. Wyd. PIG, Warszawa: 108–158. Mapa hydrogeologiczna Polski 1:50 000 , 2002a, arkusz Jabłonki. Wyd. PIG, Warszawa Mapa hydrogeologiczna Polski 1:50 000 , 2002b, arkusz Lutowiska. Wyd. PIG, Warszawa Mapa hydrogeologiczna Polski 1:50 000 , 2002c, arkusz Ustrzyki Górne. Wyd. PIG, Warszawa Mapa hydrogeologiczna Polski 1:50 000 , 2002d, arkusz Wetlina. Wyd. PIG, Warszawa. Michna E., Paczos S., 1972, Zarys klimatu Bieszczadów Zachodnich . Wyd. Ossolineum, Wro- cław. Michna E., Paczos S., 1987/1988, Zróżnicowanie temperatury powietrza i opadów atmosferycznych na obszarze wschodniej części polskich Karpat. Annales UMCS , Sec. B, 52/53: 111–142. Mikulski Z., 1963, Zarys hydrogra'i Polski. PWN, Warszawa. Niedźwiedź T., Obrębska-Starklowa B., 1991, Klimat. [W:] Dynowska I., Maciejewski M. (red.), Dorzecze górnej Wisły. Część I. PWN, Warszawa-Kraków: 68–84. Nowosad M., 1994, Zarys charakterystyki pokrywy śnieżnej w Bieszczadach. Annales UMCS , Sec. B, 59 : 197–215. Nowosad M., 1995, Zarys klimatu Bieszczadzkiego Parku Narodowego i jego otuliny w świetle dotychczasowych badań. Roczniki Bieszczadzkie 4 : 163–183. Obrębska-Starklowa B., Hess M., Olecki Z., Trepińska J., Kowanetz L., 1995, Klimat. [W:] War- szyńska J. (red.), Karpaty Polskie: przyroda, człowiek i jego działalność , Wyd. UJ, Kraków: 31–47. Opady w polskich Karpatach Wschodnich , 2008. Praca niepublikowana wykonana w ramach projektu KBN nr PBZ-KBN-096/P04/2003, manuskrypt w Zakładzie Hydrologii IGiGP UJ, Kraków. Orsztynowicz J., 1973, Odpływ podziemny rzek polskich. Gospodarka Wodna 33 , 5: 168–173. Ozga-Zielińska M., Brzeziński J., 1994, Hydrologia stosowana . Wyd. PWN, Warszawa. Paczos S., 1975/1976, Opady atmosferyczne na obszarze byłego woj. rzeszowskiego. Annales UMCS , Sec. B, 30/31: 207–233. Paczyński B., 2007, Podstawy regionalizacji hydrogeologicznej. [W:] Paczyński B., Sadurski A. (red.), Hydrogeologia regionalna Polski. Tom 1: Wody słodkie. Wyd. PIG, Warszawa: 56–69. Parczewski W., 1958, Kilka uwag o powodzi na Sanie w dniu 14 XII 1957. Gospodarka Wodna 18 , 3: 135. Pawlik-Dobrowolski J., 1965, Uźródłowienie południowej Polski. Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geogra'czne 34 : 7–42. Pękala K., 1997, Rzeźba Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Roczniki Bieszczadzkie 6: 19–38.

80 Literatura

Plenzler J., Bajorek J., Jaśkowiec B., Kołodziej A., Rzonca B., Siwek J., Wójcik S., 2010, Podziem- ny odpływ jednostkowy w Bieszczadach Wysokich. Przegląd Geologiczny 58 : 1147–1151. Pruchnicki J., 1987, Metody opracowań klimatologicznych. PWN, Warszawa. Przepływy charakterystyczne rzek polskich w latach 1951-1970 , 1980. IMGW, Wyd. Komunika- cji i Łączności, Warszawa. Przepływy charakterystyczne rzek w polskich Karpatach Wschodnich , 2008. Praca niepublikowana wykonana w ramach projektu KBN nr PBZ-KBN-096/P04/2003, manuskrypt w Za- kładzie Hydrologii IGiGP UJ, Kraków. Punzet J., 1983, Zasoby wodne dorzecza górnej Wisły. Przepływy średnie. Rocznik Nauk Rol- niczych , Seria D, 192: 1–84. Punzet J., 1984, Maksymalne przepływy Sanu – badania wery$kacyjne. Gospodarka Wodna 44 , 1: 7–11. Punzet J., 1991, Przepływy charakterystyczne. [W:] Dynowska I., Maciejewski M. (red.), Do- rzecze górnej Wisły. Część I . Wyd. PWN, Warszawa-Kraków: 167–215. Raport o stanie środowiska w województwie podkarpackim w 2009 r. , 2010, WIOŚ w Rzeszowie, Biblioteka Monitoringu Środowiska, Rzeszów. Rąkowski G. (red.), 2007, Rezerwaty przyrody w Polsce Południowej . Instytut Ochrony Środo- wiska, Warszawa. Rzonca B., Kołodziej A., Laszczak E., Macior E., Plenzler J., Płaczkowska E., Rozmus M., Siwek J., Ścisłowicz B., Wójcik S., Ziółkowski L., 2008, Źródła w zlewni górnej Wołosatki w Biesz- czadach Wysokich. Przegląd Geologiczny 56 : 772–779. Rzonca B., Siwek J., 2009, Skład chemiczny wód źródeł i młak w zlewni górnej Wołosatki (Bieszczady Wysokie). [W:] Bogdanowicz R., Fac-Beneda J. (red.), Zasoby i ochrona wód. Obieg wody i materii w zlewniach rzecznych. Fundacja Rozwoju Uniwersytetu Gdańskiego, Gdańsk: 468–475. Sikora Z., 2006, Źródło Sanu – gdzie jest naprawdę? Płaj 32: 101–107. Siwek J., Kołodziej A., Laszczak E., Macior E., Plenzler J., Płaczkowska E., Rozmus M., Rzonca B., Ścisłowicz B., Wójcik S., Ziółkowski L., 2009, Charakterystyka sieci hydrogra$cznej górnej Wołosatki (Bieszczady Wysokie). Kwartalnik AGH Geologia 35 , 2: 249–261. Siwek J., Rzonca B., 2009, Tło hydrochemiczne wód w zlewni Wołosatki w Bieszczadach Wy- sokich. Biuletyn PIG 436: 469–474. Siwek J., Rzonca B., Płaczkowska E., Plenzler J., 2010, Związek użytkowania terenu z właściwo- ściami 'zykochemicznymi wód powierzchniowych w BdPN. Praca niepublikowana, manuskrypt w Zakładzie Hydrologii IGiGP UJ, Kraków. Skiba S., 1995, Mapa gleb Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Roczniki Bieszczadzkie 4: 242- –243. Skiba S., Drewnik M., Prędki R., Szmuc R., 1998, Gleby Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Monogra'e Bieszczadzkie 2: 1–88. Skibniewski J., 1970, Anomalie przepływu Sanu. Prace PIHM 99 : 111–118. Soja M., 2008, Cykle rozwoju ludności Karpat Polskich w XIX i XX wieku. Wyd. IGiGP UJ, Kraków.

81 Hydrologia Bieszczadów. Zlewnie Sanu i Solinki powyżej Jeziora Solińskiego

Stachý J. (red.), 1987, Atlas hydrologiczny Polski. Wyd. Geol., Warszawa. Stachý J., Biernat B., 1994/1997, Średni odpływ jednostkowy. [W:] Atlas Rzeczpospolitej Pol- skiej. Odpływ rzeczny – plansza nr 32.3 . Główny Geodeta Kraju, Warszawa. Starkel L., 1972, Karpaty Zewnętrzne. [W:] Klimaszewski M. (red.), Geomorfologia Polski. Tom 1. PWN, Warszawa: 52–115. Strakel L., 1969, Odbicie struktury geologicznej w rzeźbie polskich Karpat *iszowych. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 3: 61–69. Synteza surowego bilansu wodnego Polski w latach 1951–1965 (uzupełnienie) , 1979. IMGW, Wyd. Komunikacji i Łączności, Warszawa. Ślączka A., Żytko K., 1978, Mapa geologiczna Polski 1:200 000. Arkusz Łupków. Wyd. IG, War- szawa. Tlałka A., 1982, Przestrzenne zróżnicowanie niżówek letnich w dorzeczu Górnej Wisły . Wyd. UJ, Kraków. Tokarski A., 1975, Geologia i geomorfologia okolic Ustrzyk Górnych. Studia Geologica Polo- nica 48 : 1–90. Tomaszewski E., 2001, Sezonowe zmiany odpływu podziemnego w Polsce w latach 1971–1990. Acta Geographica Lodziensia 79 : 1–149. Winnicki T., Zemanek B., 2003, Przyroda Bieszczadzkiego Parku Narodowego: XXX lat Biesz- czadzkiego Parku Narodowego 1973 –2003. Wyd. BdPN, Ustrzyki Dolne. Witek K., 2002, Komentarz do Mapy hydrogeologicznej Polski 1:50 000, arkusz Wetlina. Wyd. PIG, Warszawa. Wodowskazy na rzekach Polski. Część 2 – Wodowskazy w dorzeczu Wisły i na rzekach Przymo- rza na wschód od Wisły , 1972, Państwowy Instytut Hydrologiczno-Meteorologiczny, Wyd. Komunikacji i Łączności, Warszawa. Wolski J., 2001, Kierunki zmian krajobrazu okolic bieszczadzkiej wsi Caryńskie. [W:] Roo-Zie- lińska E., Solon J. (red.), Między geogra'ą i biologią – badania nad przemianami środowi- ska przyrodniczego. Prace Geogra'czne IGiPZ PAN 179: 149–167. Wolski J., 2007, Przekształcenia krajobrazu wiejskiego Bieszczadów Wysokich w ciągu ostatnich 150 lat. Prace Geogra'czne IGiPZ PAN 214: 1–228. Zielińska M., 1964, Metody obliczania i prognozowania niżówek w ujęciu probabilistycznym. Wiadomości Służby Hydrologicznej i Meteorologicznej 58 : 31–72. Ziemońska K., 1973, Stosunki wodne w polskich Karpatach Zachodnich. Prace Geogra'czne IG PAN 103: 1–103. Żurek S., 2005, Warunki obiegu wody w zlewni potoku Głębokiego (Bieszczady). Praca magisterska, archiwum Zakładu Hydrologii IGiGP UJ, Kraków.

Mapy topogra"czne

Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.143 Bereżki , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.134 Brzegi Górne , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.322 Bukowiec , 1983. PPGK, Rzeszów.

82 Literatura

Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 195.224 Dołżyca , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.314 G. Kańczowa , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.413 G. Kiczerka , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.342 G. Opołonek , 1983. PPGK, Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 195.422 G. Dziurkowiec , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.311 G. Rabia Skała , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.113 Hulskie , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 195.242 Kalnica , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.324 Kińczyk Bukowski , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.111 Krywe , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.132 Nasiczne , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 195.222 Polanki , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.123 Smolnik , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.141 Stuposiany , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.13 Suche Rzeki , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.411 Syhła , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.144 Tarnawa Niżna , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.321 Tarnica , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.312 Ustrzyki Górne , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.133 Wetlina , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 195.244 Wielka Grań Wopistów , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.323 Wołosate , 1983. PPGK, Rzeszów. Mapa topogra'czna 1:10 000. Arkusz 196.114 Zatwarnica , 1983. PPGK, Rzeszów.

SPIS TABEL

Tabela 1.1. Zlewnie główne i zlewnie elementarne ...... 15 Tabela 2.1. Średnie roczne sumy opadów w latach 1996–2005 na posterunkach opadowych w Bieszczadach ...... 22 Tabela 2.2. Średnie roczne sumy opadów w zlewniach głównych obliczone na podstawie gradientu opadowego z lat 1996–2005 ...... 24 Tabela 2.3. Stosunek sumy opadów letnich do opadów zimowych (L/Z) oraz opadów jesiennych do opadów wiosennych (J/W) ...... 28 Tabela 2.4. Średnia liczba dnia z opadem w latach 1996–2005 ...... 28 Tabela 3.1. Wskaźniki morfometryczne zlewni głównych ...... 34 Tabela 3.2. Wskaźniki charakteryzujące sieć rzeczną i lesistość zlewni głównych . . . 34 Tabela 3.3. Liczba (n) i długość (s) cieków poszczególnych rzędów wg klasy+kacji Hortona-Strahlera – w zlewniach elementarnych . . . . . 37 Tabela 3.4. Wskaźniki charakteryzujące sieć rzeczną i lesistość zlewni elementarnych . 39 Tabela 3.5. Wskaźniki morfometryczne zlewni elementarnych ...... 40 Tabela 4.1. Odpływ rzeczny w Bieszczadach ...... 46 Tabela 4.2. Roczne przepływy charakterystyczne rzek w Bieszczadach ...... 47 Tabela 4.3. Miesięczne przepływy charakterystyczne Sanu i Solinki w latach 1961–1970 (wg Przepływy charakterystyczne... , 1980) ...... 49 Tabela 4.4. Odpływ rzeczny ze zlewni Sanu i Solinki ...... 50 Tabela 4.5. Charakterystyczne odpływy jednostkowe ...... 51 Tabela 4.6. Współczynniki zmienności średnich rocznych przepływów i przepływów dobowych ...... 55 Tabela 4.7. Średni czas trwania przepływów wraz z przepływami niższymi . . . . . 56 Tabela 5.1. Jednostki hydrogeologiczne w Bieszczadach Wysokich (wg Chowańca, 2002; Chowańca, Witka, 2002a, b; Witka, 2002) . . . . . 60

85 Tabela 5.2. Udział zasilania podziemnego w odpływie całkowitym w Bieszczadach . . 63 Tabela 5.3. Moduł odpływu podziemnego w Bieszczadach ...... 64 Tabela 5.4. Średni moduł odpływu podziemnego całkowitego w zlewni Sanu po pro+l Dwernik (1971–1990) wg Tomaszewskiego (2001) ...... 65 Tabela 5.5. Współczynnik zasilania oraz moduł odpływu podziemnego bazowego na podstawie metody Wundta (wg Przepływy charakterystyczne... , 2008) . 66 Tabela 5.6. Moduł odpływu podziemnego bazowego na postawie pomiarów przepływu podczas głębokiej niżówki (wg Plenzler i in., 2010) . . . . . 68 Tabela 5.7. Moduł odpływu podziemnego bazowego w obrębie zlewni elementarnej Górnej Wołosatki (wg Siwka i in., 2009) ...... 68 Tabela 5.8. Wydajność źródeł monitorowanych przez PSH w latach hydrologicznych 2003–2009 ...... 70 Tabela 5.9. Charakterystyki krenologiczne zlewni w Bieszczadach na tle innych zlewni w Karpatach Zewnętrznych ...... 71

86 SPIS RYCIN

Ryc. 1.1. Podział opisywanego obszaru na zlewnie główne ...... 12 Ryc. 1.2. Zlewnie elementarne wybrane do charakterystyk szczegółowych. Numeracja zlewni zgodna z tabelą 1.1 ...... 14 Ryc. 1.3. Główne jednostki facjalno-strukturalne Bieszczadów (na podst. Haczewskiego i in., 2007) ...... 17 Ryc. 2.1. Związek między średnią roczną sumą opadów (1996–2005) a wysokością bezwzględną terenu ...... 24 Ryc. 2.2. Średnia roczna suma opadów atmosferycznych w Bieszczadach obliczona na podstawie gradientu opadowego z lat 1996–2005 ...... 25 Ryc. 2.3. Średnia roczna suma opadów atmosferycznych w wybranych zlewniach elementarnych obliczona na podstawie gradientu opadowego z lat 1996–2005 ...... 26 Ryc. 2.4. Średni procentowy udział miesięcznej sumy opadów atmosferycznych w sumie rocznej w latach 1996–2005 ...... 27 Ryc. 3.1. Sieć rzeczna w Bieszczadach ...... 33 Ryc. 3.2. Sieć rzeczna w wybranych zlewniach elementarnych (na podst. Mapy topogra+cznej Polski 1:10 000) ...... 36 Ryc. 3.3. Gęstość sieci rzecznej w wybranych zlewniach elementarnych ...... 38 Ryc. 3.4. Średnie nachylenie terenu w wybranych zlewniach elementarnych . . . . . 41 Ryc. 4.1. Posterunki wodowskazowe ...... 50 Ryc. 4.2. Odpływ jednostkowy z wybranych zlewni elementarnych ...... 52 Ryc. 4.3. Współczynnik przepływów miesięcznych Sanu i Solinki ...... 53 Ryc. 4.4. Średnia liczba dni z wezbraniem ...... 54 Ryc. 4.5. Średnia liczba dni z przepływem niżówkowym ...... 55 Ryc. 5.1. Główne Zbiorniki Wód Podziemnych (GZWP) oraz Jednolite Części Wód Podziemnych (JCWPd) ...... 61 Ryc. 5.2. Moduł odpływu podziemnego bazowego w wybranych zlewniach elementarnych(wg Plenzler i in., 2010) ...... 67 Ryc. 5.3. Tło hydrochemiczne w zlewni Górnej Wołosatki (wg Siwka, Rzoncy, 2009) . 73

87 88 SPIS FOTOGRAFII

Fot. 1. Górne odcinki dolin w piętrze połonin. Widok z Halicza na Krzemień ...... 76/77 Fot. 2. Sucha dolina na stokach Halicza przy górnej granicy lasu ...... 76/77 Fot. 3. Szczelinowe źródło pod przełęczą Siodło w masywie Tarnicy . . . . . 76/77 Fot. 4. Górne odcinki cieków tworzą głębokie wciosy. Potok w zlewni Rzeki w masywie Połoniny Wetlińskiej ...... 76/77 Fot. 5. Pro+l podłużny górnych odcinków cieków jest niewyrównany. Progi rumoszowe w zlewni Wołosatki ...... 76/77 Fot. 6. Kaskady w dolinie Wołosatki ...... 76/77 Fot. 8. Wołosatka ...... 76/77 Fot. 7. Ujście dopływu spod Rozsypańca do Wołosatki ...... 76/77 Fot. 9. Rumosz skalny i drzewny powoduje przesuwanie nurtu, czasem poza pierwotne koryto – Wołosatka ...... 76/77 Fot. 10. Stok podcinany przez Wołosatkę ...... 76/77 Fot. 11. Pomiar natężenia przepływu Górnej Solinki w pobliżu ujścia do Wetlinki ...... 76/77 Fot. 12. D ziałalność bobrów przyczynia się do zwiększenia retencji, zwłaszcza w dolnych odcinkach potoków: rozlewisko w Krywem . . . 76/77 Fot. 13. Progi skalne w korycie Wetliny w Rezerwacie Sine Wiry ...... 76/77 Fot. 14. San przy niskich stanach wód w okolicach Zatwarnicy ...... 76/77 Fot. 15. Solinka okolicach Terki ...... 76/77 Fot. 16. Wezbrany San w pobliżu Rezerwatu Hulskie im. Stefana Myczkowskiego ...... 76/77

Fot. 1. Górne odcinki dolin w piętrze połonin. Widok z Halicza na Krzemień (fot. B. Rzonca)

Fot. 2. Sucha dolina na stokach Halicza przy górnej granicy lasu (fot. B. Rzonca) Fot. 3. Szczelinowe źródło pod przełęczą Siodło w masywie Tarnicy (fot. A. Kołodziej)

Fot. 4. Górne odcinki cieków tworzą głębokie wciosy. Potok w zlewni Rzeki w masywie Połoniny Wetlińskiej (fot. E. Mocior) Fot. 5. Pro'l podłużny górnych odcinków cieków jest niewyrównany. Progi rumoszowe w zlewni Wołosatki (fot. E. Mocior)

Fot. 6. Kaskady w dolinie Wołosatki (fot. R. Ciesielski) Fot. 7. Ujście dopływu spod Rozsypańca do Wołosatki (fot. B. Rzonca)

Fot. 8. Wołosatka (fot. B. Rzonca) Fot. 9. Rumosz skalny i drzewny powoduje przesuwanie nurtu, czasem poza pierwotne koryto – Wołosatka (fot. A. Kołodziej)

Fot. 10. Stok podcinany przez Wołosatkę (fot. M. Rozmus) Fot. 11. Pomiar natężenia przepływu Górnej Solinki w pobliżu ujścia do Wetlinki (fot. B. Rzonca)

Fot. 12. Działalność bobrów przyczynia się do zwiększenia retencji, zwłaszcza w dolnych odcinkach potoków: rozlewisko w Krywem (fot. B. Rzonca) Fot. 13. Progi skalne w korycie Wetliny w Rezerwacie Sine Wiry (fot. J. Siwek)

Fot. 14. San przy niskich stanach wód w okolicach Zatwarnicy (fot. A. Kołodziej) Fot. 15. Solinka okolicach Terki (fot. A. Kołodziej)

Fot. 16. Wezbrany San w pobliżu Rezerwatu Hulskie im. Stefana Myczkowskiego (fot. J. Siwek)