Wartości progowe parametrów opadów deszczu inicjujących procesy erozyjne w zlewniach użytkowanych rolniczo Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagiellońskiego Jolanta Święchowicz Wartości progowe parametrów opadów deszczu inicjujących procesy erozyjne w zlewniach użytkowanych rolniczo Kraków 2012 Publikacja wydana ze środków Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ Recenzent: prof. dr hab. Adam Łajczak Tłumaczenie na język angieski: Aicja Waigóra-Zbewska Adiustacja: Urszua Kossowska-Cezak Projekt okładki: Jolanta Święchowicz Zdjęcia na okładce: Skutki erozji wodnej na stokach użytkowanych rolniczo w okolicy Stacji Naukowej IGiGP UJ w Łazach k. Bochni – fot. Jolanta Święchowicz Projekt, opracowanie i komputerowe wykonanie rycin: Jolanta Święchowicz Makieta książki, skład tekstu i przygotowanie do druku: Pracownia Wydawnicza IGiGP UJ – Małgorzata Ciemborowicz © Jolanta Święchowicz i Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ Wydanie I Kraków 2012 ISBN 978-83-88424-73-1 Wydawca: Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków, Polska tel. (+48) 012 664 52 50, faks (+48) 012 664 53 85 www.geo.uj.edu.pl Druk: Poligrafia Inspektoratu Towarzystwa Sa ezjańskiego ul. Konfederacka 6, 30-306 Kraków, Polska tel. (+48) 12 266 40 00, faks (+48) 12 269 02 84 www.sdb.krakow.pl Spis treści Rozdział 1 Wstęp.................................... 7 1.1. Koncepcja i typy progów geomorficznych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8 1.2. Metody wyznaczania progów geomorficznych . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19 1.3. Ce i zakres pracy ............................ 20 Rozdział 2 Obszar badań ................................. 31 Rozdział 3 Metody badań................................. 37 3.1. Metody opracowania wyników pomiarów opadów atmosferycznych . . . . . . . . . . 38 3.2. Metody pomiarów erozji wodnej na stokach . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41 3.2.1. Rozbryzg ............................ 42 3.2.2. Spłukiwanie ........................... 45 3.2.3. Erozja inijna............................ 49 3.3. Transport zawiesiny w korycie ....................... 52 3.4. Metody wyróżniania wartości progowych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53 Rozdział 4 Uwarunkowania przebiegu erozji wodnej na stokach . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57 4.1. Czynniki wewnętrzne wpływające na przekraczanie progów geomorficznych . . . . . . . 59 4.1.1. Rzeźba terenu........................... 59 4.1.2. G eby .............................. 66 4.1.3. Użytkowanie ziemi.......................... 67 4.2. Czynniki zewnętrzne sprzyjające przekraczaniu progów geomorficznych . . . . . . . . 71 4.2.1. Opady atmosferyczne ........................ 72 4.3. Reprezentatywność wyników badań . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 100 Rozdział 5 Wartości progowe parametrów opadów deszczu w przebiegu erozji wodnej na stokach . . . . . . 103 5.1. Charakterystyka opadów deszczu w atach hydro ogicznych 2007–2009. . . . . . . . . 103 5.2. Rozbryzg ............................... 105 5.2.1. Częstość zdarzeń .......................... 105 5.2.2. Masa rozbryzgu .......................... 106 5.2.3. Wartości progowe w przebiegu rozbryzgu . . . . . . . . . . . . . . . . 110 5.3. Spłukiwanie .............................. 122 5.3.1. Częstość zdarzeń spłukiwania ..................... 122 5.3.2. Masa przemieszczanego na stoku przez spłukiwanie materiału g ebowego . . . . . 122 5.3.3. Wartości progowe wystąpienia spłukiwania. . . . . . . . . . . . . . . . . 131 5.4. Erozja inijna.............................. 142 5.4.1. Częstość zdarzeń .......................... 143 5.4.2. Skutki zdarzeń ........................... 148 5.4.3. Wartości progowe w przebiegu erozji inijnej na stokach . . . . . . . . . . . 153 Rozdział 6 Wartości progowe dostawy g eby ze stoków do koryta potoku . . . . . . . . . . . . . . . 161 Rozdział 7 Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia zdarzeń erozyjnych na stokach . . . . . . . . 175 7.1. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia rozbryzgu, spłukiwania oraz erozji inijnej w roku . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 177 7.2. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia rozbryzgu oraz dostawy materiału g ebowego ze stoków do koryta potoku . . . . . . . . . . . 183 7.3. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia rozbryzgu, spłukiwania oraz erozji inijnej w poszczegó nych miesiącach półrocza etniego . . . . . . 190 7.4. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia rozbryzgu oraz dostawy materiału g ebowego ze stoków do koryta potoku w poszczegó nych miesiącach półrocza etniego . . . . . . . . . . . . . . . . . 194 Rozdział 8 Wykorzystanie wartości progowych parametrów opadów deszczu do oceny ro i procesów erozyjnych w obszarach użytkowanych ro niczo......................... 203 Rozdział 9 Podsumowanie................................. 217 Rozdział 10 Wnioski ................................... 225 Podziękowania................................. 229 Bib iografia.................................. 231 Spis rycin / List of figures ............................. 265 Spis tabe / List of tab es ............................. 273 Summary. Rainfa thresho ds for erosion processes in agricu tura catchments . . . . . . . . . 279 Rozdział 1 Wstęp W roku 1973 została opublikowana praca Stanley’a Schumma pod tytułem Geomorphic thresholds and complex response to drainage system (Schumm 1973a). Mimo upływu kilku­dziesięciu lat, ten zaledwie dwunastostronicowy artykuł nadal należy do grupy dziesięciu najczęściej cytowanych prac z geomorfologii (Doyle, Julian 2005), a pojęcie threshold – wartość progowa, pr – trwale funkcjonuje w terminologii geomorfologicznej. W czym więc tkwi siła tego artykułu? Słowo prg w swoim podstawowym znaczeniu wskazuje na kamienną bądź drewnianą dolną część futryny drzwiowej. Z czasem stał się synonimem początku czegoś, wstępu do czegoś, granicy czegoś (Sobol 2002). Pojęcie pro­gu (wartości progowej) było od dawna stosowane w naukach ścisłych, jak rwnież w me­dycynie czy psychologii (pr blu, pr pobudliwości, pr słyszalności itp.) i oznaczało ono zwykle najmniejszą wartość (siłę) jakiegoś bodźca, po przekroczeniu ktrej następuje wyraźna zmiana jakościowa bądź ilościowa w przebiegu procesu (Encyklopedia Popularna PWN, 1992). Stanley Schumm (1973a) wprowadził koncepcję progw geomorfcznych do teorii sys­temu geomorfcznego oraz zdefniował podstawowe pojęcia, ktre funkcjonują do dzisiaj. Cytowana praca ma charakter teoretyczny, daje podstawy do opisu występowania i działa­nia procesw geomorfcznych. Idea progw geomorfcznych była na tyle oglna i otwarta, że rwnocześnie niemożliwa do natychmiastowego zweryfkowania, wymagała bowiem potwierdzenia wynikami badań terenowych i monitoringiem procesw geomorfcznych w długich okresach na obszarach o zrżnicowanej rzeźbie i odmiennych warunkach kli­matycznych. Koncepcja była w kolejnych latach weryfkowana, rozwijana i udoskonala­na, dzięki czemu jej znaczenie wzrosło do rangi podstawowego paradygmatu (Hart 1986) i funkcjonuje w geomorfologii na rwni z takimi koncepcjami, jak teoria cyklu geografcz­nego (Davis 1899 za Klimaszewski 1978), modelu rwnowagi dynamicznej (Gilbert 1877 za Klimaszewski 1978; Hack 1960) czy teoria systemu denudacyjnego (Chorley 1962), ktre stanowiły o rozwoju tej dyscypliny. Co więcej, pojęcie progw geomorfcznych do dziś jest uznawane za centralne w teorii geomorfologii (Hart 1986; Ritter i in. 2002). Oprcz znaczenia czysto teoretycznego, omawiana koncepcja znajduje – jak żadna inna – zastosowanie praktyczne (Coates, Vitek 1980a, b; Hart 1986) na gruncie geomor­fologii stosowanej. Poznanie wartości progowych, po przekroczeniu ktrych dochodzi do uruchomienia procesw geomorfcznych prowadzących nie tylko do zmiany rzeźby, ale rwnocześnie powodujących trwałe i nieodwracalne uszkodzenia terenu, zniszczenie dorobku materialnego, wymierne straty ekonomiczne oraz stwarzających zagrożenie dla zdrowia i życia ludzi, jest zagadnieniem wręcz fundamentalnym. Wyznaczenie tych war­tości nie jest jednak możliwe bez terenowych pomiarw przebiegu i natężenia procesw geomorfcznych – pracochłonnych, czasochłonnych, wymagających nakładw fnanso­wych i specjalistycznej aparatury oraz zaangażowania wielu osb. 1.1. Kon ep ja i typy progów geomorfi zny h Rzeźba powierzchni Ziemi, bedąca wynikiem działania przeciwstawnych sił wewnętrz­nych (endogenicznych) i zewnętrznych (egzogenicznych) jest zrżnicowana w przestrzeni i ulega zmianom w czasie. Przyczyną zrżnicowania i zmienności jest brak rwnowagi między działalnością sił endo- i egzogenicznych, ktre w rżnych okresach charaktery­zują się inną częstością występowania, przebiegiem i natężeniem (Klimaszewski 1978; Książkiewicz 1979; Bauer 2004; Migoń 2006). Niektre procesy wywołane przez te siły są procesami budującymi (tworzącymi nowe formy), inne mają charakter destrukcyjny (niszczący istniejące już formy). Działalność większości procesw geomorfcznych pole­ga jednak zarwno na rwnoczesnym niszczeniu, jak i budowaniu. Transformacja rzeź­by jest reakcją na działanie procesw lub zespołw procesw geomorfcznych. Zarwno wystąpienie procesu, jak i jego natężenie jest rwnież zrżnicowane i podlega zmianom w czasie. Procesy geomorfczne wywołane są przez określone przyczyny (siły – czynni­ki) i charakteryzują się określonym mechanizmem działania i zmiennym natężeniem (Leopold i in. 1964; Strahler 1965; Gregory, Walling 1973, 1974; Scheidegger 1974; Schumm 1977; Derbyshire i in. 1979; Embleton, Whalley 1985; Tornes 1985; Andel van 1997; Allen 2000; Ritter in. 2002). Dlatego w geomorfologii przykłada się dużą wagę do określenia relacji, ktre zachodzą między procesem a formą, ktra jest skutkiem działania procesu, oraz do poznania uwarunkowań wpływających na charakter tych relacji. Uważa się, że istnieje rwnowaga dynamiczna między formą a procesem, oparta na relacji między siłą a odpornością systemu na jej działanie. Koncepcja ta, opracowana przez Grove’ a K. Gilberta (1877), następnie zarzucona i zdominowana przez teorię cyklu geo­grafcznego Williama M. Davisa (1899), pojawiła się ponownie w pracach geomorfolo­gicznych w latach pięćdziesiątych ubiegłego wieku (Horton 1945; Strahler 1950a, b, 1952; Leopold, Maddock 1953) i wkrtce stała się teoretyczną podstawą w badaniach geomorfolo­gicznych (Hack 1960). Koncepcja rwnowagi dynamicznej została silnie zaakcentowana w oglnej teorii sys­temw (Bertalanfy 1932, 1950, 1984) wprowadzonej do geomorfologii przez Richarda J. Chorley’a (1962). Podejście systemowe w geomorfologii zdaniem R.J. Chorley’a (1962) miało szczeglnie ułatwić badanie relacji czynnik–proces–forma oraz wyeksponować zmienność warunkw i przebieg procesw. W klasycznej defnicji system rozumiany jest jako zbir elementw (obiektw) funkcjonalnie lub strukturalnie powiązanych ze sobą, tworzących jednolitą całość (Bertalanfy 1932, 1950; Hall, Fagan 1956; Chorley 1962; Chorley, Kennedy 1971; Kennedy 2004). Tak więc system jest układem charakteryzują­cym się określoną strukturą i funkcjonowaniem. Jest rwnocześnie układem dynamicz­nym, czyli zmieniającym się w czasie. Działanie systemu zależy w rwnej mierze od właściwości wsptworzących go części składowych, jak i od miejsca, jakie zajmują one w systemie (Bertalanfy 1932, 1984; Chorley 1962, Chorley, Kennedy 1971; Widacki 1979a, b). System geomorfczny jest przykładem systemu otwartego, w ktrym odbywa się stały przepływ (dopływ i odpływ) energii i obieg materii, zmierzający do osiągnięcia stanu rwnowagi dynamicznej (Chorley, Kennedy 1971; Schumm 1977; ryc. 1). Ozna­cza to stałość systemu, czyli brak zmian w czasie, ktry może być spowodowany izolacją, znaczną odpornością na zmiany lub działaniem zrwnoważonych sił (Weiner 1999; Balon 2007). Na przykład system stokowy znajduje się w stanie rwnowagi (bilans rwnoważ­ny), gdy ilość produktw wietrzenia i namywania po stronie przychodw jest rwna ilości materiału spłukiwanego i odprowadzanego przez ruchy masowe (Jahn 1954). Istnienie rwnowagi sugeruje, że proces i forma funkcjonują w niezmieniających się warunkach, co pociąga za sobą rwnież stałość czynnikw wpływających na przebieg procesw i for­mę (np. klimatu, procesw tektonicznych). W rzeczywistości systemy geomorfczne ule­gają zmianom, nie zawsze jednak z perspektywy ludzkiego życia potrafmy je dostrzec. Zmiany dokonujące się w systemach geomorfcznych są rżnie oceniane w zależności od skali czasowej, co zdecydowanie wpływa na postrzeganie występujących w systemie ty­pw rwnowagi (Schumm 1977). W geomorfologii relacje zachodzące między procesem a formą są rozpatrywane w rżnych skalach czasowych (Tricart 1965, Torns, Brunsden 1977; Goździk 1986; Kozarski 1986). Najbardziej znany i powszechnie stosowany jest podział wprowadzony przez S. Schumma i R. Lichty’ego (1965) wyrżniający czas stały (steady time), stopniowy (graded time) i cykliczny (cyclic time). W zależności od perspek­tywy czasu zmienia się też diametralnie postrzeganie rwnowagi występującej w systemie. W bardzo krtkiej skali czasu, obejmującej godziny, dni, miesiące (steady time; czas krt­koterminowy), forma (np. wysokość dna doliny) nie ulega zmianie, a system znajduje się w stanie rwnowagi statycznej (static equilibrium) (Chorley, Kennedy 1971; Schumm 1977; ryc. 1A). W dłuższych jednostkach czasu, obejmujących dekady, wieki, a nawet tysiące lat (graded time; średnioterminowy), następują stopniowe zmiany formy, ktre jednak są maskowane przez oscylacje wok wartości średniej dla tego okresu. System znajduje się wwczas w rwnowadze stacjonarnej (steady-state equilibrium) (Chorley, Kennedy 1971; Schumm 1977; ryc. 1B). W skali czasu geologicznego (cyclic time; czas długoterminowy), obejmującego miliony lat, zaznacza się wyraźna, stopniowa, ukierunkowana zmiana rzeź­by, ktra mimo oscylacji wok średniej jest bardzo dobrze widoczna. System wwczas znajduje się w stanie rwnowagi dynamicznej (dynamic equilibrium) (Chorley, Kennedy 1971; Schumm 1977; ryc. 1C). Zastosowane w opisie czasu jednostki astronomiczne (np. dzień, rok oraz ich wielokrotności) mają na celu jedynie zaakcentowanie rzędu wielkości, a nie wskazanie wartości granicznych między umownymi jednostkami czasowymi. W rozważaniach S. Schumma (1977) pojawiają się jeszcze dwa inne typy rwnowagi, z ktrymi nieodłącznie związane jest pojęcie progu geomorfcznego. Są to rwnowaga metastabilna i rwnowaga dynamiczna metastabilna. Obydwa typy zakładają istnienie Ry ina 1. Typy równowagi na przykładzie zmian w położeniu den dolin (na podstawie Chorley, Kennedy 1971; S humm 1977) a – równowaga stała, B – równowaga sta jonarna, C – równowaga dynami zna, d – równowaga metastabilna, E – równowaga dynami zna metastabilna. Figure 1. Types of equilibrium in relation to hanges of valley-floor elevation with time (based on Chorley, Kennedy 1971; S humm 1977) a – stati equilibrium, B – steady-state equilibrium, C – dynami equilibrium, d – metastable equilibrium, E – dynami metastable equilibrium. progw geomorfcznych, po przekroczeniu ktrych zachodzą nagłe zmiany w obrębie sys­temu, do ktrych system musi się dopasować. Rwnowaga metastabilna występuje wte­dy, kiedy okresy, w ktrych utrzymuje się rwnowaga statyczna, są oddzielone krtkimi epizodami zmian, w ktrych następuje przekroczenie progw geomorfcznych (ryc. 1D; Schumm 1977). Rwnowaga dynamiczna metastabilna jest wtedy, kiedy okresy, w ktrych występuje rwnowaga dynamiczna, są oddzielone zdarzeniami wywołanymi przekracza­niem progw geomorfcznych (ryc. 1E; Schumm 1977). W ostatnich dwch typach rw­nowagi pojawia się jeszcze określenie czasu epizodycznego (episodic time), oznaczającego bardzo krtkie przedziały czasowe, w ktrych dokonują się zdarzenia epizodyczne naj-częściej o charakterze ekstremalnym (katastrofalnym). Jest to czas trwania tych zdarzeń. Każda koncepcja, ktra zawiera pojęcie stanu rwnowagi, rwnocześnie zawiera pojęcie kontrastującego z nim stanu – braku rwnowagi. Występuje on wwczas, kiedy w systemie pod wpływem zmian czynnika następuje reakcja i dochodzi do zmiany. W systemie geomorfcznym reakcją na działanie czynnika (siły) jest proces, ktry może prowadzić do powstania nowych lub przekształcania istniejących już form terenu. W pew­nych sytuacjach pod wpływem określonych czynnikw dochodzi do wystąpienia procesu i w konsekwencji do zmian formy, a w pewnych nie. Reakcja systemu zależy zarwno od zmian parametrw samego czynnika, jak i od odporności systemu na zmiany (resistance) lub od jego stabilności (stability). Dokonujące się w czasie zmiany stanu systemu są obser­wowane i mierzono zarwno podczas badań terenowych, jak i laboratoryjnych. Zmien­ne, ktre są wykorzystywane do opisania warunkw panujących w systemie, noszą na­zwę zmiennych stanu (np. kąt nachylenia stoku, wilgotność gruntu, uziarnienie gleb itp.), a szczegowym obserwacjom i pomiarom poddawane są zmienne najbardziej wrażliwe na zmiany. Parametry (cechy) przypisywane tym zmiennym są często stosowane do wnio­skowania o warunkach rwnowagi (braku zmian) lub stabilności systemu. Status zmien­nych ulega zmianie w zależności od skali czasu. W krtkich odcinkach czasu (steady time) wiele zmiennych nie ulega znacznym zmianom i są traktowane jako zmienne niezależne (np. gęstość sieci dolinnej, parametry doliny), w dłuższych odcinkach czasu (graded time, cyclic time) te same zmienne mogą mieć charakter zmiennych zależnych (Schumm, Lichty 1965; Tornes, Brunsden 1977). Systemy, w ktrych zmiany nie zachodzą, bo znajdują się w stanie rwnowagi lub dokonują się w nich niewielkie zmiany oscylujące wok średniej, są klasyfkowane jako systemy trwałe (stabilne) (Schumm 1977, 1988). Wszystkie zmiany zachodzące w syste­mie można zapisać w postaci zależności funkcyjnych. Zawsze więc istnieje jakaś realna wartość zmiennej lub zmiennych, ktra wyznacza granice warunkw stabilności systemu. Kiedy wartości te są przekroczone, system wkracza w warunki braku rwnowagi. Granice stanu rwnowagi są krytycznymi warunkami, ktre S. Schumm (1973a, b, 1979, 1980, 2004) nazwał progami (thresholds). Mogą one być wyrażone za pomocą krytycznych war­tości parametrw odnoszących się do czynnikw zewnętrznych (extrinsic threshold), jak i wewnętrznych (intrinsic threshold), powodujących zmiany w systemie. W takim ujęciu progi rozumiane były jako warunki progowe stabilności formy. Pojęcie progu czy wartości progowej było znane i stosowane rwnież w geografi, za­nim S. Schumm (1973a) wprowadził je do geomorfologii dynamicznej. Ogromne zasługi w tej dziedzinie ma francuski geograf Roger Brunet (1968), ktry bardzo szeroko omwił koncepcję progw i jej znaczenie w geografi, zarwno fzycznej jak i społeczno-ekono­micznej. Progi były rozumiane jako pewien ciąg uwarunkowań, po przekroczeniu ktrych zmieniał się charakter czy rytm zjawiska lub następowały zmiany w przebiegu procesw. Według R. Bruneta (1968) istnienie progw miało uzasadnienie tylko i wyłącznie w śro-dowiskach, ktre charakteryzowały się nieciągłym (nieliniowym) przebiegiem procesw. Najbardziej oczywistymi przykładami progw rozumianych jako pewna wartość krytycz­na (punkt zmiany) mogą być np. prędkości kosmiczne czy tzw. punkt potrjny. Można wskazać dziesiątki podobnych przykładw z rżnych dziedzin życia. W geomorfologii pierwsze informacje na temat nieciągłości w przebiegu procesw i punktw krytycznych pojawiały się rwnocześnie w pracach Artura Strahlera (1950a, b), Jeana Tricarta (1957) i Henriego Bauliga (1950). W pracy R. Bruneta (1968) progi w geografi są rozpatrywane w trzech zasadniczych aspektach. Pierwszy dotyczy sposobu przejawiania się progu, drugi mechanizmu opisującego przekroczenie progu, a trzeci koncentruje się na konsekwen­cjach, ktre pociąga za sobą przekroczenie progu. Na szczeglną uwagę zasługują nastę­pujące typy progw wyrżnione przez R. Bruneta (1968): a) wartości progowe wystąpienia i wartości progowe zaniku procesu (seuils de manifesta­tion, seuils d’extiction). Czynnik zewnętrzny, ktry wywołuje proces, musi osiągnąć pewną minimalną war­tość (punkt zmiany), po przekroczeniu ktrej proces się pojawia. Oznacza to, że dany proces lub zjawisko pojawia się dopiero od pewnego punktu, tzw. punktu zmiany, i trwa do pewnego punktu, tzw. punktu zaniku, po ktrym proces zanika. Wartość progowa wprawienia w ruch nie jest identyczna z wartością progową zatrzymania. Nie ma symetrii między progiem pojawiania się i zaniku. b) wartości progowe (progi) dywergencji (seuils de divergence). Proces lub zjawisko trwa, zmienia się jego tempo, natężenie; może przyspieszać, zwal­niać, ale nie zmienia się kierunek zmian. c) progi odwrcenia i opozycji (seuils de renversement et seuils d’opposition). Dane zjawisko trwa i po dojściu do pewnego punktu następuje odwrcenie tendencji (trendu) w przebiegu zjawiska. Typ „a” jest jednym z najczęściej rozpoznawanych i wyrżnianych progw w geo­morfologii dynamicznej. Eksponowanym przykładem, bardzo dobrze ilustrującym kon­cepcję progw geomorfcznych, jest często publikowany w podręcznikach (Schumm 1973a; Klimaszewski 1978; Książkiewicz 1979, Migoń 2006) diagram Filipa Hjulstma (Hjulstm 1935, ryc. 2A), na ktrym pokazano prędkości graniczne strumienia (prędkość nierozmywająca, prędkość erozyjna), przy ktrych ziarna o określonej wielkości są erodo­wane, transportowane i akumulowane. Podobne zależności są przedstawione na diagra­mach Ake Sundborga (Sundborg 1967). Istotą tak wyrżnionych progw jest to, że wraz z ciągłym wzrostem prędkości wody (czynnik zewnętrzny), jest osiągana pewna wartość progowa prędkości (seuil de manifestation, threshold of manifestation), po przekrocze­niu ktrej ziarna o określonej średnicy zostają wprawione w ruch. Wraz z postępującym spadkiem prędkości w jakimś momencie zostaje osiągnięta jej krytyczna wartość (seuil de d’extiction, threshold of extinction), po przekroczeniu ktrej ruch ziaren zostaje przerwany. Na tym samym diagramie można zidentyfkować kolejną wartość progową, tzw. wartość progową odwrcenia (seuil de renversement, threshold of reversal). Wyrżnia się ją w mo­mencie wprowadzenia trzeciej zmiennej, ktrą w tym wypadku są siły spjności (kohezji). Na wykresie można zidentyfkować punkt prędkości granicznej, po przekroczeniu ktrej następuje odwrcenie tendencji w transporcie ziaren. Wraz ze spadkiem prędkości wzra­sta średnica transportowanych ziaren do pewnej prędkości krytycznej, po przekroczeniu ktrej następuje odwrcenie tendencji. Wraz z dalszym wzrostem średnicy ziarna nastę­puje wzrost prędkości potrzebnej do uruchomienia ziarna. Innym przykładem tak pojmowanych wartości progowych jest krzywa Waltera Lang-beina i Stanley'a Schumma (Langbein, Schumm 1958; ryc. 2B) przedstawiająca wskaź­nik denudacji [tony·km-2·rok-1] w funkcji średniej rocznej sumy opadw. Wraz ze wzro­stem rocznej sumy opadw następuje wzrost transportowanego ładunku do momentu, w ktrym trzecia zmienna (w tym wypadku pokrywa roślinna) nie odwrci tej tendencji. Wraz ze wzrostem średniej rocznej sumy opadw następuje spadek transportu osadw. Podobną tendencję przedstawia krzywa Lee Wilsona (Wilson 1973; ryc. 2C) opracowana na podstawie wynikw pomiarw pochodzących z 1500 zlewni położonych w rżnych Ry ina 2. Wybrane przykłady progów geomorfi zny h (opra owano na podstawie Hjulström 1935; Langbein, S humm 1957; Wilson 1973) a – krzywa F. Hjulströma przedstawiają a zależność między prędkoś ią strumienia [m·s-1] a erozją, transportem i depozy ją mate­riału (Hjulström 1935), B – krzywa W.B. Langbeina i S. S humma przedstawiają a zależność wskaźnika denuda ji [tony·km-2·rok-1] od ro znej sumy opadów [mm] (Langbein, S humm 1957), C – krzywa L. Wilsona przedstawiają a zależność wskaźnika denuda ji [tony·km-2·rok-1] od ro znej sumy opadów [mm] (Wilson 1973). Figure 2. Sele ted examples of geomorphi thresholds (based on Hjulström 1935; Langbein, S humm 1957; Wilson 1973) a – The Hjulström urve showing the relation between stream velo ity [m·s-1] and erosion, transport and deposition of sediment (Hjulström 1935), B – The Langbein and S humm urve showing the relation between annual totals of pre ipitation [mm] and denudation rate [tons·km-2·year-1] (Langbein, S humm 1957), C – The Wilson urve showing the relation between annual totals of pre ipitation [mm] and denudation rate [tons·km-2·year-1] (Wilson 1973). strefach klimatycznych. Krzywa ma dwa maksima. Pierwsze z nich, o wartości około 800 mm, jest charakterystyczne dla obszarw lessowych, w ktrych ma miejsce intensywna uprawa ziemi. Drugie, o wartości około 1700 mm, jest związane z obszarami tropikalnymi i śrdziemnomorskimi. Niezależnie od krytyki (Fullen, Catt 2004), z ktrą spotkały się prezentowane na wymienionych wykresach prawidłowości, większą uwagę w tym przy­padku zwraca sama metoda wyznaczania wartości progowych na podstawie dostępnych danych niż sam wynik. Jak już wcześniej wspomniano, niewątpliwą zasługą S. Schumma (1973a) było wpro­wadzenie koncepcji progw geomorfcznych do geomorfologii dynamicznej, uzasadnie­nie jej znaczenia w wyjaśnianiu roli procesw morfogenetycznych w rozwoju rzeźby oraz pokazanie możliwości jej zastosowania w praktyce. Dotyczy to przede wszystkim zagad­nień związanych w występowaniem i zapobieganiem zagrożeniom dla gospodarczej dzia-łalności człowieka wywołanym przez procesy geomorfczne. Progi geomorfczne (geomorphic thresholds) zostały zdefniowane przez S. Schumma jako krytyczne warunki, w ktrych forma nagle się zmienia (Schumm 2004). Transforma­cja formy może być skutkiem działania czynnikw zewnętrznych, ktre naruszają stabil­ność formy po przekroczeniu progu zewnętrznego (extrinsic threshold), albo zmiana we-wnętrznego progu (intrinsic threshold) może być wynikiem progresywnej zmiany formy samej w sobie (Schumm 1973a, b, 2004). Według S. Schumma (1973a) dobrym przykładem są progi opisane w hydraulice przez liczby Reynoldsa i Frouda (Scheidegger 1974; Embleton i in. 1985). Tzw. liczba Reynoldsa jest formułą pozwalającą obliczyć graniczną prędkość strumienia, przy ktrej przepływ la­minarny (jednorodny) przechodzi w ruch turbulentny (nieciągły, okresowy). Z kolei tzw. liczba Frouda jest formułą pozwalającą na obliczenie granicznej prędkości strumienia, powyżej ktrej ruch podkrytyczny (spokojny) przechodzi w ruch nadkrytyczny (rwący). Niezależnie od ruchu laminarnego i turbulentnego woda może płynąć zależnie od pręd-kości ruchem zarwno pod-, jak i nadkrytycznym. Ruchy turbulentny i nadkrytyczny od­grywają dużą rolę w modelowaniu dna i brzegw koryta rzecznego. Z przekroczeniem prędkości progowych, czyli osiągnięciem przez strumień ruchu turbulentnego i nadkrytycznego, jest związany gwałtowny transport, redepozycja oraz erozja wgłębna i boczna (Scheideger 1974), co wywołuje reakcję systemu i objawia się zmianami parametrw koryta (głębokości, szerokości, spadku). W ten sposb następujące stopniowo zmiany czynnika zewnętrznego wywołują nagłe zmiany wewnątrz poddanego jego działaniu systemu, po przekroczeniu progu zewnętrznego (extrinsic threshold). We-dług S. Schumma (1973a) ten pr (rozumiany jako ciąg pewnych krytycznych warun­kw) istnieje wewnątrz systemu, nie może być jednak przekroczony, a tym samym nie może dojść do zmiany wewnątrz systemu, jeśli nie zadziała czynnik zewnętrzny (Schumm 1973 a, b). Progi geomorfczne mogą być rwnież przekraczane, kiedy czynniki zewnętrzne po­zostają względnie stałe, jednak postępujące zmiany wewnątrz systemu sprawiają, że jest on niestabilny i ta niestabilność przejawia się jako pr wewnętrzny (intrinsic threshold). Według S. Schumma (2004) dobrym przykładem może być długotrwały proces wietrze­nia, przygotowujący miąższe pokrywy zwietrzeliny, ktre mogą być uruchomione np. przez ruchy masowe. Innym przykładem wewnętrznych progw jest rozwj klifw zbu­dowanych ze skał osadowych o zrżnicowanej odporności, np. z łupkw i piaskowcw. Podcinanie dolnego odcinka klifu zbudowanego z mniej odpornych łupkw przez fale prowadzi do powstania podciosu brzegowego, nad ktrym znajdują się warstwy odpor­nych piaskowcw. W pewnym momencie dochodzi do utraty stateczności klifu i ode­rwania się nadległych skał, i cykl rozwoju klifu rozpoczyna się od nowa. Proces ten ma charakter epizodyczny i jest wynikiem zmian morfologii klifu przy niezmieniającym się klimacie, poziomie wody czy tektonice. Koncepcja progw wewnętrznych (intrinsic threshold), ktra zakładała wewnętrzną zmianę form rzeźby bez udziału czynnikw zewnętrznych, była nowym i dla wielu kon­trowersyjnym poglądem. Kwestionowała ona bowiem dobrze ugruntowaną w geomor­fologii dynamicznej tezę, że relatywnie nagłe zmiany rzeźby są zawsze rezultatem zmian klimatycznych, użytkowania ziemi lub bazy erozyjnej. Zgodnie z tą koncepcją nagłe zmia­ny są na trwałe wpisane w normalny rozwj rzeźby i nie zawsze wymagają zmiany natęże­nia czynnikw zewnętrznych, by mogło dojść do wystąpienia procesw geomorfcznych i w konsekwencji transformacji rzeźby (Schumm 1973a, b, 1979, 2004). Mimo że koncepcja progw geomorfcznych jest powszechnie akceptowana, to nie­kiedy jej interpretacja w odniesieniu do rzeczywistych zdarzeń rodziła pewne wątpliwo-ści. Rzecz dotyczyła sformułowania czytelnych kryteriw, ktre pozwoliłyby jednoznacz­nie rozstrzygnąć, ktre zdarzenia występujące w systemach geomorfcznych są skutkiem przekraczania warunkw progowych. Krtko mwiąc, należy odpowiedzieć na pytanie, kiedy i w jakich warunkach dochodzi do przekroczenia progw. Najczęściej uznaje się, że przekroczenie progu następuje wtedy, kiedy w systemie po zaistnieniu zdarzenia (zakłceniu) dochodzi do wytworzenia nowego stanu rwnowa­gi, zdefniowanego przez średnie wartości parametru(w) znacząco rżne od tych, ktre utrzymywały się przed zdarzeniem zakłcającym rwnowagę. Jeśli zatem system powraca do swojego poprzedniego stanu, zanim nastąpi kolejne zdarzenie zakłcające co najmniej o tej samej sile, to pr nie został przekroczony, nawet jeśli system znajduje się w czasowej nierwnowadze (Schumm 1979, 1988; Ritter 1986; Ritter i in. 2002). Oznacza to, że nie zawsze chwilowe naruszenie rwnowagi polegające na wystąpieniu lub zmianie natężenia procesu, ktry przekształca lub tworzy nową formę, ma istotne znaczenie w oglnej ten­dencji rozwoju rzeźby w danym obszarze (Ritter 1988). Pytanie o warunki progowe jest nie tylko pytaniem o rolę i rangę zachodzących w systemach zdarzeń, lecz także o rolę okresw braku rwnowagi w rozwoju rzeźby. Wy­darzenia przekraczające pr często inicjują serię reakcji, zwanych kompleksową reakcją (complex response) systemu, ponieważ elementy i procesy wchodzące w skład systemu nie osiągają warunkw progowych w tym samym czasie. Reakcja systemu zwykle wymaga czasu na rozprzestrzenienie się efektu. Dlatego w dowolnym miejscu systemu reakcja na zmianę może być inna i rżnić się od warunkw ostatecznego dostosowania się systemu i wytworzenia nowego stanu rwnowagi. W systemach geomorfcznych, ktre są przykładem systemw otwartych, stan końco-wy nie jest jednoznacznie zdeterminowany przez warunki wyjściowe. Zmiana warunkw wyjściowych czy zmiana przebiegu samego procesu wcale nie musi oznaczać zmiany stanu końcowego. W systemach otwartych do tego samego stanu końcowego można dojść, wy­chodząc od innych warunkw wyjściowych i rżnymi drogami (zasada ekwifnalności). Przebieg określonych procesw – poprzez oddziaływanie niekiedy nawet wielu pro­cesw – wpływa ostatecznie na swj własny bieg. Oddziaływanie to zaznacza się zarwno jako przyśpieszanie procesu wyjściowego, jak i jego spowalnianie. W środowisku zlewni działają oba rodzaje sprzężeń zwrotnych, tak dodatnie jak i ujemne. Dodatnie sprzężenie zwrotne zachodzi wtedy, gdy jakiś proces -zapoczątkowany w układzie -poprzez swo­je działanie wzmaga natężenie samego siebie. Takie sprzężenie zwrotne powoduje stałe przyśpieszenie procesu, wzmaga jego natężenie lub obejmowanie coraz to nowych obsza­rw działania tego procesu. Układy, w ktrych występują dodatnie sprzężenia zwrotne, są mało stabilne, bardzo łatwe do wyprowadzania ze stanu rwnowagi, a raz zapoczątkowany w nich proces rozwija się w sposb niekontrolowany. Układy o działaniu ujemnych sprzę­żeń zwrotnych są natomiast bardzo stabilne, mało podatne na zakłcenia, a w przypadku wytrącenia ich ze stanu rwnowagi przez działanie impulsw z zewnątrz, potrafą same doprowadzić się ponownie do stanu rwnowagi. Wyjaśnienie, a zwłaszcza udokumentowanie kompleksowej reakcji systemu na zmia­nę, jest trudne, bo zwykle dostosowanie się systemu do nowych warunkw wymaga dłu­giego czasu (Schumm, Parker 1973; Miller i in. 1999). Zwykle jest to czas średniotermino-wy (graded time), ktry jest traktowany jest jako pośredni między czasem geologicznym (cyclic time) a czasem krtkoterminowym (steady time). W geomorfologii dynamicznej najczęściej badamy procesy w skali czasu steady lub graded, gdyż wtedy zarwno procesy, jak i formy są niezależne lub tylko chwilowo zależne od czasu (Wolman, Gerson 1978; Schumm 1988; Ritter i in. 2002). Czas, w ktrym następuje dostosowanie się rzeźby terenu po wystąpieniu zmiany, jest czasem reakcji lub opźnieniem (reaction (lag) time). Czas, w ktrym system wraca do stanu rwnowagi sprzed zdarzenia, nosi nazwę czasu powrotu (recovery time). Czas wymagany do osiągnięcia rwnowagi w zmiennych warunkach to czas relaksacji (relaxa­tion time), a czas, w ktrym forma jest stabilna, jest określany jako czas charakterystyczny (characteristic time) lub czasem „życia” formy (landform lifetime) (Selby 1974, 1985, 1993; Brunsden 1980, 1990, 2004; Dietrich, Dorn 1984; Tornes 1985; Crozier 1986, Crozier i in. 1990; Dietrich i in. 1992). Jak wspomniano wcześniej, żeby można było stwierdzić przekroczenie warunkw progowych, niezbędne jest ustalenie się odmiennego od poprzedniego stanu rwnowagi. Nawet wystąpieniu procesw o wysokiej energii nie można przypisywać przekroczenia warunkw progowych, jeśli formy rzeźby wrcą do tego samego lub zbliżonego stanu rwnowagi, ktry panował przed wystąpieniem zdarzenia. Zdarzenia o podobnej lub większej sile muszą następować po sobie w krtszych odstępach czasu niż ten, w ktrym system zdąży powrcić do stanu rwnowagi. Z tych rozważań wynika bardzo ważny wniosek, że to, czy doszło do przekrocze­nia warunkw progowych, można ocenić po wystąpieniu zdarzenia i jedynie w dłuższej perspektywie czasu, gdyż nigdy a priori nie da się określić długości czasu potrzebnego do uzyskania wyjściowego stanu rwnowagi. Rwnież nie jest możliwe określenie czasu wystąpienia i rangi kolejnego zdarzenia. To stwierdzenie wpływa rwnież na postrzeganie roli zdarzeń w rozwoju rzeźby, a zwłaszcza przypisywanie niektrym z nich pozycji zdarzenia ekstremalnego lub ka­tastrofalnego (Starkel 1972b, 1976; Selby 1974; Gregory 2003). Odnosi się to do epizo­dycznych zdarzeń o wysokiej energii, trwających krtko i prowadzących do znaczącej transformacji istniejących form rzeźby lub do powstania zupełnie nowych. Procesy te są często postrzegane jako ekstremalne (skrajne), jeśli uwzględniamy siłę ich działania, lub katastrofalne – bo generujące straty i szkody oraz stwarzające zagrożenie dla zdrowia i życia ludzi. Zgodnie z podaną defnicją progw i przy założeniu, że klimat odzwierciedla w danym obszarze długoterminowe średnie wartości elementw pogody (np. opadw), wystąpienie pojedynczych zdarzeń o wyjątkowo dużej sile (tzw. ekstremalnych/katastro­falnych) nie może być wiązane z przekroczeniem warunkw progowych, jeśli czas powrotu będzie krtszy niż częstość takich zdarzeń. Mimo że te wyjątkowe zdarzenia wprowadzają system w stan czasowej nierwnowagi, to jeśli stosunkowo szybko wraca on do poprzed­niego stanu, nie ma podstawy twierdzić, że zostały przekroczone warunki progowe. Tak więc zdarzenia, ktre często w skali czasu krtko- i średnioterminowego są postrzegane jako ekstremalne lub katastrofalne, niekoniecznie muszą być związane z przekraczaniem warunkw progowych (vide Ritter i in. 2002; Brunsden 2004). W literaturze geomorfologicznej nie ma „jedynie słusznej” wykładni progw geo­morfcznych, podobnie jak nie ma ścisłego sprecyzowania w jednostkach bezwzględnych długości czasu steady, graded czy cyclic. Czasami progi geomorfczne są postrzegane in­tuicyjnie, częściej jednak na potrzeby konkretnych badań autorzy dokładnie precyzują jak rozumieją i defniują progi, stany rwnowagi oraz w jakich skalach czasowych badają procesy geomorfczne. Można nawet posunąć się do stwierdzenia, że ilu geomorfologw, tyle sposobw postrzegania i defniowania progw geomorfcznych. Wbrew pozorom nie stanowi to o słabości idei S. Schumma (1973a), ale paradoksal­nie o jej sile. Oznacza bowiem, że koncepcja jest na tyle otwarta i pojemna, że dopusz­cza rżne możliwości interpretacyjne, nie tracąc nic ze swej istoty. W klasycznej defnicji S. Schumm (1973a, b, 2004) wiąże pojęcie progu ze stanem rwnowagi, określając go jako warunki graniczne stanu rwnowagi. Tak więc, w jaki sposb zostaną zdefniowane progi, zależy od przyjętej defnicji stanu rwnowagi, a ten z kolei jest uwarunkowany skalą czasu. Pojęcie stanu rwnowagi było często używane do wyjaśniania ewolucji form rzeźby, ale i defniowane było rżnie (vide Gilbert 1877, 1909; Strahler 1950b; Hack 1960; Chorley 1962; Schumm, Lichty 1965; Chorley, Kenedy 1971; Tornes, Brunsden 1977; Rhoads, Torn 1993; Ahnert 1996; Tooth, Nanson 2000; Summerfeld 2005; Huggett 2007). Nie wdając się w rozważania tej kwestii, ktra była wielokrotnie dyskutowana (np. podczas 23rd Binghamton Symposium) i zaowocowała wieloma ważnymi publikacjami (Kennedy 1992, 1994; Phillips 1992a, b; Phillips, Renwick 1992; Phillips, Gomez 1994; Torn, We-lford 1994a, b; Bracken, Wainwright 2006), należy stwierdzić, że najczęściej (Ritter i in. 2002) progi defniuje się jako wartości parametrw, ktre określają granice rwnowagi w systemach geomorfcznych. Kiedy progi zostają przekroczone, następują nieodwracalne zmiany w przebiegu procesw i dochodzi do nieodwracalnych zmian w obrębie form. Wtedy ustala się nowy stan rwnowagi, dostosowany do zmieniających się czynnikw zewnętrznych i/lub wewnętrznych. Zmiany te najczęściej odnoszą się do skali czasu śred­nioterminowego (graded), bo w tej skali najlepiej skonfrontować ze sobą zmiany rzeźby i procesw ze zmianami decydujących o nich czynnikw (np. w skali plejstocenu, holoce­nu itp.) (Schumm 1977; Woolman, Gerson 1978; Ritter i in. 1999, 2002). Podobnie zmiany zachodzące w krtszych skalach czasowych (steady) mogą, ale nie muszą przekładać się na zmiany w rzeźbie, choć zwykle mają swoje odzwierciedlenie w osadach. Oznacza to, że zachowane w warstwach osadw ślady zmian nie zawsze muszą być wiązane ze zmianami klimatycznymi lub tektonicznymi, natomiast występo-wanie kontrastujących ze sobą pod względem uziarnienia osadw zwykle jest świadec­twem przekraczania wartości progowych oraz ustalenia się nowego typu rwnowagi, związanego z zmianą natężenia czynnikw zewnętrznych (Starkel 1986; Ritter i in. 1999, 2002). Żeby można było mwić o zmianie, musi istnieć tło, ktre pozwala te zmiany zauwa-żyć. Rwnowaga w przyrodzie jest raczej pewną ideą, a nie stanem, ktry można badać i obserwować. Jest pewną metaforą, ktra pozwala zrozumieć lub poglądowo wyjaśnić pewne złożone procesy. Czasami jej zastosowanie pozwala na uproszczenie skomplikowa­nych zjawisk, bo stanowi swoisty, choć realnie nieistniejący punkt odniesienia (Bracken, Wainwright 2006). Działanie procesw w systemach geomorfcznych nie przejawia się w tworzeniu rwnowagi. Konsekwencją działania procesw jest zawsze zmiana, a zmiana wiąże się z przekraczaniem progw. Powszechną cechą dynamicznych systemw geomorfcznych jest nieliniowy przebieg procesw (Phillips 2003, 2006b). Oznacza to, że nawet niewielkie, krtkotrwałe zmiany warunkow początkowych mogą po dłuższym czasie doprowadzić do nieproporcjonalnie dużych i długotrwałych skutkw. Dlatego nawet znaczne zmiany w rzeźbie terenu nie muszą odzwierciedlać rwnie dużych zmian w natężeniu czynikw (zewnętrznych lub wewnętrznych), ktre te zmiany wywołały (Begin, Schumm 1984). Znikoma rżnica na jakimś etapie może po dłuższym czasie urosnąć do dowolnie du-żych rozmiarw. Mimo że system jest deterministyczny, to w dłuższej skali czasowej może zachowywać się w sposb losowy. Tak więc chaos deterministyczny jest rwnież jedną z możliwych cech systemw geomorfcznych (Phillips 2006a, b). Ponadto nieliniowe sys­temy geomorfczne mają zwielokrotniony potencjał umożliwiający przystosowanie się systemu do zaistniałych zmian (Phillips 2006b). Chaos deterministyczny nie wyklucza, ale utrudnia prognozowanie zmian, zwłaszcza długoterminowych, ze względu na niedobr informacji i złożoność obliczeniową (Phillips 2006b, 2007). Badania terenowe i eksperymentalne procesw geomorfcznych prowadzone w rż­nych obszarach i strefach klimatycznych potwierdzają koncepcję progw. Znalazła ona szerokie zastosowanie między innymi w wyjaśnianiu: 1) mechanizmu procesw i występowania form fuwialnych (Hjulstm 1935; Leopold, Wolmann 1957; Leopold, Wolmann, Miller 1964; Schumm, Khann 1972; Kaszowski 1973; Schumm 1973a, b, 1979; Froehlich 1975, 1982, 2002, 2006; Bradford, Piest 1977, 1980; Kirkby 1978, 1980; Salisbury 1980; Young, Nanson 1982; Baumgart-Kotarba 1983; Church 1983, 2002; Harvey, Watson 1986; Wieczorek 1987; Carling 1988; Die­trich i in. 1992, 1993; Magilligan 1992; Newson 1992; Westcott 1993; Prosser 1996; Kotarba 1998; Page, Carden 1998; Hicks i in. 2000; Torne 2002; Fryirs 2003; Jiongxin Xu 2004; Fryirs i in. 2007; Harnischmacher 2007; Kale 2007, 2008; Wakelin-King, Webb 2007; Erskine 2008; Erkens i in. 2009; Cheetham i in. 2010; Phillips i in. 2010), 2) niestabilności stokw (Starkel 1972b, 1976, 1979b, 1986, 1996; Montgomery, Dietrich 1994; Montgomery 2001; Starkel, Sarkar 2002; Brooks i in. 2004), 3) mechanizmw powstawania i rozmieszczenia form związanych z ruchami masowymi (Ziętara 1968; Caine 1980; DeGraf, Romesburg 1980; Gardner 1980; Leighton 1980; Crozier 1986, 1997, 1999; Kotarba i in. 1987; Neary, Swif Jr. 1987; Cannon 1988; Krzemień 1988; Crozier i in. 1990; Dietrich i in. 1992; Wilson i in. 1992; Dietrich i in. 1993; Larsen, Simon 1993; Gil 1994, 1997; Kotarba 1994, 1998; Montgomery, Di­etrich 1994; Gallard 1995; Wilson, Wieczorek 1995; Wilson 1997, 2000; Crosta 1998; Reichenbach i in. 1998; Terlien 1998; Glade i in. 2000; Wilson 2000; Crosta, Frattini 2001; Rączkowski, Mrozek 2002; Jakob, Weatherly 2003; Matthias, Weatherly 2003; Brooks i in. 2004; Gabet i in. 2004; Gorczyca 2004; Gil, Długosz 2006; Jakob i in. 2006; Guzzetti i in. 2007; Matsushi, Matsukura 2007; Floris, Bozzano 2008; Cannon i in. 2008; Dahal, Hasegawa 2008; Salciarini i in. 2008; Clarke, Burbank 2010; Korup i in. 2010), 4) relacji między spływem wody a transportem osadw na stokach (McKerchar 1980; Abrahams i in. 1988), 5) erozji powierzchniowej i linijnej na stokach (Schumm, Hadley 1963; Patton, Schumm 1975; Campbell, Honsaker 1982; Montgomery, Dietrich, 1994; Prosser, Abernathy 1996; Starkel 1996; Vandaele i in. 1996; Vandekerckhove i in. 1998; Roxo i in. 2000; Vandekerckhove i in. 2000; Morgan, Mngomezulu 2003; Takken i in. 2008; Kakembo i in. 2009; Samani i in. 2009; Henkle i in. 2011), 6) wspdziałania procesw stokowych i fuwialnych (Froehlich i in. 1990; Froehlich, Starkel 1991, 1995; Torn, Welford 1994a; Fryirs, Brierley 1999; Harvey 2001, 2007; Święchowicz 2000b, 2002a, c; Fryirs i in. 2007; Hopp, McDonnell 2009), 7) mechanizmu procesw eolicznych (Bagnold 1941; Wilshire 1980; Izmaiłow 1984, 1995; Stout 1998, 2004, 2007; Schnfeldt 2003, 2004; Wiggs i in. 2004), 8) glacjalnych (King 1980; Smith 1980; Spence, Woo 2006; Greenwood, Orford 2008), 9) krasowych (Ford 1980; Jones, Banner 2003; Moussu i in. 2011). 1.2. Metody wyzna zania progów geomorfi zny h Wartości progowych nie da się określić a priori, można je natomiast wyznaczyć na pod­stawie badań terenowych i laboratoryjnych a posteriori. Dlatego wyniki badań terenowych i laboratoryjnych są niezbędne do wyznaczenia wartości progowych. Procedura wyzna­czania progw musi być dostosowana do konkretnych procesw i celu badań. Najczęściej używane były dwie metody. Pierwsza (stosowana już w latach 50. XX w.) była związana z wyrżnianiem tzw. stref (domen), w ktrych proces lub zesp procesw miał miejsce (Peltier 1950; Whipkey, Kirkby 1978; Kirkby 1980; Tornes 1985). Domenę występowania procesu wyznaczano przez określenie krytycznych (progowych) wartości najczęściej dwch zmiennych, ktre wyznaczały granice strefy (domeny) jego występo-wania (Kirby 1978, 1980). Ta sama procedura wyznaczania wartości progowych może być zastosowana w przestrzeni wyższego rzędu jako funkcja wielu zmiennych. Ilustracją domen występowania procesw są wykresy przedstawiające np. warunki progowe poja­wiania się typw przepływw w zależności od liczby Reynoldsa i Frouda (Ven Te Chow 1959 za Embleton i in. 1985), występowania przepływu w korytach typu warkoczowe-go i meandrowego (Leopold, Wolman 1957) czy rodzajw przepływu powierzchniowego i podziemnego (Whipkey, Kirkby 1978). Jak pokazują liczne wyniki badań, domeny występowania procesw nie są rozłączne. Procesy nie wykluczają się wzajemnie, lecz występują razem, przy czym najczęściej je­den z nich dominuje nad innymi, gdyż w danych warunkach jest bardziej efektywny (Pel­tier 1950; Tricart 1960; Leopold i in. 1964; Strahler 1965; Wilson 1968; Poser, Hagedorn 1974; Wolman, Gerson 1978). Dlatego wyżej wymienioną procedurę stosowano rwnież do wyznaczenia tzw. domen intensywności procesw. Najbardziej znanymi przykładami ilustrującymi zagadnienie są zestawy diagramw intensywności procesw opracowane na podstawie średnich rocznych temperatur i sum opadu (Peltier 1950; Leopold, Wolman; Miller 1964, Wilson 1968). W literaturze przedmiotu można znaleźć wiele przykładw wyznaczania wartości progowych wystąpienia oraz intensywności procesu opartych na metodzie L. Peltiera (1950), ktra została przypomniana oraz dopracowana przez M. Kirkby’ego (1978) i nadal jest powszechnie stosowana (Floris, Bozzano 2008) Druga metoda polega na wyznaczaniu wartości progowych za pomocą wspczynni­kw proporcjonalności (Bull 1980). Metoda ta koncentruje się na wyjaśnianiu mechani­zmu zmiany przez przekraczanie progw. W tym ujęciu progi są defniowane jako rwnowaga między przeciwnymi tenden­cjami ujawniającymi się w przebiegu procesu. W liczniku jest umieszczona zmienna lub zmienne, wzrost wartości ktrych przyśpiesza zmianę sposobu działania procesu. W mia­nowniku natomiast umieszczona jest zmienna lub zmienne, wzrost wartości ktrych sta­wia opr zmianie lub ułatwia taki kierunek działania procesu, ktry jest przeciwieństwem tendencji opisanych przez zmienne w liczniku. Jeżeli wartość wspczynnika proporcjo­nalności wynosi 1, oznacza to, że system lub część systemu znajduje się w warunkach progowych lub w stanie rwnowagi. Jeśli wartość wspczynnika proporcjonalności jest większa od 1, oznacza to, że wartość progowa została przekroczona i dokonała się zmiana w przebiegu procesu. Jeśli wartość wspczynnika jest mniejsza od 1, system nie ulega zmianie. Zastosowanie wspczynnikw do opisania warunkw progowych pozwala na jed­noznaczną identyfkację i porwnywanie ze sobą czynnikw, ktre mają wpływ na prze­kroczenie wartości progowych i dokonanie zmiany w systemie. Pozwalają zarwno na uproszczenie, jak i matematyczną precyzję w zależności od stopnia skomplikowania me­chanizmu procesu. Na przykład, warunki progowe wystąpienia spływu powierzchniowego na stoku moż­na opisać następująco: W liczniku można podstawić dwie zmienne ułatwiające spływ, czyli natężenie desz­czu i nachylenie stoku, a w mianowniku czynniki wzmagające wsiąkanie, takie jak prze- czynniki ułatwiające spływ = 1 czynniki hamujące spływ puszczalność pokryw, szorstkość podłoża i gęstość okrywy roślinnej. Metoda wyznaczania wartości progowych jako wspczynnikw była stosowana głwnie w geomorfologii fuwialnej (Bull 1979, 1980, 1991). 1.3. Cel i zakres pra y W zlewni, ktra jest przykładem otwartego systemu dynamicznego (geosystemu), od­bywa się stały przepływ energii i obieg materii. W obrębie zlewni, na stokach i w ko­rytach ciekw zachodzi obieg wody. Woda płynąca po powierzchni terenu jest jed­nym z głwnych czynnikw morfogenetycznych w umiarkowanej strefe klimatycznej (ryc. 3A). W wyniku jej działania w zlewni następuje transmisja energii poprzez proce­sy geomorfczne, ktre powodują przemieszczanie zwietrzeliny i jej odprowadzanie poza granice zlewni. Straty energii następują w wyniku parowania oraz przez odpływ wody i materiału klastycznego poza zlewnię. W obrębie zlewni można wyrżnić dwa podsta­wowe podsystemy: stokowy i dna doliny. Obydwa są transformowane po przekroczeniu progw geomorfcznych. W zlewniach użytkowanych rolniczo konsekwencją wystąpie­nia procesw erozyjnych na stokach (rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej) może być dostawa zerodowanej gleby do koryta potoku i jej transport poza zlewnię (ryc. 3B). Do­stawa materiału ze stokw do koryta cieku lub jej brak nie jest stałym stanem w zlewni. Ry ina 3. S hemat obiegu wody (a) i materiału glebowego (B) w podsystemie stokowym i dna doliny w zlewni użytkowanej rolni zo Figure 3. Cir ulation of water (a) and soil material (B) in slope and valley bottom subsystems in an agri ultural at hment Każda zlewnia charakteryzuje się specyfcznymi uwarunkowaniami, ktre umożliwiają erozję gleby na stokach i jej dostawę do koryta cieku. Najważniejsze z nich to: klimat, a zwłaszcza częstość występowania opadw, ich suma (warstwa) i natężenie pojedynczych deszczw oraz użytkowanie ziemi. Spłukiwanie (sheet erosion) zachodzi wtedy, kiedy spływająca po stoku w sposb nieskoncentrowany woda opadowa lub roztopowa spłukuje rozbite przez krople deszczu agregaty glebowe (Bryan 2004a, b; Govers 2004). Jeśli woda spływa po stoku w sposb skoncentrowany (linijny), dochodzi do erozji linijnej (rill erosion), zwanej inaczej erozją żłobkową, żłobinową, bruzdową. W jej wyniku powstają żłobki erozyjne (żłobiny erozyj­ne, bruzdy erozyjne) (Dobrzański i in. 1953; Jzefaciuk, Jzefaciuk 1995; Favis-Mortlock 2004; Migoń 2006). Erozja żłobinowa może „przejść” w efemeryczną erozję wąwozową (ephemeral gully erosion) lub w erozję wąwozową (gully erosion) (Poesen i in. 2003; Van-walleghem i in. 2005). W polskiej literaturze geomorfologicznej częściej używany jest termin spłukiwanie, z rozrżnieniem na spłukiwanie powierzchniowe i linijne (Gerlach 1976a; Klimaszewski 1978; Mycielska-Dowgiałło i in. 1999; Gil 2009). Prowadzone dotychczas przez autorkę badania w zlewni Dworskiego Potoku jedno­znacznie wskazują, że spłukiwanie na stokach nie występuje często (Święchowicz 1995, 1998, 2000a, 2002b, 2008c, d). Dotyczy to zarwno zimowego procza hydrologicznego, kiedy spływ i spłukiwanie mogą być spowodowane opadami deszczu i topnieniem śnie-gu, jak i procza letniego, kiedy zdarzenia erozyjne są spowodowane wyłącznie opada­mi deszczu. Liczba dni, w ktrych występują zdarzenia erozyjne na stokach, stanowi od 1,4 do 8,7% wszystkich dni z opadem w ciągu roku (Święchowicz 1995, 2002c, 2008c, d). Warunkiem koniecznym do wystąpienia spływu i spłukiwania jest opad deszczu lub wy-stąpienie roztopw. Nie zawsze jednak woda pochodząca z opadu lub topnienia śniegu ulega transformacji w spływ powierzchniowy i transportuje w d stoku cząstki gleby, kt­re ulegają depozycji w obrębie lub u podnży stokw, w dnach dolin albo są dostarczane bezpośrednio do koryt potokw oraz rzek i transportowane poza obręb zlewni (Święcho­wicz 2000a, b). Warto zastanowić się, kiedy dochodzi do spływu powierzchniowego i w konsekwencji spłukiwania i erozji linijnej na stoku? Jakie muszą być spełnione warunki, aby zaistniały procesy erozji wodnej? W literaturze przedmiotu, zarwno polskiej jak i zagranicznej, istnieje dużo informa­cji na temat przyczyn, uwarunkowań mechanizmu przebiegu tych procesw w obszarach o rżnych typach rzeźby, użytkowaniu terenu i warunkach klimatycznych (Klimaszewski 1978; Morgan 1980, 1985, 2005; Poesen, Savat 1981; Hussein, Lafen 1982; De Ploey 1983; Bryan 1987, Torri i in. 1987, 1999; Slattery, Bryan 1992; Abrahams, Parsons 1994; Abra­hams i in. 1996; Parsons i in. 1996; Wainwright 1996a, b; Lawrence 1997; Bryan, Poesen 1998; Favis-Mortlock 1998; Salles i in. 2000; Kinnel 2001; Govers 2004; Wei i in. 2007). Powszechnie wiadomo, że woda spływa po powierzchni stoku, kiedy natężenie desz­czu lub prędkość topnienia śniegu jest większa niż możliwość jej wsiąkania w podłoże (pojemność infltracyjna). Rwnocześnie im więcej wody jest dostarczane na powierzch­nię stoku w stosunku do możliwości jej magazynowania (pojemności pokrywy glebowej), tym więcej wody może spłynąć po powierzchni, transportując cząstki gleby w d stoku (Słupik 1973, 1981; Klimaszewski 1978; Migoń 2006). Tak więc wystąpienie, przebieg i wielkość spływu powierzchniowego oraz spłukiwa­nia i erozji linijnej zależą od natężenia i czasu trwania deszczu, właściwości infltracyjnych podłoża, chwilowej wilgotności gleby, ilości wody zmagazynowanej w pokrywie śnież­nej, przebiegu zaniku pokrywy śnieżnej, struktury podłoża, nachylenia i długości stoku, rodzaju upraw i stopnia pokrycia stokw przez roślinność (Słupik 1973, 1978, 1981; Gil 1994, 1999; Święchowicz 2002c, 2008a; 2010b). Niektre z wymienionych czynnikw są względnie stałe, tak jak cechy rzeźby (np. nachylenie i długość stoku), typ gleb (np. miąższość pokrywy glebowej, jej porowatość), a niektre zmienne. Szczeglnie dużą zmiennością charakteryzuje się głwny czynnik, bez ktrego proces w ogle by nie zaistniał, czyli opad atmosferyczny. Jeżeli jest to opad w postaci stałej – śniegu, jego skuteczność zwykle przejawia się z opźnieniem, w trakcie topnienia pokrywy śnieżnej. Jeżeli jest to opad deszczu, jego efekty pojawiają się prawie natychmiast, bo już podczas jego trwania i w krtkim czasie po jego zakończeniu. Nadal jednak trudno jest dokładnie przewidzieć z odpowiednim wyprzedzeniem, kiedy i gdzie deszcz wystąpi i jakie będą jego cechy (czas trwania, natężenie). Dotyczy to głwnie lokal­nych krtkotrwałych deszczw o dużym natężeniu. Praktycznie niemożliwe jest progno­zowanie chwilowej wilgotności gleby w momencie wystąpienia deszczu. Rwnież dużą zmiennością charakteryzuje się użytkowanie ziemi, a zwłaszcza stopień pokrycia obszaru przez roślinność. Rodzaj roślin uprawianych w danym obszarze można przewidzieć, gdyż rolnicy najczęściej stosują się do zasad związanych z płodozmianem. Stan pokrycia po­wierzchni przez roślinność w określonym czasie, związany z przebiegiem wegetacji, jest jednak uwarunkowany wieloma czynnikami pogodowymi, ktre nie zawsze są możliwe do przewidzenia. Najtrudniej zaś jest prognozować rwnoczesne wystąpienie erozyjnie skutecznych opadw (deszcz o dużej wydajności i natężeniu) i odpowiednich uwarunko­wań podłoża, ułatwiających im działanie (np. duża wilgotność gruntu, brak zwartej okry­wy roślinnej). Spływająca po stoku woda jest ważnym czynnikiem morfogenetycznym, bo prze­mieszcza luźny materiał zwietrzelinowy, dostarcza go do den dolin oraz koryt rzek i poto­kw prowadząc do transformacji podsystemu stokowego i dna doliny, a tym samym wpły-wa na przebieg procesw fuwialnych. Procesy spłukiwania i erozji linijnej są nieodłącznie związane z terenami rolniczymi, zwłaszcza wtedy, kiedy na polach uprawnych okrywa roślinna nie jest dostatecznie zwarta, a zatem nie chroni gleby przed bezpośrednim dzia-łaniem kropel deszczu, jak i energią spływającej wody. Erozja wodna gleby jest procesem niekorzystnym, bo niszczy grną, najbardziej produktywną część proflu glebowego, przez co przynosi wymierne szkody i straty w rolnictwie (Dobrzański i in. 1953; Brown 1984; Clark i in. 1985; Jzefaciuk, Jzefaciuk 1995, 1996, 1999; Morgan 2005). Spłukiwanie i erozja linijna są procesami epizodycznymi i krtkotrwałymi, zacho­dzącym nieregularnie w ciągu roku i ze stosunkowo niewielką częstością, do wywoła­nia ktrych niezbędny jest deszcz lub roztopy (czynniki zewnętrzne). Zmiana natężenia czynnika zewnętrznego wywołuje zmianę systemu geomorfcznego polegającą na wystą­pieniu procesu o określonej skuteczności. Zmiana ta wiąże się z przekroczeniem progu zewnętrznego (extrinsic threshold). Progi geomorfczne mogą być rwnież przekraczane, kiedy czynniki zewnętrzne pozostają względnie stałe, jednak postępujące zmiany we-wnątrz systemu sprawiają, że jest on niestabilny i ta niestabilność przejawia się jako pr wewnętrzny (intrinsic threshold). Może to wystąpić wtedy, kiedy w wyniku działania pro­cesw erozyjnych dochodzi np. do zmiany nachylenia stoku lub w obszarach lessowych, gdzie występują gleby płowe, zerodowania poziomu Bt i odsłonięcia skały macierzystej. Wtedy stosunkowo niewielka zmiana czynnika zewnętrznego, jakim jest np. deszcz, może doprowadzić do nieproporcjonalnie dużych zmian w natężeniu procesu i w konsekwencji do istotnych zmian formy terenu. Wiele czynnikw zmienia się w bardzo krtkim czasie, ale bez długotrwałego szcze-gowego monitoringu środowiska przyrodniczego poznanie ich wpływu na przebieg pro­cesu nie jest możliwe. Dlatego w pracy skoncentrowano uwagę na dwch tylko ogniwach mechanizmu wystąpienia i przebiegu procesw erozji wodnej na stoku: 1) na opadzie at­mosferycznym – czynniku początkowym, bez ktrego proces nigdy nie wystąpi, 2) na ogniwie końcowym – skutku, czyli wystąpieniu procesu, ktrego działanie przejawia się w ilości przemieszczonego na stoku materiału glebowego oraz powstawaniu nowych lub istotnej transformacji istniejących już form na stokach. Skoncentrowanie się tylko na tych dwch ogniwach ma rwnież uzasadnienie praktyczne. Dane opadowe są najczęściej do-stępnymi danymi pomiarowymi, natomiast rwnoczesne stacjonarne pomiary rozbryzgu, spływu powierzchniowego, wilgotności gleby, rozwoju pokrywy roślinnej w ciągu okresu wegetacyjnego, spłukiwania i erozji linijnej są prowadzone na terenie Polski okazjonalnie i w niewielu miejscach (Rejman, Brodowski 2010, Stępniewski i in. 2010; Smolska 2010a, b; Smolska, Rodzik 2010; Szpikowski 2010; Święchowicz 2010a, b). Celem pracy jest wyznaczenie wartości progowych parametrw opadw deszczu, po przekroczeniu ktrych zachodzą procesy rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej na stokach użytkowanych rolniczo, kiedy to jest możliwa dostawa zerodowanego mate­riału glebowego do koryta potoku i jego transport poza zlewnię. Badania prowadzono w zlewni Dworskiego Potoku na progu Pogrza Karpackiego. Charakterystykę obszaru badań przedstawiono w rozdziale 2, a szczegową ocenę uwarunkowań erozji wodnej na stokach w rozdziale 4. Wyrżnienie wartości progowych umożliwia podział deszczw na erozyjne i nieerozyjne. To z kolei pozwola wydzielić okresy podczas pr roku, proczy i lat hydrologicznych oraz w ciągu wielolecia, w ktrych rzeźba stokw jest „stabilna” (przy czym stabilność jest rozumiana jako trwałość) oraz takich okresw, w ktrych rzeź­ba stokw ulega zmianie, czyli jest przekształcana przez działające procesy geomorfczne. Zachodzi zatem pytanie, ktre deszcze są „erozyjne” oraz co oznacza słowo „ero­zyjny”? Używając określenia „deszcz erozyjny”, intuicyjnie uznajemy go za deszcz, ktry spowodował erozję wodną gleby na stoku, czyli deszcz erozyjnie skuteczny. Należy więc postawić kolejne pytanie: ktre skutki działania deszczu traktujemy jako erozyjne? Innymi słowy, jaka masa materiału glebowego powinna być przemieszczona podczas działania pojedynczego deszczu i na jaką odległość, żeby ten deszcz uznać za deszcz erozyjny? (ryc. 4). Te pytania rodzą kolejne. Jak często na stokach użytkowanych rolniczo zachodzi ero­zja wodna gleby? Czy zerodowany materiał glebowy jest dostarczany do koryta potoku i podlega transportowi fuwialnemu poza zlewnię? Jeżeli tak, to kiedy i gdzie? Czy dostawa materiału następuje szeroką strefą na całej długości koryta rzecznego, czy tylko lokalnie w pewnych predestynowanych do tego miejscach? Rozwiązanie tych ważnych kwestii w odniesieniu do obiegu materiału glebowego w zlewni umożliwi uzyskanie odpowiedzi na będące celem tej pracy pytania: 1) Ktre z parametrw deszczu najlepiej charakteryzują jego zdolność do wywołania erozji wodnej? 2) Jakie są wartości progowe parametrw deszczu, po przekroczeniu ktrych zachodzi transport cząstek i agregatw glebowych w d stoku oraz możliwa jest ich dostawa bezpośrednio do koryta potoku i dalej poza granice zlewni? W zlewni Dworskiego Potoku, gdzie były prowadzone badania, wyrżniono 6 nastę­pujących potencjalnych wariantw związku transportu materiału glebowego w podsyste­mie stokowym z jego transportem w podsystemie dna doliny (ryc. 5, 6): 1) Po wystąpieniu deszczu nie dochodzi do spływu powierzchniowego i spłukiwania na stoku [–]. Koryto potoku jest suche i nie ma reakcji na opad, co skutkuje brakiem trans­portu zawiesiny [–]. Nie następuje dostawa materiału glebowego ze stoku do koryta potoku, czyli podsystem stokowy i dna doliny funkcjonują niezależnie od siebie [–] (ryc. 5, wariant 1). Ry ina 4. Przykłady skute znoś i erozyjnej wody desz zowej (fot. J. Świę howi z) zróżni owana skute zność desz zów: a – lokalna erozja gleby na stoku, B – erozja gleby obejmują a fragmenty stoków w zlewni, C – erozja gleby obejmują a ałe powierz hnie stoków w zlewni. długość drogi transportu od działu wodnego do dna doliny: d – transport na małe odległoś i i lokalna depozy ja na stoku, E – transport na ałej długoś i stoku i depozy ja u jego podnóża, F – transport na ałej długoś i stoku i depozy ja u jego podnóża i w obrębie dna doliny. Figure 4. Examples of rainfall erosive effe tivenes (photo by J. Świę howi z) Varied effe tiveness of rains: a – lo al erosion on slopes, B – soil erosion on larger areas of slopes in the at hment, C – soil erosion on all slopes in the at hment. Transport distan e from watershed to the bottom of the valley: d – short-distan e transport and lo al deposition of soil material on the slope, E – long-distan e transport and deposition of soil material at the footslope part, F – long-distan e transport and deposition of soil material at the footslope part and in the valley bottom. Rozdział 1. Wstęp Ry ina 5. Hipotety zne warianty (1–3) związku transportu materiału glebowego w podsystemie stokowym z jego transportem w podsystemie dna doliny w zlewni użytkowanej rolni zo. objaśnienia w tekś ie Figure 5. Hypotheti al variants (1–3) of relationship between soil parti le transport in slope and valley bottom subsystem in an agri ultural at hment. Explanation in text 1.3. Cel i zakres pra y Ry ina 6. Hipotety zne warianty (4–6) związku transportu materiału glebowego w podsystemie stokowym z jego transportem w podsystemie dna doliny w zlewni użytkowanej rolni zo. objaśnienia w tekś ie Figure 6. Hypotheti al variants (4–6) of relationship between soil parti le transport in slope and valley bottom subsystem in an agri ultural at hment. Explanation in text 2) Po wystąpieniu deszczu dochodzi do spływu powierzchniowego i spłukiwania na sto­ku. Transport materiału zachodzi lokalnie i na małe odległości [+]. Koryto potoku jest suche i nie ma reakcji na opad, co skutkuje brakiem transportu zawiesiny [–]. Nie następuje dostawa materiału glebowego ze stoku do koryta potoku, czyli podsystem stokowy i dna doliny funkcjonują niezależnie od siebie [–] (ryc. 5, wariant 2). 3) Po wystąpieniu deszczu nie dochodzi do spływu powierzchniowego i spłukiwania na stoku [–]. W korycie potoku płynie woda i jednocześnie występuje reakcja na opad, co skutkuje transportem zawiesiny [+]. Nie następuje dostawa materiału glebowego ze stoku do koryta potoku, czyli system stokowy i dna doliny funkcjonują niezależnie od siebie [–] (ryc. 5, wariant 3). 4) Po wystąpieniu deszczu dochodzi do spływu powierzchniowego i spłukiwania na sto­ku, transport materiału glebowego zachodzi jednak lokalnie i na małe odległości [+]. W korycie potoku płynie woda i jednocześnie występuje reakcja na opad, co skutku­je podniesieniem się stanu wody i niewielkim transportem zawiesiny pochodzącej z erozji koryta [+]. Nie następuje dostawa materiału glebowego ze stoku do kory­ta potoku, czyli system stokowy i dna doliny funkcjonują niezależnie od siebie [–] (ryc. 6, wariant 4). 5) Po wystąpieniu deszczu dochodzi do spływu powierzchniowego i spłukiwania na ca­łej długości stoku i do akumulacji materiału glebowego głwnie u podnża stoku [+]. W korycie potoku płynie woda i rwnocześnie występuje reakcja na opad, co skutkuje wezbraniem i transportem zawiesiny pochodzącej z erozji koryta [+]. Nie następuje dostawa materiału glebowego ze stoku do koryta potoku, czyli system stokowy i dna doliny funkcjonują niezależnie od siebie [–] (ryc. 6, wariant 5). 6) Po wystąpieniu deszczu dochodzi do spływu powierzchniowego i spłukiwania na ca­łej długości stoku i częściowej akumulacji zmytego materiału głwnie u podnża sto­ku i w dnie doliny [+]. W korycie potoku płynie woda i rwnocześnie występuje re­akcja na opad, co skutkuje wezbraniem i transportem zawiesiny pochodzącej z erozji koryta [+]. Jednocześnie następuje dostawa materiału glebowego ze stoku do koryta potoku, czyli dochodzi do wspdziałania systemu stokowego i dna doliny w odpro­wadzaniu zawiesiny poza zlewnię [+] (ryc. 6, wariant 6). W związku z tym pytanie o wartości progowe opadu deszczu można sformułować nastę­pująco: Jaka jest wartość progowa cech opadu deszczu, po przekroczeniu ktrej następuje: 1) lokalne przemieszczanie materiału glebowego na małe odległości? 2) przemieszczanie materiału glebowego na całej długości stoku, ale jego większość jest deponowana u podnża stoku, w dnie doliny? 3) przemieszczanie materiału glebowego na całej długości stoku, jego depozycja u pod­nży stoku, w dnie doliny oraz dostawa części uruchomionego materiału do koryta potoku, jego transport w korycie i odprowadzanie poza zlewnię? W takim ujęciu wyrżnione trzy wartości progowe odnoszą się nie tylko do wystę­powania procesw, lecz rwnocześnie do ich efektywności geomorfcznej, polegającej na dostawie materiału glebowego ze stokw do koryta potoku. Wartości progowe parame­trw opadw deszczu, po przekroczeniu ktrych następuje transport cząstek i agregatw glebowych na opisanych wyżej odcinkach, nazwano w skrcie I, II i III progiem dostawy materiału glebowego do koryta potoku. Wyrżnienie tych trzech progw ma uzasadnienie w rzeźbie obszaru. Istniejące w zlewni naturalne bariery morfologiczne, w postaci podsto­kowych rwnin deluwialnych, krawędzi na granicy stok – dno doliny oraz szerokich den dolin, utrudniają dostawę materiału glebowego ze stokw do koryta potoku. Aby te strefy pokonać, niezbędne jest większe natężenie erozji wodnej na stokach, ktre jest związane z większymi parametrami opadu, będącego tu głwnym czynnikiem inicjującym procesy erozyjne. Przekroczenie I progu dostawy materiału glebowego ze stokw do koryta po­toku jest rwnoznaczne z lokalnym przemieszczaniem materiału glebowego na krtkich dystansach. Przekroczenie II progu dostawy jest rwnoznaczne z przemieszczaniem ma­teriału glebowego na całej długości stoku, większość tego materiału jest jednak akumulo­wana u podnża stoku, w dnie doliny. Przekroczenie III progu dostawy jest rwnoznacz­ne z przemieszczaniem materiału glebowego na całej długości stoku, jego akumulacją u podnży stoku, w dnie doliny, dostawą części uruchomionego materiału do koryta po­toku oraz jego transportem w korycie i odprowadzaniem poza zlewnię. Najbardziej efektywne są te procesy, podczas ktrych zachodzi przemieszczanie ma­teriału na całej długości stokw i jego dostawa do koryta potoku. Idea tak pojmowanych wartości progowych, a zwłaszcza ich stopniowanie, w procesie szeroko rozumianego obie­gu zwietrzeliny w zlewni pojawiła się już we wcześniejszych publikacjach autorki (Świę­chowicz 2000b, 2002a, c, 2006), a w tej pracy została rozbudowana, uszczegowiona i – co najważniejsze – została podana metoda wyrżniania tak zdefniowanych wartości progowych. Ponadto na podstawie wieloletnich badań terenowych procesw erozyjnych na stokach i w korytach (stacjonarnych oraz kartowania skutkw deszczw) oraz 23-let­niej serii pomiarowej opadw atmosferycznych wyznaczono wartości progowe cech opa­du deszczu, ktre powodują przekroczenie I, II i III progu, co pociąga za sobą zmianę zarwno jakościowych, jak i ilościowych cech procesu erozji wodnej na stoku. Wyznaczenie wartości progowych cech opadw deszczu niezbędnych do wystąpienia erozji na stokach użytkowanych rolniczo w rżnych skalach przestrzennych i czasowych, oprcz aspektu poznawczego ma jeszcze znaczenie praktyczne. Pozwala na określenie wpływu erozji gleby na środowisko geografczne oraz umożliwia weryfkację jakości po­dejmowanych przez człowieka działań ochronnych i zapobiegawczych, ktrych podstawą są zawsze rzetelne informacje na temat częstości występowania i natężenia erozji wodnej gleby. Poznanie wartości progowych umożliwia rwnież prognozowanie wystąpienia zda­rzeń erozyjnych o określonej efektywności geomorfcznej. ROzdział 2 Obszar badań Podstawą pracy są wyniki badań przeprowadzonych głwnie w zlewni Dworskiego Po­toku (Raczkwek), lewobrzeżnego dopływu Starej Rzeki (Grbki) (ryc. 7; Święchowicz 1991, 1992). Zlewnia jest położona w strefe przejściowej między Karpatami a Kotliną Sandomierską, dlatego obszar ten był rżnie klasyfkowany w istniejących podziałach re­gionalnych Polski i Karpat (Starkel 1972a, 1988; Czeppe, German 1979, 1988; Gilewska, Starkel 1979, 1988; Kondracki 1978; Ziętara 1980; Święchowicz 1991, 1992, 2002c; Ka­szowski 1995a, b; Kaszowski, Święchowicz 1995b; German 2000/2001). Według podziału na jednostki geomorfologiczne (Starkel 1972a, 1988; Gilewska, Starkel 1979, 1988) zlewnia Dworskiego Potoku jest położona na Pogrzu Wiśnickim w obrębie Przedgrza Brzeskiego i charakteryzuje się rzeźbą pogrzy niskich. Na podstawie regionalizacji fzycznogeografcznej byłego wojewdztwa krakowskie­go i tarnowskiego (Czeppe, German 1979, 1988) zlewnia Dworskiego Potoku leży w ob-rębie Działw Niepołomicko-Bielczańskich zaliczanych do Kotliny Sandomierskiej (Pro­wincja Podkarpacka). Według aktualnej regionalizacji fzycznogeografcznej wojewdztwa małopolskiego (German 2000/2001) zlewnia Dworskiego Potoku leży w obrębie mezoregionu Podgrza Bocheńskiego zaliczanego do makroregionu Kotliny Sandomierskiej i graniczącego z Po­grzem Wielickim. Na podstawie podziału fzycznogeografcznego Polski (Kondracki 1978) zlewnia Dworskiego Potoku leży w obrębie Podgrza Bocheńskiego (mezoregion Kotliny Sando­mierskiej), bezpośrednio graniczącego z Pogrzem Wiśnickim. Zgodnie z podziałem fzycznogeografcznym regionu bocheńskiego (Ziętara 1980) zlewnia Dworskiego Potoku położona jest w obrębie Przedgrza Bocheńskiego, traktowa­ Rycina . Położenie obszaru badań (na podstawie Starkel 1988; Gilewska, Starkel 19 9, 1988) Figure . Location of the study area (based on Starkel 1988; Gilewska, Starkel 19 9, 1988) nego jako jednostka przejściowa pomiędzy Karpatami a Kotliną Sandomierską i wlicza­nego do Kotliny Sandomierskiej. Obszar Progu Pogrza Karpackiego między Rabą a Uszwicą, stanowiący zwartą jed­nostkę przestrzenną, doczekał się wielu opracowań naukowych dzięki istnieniu w Łazach Stacji Naukowej Instytutu Geografi i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagielloń­skiego (IGiGP UJ). Realizowane projekty badawcze dały odpowiedź na wiele pytań doty­czących struktury i funkcjonowania środowiska geografcznego Progu Karpat (Kaszowski 1995c, d; Chełmicki 1998; Pietrzak 2002; Święchowicz 2002c; Żelazny 2005). Pr Pogrza ma wyraźne cechy wyżyny fiszowej, ale rwnocześnie wysoczyzny ko­tlin przedgrskich (Kaszowski 1995a). Struktury fałdowe fiszu zazębiają się i przenikają ze strukturami miocenu, na ktre się nasunęły, co sprawia, że budowa geologiczna tego obszaru jest bardzo skomplikowana (Święchowicz 1991; Kaszowski 1995a). Około 80% terenu leży w obrębie struktur fiszowych Karpat – jednostek śląskiej i podśląskiej (Ka­szowski 1995b). Podłoże okryte jest miąższymi pokrywami pyłowymi utworw lessopo­dobnych. Rzeźba progu Pogrza charakteryzuje się występowaniem na og rwnoległych do siebie wydłużonych i szerokich garbw i działw nawiązujących do przebiegu struktur i linii geologicznych w obrębie jednostek śląskiej i bocheńskiej oraz do odporności skał (Święchowicz 1991; Kaszowski, Święchowicz 1995a). Na badanym obszarze pr Pogrza Karpackiego jest dwustopniowy (Święchowicz 1991, 1992). Stopień wyższy, o wysokości względnej 80–110 m nad dno doliny, założo-ny jest na odpornych warstwach piaskowcowych fiszowej jednostki śląskiej i podśląskiej (Olewicz 1968, 1973). Drugi stopień niższy, o wysokości względnej 50–60 m nad dno do­liny, pokrywa się z zasięgiem nasunięcia jednostki podśląskiej, okrytej utworami miocenu (Olewicz 1968, 1973). Wyrżnione dwa stopnie progu Pogrza Wiśnickiego (Święcho­wicz 1991) reprezentują dwa piętra morfogenetyczne Pogrza. Stopień niższy obejmuje Przedgrze Brzeskie i stanowi piętro o typie rzeźby pogrzy niskich (Starkel 1972a, 1988), a więc o powierzchni wierzchowinowej położonej na wysokości 280-300 m n.p.m., rozwi­niętej na mniej odpornych skałach. Stopień wyższy, obejmujący Garb Okocimski, stanowi piętro wyższe o powierzchni wierzchowinowej, położonej w wysokości 320-340 m n.p.m., charakteryzującej się typem rzeźby pogrzy średnich (Starkel 1972a, 1988). Pokrywa glebowa obszaru jest prawie jednorodna. Na miąższych utworach lessopo­dobnych oraz pyłowych zwietrzelinach fiszu wytworzyły się głwnie gleby płowe (Haplic Luvisol) i płowe opadowo-glejowe (Stagnic Luvisol), tworzące wsplne mozaikowe kom­pleksy trudne do rozdzielenia kartografcznego (Skiba 1992; Skiba i in. 1995). Zajmują one około 80% powierzchni omawianego obszaru. Pozostałe 20% powierzchni zajmują gleby brunatne (Cambic Luvisols), gleby aluwialne i deluwialne oraz gleby gruntowo-gle­jowe (Eutric Gleysols) (Skiba i in. 1995). Skład mechaniczny utworw lessopodobnych Pogrza jest dość podobny. Charak­teryzuje się niewielką zawartością piasku (do 10%), znaczną zawartością frakcji pylastej (50–70%) oraz dużym udziałem frakcji iłu koloidalnego (O<0,002 mm), wynoszącym od 8 do 18%. Proflowe zrżnicowanie zawartości iłu koloidalnego jest typowe dla gleb objętych procesem lessiważu (Skiba, Drewnik 1995; Skiba i in. 1995; Klimek 1995a, b). Odczyn gleb jest kwaśny w glebach leśnych (ph około 4,0) i słabo kwaśny w glebach or­nych (ph 5,9–6,1). Tak niskie wartości pH są wynikiem znacznego odwapnienia osadw lessopodobnych. Stopień wysycenia kationami zasadowymi (V%) we wszystkich glebach nie przekracza 50%, co świadczy o znacznym wyługowaniu tych gleb (Skiba 1992). Zawar­tość substancji organicznej w poziomach prchnicznych waha się w granicach 0,5–1,6%. Wyraźnie niższy jej udział (0,5%) zaznacza się w glebach wtrnie brunatnych, co świadczy o ich pochodzeniu erozyjnym (Skiba i in. 1995). Zgodnie z klasyfkacją klimatyczną Polskich Karpat Zachodnich obszar Pogrza Wi-śnickiego jest zaliczany do piętra umiarkowanie ciepłego (Hess 1965). Piętro to, obejmu-jące swym zasięgiem obszary Karpat od podnży do około 600 m n.p.m., charakteryzuje się średnią roczną temperaturą powietrza około 8,3oC, średnia temperatura w styczniu wynosi od –3,2 do –4,0oC, w lipcu od 17,5 do 18,2oC; roczna suma opadw wynosi 665 mm (Obrębska-Starkel 1988). Okres zalegania pokrywy śnieżnej trwa około 70 dni. Przeważają wiatry zachodnie oraz południowo– i pnocno-zachodnie (Hess, Leśniak 1988). Na podstawie danych pochodzących z posterunku meteorologicznego Stacji IGiGP UJ w Łazach z okresu 1987-1994 wartości elementw klimatycznych są następujące: średnia roczna temperatura wynosiła 8,6oC, pierwsze procze kalendarzowe było zdecydowanie chłodniejsze (6,8oC) od drugiego procza (10,4oC), średnia temperatura w najchłodniej­szym miesiącu - styczniu była dość wysoka (-0,4oC), a najcieplejszego miesiąca ­lipca wynosiła 18,4oC. Temperatura minimalna przy powierzchni gruntu (5 cm) była naj-częściej niższa od temperatury na wysokości 2 m o 1,4oC. Średnia długość okresu bez-przymrozkowego przy powierzchni gruntu wynosiła 189 dni. Przymrozki nie występowa-ły od czerwca do drugiej dekady września (Angiel 1995a; Angiel, Cisowska 1995). Zimy trwały krtko i były ciepłe. Cechą zim było występowanie odwilży, ktre trwały średnio przez 35% dni okresu zimowego. Charakterystyczny był też bardzo długi okres wegetacji i długi okres intensywnej wegetacji (Angiel 1995b; Angiel, Cisowska 1995). Średnia roczna suma opadw w wieloleciu 1987–2009 wynosiła 665,9 mm, a średnia liczba dni z opadem 168. Najwięcej opadw wystąpiło w proczu letnim (V-X); stano­wiły one od 55,4% (1998) do 78,6% (1997) rocznej sumy opadw. Opady atmosferyczne charakteryzowały się rwnież dużą zmiennością sezonową, miesięczną i dobową. Maksy­malne dobowe sumy opadw w poszczeglnych latach zmieniały się w szerokim zakresie od 27,9 mm do 83,4 mm. Obszar progu Pogrza Wiśnickiego jest odwadniany zarwno przez bezpośrednie dopływy Wisły (Rabę, Starą Rzekę (Grbkę)) i Uszwicę, jak i inne cieki (Stradomkę, Po­tok Łapczycki, Leksandrwkę, Uszew i Uszewkę). Gęstość stałej sieci rzecznej wynosi 1,7 km·km-2. Podawany w literaturze dla tej części Polski odpływ jednostkowy wynosi 6–8 dm3·s-1·km-2 (Dynowska 1971). Odpływ jednostkowy w zlewni Starej Rzeki w latach 1994–2004 wynił 3,85 dm3·s-1·km-2 (Chełmicki 2005). Przepływy ciekw odznaczają się znaczną zmiennością dobową i sezonową (Baścik i in. 1995; Pociask-Karteczka 1995; Kor-ska 1998; Święchowicz 2002c). W przypadku Starej Rzeki w Łazach najwyższy zanotowa­ny przepływ wynosił 4455,9 dm3·s-1·km-2, a najniższy 0,46 dm3·s-1·km-2 (Chełmicki 2005). Przepływy dobowe są dość stabilne w proczu zimowym, w proczu letnim natomiast odznaczają się znaczną zmiennością. Stara Rzeka charakteryzuje się złożonym reżimem przepływw z kulminacjami wiosenną (roztopową) i letnią (opadową), a okresem niskich przepływw jest jesień (Chełmicki 2005). Zlewnia Starej Rzeki ma niewielkie zdolno-ści retencyjne, o czym świadczy niski udział odpływu gruntowego w odpływie rocznym (Chełmicki 1995, 2005; Chełmicki i in. 1995; Święchowicz 2002c). Progiem Pogrza Karpackiego biegnie granica między działami roślinnymi Bałtyc-kim i Karpackim. Zgodnie z podziałem geobotanicznym Polski pr Pogrza Karpackiego między Rabą a Uszwicą jest zaliczany do działu Karpat Zachodnich, okręgu Pogrza i podokręgu Pogrza Lessowego (Szafer, Zarzycki 1972). Naturalnym zbiorowiskiem dla tego obszaru są lasy liściaste dębowo-grabowe suchsze i wilgotne (Tilio-Carpinetum typicum, Tilio-Carpinetum stachyetosum), bory mieszane (Pino-Quercetum) oraz w dnach dolin lasy łęgowe (Fraxino-Ulmetum, Circaeo-Alnetum) (Medwecka-Kornaś i in. 1988; Stachurska 1995). Prawie 2 obszaru zajmują użytki rolne, zabudowania, sieć drogowa, a lasy około 28% powierzchni (Stachurska 1995). Region Pogrza Karpackiego jest obszarem silnie przeobrażonym przez człowieka na skutek zniszczenia naturalnych zbiorowisk leśnych i wprowadzenia w ich miejsce zbio­rowisk sztucznych, związanych z rolniczym użytkowaniem ziemi. Początki osadnictwa w obrębie progu Pogrza Karpackiego sięgają co najmniej 5. tysiąclecia p.n.e. (Jodłowski, Skowronek 1980). Oddziaływanie człowieka na środowisko było ciągłe, ale rżny był jego rodzaj i nasilenie. Ingerencja człowieka w środowisko początkowo polegała na lokalnym i okresowym karczowaniu i wypalaniu lasw – w czasach prehistorycznych i wczesnym średniowieczu; na intensywnej eksploatacji kompleksw puszczańskich, zasiedlaniu całego obszaru oraz trwałym przekształcaniu krajobrazu leśno-rolniczego w rolniczy – w X–XV w.; na umiarkowanej eksploatacji środowiska – w XV–XIX w.; oraz na postępu­jącym wyrębie lasw, dalszym podziale gospodarstw oraz wprowadzeniu na szeroką skalę upraw okopowych w XIX–XX w. (Pietrzak 2002). Zlewnia Dworskiego Potoku, w obrębie ktrej prowadzono badania terenowe, jest jedną ze zlewni cząstkowych wyrżnionych w obrębie zlewni Starej Rzeki (Grbki), na terenie ktrej w Łazach jest zlokalizowana Stacja Naukowa IGiGP UJ (Kaszowski 1991, 1995a, d; Święchowicz 1992). Uwarunkowania przekraczania progw geomorfcznych w zlewni oraz reprezentatywność wynikw badań zostały szczegowo omwione w roz­dziale 4. Rozdział 3 Metody badań Wyznaczenie wartości progowych cech deszczu niezbędnych do zainicjowania rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej na stokach oraz dostawy materiału glebowego do transpor­tu fuwialnego w korycie potoku wymagały prowadzenia wieloletnich pomiarw tereno­wych tych procesw zarwno na stokach, w dnie doliny, jak i w korycie potoku (ryc. 8). Rwnie ważne było szczegowe rozpoznanie zmienności występowania opadw deszczu. O ich skuteczności decydowała częstość występowania oraz cechy takie, jak suma, czas trwania i natężenie. Między innymi to od cech deszczu zależało tempo infltracji i na-tężenie spływu powierzchniowego, a tym samym występowanie, przebieg i efektywność procesw erozyjnych. Badania przebiegały w kilku etapach i obejmowały stacjonarne pomiary procesw erozyjnych na stokach i w korytach, jak i kartowanie skutkw pojedynczych deszczw o wyjątkowo dużej sile. Pomiary wykonywano tylko w warunkach naturalnych. Nie pro­wadzono badań laboratoryjnych ani terenowych z wykorzystaniem symulatorw desz­czw. Badania w warunkach naturalnych, oprcz tej zalety, że rejestrowały wszystkie real­nie występujące zdarzenia erozyjne i ich skutki, miały też ujemne strony. Głwny czynnik inicjujący erozję wodną na stokach – opad deszczu – charakteryzuje się dużą sezonową i wieloletnią zmiennością i dlatego nie można było przewidzieć liczby zdarzeń opadowych ani czasu i miejsca ich wystąpienia. Nie było możliwości pełnej kontroli istotnych cech deszczu, ktre wpływają na przebieg procesu, a więc natężenia, wielkości kropel deszczu, energii kinetycznej oraz ich zmienności w czasie i zrżnicowania w obrębie zlewni. Rycina 8. Metodyka pomiaró niezbędnych do yznaczenia artości progo ych parametró opadó deszczu inicjujących procesy erozyjne zle niach użytko anych rolniczo Figure 8. Methodology of measurements necessary to determine rainfall threshold values initiating erosive pro-cesses in agricultural catchments Prace kameralne polegały na opracowaniu metody wyznaczania wartości progowych opadu deszczu w przebiegu procesw erozyjnych na stokach użytkowanych rolniczo. Wykorzystano dane opadowe i hydrologiczne z okresu 1987–2009 pochodzące ze Sta­cji Naukowej IGiGP UJ w Łazach k. Bochni oraz wyniki prowadzonych przez autorkę wieloletnich pomiarw terenowych rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej na stokach. Wszystkie dane opracowano według jednolitej procedury, zgodnie z zasadami przyjętymi w opracowanej metodzie badań. 3.1. Metody opracowa ia wy ików pomiarów opadów atmosferycz ych W badaniach wykorzystano dane opadowe z posterunku meteorologicznego Stacji Na­ukowej IGiGP UJ w Łazach. Posterunek meteorologiczny jest usytuowany na dziale wod­nym zlewni Dworskiego Potoku na wysokości 245 m n.p.m. Wsprzędne geografczne wynoszą 49o57’55”N i 20o29’43”E. Uzyskane dane meteorologiczne reprezentują wierz­chowiny i grne odcinki stokw pogrzy niskich. Szczegową charakterystykę warunkw opadowych przeprowadzono na podstawie codziennych pomiarw sum opadu za pomocą deszczomierza Hellmanna oraz zapisw pluwiografcznych, obejmujących miesiące letnie z okresu 1987–2009 (23 lata hydrologiczne). Podstawowym celem rozprawy było wyznaczenie wartości progowych parametrw deszczu, po przekroczeniu ktrych zachodzą procesy rozbryzgu, spłukiwania i erozji li­nijnej na stokach użytkowanych rolniczo, co umożliwia dostawę zerodowanej gleby do koryta potoku i jej transport poza zlewnię. Dokonano więc prostego podziału deszczw na erozyjne i nieerozyjne. Wracamy zatem do wcześniej zadanego pytania – ktre deszcze są erozyjne? I od razu pojawia się najprostsza z możliwych odpowiedzi – te, ktre inicjują erozję gleby na stoku. Na kolejne pytanie – ktre deszcze inicjują erozję gleby na stoku – odpowiedź już prosta nie jest. Wymaga ona wiedzy empirycznej opartej na wynikach wie­loletnich pomiarw terenowych zarwno opadw, jak i procesw stokowych. Tylko na ta­kiej podstawie można zweryfkować, ktre deszcze rzeczywiście wywołały erozję na stoku. Niestety takiej wiedzy zwykle nie mamy, bo miejsc, w ktrych prowadzone są stacjonarne pomiary spłukiwania, nie jest wiele. Znacznie częściej dysponujemy wynikami pomiarw samych tylko opadw. Na podstawie istniejących standardowych zestawień możemy jed­nak wyrżniać jedynie deszcze potencjalnie erozyjne. Defnicja deszczu jako ciekłego opadu atmosferycznego spadającego z chmur w po­staci kropel wody o średnicy większej niż 0,5 mm (Okołowicz 1969; Woś 1997; Ciepielo­wski, Dąbkowski 2006) jest niekwestionowana. Nie ma zgodności, kiedy mwimy o po­jedynczych (indywidualnych) deszczach czy przypadkach (zdarzeniach) deszczu, a do ta­kich należą deszcze erozyjne. Opad deszczu jest procesem dynamicznym. Cechuje go zmienność czasowa i zrż­nicowanie przestrzenne. Suma opadu deszczu zmienia się zarwno w krtkich okre­sach (np. w ciągu minuty, godziny, doby, miesiąca, roku), jak i w okresach wieloletnich. Opad deszczu nie jest zdarzeniem ciągłym, składa się z wielu faz o rżnej sumie, czasie trwania i natężeniu. Odstępy czasowe między poszczeglnymi fazami też nie są rwne. Dlatego stosowano rżne kryteria oddzielania poszczeglnych przypadkw deszczu od siebie. Najczęściej spotykaną wielkością charakteryzującą warunki opadowe jest suma opadw w danym okresie; podstawową jest dobowa suma opadu. Wysokość opadu na stacjach meteorologicznych mierzy się za pomocą deszczomierza Hellmanna o godz. 7 rano. Doba opadowa trwa od godziny 7 dnia bieżącego do godziny 7 dnia następnego. Ta umowna granica sprawia, że niejednokrotnie opady ciągłe są dzielone i zaliczane do sum opadowych kolejnych dni. Nie określono w sposb jednoznaczny wartości progowej (granicznej) minimalnej przerwy czasowej między kolejnymi fazami opadu, ktra pozwo-liłaby na wyodrębnienie deszczw indywidualnych. W literaturze polskiej przyjmowano rżne przerwy czasowe, od 20 minut do co najmniej 2 godzin (Taranowski 1937; Trybow-ski 1955; Wit-Jźwik 1977; Święchowicz 2002c). W empirycznym modelu Uniwersalnego Rwnania Strat Gleby (Universal Soil Loss Equation – USLE) za pojedynczy opad deszczu uznano taki, ktry od następnego jest od­dzielony 6-godzinną przerwą bez opadu lub z opadem mniejszym od 1,3 mm (Wischme­ier, Smith 1958, 1959, 1978; Banasik, Grski 1990, 1993). Rwnanie to zostało opracowa­ne w USA, a przyjęte przez autorw kryteria wysokości opadu deszczu ustalone w calach. W pracy zastosowano jednostki miary w układzie SI. Każdy pojedynczy deszcz można scharakteryzować za pomocą cech takich, jak suma opadu, czas trwania i natężenie, od ktrych zależy jego skuteczność erozyjna. Cechy te stanowiły podstawę opracowanej przez Kazimierza Chomicza (1951), powszechnie w Pol­sce stosowanej klasyfkacji opadw, w ktrej autor wyrżnia deszcze zwykłe, silne, ulewne i nawalne. Jeśli deszcz trwa nieprzerwanie od 5 godzin do kilku dni, jest uznawany za rozlewny (Lambor 1971). Nie każdy pojedynczy opad deszczu jest deszczem erozyjnym, czyli takim, ktry powoduje spływ powierzchniowy i erozję gleby na stokach. Za najbar­dziej erozyjne uznaje się deszcze o stosunkowo krtkim czasie trwania i dużej wydajności (ulewne i nawalne) oraz deszcze rozlewne. Według Leszka Starkla (1986, 1996) w Karpa­tach największe spłukiwanie na stokach użytkowanych rolniczo zachodzi podczas krt­kotrwałych ulew lokalnych (o natężeniu 1–3 mm·min-1) oraz opadw rozlewnych (150– –400 mm w ciągu 2–5 dni). W pracy przyjęto defnicję deszczu erozyjnego z empirycznego modelu Uniwersal­nego Rwnania Strat Gleby (Universal Soil Loss Equation – USLE) (Wischmeier, Smith 1959, 1978). Zgodnie z kryterium USLE jest to deszcz oddzielony od kolejnego 6-godzin­ną przerwą bez opadu lub z opadem mniejszym niż 0,05 cala (co w układzie SI odpowiada 1,3 mm), o warstwie (wysokości) opadu [P] większej lub rwnej 0,5 cala (co w układzie SI odpowiada 12,7 mm) lub mniejszej, jeśli spełniony jest następujący warunek: I . 0,25 cala·15.min-1, czyli I. 6,3 mm·15.min-1 max max W przypadku tak wyrżnionych deszczw oblicza się ich erozyjność, czyli sparame­tryzowaną cechę deszczu, w postaci iloczynu jego energii kinetycznej i maksymalnego natężenia 30-minutowego (Wischmeier, Smith 1958, 1978; Banasik, Grski 1990, 1993; Rejman, Link 1996; Licznar, Rojek 2002; Smolska 2003, 2008, 2010b; Baryła 2004; Rejman 2006; Demczuk 2009a; Rejman, Brodowski 2010; Stępniewski i in. 2010; Święchowicz 2010b, 2011b) Jednostkową energię kinetyczną deszczu oblicza się na podstawie zapisw cyfrowych rejestratorw lub klasycznych zapisw pluwiografcznych, wykorzystując rżne rwnania. Najbardziej rozpowszechniona jest formuła Waltera H. Wischmeiera i Dwighta D. Smitha (1978) określająca logarytmiczne relacje między energią kinetyczną opadu a jego wysoko­ścią i natężeniem: [1] = (206+87 log Ii)·Pi Ekin gdzie: Ekin - energia kinetyczna w i-tym przedziale [J.m-2], Ii - natężenie deszczu w i-tym przedziale [cm.h-1], Pi - warstwa deszczu w i-tym przedziale [cm]. Rwnanie to było stosowane w opracowaniach erozyjności deszczw w rżnych re­gionach Polski (Banasik, Grski 1990, 1993; Licznar, Rojek 2002; Smolska 2003; Baryła 2004; Demczuk 2009a). Rwnaniem alternatywnym jest formuła zaproponowana przez Larry’ ego C. Browna i Georga R. Fostera (1987) oparta na funkcji wykładniczej: n [2] E = . 0,29·[1–0,72·exp(-0,051I)]·.P kinii i=1 gdzie: Ekin – energia kinetyczna deszczu przypadająca na jednostkę powierzchni [MJ.ha-1], Ii – natężenie opadu deszczu w okresie o stałym cząstkowym natężeniu i [mm.h-1], .Pi – suma opadu deszczu w okresie o stałym cząstkowym natężeniu i [mm]. W niniejszej pracy zastosowano rwnanie wykładnicze (Brown, Foster 1987). For­muła ta została po raz pierwszy w Polsce zastosowana przez Jerzego Rejmana (2006) do badania rozbryzgu i spłukiwania na glebach lessowych Płaskowyżu Nałęczowskiego. Obliczono wskaźnik erozyjności i spływu powierzchniowego EI30 poszczeglnych deszczw (Wischmeier, Smith 1978), defniowany jako iloczyn energii całkowitej opadu i jego maksymalnego natężenia w ciągu 30 minut: EI30 = Ekin · I30 [3] gdzie: EI30 – erozyjność deszczu [MJ.mm.ha-1.h-1], Ekin – energia kinetyczna deszczu przypadająca na jednostkę powierzchni [MJ.ha-1], – maksymalne natężenie 30-minutowe deszczu, [mm.h-1]. I30 W procedurze wyrżniania wartości progowych za cechy przewodnie, najlepiej charakteryzujące zdolność deszczu do wywołania procesw rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej, przyjęto jednostkową energię kinetyczną [MJ.ha-1], erozyjność deszczu [MJ.mm.ha-1.h-1] oraz jego maksymalne natężenie 30-minutowe [mm.h-1]. Deszcze erozyjne w okresie procza zimowego zdarzają się sporadycznie (głwnie w kwietniu i listopadzie, choć mogą wystąpić rwnież w marcu i grudniu), najczęściej jednak brakuje zapisw pluwiografcznych z tego okresu. Dlatego w pracy ograniczono się tylko do analizy deszczw występujących w letnim proczu hydrologicznym, obejmują­cym miesiące od maja do października. 3.2. Metody pomiarów erozji wod ej a stokach Erozja wodna na stoku wywołana przez opady deszczu jest procesem złożonym, obej-mującym zarwno bombardującą działalność kropel deszczu (splash), spłukiwanie (sheet erosion, interrill erosion) przez spływająca wodę cząstek gleby oderwanych przez rozbryzg oraz erozję linijną (rill erosion). Badanie każdego z tych procesw wymaga odrębnych metod. Istnieje co najmniej kilka sposobw pomiarw erozji wodnej (rozbryzg, spłukiwanie, erozja linijna) w terenie i są one dostosowane do czasowej i przestrzennej skali wystąpie­nia i przebiegu procesu (Kirkby 1969; Kirkby, Morgan 1978; Evans 1981, 1990b, 2002, 2005; Rejman, Dębicki 2002; Agassi, Bradford 1999; Wainwright i in. 2000; Karlen i in. 2003; Van Dijk i in. 2002a, b, 2003; Morgan 2005; Smolska 2010a; Święchowicz 2010a). Ba­dania zwykle są prowadzone w jednej z pięciu najczęściej wyrżnianych skal przestrzen­nych (Stroosnijder 2005): 1) badania punktowe: pozwalają na określenie natężenia rozbryzgu (splash) i spłuki-wania (interrill erosion); polegają na zbieraniu i ważeniu materiału glebowego prze­mieszczonego przez krople deszczu oraz spływającą wodę; poletka mają niewielką po­wierzchnię (1 m2), gdyż woda spływająca po stoku po przekroczeniu 1–5 m długości poletka ma tendencję do spływu linijnego (rill erosion); 2) badania na rżnej wielkości ekranowanych poletkach doświadczalnych (<100 m2) do­stosowanych do lokalnych warunkw; metoda ta pozwala na rozdzielenie masy spłu­kanego powierzchniowo (interrill erosion) i linijnie (rill erosion) materiału glebowego, jeśli poletka mają co najmniej 4–10 m długości; 3) badania w proflu podłużnym stokw od działu wodnego do dna doliny (<500 m); pozwalają na poznanie mechanizmu procesu w proflu podłużnym stoku, a zwłaszcza wyrżniania stref erozji i depozycji; 4) badania w skali pl uprawnych (<1 ha); umożliwiają pomiar epizodycznych koryt i wąwozw oraz obliczenia masy zerodowanego materiału glebowego; 5) badania w skali mikrozlewni (<50 ha); umożliwiają studia powiązań między procesa­mi stokowymi i korytowymi oraz bilansowanie obiegu materiału glebowego. Badania erozji wodnej na stokach można prowadzić w kilku co najmniej skalach cza­sowych: w skali pojedynczych zdarzeń, w skali sezonw, proczy hydrologicznych i lat hydrologicznych, a także w skali wieloleci. Skale czasowe są dostosowane do celu badań. Poznanie wartości progowych charakterystyk opadu deszczu niezbędnych do wystą­pienia procesw erozyjnych na stokach wymagały badań w skali pojedynczych zdarzeń. Badania te prowadzono we wszystkich wymienionych skalach przestrzennych. 3.2.1. Rozbryzg Podczas opadu deszczu spadające na powierzchnię terenu krople rozpryskują się powodu-jąc drobne przemieszczanie cząstek gleby (Ellison 1944; Griszczenko 1949 za Klimaszew­skim 1978; De Ploey, Savat 1968; De Ploey 1969, 1970; Kirkby 1969; Grześ 1971; Gerlach 1976a, b; Froehlich, Słupik 1980; Rejman i in. 1990; Jayawardena, Rezaur 2000; Szpikowski 2001; Morgan 2005; Szewrański 2005, 2009; Rejman 2006). Proces ten, zwany rozbryzgiem (rozpryskiem, erozją rozbryzgową, bombardowaniem deszczowym, rainsplash, soil splash, raindrop erosion), stanowi etap erozji wodnej na stoku, ktra obejmuje zarwno proces odrywania cząstek gleby, jak i ich transportu oraz depozycji (akumulacji). Bombardująca działalność kropel deszczu jest szczeglnie intensywna na powierzchniach pozbawionych stale lub czasowo ochronnej okrywy roślinnej (np. w zlewniach użytkowanych rolniczo). Masa rozbryzgu maleje wraz ze wzrostem pokrycia roślinnością (Śmietana 1987; Rejman i in. 1990; Wainwright 1996b; Szewrański 2005, 2009). Istnieje ścisła korelacja między energią kinetyczną deszczu a masą odrywanej przez rozbryzg gleby. Związek ten najlepiej opisują rwnania potęgowe (Mouzai, Bouhadef 2003; Rejman 2006) i liniowe (Al-Durrah, Bradford 1981; Ghadiri 2006). Uderzenia kropli deszczu o powierzchnię stoku powodują przede wszystkim rozbicie agregatw glebowych i przemieszczenie cząstek gleby na drodze saltacji i mikropełzania (splash-creep). Na podstawie pomiarw głwnie laboratoryjnych stwierdzono, że o wiel-kości przemieszczeń decyduje między innymi nachylenie stoku, gatunek i wilgotność gle­by (Torri, Poesen 1992; Poesen i in. 1994). Całkowita masa rozbryzgu zależy od struktury i składu granulometrycznego gleby (Nearing, Bradford 1985). Podatność gleby na odry­wanie (detachability) jest funkcją wytrzymałości gruntowej na ścinanie i zależy od zawar­tości frakcji ilastej w glebie. Im jest ona większa tym mniejsza masa rozbryzgu (Sharma i in. 1995). Rwnież występowanie stabilnych agregatw glebowych ogranicza rozbryzg i zmiejsza jego natężenie (Rejman i in. 1994). Proces rozbryzgu inicjuje i wyraźnie przyśpiesza pojawienie sie spłukiwania i erozji linijnej (De Ploey 1969, 1974, 1983; Kinnel 2005), gdyż na stokach (zwłaszcza o dużym nachyleniu) większość ziaren przemieszczana jest w d, a w miejscu uderzenia powstają niewielkie kratery, ktrych obecność ukierunkowuje spływ wody po powierzchni. Rwno-cześnie pod wpływem deszczu dochodzi do kompakcji gruntu, ktra utrudnia wsiąkanie wody przez glebę, dzięki czemu ułatwia wystąpienie spływu powierzchniowego i w kon­sekwencji spłukiwania. Natężenie rozbryzgu zmienia się w czasie w zależności od stopnia uwodnienia podłoża. Pojawienie się warstewki wody na powierzchni gleby powoduje osła­bienie siły uderzenia pojedynczej kropli deszczu (Ellison 1944; Poesen, Savat 1981; Mermut i in. 1997). Moment pojawienia się warstewki wody o odpowiedniej grubości jest ściśle związany z przepuszczalnością gruntu, natężeniem oraz czasem trwania deszczu. Natę­żenie rozbryzgu rośnie w początkowej fazie opadu i osiąga swoją maksymalną wartość, w zależności od typu gleby, po kilkunastu lub kilkudziesięciu minutach (Rejman 1992, 2006; Parsons i in. 1994; Sutherland i in. 1996a, b; Wainwright 1996b; Walker i in. 2007). W przypadku gleb lessowych jest to około 10–20 minut (Ziegler i in. 1997). Zaskorupienie gleby decyduje nie tylko o masie, lecz i o odległości, na jaką jest przemieszczana gleba (Sharma i in. 1995; Rejman 2002). Utwory pyłowe są przenoszone na stosunkowo krt­kich odległościach (do 40 cm) (Savat, Poesen 1981; Rejman 2006). Pomiary rozbryzgu są czasochłonne i trudne metodycznie (Morgan 1978, 1981; Van Dijk i in. 2002b, 2003), dlatego w dalszym ciągu erozja rozbryzgowa jest stosunkowo słabo rozpoznaną fazą erozji wodnej na stoku. Wiele oglnych zależności opisujących mecha­nizm rozbryzgu stwierdzono w warunkach laboratoryjnych. Przebieg tego procesu i jego natężenie zmieniają się w zależności od uwarunkowań regionalnych, tzn. od opadw, typu gleb, rzeźby, użytkowania ziemi itp. Dotyczy to choćby tak ważnego zagadnienia, jakim jest wyznaczenie wartości progowych energii kinetycznej kropel deszczu odrywających cząstki glebowe. Jak dotąd, tego typu opracowania w skali Polski, oparte na wynikach pomiarw terenowych, należą do nielicznych (Szpikowski 2001, 2010; Rejman 2002, 2006; Szewrański 2009). W niniejszej pracy, poświęconej wartościom progowym parametrw opadw deszczu w przebiegu erozji wodnej na stoku, uwzględniono rozbryzg. Badania prowadzono na wydzielonym w obrębie stoku poletku o powierzchni 39 m2, utrzymywanym przez cały okres badań w czarnym ugorze (ryc. 9). Pomiary prowadzono metodą kubkw (splash cups), ktrymi były plastikowe lejki o zrżnicowanej średnicy (2,0, 3,8, 6,0, 7,0, 9,4, 11,2 i 15,0 cm). Pomiary były wykonywane w czterech powtrzeniach. Łącznie na poletku za­instalowano 28 lejkw. Lejki były umieszczone w plastikowych rurach, ktre wkopane były w ziemi w taki sposb, aby lejki nieznacznie wystawały nad powierzchnią gruntu, zapobiegając dostawaniu się do lejkw gleby pochodzącej ze spłukiwania (ryc. 9). Śred-nica rur była dostosowana do średnicy lejkw. Woda i materiał gromadziły się podczas opadu na lejkach i w butelkach zamontowanych pod lejkami. Sposb montowania był wykonany zgodnie z procedurą stosowaną na Stacji UAM w Storkowie (Szpikowski 2001). Pomiary wykonano każdorazowo po wystąpieniu opadu. Polegały one na spłukaniu gleby z powierzchni lejka wodą destylowaną za pomocą tryskawki. Materiał z powierzchni lejka spływał wraz z wodą do butelki zamontowanej pod lejkiem. Dzięki temu było możliwe zebranie w butelkach całego materiału przemieszczonego przez krople deszczu. Butelki z wodą i zgromadzonym materiałem były zabierane do laboratorium, a pod lejkami umieszczano nowe butelki. Analiza laboratoryjna polegała na sączeniu prbek przez sącz-ki ilościowe Munktella (84g·m-2), a następnie suszeniu w temperaturze 105oC w suszarce typu SML 32/250 i ważeniu na wadze laboratoryjnej E42 frmy Radwag, z dokładnością do 0,0001g. W ten sposb określano masę gleby, ktra została przemieszczona przez krople deszczu. Badania były prowadzone w okresie działania pluwiografu w latach hydrologicz­nych 2007–2009. Rycina 9. Pomiary rozbryzgu (fot. pier sza z le ej – D. Sze czyk, pozostałe J. Ś ięcho icz) Figure 9. Splash measurements (photo by D. Sze czyk – top left and J. Ś ięcho icz) W metodzie pomiaru rozbryzgu za pomocą kubkw zmierzona masa rozbryzgu za­leży od średnicy kubka pomiarowego (Rejman 2006). Wynika to ze zmniejszającej się w sposb wykładniczy wielkości rozbryzgu w miarę oddalenia od punktu uderzenia kro­pli oraz związanej z tym relacji między polami powierzchni rozbryzgu oraz kubka. Prze­jawia się to tym, że zmierzona masa rozbryzgu wzrasta wraz ze średnicą kubka, natomiast w przeliczeniu na jednostkę powierzchni – maleje. W celu wyznaczenia rzeczywistej wiel-kości rozbryzgu dane pomiarowe zebrane z lejkw o rżnej średnicy zostały skalibrowa­ne za pomocą modelu opracowanego przez Van Dijka i in. (2002a) według następującej formuły: mR .R2. [4] FR = µ = [1–exp(-.)]· . 2R gdzie: FR – geometryczny czynnik korekty rozbryzgu, mR – masa rozbryzgu w przypadku kubka o średnicy R [g·m-2], m – rozbryzg [g·m-2], R – promień kubka [m], L – średnia ważona odległość rozbryzgu [m]. Ilość przemieszczanego przez rozbryzg materiału zależy od nachylenia stoku (Grisz­czenko 1949 za Klimaszewski 1978; Kirkby 1969; De Ploey 1969; Savat, Poesen 1981; Rejman 2006). Zastosowany model nie uwzględnia tego parametru, dlatego średnią od­ległość, na jaką zostaje przemieszczony materiał, wyznaczono zgodnie z procedurą za­stosowaną przez J. Rejmana (2006) na podstawie dopasowania wielkości pomiarowych do opracowanego rozkładu wielkości oczekiwanych, gdzie miarą dopasowania była naj­mniejsza wartość odchylenia standardowego. 3.2.2. Spłukiwa ie Spłukiwanie (sheet erosion) zachodzi wtedy, kiedy spływająca po stoku w sposb nieskon­centrowany woda spłukuje rozbite przez krople deszczu agregaty glebowe (Govers 2004). Jeśli woda spływa po stoku w sposb skoncentrowany (linijny), dochodzi do erozji linij­nej (rill erosion), zwanej inaczej erozją żłobkową, żłobinową, bruzdową (Dobrzański i in. 1953; Jzefaciuk, Jzefaciuk 1995; Favis-Mortlock 2004; Migoń 2006). Powszechnie funk­cjonują rwnież terminy takie, jak erozja żłobinowa (rill erosion) i międzyżłobinowa albo międzybruzdowa (interrill erosion) (Meyer i in. 1975; Meyer 1981). Erozja międzyżłobi-nowa polega na odrywaniu cząstek gleby przez bombardującą działalność kropel deszczu i przemieszczaniu jej przez spływającą po powierzchni wodę (Watson, Lafen 1986; Par-sons i in. 1996; Fox i in. 1997; Fox, Bryan 1999; Kinnel 2005; Assouline, Ben-Hur 2006). Wielkość erozji międzyżłobinowej określano głwnie na podstawie eksperymentw labo­ratoryjnych i terenowych z użyciem symulatorw deszczu. W polskiej literaturze geomorfologicznej częściej używany jest termin spłukiwanie, z rozrżnieniem na spłukiwanie powierzchniowe i linijne. Spłukiwanie powierzchniowe obejmuje spłukiwanie rozproszone, kiedy woda spływa gęstą siecią drobnych nieciągłych i nieregularnych nitek wodnych, oraz spłukiwanie warstwowe (zmyw pokrywowy), kiedy woda spływa warstwą po stoku. Spłukiwanie linijne powstaje wwczas, kiedy woda spły­wająca po stoku łączy się w ciągłe nitki i tworzy strugi o długości nawet kilkuset metrw (Woźniak-Strojna 1963; Klimaszewski 1978; Mycielska-Dowgiałło i in. 1999). W zasadzie trudno jest oddzielić proces spłukiwania od erozji linijnej (rill erosion), gdyż procesy te często występują rwnocześnie (Govers 2004). Brak jednoznacznej def­nicji spłukiwania wynika z jego złożonego mechanizmu i dużej trudności w praktycznym oddzieleniu masy materiału przemieszczanej w sposb bierny (spłukiwanej) i erodowa­nej przez linijnie spływającą po stoku wodę, zwłaszcza w początkowym etapie procesu. W literaturze polskiej w większości artykułw prezentujących wyniki badań erozji wod­nej na stoku na podstawie pomiarw na poletkach doświadczalnych nie rozrżniano tych procesw. Na określenie masy gleby zerodowanej na poletku doświadczalnym przez wody opadowe lub roztopowe spływające po stoku powszechnie jest używany termin spłukiwa-nie (Gerlach 1966, 1976b; Gil 1976, 1986, 1994, 1999; Twardy 1990; Smolska 1993, 1996, 2003; Rejman 2006; Święchowicz 2002c, 2010a, b), bez wnikania, czy jest ono linijne (rill erosion) czy powierzchniowe (sheet erosion). W pracach gleboznawcw i rolnikw częściej natomiast na określenie przemieszczanego na stoku materiału glebowego są używane ter­miny erozji wodnej gleby lub zmywu gleby (Rejman, Usowicz 1999, 2002b; Rejman 2006). Dopiero w ostatnich latach pojawiają się publikacje, w ktrych rozrżnia się udział erozji linijnej (rill erosion) i spłukiwania (sheet erosion lub interrill erosion) w całkowitej masie zerodowanej gleby (Rejman, Brodowski 2005; Kimaro i in. 2008; Auerswald i in. 2009). Stacjonarne badania spłukiwania w Karpatach mają długą tradycję (Gerlach 1958, 1966, 1976b; Gil 1976, 1994, 1999; Bochenek, Gil 2010). Polegały one na pomiarach pro­wadzonych na poletkach doświadczalnych (o rżnej długości, szerokości, nachyleniu i użytkowaniu), wydzielonych w obrębie stoku. Poletka były ekranowane (Gil 1976, 1999; Święchowicz 1995, 2002c, 2010b) bądź nie (Gerlach 1966; Święchowicz 1998, 2002c). Zwykle były one zamknięte łapaczami, ktrymi były rżnej długości rynny (Gerlach 1966) połączone z instalacją zbiorczą lub worki (Słupik 1973). Zbiorniki były sprawdza­ne i oprżniane w rżnych odstępach czasu (Gerlach 1966, 1976b) lub każdorazowo po wystąpieniu opadu (Słupik 1970; Gil 1976, Święchowicz 1995, 1998, 2002c, 2010b). Do­tychczasowe pomiary były prowadzone zaledwie w kilku regionach Karpat (Święchowicz 2010a). Większość serii pomiarowych była krtka i obejmowała okres od 1 roku do 5 lat (Gerlach 1966, 1976b; Święchowicz 1995, 2002c). Jedynie Stacja Naukowa IGiPZ PAN w Szymbarku dysponuje unikalną serią pomiarową spłukiwania rejestrowanego według jednolitej procedury, a publikowane do tej pory wyniki obejmują 30 lat hydrologicznych (1969 i 1972–2000) (Gil, Słupik 1972; Gil 1976, 1986, 1994, 1999, 2009). Na rolę pojedyn­czych zdarzeń spłukiwania (wielkość i częstość) w odprowadzaniu gleby ze stokw zwr­cono uwagę w badaniach spłukiwania na Pogrzu Wiśnickim (Święchowicz 1995, 2000a, b, 2002c, 2004, 2008d). Badania na całym stoku zostały zainicjowane przez Wojciecha Froehlicha i Januarego Słupika (1977) w Homerce, gdzie pomiarami objęto mikrozlewnię naturalnego rozcięcia erozyjnego i drogi polnej odwadnianych spływem skoncentrowa­nym oraz mikrozlewnię przyrzecza odwadnianą spływem rozproszonym (Słupik 1981; Froehlich 1982). Niezależnie od wątpliwości dotyczących metody badań spłukiwania oraz wynikają­cych z niej ograniczeń w interpretacji wynikw (Froehlich, Słupik 1977; Froehlich 1986; Słupik 1986), zdecydowano się zastosować metodę pomiarw na ekranowanych poletkach doświadczalnych, gdyż lepszej metody nie ma. Badania spłukiwania obejmowały trzy okresy pomiarowe o rżnej długości i były prowadzone rżnymi metodami. W pracy zde­cydowano się wykorzystać informacje tylko z okresu 2007–2009, gdyż w tym czasie pro­wadzono rwnoczesne pomiary spłukiwania na standaryzowanych – zgodnie z kryterium USLE – poletkach doświadczalnych oraz rozbryzgu w bezpośrednim sąsiedztwie poletek. Pomiary spływu i spłukiwania prowadzono na poletkach zlokalizowanych w zlewni Dworskiego Potoku, na wypukło-wklęsłym stoku o ekspozycji N, w odległości 50 m od lokalnego działu wodnego w pobliżu stacji meteorologicznej, z ktrej pochodzą dane opa­dowe (ryc. 10). Poletka założono jesienią 2006 r. Pomiary były prowadzone od 1 listopada 2006 r. do 31 października 2009 r. na 7 poletkach. Szerokość każdego poletka wynosiła 2 m. Długość czterech poletek wynosiła 22,1 m, a pozostałych trzech odpowiednio 11,1, 5,5 i 2,8 m. Wszystkie poletka były ekranowane za pomocą folii PCV i zamknięte dwumetrowymi rynnami Gerlacha. Grną granicę poletek zabezpieczano przed spływem pochodzącym z wyżej położonej części stoku dodatkową folią oraz rowem odprowadzającym wodę poza obszar badań. Spłukiwany materiał był zbierany w zbiornikach z przelewem trj-kątnym, zainstalowanych przy każdym poletku, a spływ powierzchniowy rejestrowano za pomocą limnigrafw zegarowych. Przed zamontowaniem zbiorniki zostały skalibrowane. Nachylenie powierzchni poletek wynosiło 8o. W obrębie poletek doświadczalnych wystę­puje gleba płowa wytworzona z utworw lessopodobnych. Zawiera ona 84% pyłu, 3% pia­sku i 13% iłu koloidalnego. Zawartość materii organicznej wynosi 1,5%. A – posterunek meteorologiczny (plu iograf i deszczomierz Hellmanna), B – poletka doś iadczalne do pomiaru erozji gleby, C – zbiorniki oraz budki limnigraficzne, D – nętrze instalacji zbiorczej. Figure 10. Slope ash measurements on experimental plots (photo by J. Ś ięcho icz) A – meteorological station (tipping bucket rain gauge, and Hellmann rain gauge), B – slope ash experimental plots, C – collection tanks and limnigraphs, D – the interior of collection tank. W roku hydrologicznym 2007 poletko P1 (22,1x2 m) było pozostawione w czarnym ugorze, na P2 (22,1x2 m) posiano trawę, na P3 (22,1x2 m) posadzono ziemniaki, a pozo­stałe cztery (P4–P7) o rżnej długości (22,1x2 m, 11,1x2 m, 5,5x2 m i 2,8x2 m) obsiano pszenicą ozimą (ryc. 11A). W roku hydrologicznym 2008 poletko P1 było nadal pozostawione w czarnym ugo­rze, na P2 rosła trawa, na P3 posiano pszenicę, a na pozostałych czterech (P4–P7) posa­dzono ziemniaki (ryc. 11B). W roku hydrologicznym 2009 poletko P1 było pozostawione w czarnym ugorze, na P2 rosła trawa, na P3 posadzono buraki cukrowe, a na pozostałych czterech (P4–P7) o zrżnicowanej długości posiano pszenicę (ryc. 11C). Na poletku P1 stan wody w zbior­niku był rejestrowany za pomocą cyfrowego rejestratora OTT Talimedes. Pomiary wykonywano po każdym opadzie erozyjnie skutecznym. Mierzono stan wody w zbiornikach i na tej podstawie ustalono objętość wody. Następnie, po dokładnym wymieszaniu wody i zgromadzonego materiału, pobierano prby. Pobraną prbę wody i gleby sączono na sączkach, ktre suszono do osiągnięcia stałej wagi w temperaturze 105°C. Na podstawie koncentracji materiału glebowego w pobranej prbie o znanej obję­tości wyznaczano masę materiału glebowego zgromadzonego w pojemnikach zbiorczych. Figure 11. Land use on experimental plots in hydrological years 2007–2009 (photo by J. Ś ięcho icz) A – 2007, B – 2008, C – 2009. W przypadku, kiedy spływ powierzchniowy przekraczał pojemność zbiornika, obję­tość wody obliczano na podstawie zapisw limnigrafw oraz obliczonego podczas kali­bracji związku między stanem wody a przepływem. W trakcie trwania spływw pobiera­no też prby wody z rury bezpośrednio doprowadzającej wodę do zbiornika, jak i prby wody odpływającej ze zbiornika. 3.2.3. Erozja li ij a Jeśli woda spływa po stoku w sposb skoncentrowany (linijny), to strumień wody wytwa­rza tak duże naprężenie ścinające, że powoduje erozję linijną (rill erosion) zwaną inaczej erozją żłobkową, żłobinową, bruzdową. W jej wyniku powstają żłobki (rills) erozyjne (żło­biny erozyjne, bruzdy erozyjne) (Bryan 1987; Govers 1992; Favis-Mortlock 1998, 2004; Cerdan i in. 2002, 2006; Poesen i in. 2003; Wells 2004). Erozja żłobinowa może „przejść” w efemeryczną erozję wąwozową (ephemeral gully erosion) lub w erozję wąwozową (gully erosion). W wyniku ich działania powstają efemeryczne wąwozy (w literaturze polskiej nazywane rwnież epizodycznymi korytami – zob. Teisseyre 1992, 1994) i wąwozy. Nie ma ustalonych jednoznacznych kryteriw pozwalających oddzielić te procesy od siebie (Foster 1986; Vandaele, Poesen 1995; Favis-Mortlock 2004; Wells 2004). Żłobiny tworzą się najczęściej na długich stokach użytkowanych rolniczo i pozba­wionych okrywy roślinnej w czasie wystąpienia deszczw lub roztopw. Żłobiny erozyjne (rills) są formami o szerokości do kilkudziesięciu centymetrw, głębokości do 20–30 cm i zwykle V-kształtnym proflu poprzecznym (Migoń 2006). W rozwoju żłobin dużą rolę odgrywają występujące na stoku nawet niewielkie nierwności i załomy, ktre umożli­wiają proces erozji wstecznej (Slattery, Bryan 1992; Benett 1999; Favis-Mortlock 2004). Profl podłużny żłobin zwykle jest niewyrwnany, pełen progw i kociołkw eworsyjnych (Teisseyre 1992, 1994; Święchowicz 2004, 2008b). Żłobiny przeważnie tworzą sieć rwno-ległych, niepowiązanych ze sobą koryt stokowych i zwykle nie powstają powtrnie w tych samych miejscach (Vandaele, Poesen 1995; Cerdan i in. 2002). Są nietrwałe, bo często usu­wane przez zabiegi agrotechniczne (np. przeoranie, bronowanie) niedługo po wystąpieniu opadw. Żłobiny erozyjne są formami występującymi powszechnie na stokach użytkowa­nych rolniczo w rżnych strefach klimatycznych (Reniger 1959; Woźniak-Strojna 1963; Govers 1987, 1991; Kostrzewski i in. 1989; Poesen, Govers 1990; Benito i in. 1992; Teissey-re 1992, 1994; Auzet i in. 1993; Vandaele, Poesen 1995; Poesen i in. 1996; Casali i in. 1999; Valcárcel i in. 2003; Romero i in. 2007; Descroix i in. 2008). W wyniku rozwoju żłobin zlokalizowanych we wklęsłych fragmentach stoku może dochodzić do powstania zintegrowanego systemu bruzd. W wyniku procesu cross-grading zwykle rozwija się jedna głwna bruzda (master rill), ktra w dolnej części stoku może przechodzić w koryto epizodyczne ( Kostrzewski i in. 1989, 1992, Teisseyre 1992, 1994). W literaturze nie ma jednoznacznie sformułowanych i niekwestionowanych wartości progowych parametrw morfologicznych (głębokość, szerokość, długość itp.) pozwala-jących na rozrżnienie żłobin i efemerycznych wąwozw (ephemeral gully). Dlatego też funkcjonuje wiele defnicji tych form (Hauge 1977; Lafen 1985; Casali i in. 1999, 2006; Poesen i in. 2003). Efemeryczne wąwozy (ephemeral gully) są szersze i głębsze (Nachterga­ele i in. 2002; Vanwalleghem i in. 2005). Tworzą się wzdłuż naturalnych linii spływu wody (osie dolin, niecek zboczowych) i są związane z działalnością rolniczą (wzdłuż granic pl, dr polnych, bruzd, śladw po przejeździe maszyn rolniczych itp.) (Poesen i in. 2003). Efemeryczne wąwozy są formami linijnymi, ktrych występowanie nie jest ograniczone tylko do powierzchni stokw, ale rozcinają rwnież dno doliny (Casali i in. 1999, 2006). W odrżnieniu od żłobin mają tendencję do odnawiania się w tych samych miejscach. Powstają, podobnie jak żłobiny, podczas skoncentrowanego spływu w czasie opadw o wysokiej energii lub gwałtownych roztopw. Są formami bardzo utrudniającymi gospo­darowanie, dlatego zwykle pod koniec sezonu wegetacyjnego są zasypywane i usuwane przez standardowe zabiegi agrotechniczne. Możliwość ich usunięcia (zlikwidowania) jest jedną z podstawowych cech wyrżniających i rwnocześnie odrżniających je od wąwo­zw (gully) (Casali i in. 1999; Nachtergaele i in. 2002). Uważa się, że erozja linijna (rill erosion, ephemeral gully erosion) jest głwną przy­czyną intensywnej erozji gleby i głwnym sposobem dostawy materiału do transportu fuwialnego (Govers, Poesen 1988; Auzet i in. 1990, 1993; Benito i in. 1992; Boardman 1995; Ludwig i in. 1995; Benett i in. 2000; Billi, Dramis 2003; Boardman i in. 2003; Van-walleghem i in. 2005; Ionita 2006; Zhang i in. 2007; Smolska 2008; Capra i in. 2009). W niektrych regionach blisko 90% zerodowanej gleby jest efektem erozji żłobinowej (Poesen i in. 1996; Renard i in. 1997a; Mancilla i in. 2005). Rwnocześnie erozja linij­na (rill erosion, ephemeral gully erosion) utrudnia gospodarowanie, obniża wartość pro­dukcyjną gleby i jest przyczyną strat ekonomicznych w rolnictwie (Boardman 1995; Wo­odward 1999; Martínez-Casanovas i in. 2005; Valentin i in. 2005; Boardman i in. 2006). Rozwj żłobin i efemerycznych wąwozw zależy od podobnych czynnikw, do kt­rych należą: cechy opadu, przebieg roztopw, cechy rzeźby (długość, nachylenie stokw), podatność gleb na erozję wodną oraz rodzaj upraw (Boardman i in. 1996; Vandekerckho­ve i in. 1998; Cerdan i in. 2002; Poesen i in. 2003; Chaplot i in. 2005; Valentin i in. 2005; Capra i in. 2009). Mimo rozwoju nowych technik badawczych (Meyer, Martínez-Casanovas 1999; Wo­odward 1999; Cheng i in. 2007), w dalszym ciągu jedną z najczęściej stosowanych metod pozwalającą na oszacowanie ilości zerodowanej na stokach gleby są precyzyjne pomiary głębokości żłobiny w wybranych proflach poprzecznych oraz długości odcinkw między kolejnymi proflami. Na tej podstawie oblicza się objętość powstałych żłobin oraz masę ze­rodowanej gleby (Govers 1987; Auzet i in. 1993; Casali i in. 1999, 2006; Kimaro i in. 2008). W polskiej literaturze geomorfologicznej istnieje niewiele opracowań poświęconych erozji żłobinowej w obszarach użytkowanych rolniczo w Karpatach (Reniger 1959; Olecki 1970; Gil, Słupik 1972; Gil 1998; Święchowicz 2004, 2008b, 2009). Najczęściej wystąpienie procesu było wzmiankowane lub opisane w oglnych opracowaniach na temat procesw denudacyjnych (Figuła 1960; Woźniak-Strojna 1963; Gerlach 1976b; Gil 1976, 1999; Fro­ehlich 1982; Drużkowski 1998; Święchowicz 2002c, 2008a; Długosz, Gębica 2006). Nadal brakuje opublikowanych danych ilościowych dotyczących gęstości żłobin erozyjnych, ich objętości, a zwłaszcza masy zerodowanej gleby (Święchowicz 2010b, 2011a). Biorąc pod uwagę znaczenie erozji linijnej w usuwaniu gleby na stokach użytkowanych rolniczo, uwzględniono ten proces w badaniach terenowych. Szczeglną uwagę zwrco­no na związek wystąpienia erozji żłobinowej i efemerycznej erozji wąwozowej na polach uprawnych z cechami deszczu (erozyjnością i maksymalnym natężeniem 30-minutowym). Oprcz badań stacjonarnych prowadzono rwnież rejestrację skutkw deszczw o wysokiej energii. W pracy wykorzystano szczegową dokumentację zdarzeń, ktre wy­stąpiły w latach hydrologicznych 1998–2009. Kartowanie polegało na wykonaniu bezpo-średnio po opadach deszczu dokumentacji fotografcznej oraz przeprowadzeniu pomia­rw powstałych form. Kartowanie geomorfologiczne przeprowadzano bezpośrednio po zdarzeniach opadowych. Żłobiny erozyjne (rills) i efemeryczne wąwozy (ephemeral gully) były mierzone według następującej procedury. W roku hydrologicznym 2007 na poletku doświadczalnym z czarnym ugorem wy­konano profle poprzeczne przez poletko co 1 m. Pomiary wykonano w dwch powt­rzeniach – na początku i pod koniec sezonu wegetacyjnego. Łącznie wykonano 21 profli poprzecznych oraz szczegową mapę przebiegu żłobin erozyjnych na poletku. Obliczono pole powierzchni każdego proflu, a po pomnożeniu przez długość odcinka łączną obję­tość żłobin erozyjnych na poletku. Masę zerodowanej gleby obliczono według formuły: E = V·Db [5] gdzie: E – masa zerodowanej gleby [Mg], V – objętość żłobiny [m3], D – gęstość objętościowa gleby [Mg.m-3]. b Porwnanie masy gleby będącej skutkiem erozji linijnej z całkowitą masą gleby po­mierzoną w zbiorniku pozwoliło na ocenę roli spłukiwania i erozji linijnej w odprowadza­niu materiału glebowego ze stoku. W roku hydrologicznym 2009 na poletku doświadczalnym z czarnym ugorem prowa­dzono pomiary erozji linijnej każdorazowo po wystąpieniu deszczw erozyjnie skutecz­nych. Badania polegały na wykonaniu planu żłobin oraz szczegowych pomiarach (z do­kładnością do 1 mm) ich szerokości i głębokości co 0,5 m. Następnie wierzchnia warstwa gleby na poletku była kultywatorowana i wyrwnywana. Obliczono pole powierzchni każ­dego proflu, a następnie łączną objętość żłobiny erozyjnej na poletku zgodnie ze wzorem: nn + Ai Ai-1 V = . Vi = . · s [6] i=1 i=1 2 gdzie: V – całkowita objętość żłobiny [m3], n – liczba wyrżnionych odcinkw w obrębie żłobiny, V– objętość żłobiny na odcinku i [m3], A i – dolny profl poprzeczny żłobiny na odcinku i [m2], Ai-1– grny profl poprzeczny żłobiny na odcinku i [m2], si – odległość między sąsiednimi proflami żłobiny [m]. Następnie obliczano masę zerodowanej gleby według formuły [5]. Porwnanie masy gleby będącej skutkiem erozji linijnej z całkowitą masą gleby zmierzoną w zbiorniku po­zwoliło ocenić rolę spłukiwania i erozji linijnej w odprowadzaniu gleby ze stoku podczas pojedynczych zdarzeń deszczu. Pomiary wykonywane każdorazowo po opadzie deszczu pozwoliły rwnież stwierdzić, ktre deszcze wywołują erozję linijną na stoku. W latach hydrologicznych 1998–2009 prowadzono rwnież monitoring form po­wstałych na terenie Rolniczego Zakładu Doświadczalnego UJ w Łazach, ktrego częścią jest zlewnia Dworskiego Potoku. Mierzone na polach formy były zdecydowanie dłuższe i głębsze niż te rejestrowane na poletku doświadczalnym (Święchowicz 2002c, 2004, 2008a, 2009), dlatego stosowano nieco inną procedurę pomiarw. Żłobinę na całej długo-ści dzielono na odpowiednią liczbę jednorodnych odcinkw. Granice odcinkw znaczo­no w terenie za pomocą plastikowych tyczek. Następnie mierzono szerokość i głębokości żłobiny w tak wybranych proflach poprzecznych oraz długość poszczeglnych odcinkw zgodnie z ich przebiegiem (uwzględniając ich krętość). Na podstawie pomiarw obliczo­no pola profli poprzecznych, a objętość żłobiny według wzoru: nn [7] V = . V = . A· s+ A· s+ A · s i1122nn i=1 i=1 gdzie: V – całkowita objętość żłobiny [m3], n – liczba wyrżnionych odcinkw w obrębie żłobiny, V – objętość żłobiny na odcinku i [m3], Ani – profl poprzeczny n-tego odcinka żłobiny [m2], s – odległość między sąsiednimi proflami żłobiny [m]. Głębokość efemerycznych wąwozw często przekraczała 1 m, dlatego przy obliczaniu masy zerodowanej gleby wyrżniano w proflach poziomy genetyczne gleby i stosowano właściwe dla nich wartości gęstości objętościowej. 3.3. Tra sport zawiesi y w korycie Pomiary stanw wody i koncentracji zawiesiny w korycie prowadzono w proflu hydro­metrycznym Dworskiego Potoku w latach hydrologicznych 1987–2009 (ryc. 12), wypo­sażonym w zastawkę z przelewem trjkątnym, łatę wodowskazową oraz limnigraf. Stany wody były notowane codziennie w porannym terminie obserwacyjnym o godz. 6 GMT Figure 12. Methods of measurement of suspended sediment transport in the D orski Potok channel – measuring equipment (photo by J. Ś ięcho icz) i rwnocześnie rejestrowane w sposb ciągły za pomocą tradycyjnego limnigrafu pływa­kowego, a od roku 2007 dodatkowo były rejestrowane za pomocą rejestratora cyfrowego OTT Talimedes. Pomiary koncentracji zawiesiny w korycie Dworskiego Potoku prowa­dzono w proflu hydrometrycznym, gdzie były pobierane z rżną częstością 1-litrowe pr­by wody. W pracy wykorzystano jedynie dane dotyczące występowania wezbrań w korycie potoku. Na tej podstawie porwnano częstość zdarzeń erozyjnych na stokach i w korytach w odniesieniu do występowania deszczw erozyjnych. Szczegowe rozważania na temat efektywności procesw erozyjnych na stokach i wezbrań w korytach w latach hydrologicz­nych 2007–2009 są przedmiotem osobnego opracowania autorki. 3.4. Metody wyróż ia ia wartości progowych Głwnym celem pracy było wyznaczenie wartości progowych cech opadw deszczu po­wodujących wystąpienie erozji wodnej na użytkowanych rolniczo stokach pogrskich. Pod uwagę wzięto 3 rodzaje procesw: rozbryzg, spłukiwanie i erozję linijną. Za pod­stawowe, bo w największym stopniu decydujące o wystąpieniu procesw, uznano dwie cechy deszczw – ich erozyjność (wskaźnik EI30) i maksymalne natężenie 30-minutowe (I30) (ryc. 13) Wartość progową wystąpienia procesu (wartość rwnoznaczna z I progiem dostawy) określono jako minimalną wartość erozyjności i maksymalnego natężenia 30-minutowe­go deszczu (I30), po przekroczeniu ktrych na stoku zachodzi proces. W celu określenia tych wartości zastosowano metodę polegającą na porwnaniu wskaźnika erozyjności (EI30) i maksymalnego natężenia 30-minutowego deszczw (I30), ktre wywołały proces, z tymi, ktre nie wywołały procesu. Wyniki zestawiono w układzie wsprzędnych prosto-kątnych. Na osi X odkładano wartości Ia na osi Y wartości EI. Zastosowana procedura 30, 30 pozwoliła, na podstawie wartości progowych (krytycznych) dwch zmiennych, na wyzna­czenie na wykresie stref (domen), w ktrych proces występował. Wartości progowe wystąpienia procesu wyznaczono osobno w odniesieniu do wszyst­kich trzech procesw, a więc wartość progową wystąpienia rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej (z rozrżnieniem na erozję żłobinową i efemeryczną erozję wąwozową). Zastosowanie takiej procedury było możliwe tylko w okresach, w ktrych prowadzo­no w terenie monitoring procesw. Były to lata hydrologiczne 2007–2009, kiedy prowa­dzono pomiary rozbryzgu i spłukiwania oraz lata 1998–2009, kiedy prowadzono rejestra­cję erozji żłobinowej i efemerycznej erozji wąwozowej na stokach. Ponadto okres pomiarowy erozji wodnej na stoku obejmował lata kontrastowo rż­niące się sumami opadw. W 2008 r. suma opadw była zdecydowanie poniżej średniej z wielolecia, a w latach 2007 i 2009 zdecydowanie wyższa niż średnia z wielolecia. Dlatego opisaną procedurę zastosowano powtrnie osobno – w odniesieniu do lat suchych, wil­gotnych i normalnych. Wyznaczone w ten sposb domeny wystąpienia procesw przeniesiono na układ wsprzędnych prostokątnych, w ktrym zaznaczono wszystkie potencjalnie erozyj­ne deszcze, ktre wystąpiły w wieloleciu 1987–2009, z uwzględnieniem ich erozyjności i maksymalnego natężenia 30-minutowego (I30). Pozwoliło to na wytypowanie rzeczy-wiście erozyjnych deszczw i określenie częstości wystąpienia procesw w wieloleciu 1987–2009 z uwzględnieniem typu roku, sezonu i miesiąca. Na tej podstawie określono całkowite prawdopodobieństwo wystąpienia zdarzeń erozyjnych na stokach, prawdopo­ Rozdział 3. Metody badań Rycina 13. Metoda yznaczania artości progo ych parametró opadó deszczu Figure 13. Method of determining rainfall threshold values dobieństwo przewyższenia oraz okres ich powtarzalności (ryc. 13). Podobną procedurę zastosowano do wyznaczenia II progu dostawy materiału glebowego do koryta potoku, z tą rżnicą, że przy selekcji deszczw rzeczywiście erozyjnych wykorzystano, oprcz po­miarw spłukiwania na poletkach doświadczalnych, rwnież wyniki kartowania skutkw zdarzeń. Kiedy stwierdzono transport materiału na całej długości stoku i jego akumulację u podnży stokw w postaci stożkw deluwialnych, było to rwnoznaczne z przekrocze­niem II progu dostawy. Przekroczenie III progu dostawy materiału glebowego do koryta potoku najczęściej było związane z wystąpieniem erozji linijnej, a zwłaszcza efemerycznej erozji wąwozowej. Do jej wyznaczenia wykorzystano pomiary erozji linijnej w latach 1998–2009. W latach hydrologicznych, w ktrych prowadzono monitoring spłukiwania na sto­kach, dokonano rwnież porwnania występowania zdarzeń erozyjnych na stokach z występowaniem wezbrań w korytach. Po przeanalizowaniu wynikw pomiarw w ko­rycie Dworskiego Potoku i pomiarw spłukiwania wyznaczono częstość występowania wszystkich 6 hipotetycznych wariantw związku między transportem materiału glebo­wego przez wodę w d stoku a możliwością jego dostawy do koryta potoku i transportu poza zlewnię. Następnie przez porwnanie uzyskanych w ten sposb wynikw z cechami deszczw, podczas ktrych te kategorie zdarzeń wystąpiły, wyznaczono wartości progowe opadw, po przekroczeniu ktrych następuje: 1) lokalne przemieszczanie materiału glebowego na krtkich dystansach, 2 przemieszczanie materiału glebowego na całej długości stoku, ale większość materia­łu jest deponowana u podnża stoku, 3) przemieszczanie materiału glebowego na całej długości stoku, jego depozycja u pod­nży stoku, w dnie doliny oraz dostawa części uruchomionego materiału do koryta potoku, jego transport w korycie i odprowadzanie poza zlewnię. Wyznaczone wartości progowe parametrów deszczu stanowiły podstawę określenia częstości zdarzeń erozyjnych w wieloleciu 1987–2009 z uwzględnieniem typu roku, se­zonu i miesiąca. Na tej podstawie określono całkowite prawdopodobieństwo wystąpienia zdarzeń erozyjnych na stokach, prawdopodobieństwo przewyższenia oraz okres ich po­wtarzalności. Reakcja zlewni na czynnik zewnętrzny powodujący przekroczenie progów, jakim były opady deszczu, zmieniała się w czasie i była uwarunkowana czynnikami wewnętrz­nymi, takimi jak użytkowanie ziemi. W pracy podaną procedurę wyznaczania wartości progowych parametrów deszczu niezbędnych do wystąpienia procesu spłukiwania na stokach zastosowano jednak tylko do wyników uzyskanych na czarnym ugorze, gdyż reprezentował on warunki najbardziej sprzyjające erozji wodnej na stokach. Roz ział 4 Uwarunkowania przebiegu erozji wodnej na stokach Pogrze Karpackie stanowi 42% powierzchni polskich Karpat. Jest obszarem gęsto zalud­nionym i ważnym gospodarczo rwnież ze względu na intensywne użytkowanie rolnicze. Pogrze Karpackie już w średniowieczu było regionem gęsto zaludnionym, z przetrwałą do dzisiaj siecią osadniczą i układem gruntw. Od XVIII w. zaznacza się silna ingerencja człowieka w środowisko, polegająca na dalszym wyrębie lasw, podziałach spadkowych gospodarstw oraz wprowadzaniu na szeroką skalę upraw okopowych (Jodłowski, Skow­ronek 1980; Drużkowski 1998; Pietrzak 2002; Soja 2002; Margielewski i in. 2008). Trady­cyjny system uprawy stosowany na Pogrzu, charakteryzujący się intensywną obrbką płużną wierzchniej warstwy gleby, prowadzi do trwałych zmian jej właściwości. Powoduje zagęszczenie podglebia, ograniczenie infltracji i zmniejszenie retencyjności wodnej gle­by. Pogorszenie struktury gleby następuje rwnież w wyniku wielokrotnych przejazdw maszyn rolniczych. Rolnicze użytkowanie ziemi spowodowało zmiany w obiegu wody, co w konsekwencji doprowadziło do zintensyfkowania spływu powierzchniowego i na­silenia erozji wodnej (Reniger 1957; Starkel 1972a, 1979a, 1980; Gerlach 1976b; Słupik 1973, 1978, 1981; Margielewski i in. 2008; Gil 2009). Procesy erozji wodnej na obszarach rolniczych powodują całą sekwencję rżnorodnych skutkw. Jednym z nich jest obniżenie zawartości prchnicy w glebie, co utrudnia tworzenie stałej i stabilnej struktury gleby. Pociąga to za sobą wzrost gęstości objętościowej warstwy ornej gleby, zmniejszenie jej po­rowatości, przewodnictwa wodnego i retencji wodnej (Jzefaciuk, Jzefaciuk 1995, 1996, 1999; Nowocień 2008). Wraz z nasileniem procesw erozji następuje wzrost podatności gleby na zagęszczenie i występowanie spływu powierzchniowego oraz wzrost zaskoru­pienia gleby (Rejman 2006; Nowocień 2008). Długotrwałe i intensywne procesy erozyj­ne prowadzą do nieodwracalnych zmian naturalnego układu poziomw genetycznych, polegających na zaniku poziomw w części lub całości oraz nadbudowywaniu proflu w wyniku depozycji zerodowanego materiału (Clark i in. 1985; Jzefaciuk, Jzefaciuk 1995; Allen 2000; Morgan 2005; Nowocień 2008). Erozja gleby na obszarach rolniczych prowadzi rwnież do trwałych i nieodwracal­nych zmian rzeźby terenu. Zerodowana na stokach gleba jest akumulowana u podnży stokw lub w dnach dolin. W dłuższych okresach prowadzi to do zmian kształtu i długości stokw, obniżania ich powierzchni, nadbudowywania den dolin. Spłukiwanie linijne po­woduje rozczłonkowanie stokw żłobinami i może przejść w erozję wąwozową. Uprawa ziemi i procesy erozyjne prowadzą do powstania krajobrazu rolniczego, w ktrym domi­nują formy antropogeniczne, takie jak drogi, miedze, terasy rolne itp. Zerodowana gleba często jest dostarczana bezpośrednio do koryt potokw, powodu-jąc ich eutrofzację oraz zanieczyszczenie związkami fosforu i azotu oraz środkami ochro­ny roślin (Jzefaciuk, Jzefaciuk 1995, 1996; Nowocień 2008). Na lokalne zrżnicowanie wystąpienia i natężenia erozji wodnej mają wpływ rżne czynniki. Za najważniejsze uznane zostały klimat, podatność gleb na erozję, rzeźba tere­nu, rodzaj upraw i sposb użytkowania oraz stosowane zabiegi przeciwerozyjne (Wisch­meier, Smith 1958, 1959, 1978; Morgan 2005; Allen 2000). Czynniki te zostały uwzględ­nione w rwnaniu empirycznym zwanym Uniwersalnym Rwnaniem Strat Glebowych (Universal Soil Loss Equation – USLE), opracowanym w USA przez W.H. Wischmeiera i D.D. Smitha (1958, 1959, 1978) na podstawie wieloletnich badań erozji gleby w warun­kach naturalnych oraz terenowych i laboratoryjnych badań eksperymentalnych z użyciem symulatorw deszczowych. Rwnanie to ma postać iloczynu logicznego: [8] A = R · K · L · S · C · P gdzie: A– średnia z wielolecia roczna masa gleby zerodowanej z jednostki powierzchni zlewni [t·ha-1·rok-1], R – wskaźnik średniej rocznej erozyjności deszczw i spływw [Je·rok-1], Je = MJ·ha-1·cm·h-1; inaczej czynnik R (rainfall and runof factor; R factor) K – wskaźnik podatności gleb na erozję [t.ha-1.Je-1]; inaczej czynnik K (erodibility factor; K factor) L – bezwymiarowy wskaźnik długości stoku [–]; inaczej czynnik L (slope lenght factor; L factor) S – bezwymiarowy wskaźnik spadku stoku [–], inaczej czynnik S (slope gradient factor; S factor) C – bezwymiarowy wskaźnik rodzaju upraw i sposobu użytkowania [–]; inaczej czynnik C (crop type and management factor; C factor) P – bezwymiarowy wskaźnik zabiegw przeciwdziałających erozji [–]; inaczej czynnik P (practice factor; P factor) Rwnanie to mimo wielu zastrzeżeń i modyfkacji (Morgan 2005; Renard i in. 1991, 1994, 1997a, b; Allen 2000; Rejman, Dębicki 2002; Sonneveld, Nearing 2003; Bryan 2004c; Hołub 2007), rwnież w Polsce jest powszechnie stosowane do przewidywania wielko-ści erozji na polach uprawnych (Banasik, Grski 1992a, b; Szafrański 1992; Mularz 1994, 1995; Szafrański i in. 1996; Piotrowska 1998; Drzewiecki, Mularz 2001; Olszta, Kowal­ski 2005; Stasik, Szafrański 2005; Baryła i in. 2007; Kowalczyk 2007; Mularz, Drzewiecki 2007; Demczuk 2009b). Rzeźba terenu oraz gleby są względnie stabilnymi elementami zlewni, natomiast dynamicznie zmieniają się warunki pogodowe (zwłaszcza opad atmosferyczny) i użyt­kowanie ziemi. Dynamika przebiegu erozji wodnej w zlewni użytkowanej rolniczo jest wypadkową aktualnej struktury środowiska zlewni (czynniki wewnętrzne) oraz czynni­kw zewnętrznych, takich jak opad atmosferyczny, ktry jest warunkiem koniecznym do wystąpienia erozji wodnej na stokach i w korytach. Pięć podstawowych czynnikw decyduje o przebiegu procesw geomorfcznych w zlewni: powierzchnia, rzeźba terenu, klimat, skała macierzysta i użytkowanie. Zlewnia Dworskiego Potoku jest małą zlewnią pogrską, położoną w umiarkowanej strefe klima­tycznej, jej stoki pokrywają pyłowe utwory lessopodobne i jest zlewnią użytkowaną rolni­czo. Wszystkie te cechy wpływają na ustalenie progowych warunkw przebiegu procesw geomorfcznych, decydują o indywidualizmie niektrych cech zlewni i rwnocześnie czy­nią ją typową wśrd zlewni o podobnych cechach środowiska geografcznego. 4.1. Czynniki wewnętrzne wpływające na przekraczanie progów geomor­ficznych Do głwnych czynnikw wewnętrznych mających wpływ na erozję wodną gleby na sto­kach należy rzeźba terenu, gleby i użytkowanie ziemi. Jedną z podstawowych cech rzeźby terenu bezpośrednio wpływającą na jednostkowe natężenie erozji gleby jest długość stoku i jego nachylenie (L, S). W modelu USLE obydwa te parametry zostały uwzględnione jako tzw. czynnik topografczny (L–S). Od mechanicznych właściwości gleby natomiast zależy podatność gleb na erozję wodną (czynnik K). Decydują o niej cechy teksturalne (uziar­nienie i wysortowanie), strukturalne (obecność stabilnych agregatw glebowych), stopień porowatości oraz uwilgocenia gleby. Duży wpływ na erozję wodną gleby ma użytkowanie ziemi. Odpowiedni dobr upraw, właściwy płodozmian, kierunek orki czy terasowanie stokw może w znacznym stopniu ograniczyć erozję gleby. 4.1.1. Rzeźba terenu Zlewnia Dworskiego Potoku jest położona w obrębie niższego stopnia progu Pogrza (Przedgrze Brzeskie) na wysokości 223–278 m n.p.m. (Święchowicz 1991). Zajmuje powierzchnię 0,29 km2 (tab. 1), ma kształt niecki o przebiegu W–E i leży na wysokości 226,6–275,0 m n.p.m. Rzeźba zlewni jest zaliczana do typu pogrzy niskich i charaktery­zuje się występowaniem zaokrąglonych garbw wierzchowinowych z fragmentami spłasz­czeń, głwnie wypukło-wklęsłymi stokami o niewielkich nachyleniach (3–10o) (Święcho­wicz 1991, 1992, 2002c; ryc. 14). Zlewnia Dworskiego Potoku jest mało zrżnicowana pod względem warunkw morfodynamicznych (Święchowicz 1992; tab. 1). Niższy stopnień progu Pogrza Karpat (Przedgrze Brzeskie) pokrywa się z zasięgiem niższej dygitacji jednostki bocheńskiej zbudowanej z warstw fiszu przefałdowanego wraz z utworami dolnego i grnego torto-nu. Obszar jest pokryty miąższymi pyłowymi utworami lessopodobnymi. Dlatego zlewnia charakteryzuje się dużym podobieństwem do innych zlewni w tym regionie pod wzglę­dem cech rzeźby, takich jak energia, nachylenia i kształty stokw (Święchowicz 1992). Rozdział 4. Uwarunkowania przebiegu erozji wodnej na stokac Tabela 1. Parametry fizjograficzne zlewni Dworskiego Potoku (Święc owicz, Mic no 2005) Table 1. P ysiograp ic parameters of t e Dworski Potok catc ment (Święc owicz, Mic no 2005) 4.1. Czynniki wewnętrzne wpływające na przekraczanie progów geomorficznyc Rycina 14. Zlewnia Dworskiego Potoku – rzeźba terenuFigure 14. Dworski Potok catc ment – relief Dno doliny ma zrżnicowaną szerokość, od 5 m w grnym biegu (profl 10) do 10 m w biegu środkowym (profle 7–8) i nieco przekracza 50 m w biegu dolnym (profle 1–5). Zbudowane jest z drobnofrakcyjnych utworw aluwialnych i deluwialnych i jest rozcięte korytem do głębokości 1 m (profl 1) na skutek erozji wstecznej (ryc. 15). Na odcinku 1–6 szerokie, podmokłe dno doliny jest rozcięte mało wykształconym korytem o głębokości do 0,5 m. Od proflu 7 do 11 szerokość dna doliny zmniejsza się, wzrasta natomiast głę­bokość koryta do około 2 m (profl 8) (ryc. 16, 17). Powyżej proflu 11 dolina Dworskiego Potoku jest niecką o akumulacyjnym dnie, ktre nie jest rozcięte korytem. W dolnym i środkowym biegu koryto ma przebieg kręty i meandrowy, w grnym prosty. Dno doliny na całej niemal długości jest oddzielone od stokw wyraźną krawę­dzią, ktra powstała w wyniku rolniczej działalności. Jej wysokość jest zrżnicowana, od 1 do 8 m, a profle poprzeczne przez dolinę do krawędzi są asymetryczne (ryc. 15, 16, 17). Powyżej krawędzi u podnży stokw występują deluwialne rwniny podstokowe o sze­rokości nieco ponad 10 m (Święchowicz 1991, 1992). Stoki mają kształt wypukło-wklę­sły lub prosty, ich nachylenie mieści się w przedziale 2–15o (Święchowicz, Michno 2005; tab. 1). Są rozczłonkowane nieckami, ktre nie mają wyraźnie zaznaczającego się dna i u wylotu ktrych występują stożki deluwialne. Stoki przechodzą bez wyraźnego załomu w wyrwnane wierzchowiny, w obrębie ktrych występują spłaszczenia. Głwną cechą zlewni Dworskiego Potoku, podobnie jak większości zlewni użytko­wanych rolniczo w obszarze progu Pogrza Karpackiego, jest występowanie w jej obrębie płaskiego szerokiego dna doliny, ktre stanowi strefę oddzielającą koryta potokw od sto­kw. Zrżnicowana szerokość dna doliny jest skutkiem relacji między dostawą materiału ze stokw a jego odprowadzaniem poza zlewnię. Ta z kolei jest uwarunkowana wielkością zlewni i sposobem użytkowania ziemi. W zlewni Dworskiego Potoku istnieją trzy potencjalne rodzaje źrdeł dostawy ma­teriału glebowego do transportu fuwialnego (Święchowicz 2001, 2002b, c, 2004, 2008a, 2009, 2011a). Zerodowana gleba może pochodzić bezpośrednio ze stokw i być dostar­czana do koryta dzięki spłukiwaniu powierzchniowemu. Ze względu na występowanie wzdłuż dna doliny wyraźnej krawędzi, ktra stanowi barierę oddzielająca stoki od dna doliny, materiał erodowany na stokach zwykle gromadzi się powyżej krawędzi w obrębie podstokowych rwnin deluwialnych. Drugim źrdłem bezpośredniej dostawy materiału glebowego do koryta potoku jest funkcjonujący okresowo prawobrzeżny dopływ i epizo­dycznie funkcjonujące niecki zboczowe, ktrych wyloty są położone powyżej krawędzi w obrębie rwnin podstokowych. Trzecim źrdłem są bruzdy na granicy pl uprawnych oraz epizodycznie tworzące się żłobiny i efemeryczne wąwozy. Funkcjonowanie wyrż­nionych potencjalnych źrdeł dostawy materiału glebowego do koryta potoku możliwe jest tylko w czasie wystąpienia deszczu lub roztopw i zależy zarwno od aktualnej struk­tury upraw i etapu rozwoju roślin, jak i od cech deszczu i charakteru roztopw. Rwniny deluwialne i płaskie dna dolin stanowią strefę tranzytową oddzielającą słabo ze sobą powiązane podsystemy – stokowy i korytowy – i można je traktować jako trzeci podsystem, w istotny sposb wpływający na obieg materiału w zlewni. Jest to rwnocze-śnie strefa, w ktrej w większości następuje deponowanie materiału odprowadzanego ze stokw (Święchowicz 2001, 2002a, b, c). Występowanie tej strefy wpływa na ustalenie się warunkw progowych dostawy materiału glebowego ze stokw do koryta potoku i spra­wia, że skuteczność erozyjna opadw deszczowych w zlewni jest bardzo zrżnicowana. 4.1.2. Gleby Pokrywa glebowa zlewni jest mało zrżnicowana, ponieważ rozwinęła się na genetycznie jednorodnych pyłowych utworach macierzystych (Skiba 1992; Skiba i in. 1995). Są to gle­by pyłowe o podobnym składzie mechanicznym. Zawierają 50–70% pyłu, około 10% pia­sku oraz około 20% iłu koloidalnego. Na wierzchowinach i stokach o niewielkim nachyle­niu występują gleby płowe opadowo-glejowe (Stagnic Luvisols) (Klimek 1995a; ryc. 18A). Gleby w zlewni charakteryzują się występowaniem jasnego poziomu Eet (luvic) lub białawego Eetg (albic) o niskiej zawartości ilu koloidalnego. Poziomy te smugowanymi zaciekami przechodzą w rdzawo-brunatny poziom Bt (argillic) bogaty w ił koloidalny. Taki profl jest wynikiem procesu lessiważu, czyli grawitacyjnego przemieszczania się zdyspersowanych minerałw ilastych w głąb proflu glebowego. Cząsteczki te tworzą za-gęszczony i słabo przepuszczalny poziom bogatszy w koloidy glebowe (Skiba 1992; Kli­mek 1995a). Poziom ten utrudnia głębszą infltrację wody, powodując szybkie nasycenie wyższych poziomw gleby oraz okresową stagnację wody powyżej poziomu Bt. Zlewnia charakteryzuje się więc niewielką retencyjnością, co wpływa istotnie na dynamikę obiegu wody i transportowanej przez nią zawiesiny (Krzemień, Święchowicz 1992; Chełmicki i in. 1995; Korska 1998; Święchowicz 2001, 2002b, c; Święchowicz, Michno 2005). Na stokach o dużym nachyleniu występują gleby płowe erodowane (Cambic Luvisols), ktre powstały w wyniku erozyjnego spłycenia proflu gleb płowych opadowo-glejowych. Dno doliny oraz dna niecek stokowych zajmują gleby glejowe (Eutric Gleysols), o typo­wym sinym lub rdzawosinym zabarwieniu w całym proflu, zależne od natężenia proce­sw oksydacyjno-redukcyjnych i wahania poziomu wody gruntowej (Skiba 1992; Klimek 1995a). Gęstość objętościowa stałej fazy gleby wynosi od 0,98 do 1,74 G·cm-3. Najwyższa gę­stość gleby występuje w poziomie Bt (1,54–1,72 G·cm-3) oraz w Bt/C (1,59–1,74 G·cm-3). Zagęszczenie tych poziomw jest spowodowane eluwialnym wymyciem iłu koloidalne­go z nadległych poziomw, głwnie Eet, gdzie gęstość gleby jest zdecydowanie mniejsza i wynosi od 1,31 do 1,57 G·cm-3 (Klimek 2005). Odczyn gleb płowych opadowo-glejowych i płowych erodowanych jest lekko kwaśny lub kwaśny i maleje w głąb proflu glebowego. Odczyn gleb gruntowo-glejowych jest wyższy od kwaśnego do nawet obojętnego (Kli­mek 1995a; 2005). Zawartość substancji organicznych w poziomach prchnicznych gleb Dworskiego Potoku jest zrżnicowana i wynosi od 0,5 do 1,0% w glebach brunatnych, 0,5–2,0% w glebach płowych opadowo-glejowych i około 7% w glebach gruntowo-glejo­wych (Klimek 1995a). Gleby płowe wytworzone na utworach pyłowych są bardzo silnie podatne na spłu-kiwanie powierzchniowe (Jzefaciuk, Jzefaciuk 1995; Podolski 2008), stopień zagro-żenia potencjalną erozją wodną stokw zależy jednak rwnież od ich nachylenia. Stoki o nachyleniu 3–6 o i 6–10o są zagrożone potencjalnie erozją wodną w stopniu umiarko­wanym (stopień 2) i średnim (stopień 3), natomiast stoki o nachyleniu 10–15 o i powy-żej 15o w stopniu silnym (stopień 4) i bardzo silnym (stopień 5) (Jzefaciuk, Jzefaciuk 1992). W zlewni Dworskiego Potoku, zgodnie z kryteriami stosowanymi przez IUNG (J­zefaciuk, Jzefaciuk 1992), ponad 40% obszaru jest zagrożone potencjalną erozją wodną w stopniu umiarkowanym (stopień 2). Zachodzące w takich warunkach spłukiwanie po­tencjalnie może powodować głwnie erozję poziomu orno-prchnicznego i pogarszanie właściwości gleby. Pełna regeneracja ubytkw gleby nie jest możliwa w procesie uprawy konwencjonalnej. Rwnież nieco ponad 40% powierzchni zlewni jest zagrożone po­tencjalną erozją w stopniu średnim (stopień 3), ktra może doprowadzić do zupełnego zredukowania poziomu orno-prchnicznego i tworzenia się gleb o typologicznie niewy­kształconym proflu. Przy takim stopniu potencjalnego zagrożenia możliwe jest już roz-członkowanie terenu formami linijnymi oraz dostawa gleby do rzek. Erozją silną (stopień 4 i 5) i bardzo silną potencjalnie zagrożone jest niecałe 14% obszaru zlewni. Taka erozja może spowodować zniszczenie całego proflu gleby, duże rozczłonkowanie rzeźby terenu oraz dostawę zawiesiny do koryt potokw. Wraz z nasileniem się procesw erozyjnych następuje trwałe obniżenie produktywności gleby, ktre w obszarach lessowych może wy­nosić nawet do 30% (Nowocień 2008). Na stoku, gdzie zlokalizowano poletka doświadczalne, uziarnienie gleb było zrżni­cowane. Zmieniała się rwnież zawartość iłu koloidalnego zarwno w proflu podłużnym stoku, jaki wraz z głębokością na poszczeglnych stanowiskach pomiarowych (ryc. 19). To duże zrżnicowanie na stosunkowo krtkim i mało urozmaiconym pod względem rzeźby stoku wskazuje, że występowanie poziomu Bt jest rozmaite. Potwierdzają to rw­nież wykonane odkrywki. Mozaikowe występowanie poziomu Bt wskazuje nie tylko na duże natężenie erozji, ktre doprowadziło do zredukowania jego miąższości lub całko-witego zaniku, ale rwnież wpływa na wspczesny przebieg procesw erozyjnych w tym obszarze. Dotyczy to zwłaszcza erozji linijnej. Obecność poziomu Bt znacząco zmniejsza natężenie erozji linijnej i w znacznym stopniu ogranicza pogłębianie żłobin, niezależnie od energii kinetycznej deszczu, natomiast jego brak umożliwia powstawanie głębokich rozcięć obejmujących nierzadko skałę macierzystą (Święchowicz 2011a). Na poletku z czarnym ugorem gleba płowa zawiera 86% pyłu, 3% piasku i 11% iłu ko­loidalnego. Zawartość węgla organicznego w glebie jest taka sama na całej długości polet­ka i wynosi 0,9%. Zawartość materii organicznej jest nieznacznie większa na powierzchni i wynosi 1,5% w dolnej i 1,6% w grnej części poletka, natomiast na głębokości 10 cm wynosi od 1,5% w grnej do 1,4% w dolnej części poletka. 4.1.3. Użytkowanie ziemi Przed procesami erozyjnymi najskuteczniej chroni powierzchnię terenu trwała roślinność (Gerlach 1976b; Klimaszewski 1978; Morgan 2005; Jzefaciuk, Jzefaciuk 1995; Allen 2000). Najmniej podatne na spłukiwanie są stoki porośnięte lasem, gdyż korony drzew rozpraszają i zatrzymują część opadw (od 10 do 100%), a system korzeniowy bardzo dobrze wiąże glebę. Pokrywa trawiasta (łąki, pastwiska, murawy) także skutecznie chro­ni glebę przed spłukiwaniem, jednak około 10-krotnie słabiej niż lasy (Gerlach 1976b, Nowicki 1977; Gil 1999; Podolski 2008). Najbardziej podatne na erozję są powierzchnie zajęte przez rośliny uprawne, głwnie okopowe, a intensywność erozji zależy od fazy wzrostu roślin w czasie wystąpienia opadw (Gil, Słupik 1972; Gil 1976; 1999, 2009, Teisseyre 1992, 1994; Czyżowska 1995; Smolska 1996; 2003; Janicki, Zgłobicki 1998; Patro 2005; Rejman 2006; Podolski 2008; Święchowicz 2002b, c, 2010b). Na natężenie procesw erozyjnych wpływa nie tylko rodzaj upraw, lecz rwnież ich rozmieszczenie (Ziemnicki 1955). Zlewnia Dworskiego Potoku niemal w całości stanowi gospodarstwo rolne Uniwer­sytetu Jagiellońskiego. W jej obrębie nie ma zabudowań gospodarczych ani mieszkalnych, a około 2 jej powierzchni jest zmeliorowane. Nie występuje tutaj tak charakterystyczny dla Pogrza Karpackiego mozaikowy układ pl, gęsta sieć miedz i nieutwardzonych dr dojazdowych do pl. Taki sposb użytkowania jest więc nietypowy dla Pogrza. Rozdział 4. Uwarunkowania przebiegu erozji wodnej na stokac 4.1. Czynniki wewnętrzne wpływające na przekraczanie progów geomorficznyc Rycina 18. Zlewnia Dworskiego Potoku – (A) gleby i (B) użytkowanie ziemi / Figure 18. Dworski Potok catc ment – soils (A) and land use (B) Rozdział 4. Uwarunkowania przebiegu erozji wodnej na stokac Rycina 19. Lokalizacja stanowisk pomiarowyc (A) oraz zawartość iłu koloidalnego w wybranyc profilac gleb płowyc opadowo-glejowyc (Stagnic Luvisol) w profilu podłuż­nym stoku doświadczalnego (B) Figure 19. Location of t e sampling sites (A) and colloidal cley content in selected Stagnic Luvisol profiles in t e longitudinal profile of an experimental slope (B) W okresie badań (1987–1991) większość gruntw na stokach i wierzchowinach zaj­mowały pastwiska (59,8%) oraz grunty orne (33,2%). Lasy zajmowały tylko 1,6% po­wierzchni zlewni. Pozostałe 11,5% stanowiły nieużytki (podmokłe łąki w dnie doliny) (Święchowicz 1992; 2002c). Od roku 1997 stopniowo zmniejszała się powierzchnia użytkw zielonych na korzyść gruntw ornych, by w roku 2002 osiągnąć stabilny układ, w ktrym większość powierzch­ni zajmują grunty orne (80,0%), wykorzystywane pod uprawy głwnie rzepaku, burakw cukrowych i pszenicy. Powierzchnia podmokłych łąk w dnie doliny głwnej i dolinach bocznych wynosi obecnie 16,5% (tab. 1; ryc. 18B). W maju 2005 r. w zlewni Dworskie­go Potoku na stoku o ekspozycji południowej założono winnicę na powierzchni 0,3 ha, a w maju 2006 r. dosadzono kolejne sadzonki na powierzchni 0,7 ha. W latach 2008–2009 powierzchnię winnicy powiększano corocznie o 1 ha. Użytkowanie zlewni Dworskiego Potoku przyśpiesza erozję wodną, gdyż stoki w zlewni są orane i wykorzystywane pod uprawy głwnie rzepaku, burakw cukrowych, kukurydzy i pszenicy. Rośliny trwale chroniące obszar przed erozją (łąki i lasy) zajmu­ją niewielką powierzchnię w zlewni i występują w miejscach, ktre z racji niewielkiego nachylenia w małym stopniu są narażone na erozję. Łąki zajmują podmokłe dno doliny, a tylko w niektrych odcinkach koryta rosną krzewy, głwnie wierzbowe i olchowe. Dna dolin nie są koszone ani spasane. Niewielkie powierzchnie zalesione występują głwnie w strefe działu wodnego (ryc. 18B). 4.2. Czynniki zewnętrzne sprzyjające przekraczaniu progów geomorficznych Głwnym czynnikiem rozpoczynającym obieg wody w zlewni są opady atmosferyczne. Są one warunkiem koniecznym do zainicjowania erozji wodnej na stokach. Częstość wy-stępowania oraz natężenie procesw erozyjnych (rozbryzg, spłukiwanie, erozja linijna) na stokach oraz w korytach potokw są zmienne w czasie i zrżnicowane w przestrzeni, tak jak zmienne i zrżnicowane jest wystąpienie opadw atmosferycznych. W klimacie umiarkowanym podlegają one wyraźnym zmianom sezonowym. Zima jest z reguły okre­sem niewielkiej aktywności procesw spowodowanych przez opady, wiosną i latem dy­namika procesw jest największa, a jesień to zwykle okres stabilizacji procesw przy nie­wielkiej ich intensywności. Zdarzają się jednak wyjątki od tej reguły. Bywają lata o małej aktywności procesw geomorfcznych w porze wiosennej i letniej, a zdarzenia ekstremal­ne mogą się pojawiać w miesiącach jesiennych. Niektre z procesw mogą mieć charakter katastrofalny i powodować trwałe przekształcenie form rzeźby terenu oraz powodować szkody gospodarcze. Zdarzenia katastrofalne – zwykle spowodowane przez opady o du-żym natężeniu i wydajności – występują jednak nieregularnie i sporadycznie. Opady na terenie Polski wykazują dużą zmienność w przebiegu rocznym. Zwykle największe są w miesiącach letnich, a najmniejsze zimą. Udział opadw stałych w formie śniegu jest znacznie mniejszy niż opadw deszczu. Stosunek wysokości opadw śniegu do całkowitej sumy opadw rocznych, określany jako wspczynnik śnieżności (zaśnieżenia), wynosi na terenie Polski od 0,10 (Nizina Wielkopolska) do 0,24 (Tatry i Karkonosze) (Dębski 1970; Byczkowski1996). 4.2.1. opady atmosferyczne Średnia roczna suma opadw wielolecia 1987–2009 wyniosła w badanej zlewni 665,9 mm. Najwięcej opadw zarejestrowano w roku hydrologicznym 2007 (814,1 mm), a najmniej w roku 2003 (442,1 mm) (ryc. 20A). Zgodnie z klasyfkacją Zofi Kaczorowskiej (1962) liczba lat normalnych, o rocznej sumie opadw stanowiącej 90–110% średniej sumy z wielolecia, była w badanym 23-let­nim okresie największa i wynosiła 11. Lat wilgotnych, o rocznej sumie opadw od 110 do 125% średniej sumy wieloletniej było 7. Lata suche zdarzały się bardzo rzadko, a rok bardzo suchy wystąpił tylko raz (tab. 2; ryc. 20A). Najmniejszą zmiennością charakteryzo­wały się sumy opadw w latach wilgotnych (C.V. = 3,5%), następnie w latach normalnych (C.V = 7,9) i największą w latach suchych i skrajnie suchych (C.V = 10,0). Lata 1996–2002 stanowiły najbardziej wilgotny okres w badanym wieloleciu. Najwięcej opadw wystąpiło w proczu letnim (V–X) i stanowiły one od 55,4% (1998) do 78,6% (1997) rocznej sumy opadw (tab. 3). Były to opady wyłącznie w po­staci deszczu, podczas gdy w zimowym proczu hydrologicznym opady atmosferyczne występowały zarwno w formie śniegu, jak i deszczu. Sumy opadw procza zimowego charakteryzowały się większą zmiennością. Udział opadw procza letniego w całkowitej sumie opadw był w kolejnych latach podobny, niezależnie od typu roku. W roku bardzo suchym opady procza letniego stanowiły 67,2%, w latach suchych od 59,5% do 71,0%, w latach normalnych od 61,0% do 77,6%, a w latach wilgotnych od 55,4% do 78,6%. Naj­mniejszą zmiennością sum opadu procza letniego charakteryzowały się opady w latach wilgotnych (C.V. = 9,6%), a w następnej kolejności w latach normalnych (C.V. = 11,6%) oraz w suchych i skrajnie suchych (C.V. = 13,8%). Zmienność sum opadw procza let­niego i zimowego w latach suchych i bardzo suchym była prawie taka sama, w latach nor­malnych zmienność opadw procza zimowego była 1,5 razy większa, a w latach wilgot­nych ponad trzykrotnie większa. O rocznej sumie opadw w większym stopniu decyduje procze letnie, choć nie zawsze występuje zgodność między wilgotnością roku a wilgotnością procza letniego (tab. 2). Nie stwierdzono dużej rozbieżności między liczbą lat i proczy normalnych, su­chych i bardzo suchych, choć nie zawsze były to te same lata. W wieloleciu 1987–2009 wystąpiły natomiast lata, w ktrych procze letnie mieściło się w kategorii bardzo wilgotne­go, choć sam rok zgodnie z klasyfkacją Z. Kaczorowskiej (1962) był wilgotny. Stwierdzono 4 takie przypadki w wieloleciu (1996, 1997, 1999, 2007). Zdarzały się rwnież sytuacje, kiedy rok klasyfkowany był jako suchy, a procze letnie jako normalne (2008) lub bardzo suche (1988) (tab. 2). Opady atmosferyczne charakteryzowały się rwnież dużą zmiennością sezonową (ryc. 21A). W wieloleciu 40% całkowitych opadw stanowiły opady letnie, 25,4% wio­sny, 22,4% jesieni i 12,0% zimy. Największą zmiennością charakteryzowały się sumy opa­dw jesieni, a najmniejszą lata (tab. 4). W latach suchych i bardzo suchym największa zmienność sumy opadw była zimą (36,5%) i jesienią (29,6%), mniejsza latem (23,5%), a najmniejsza wiosną (12,2%). W latach normalnych największa zmienność sum opadw wystąpiła jesienią (39,7%), mniejsza latem (26,7%) i wiosną (24,7%), a najmniejsza zimą (20,6%). W latach wilgotnych natomiast największą zmiennością charakteryzowała się je­sień (39,7%) i wiosna (31,7%), następnie zima (26,5%), a najmniejsza lato (18,0%). Zaznacza się wyraźna rżnica w wysokości średnich miesięcznych sum opadu w let­nim i zimowym proczu hydrologicznym. Procze zimowe charakteryzuje się niskimi Figure 20. Annual totals of precipitation (A) and totals of precipitation in summer (May–Oct.) and winter (Nov.– –Apr.) alf-years (B) (Łazy near Boc nia, 1987–2009) (z minimum w lutym – 25,2 mm), a letnie wysokimi (z maksimum w czerwcu – 100,0 mm) miesięcznymi sumami opadw (ryc. 21B). Największa zmienność miesięcznych sum opa­dw w latach hydrologicznych 1987–2009 wystąpiła w kwietniu (66,9%) i w październiku (62,3%), a najmniejsza w maju (34,6%). Rwnie dużą zmiennością charakteryzowały się miesiące letnie (czerwiec i lipiec) oraz jesienne (wrzesień). W pozostałych miesiącach Tabela 2. Klasyfikacja opadów rocznyc i półrocznyc 1987–2009 w Łazac według typologii Z. Kaczorowskiej (1962)Table 2. Classification of rainfalls in ydrological years and alf-years 1987–2009 at Łazy according to Z. Kaczorowska (1962) Rozdział 4. Uwarunkowania przebiegu erozji wodnej na stokac 1 – średnia roczna suma opadów z wielolecia 1987–2009 wynosiła 665,9 mm; RSO – roczna suma opadów;2 – średnia suma opadów półrocza letniego z wielolecia 1987-2009 wynosiła 458,4 mm; SOPL – suma opadów półrocza letniego. 1– average annual rainfall in 1987–2009 ydrological years amounted to 665.9 mm; RSO – annual totals of precipitation,2– average summer alf-year rainfall in 1987–2009 ydrological years amounted to 458,4 mm; SOPL – summer alf-year totals of precipitation. 4.2. Czynniki zewnętrzne sprzyjające przekraczaniu progów geomorficznyc Tabela 3. Sumy opadów roczne (XI–X), półrocza zimowego (XI–IV) i półrocza letniego (V–X) (Łazy k. Boc ni, 1987–2009) Table 3. Annual (Nov.–Oct.), winter alf-year (Nov.–Apr.) and summer alf-year (May–Oct.) totals of precipitation (Łazy near Boc nia, 1987–2009) S.D. – odc ylenie standardowe, C.V. – współczynnik zmienności. / S.D. – standard deviation, C.V. – variation coefficient. Rozdział 4. Uwarunkowania przebiegu erozji wodnej na stokac Tabela 4. Sumy opadów jesieni (IX–XI), zimy (XII–II), wiosny (III–V) i lata (VI–VIII) (Łazy k. Boc ni, 1987–2009) Table 4. Totals of precipitation in autumn (Sept.–Nov.), winter (Dec.–Feb.), spring (Marc –May) and summer (July–Aug.) (Łazy near Boc nia, 1987–2009) S.D. – odc ylenie standardowe, C.V. – współczynnik zmienności. S.D. – standard deviation, C.V. – variation coefficient. Figure 21. Seasonal totals of precipitation (A) and mean mont ly totals of precipitation (B) (Łazy near Boc nia, 1987–2009) wartości wspczynnika zmienności były podobne (tab. 5). Maksymalne miesięczne sumy opadw najczęściej występowały w latach wilgotnych (7 przypadkw) i normalnych (5 przypadkw). Siła związku między rocznymi sumami opadw w wieloleciu 1987–2009 a sumami opadw letniego procza hydrologicznego była bardzo wysoka (r = 0,88) (ryc. 22A). Oznacza to, że o wysokości rocznych sum opadw, jak należało się spodziewać decydo­wały miesiące letnie. Jeszcze wyraźniej zależność tę potwierdza związek między roczny­mi sumami opadu a sumami opadu pr roku. Najwyższą korelację stwierdzono w lecie (r = 0,69) (ryc. 22B). W latach hydrologicznych 1987–2009 średnio w roku wystąpiło 168 dni z opa­dem. Najniższą (142), jak i najwyższą (201) ich liczbę stwierdzono w latach wilgotnych Tabela 5. Średnie miesięczne sumy opadów (Łazy k. Boc ni, 1987–2009) Table 5. Average mont ly precipitation totals (Łazy near Boc nia, 1987–2009) S.D. – odc ylenie standardowe, C.V. – współczynnik zmienności. S.D. – standard deviation, C.V. – variation coefficient. (ryc. 23). Liczba dni z opadem była najbardziej zrżnicowana w latach wilgotnych (od 142 do 201), znacznie mniej w latach normalnych (od 152 do 186) i suchych (od 147 do 175). Średnia liczba dni z opadem w proczu zimowym była zdecydowanie większa (100,2) niż w proczu letnim (67,8). W proczu letnim jednak odznaczała się większą zmiennością w wieloleciu. Średnia miesięczna liczba dni z opadem zmieniała się nieznacznie – od 11,8 (wrze­sień) do 15,7 (marzec). Znacznie większą zmiennością charakteryzowała się ich liczba w kolejnych miesiącach w poszczeglnych latach. Największe wspczynniki zmienności były w proczu letnim w październiku (41,0%) i wrześniu (39,1%), a w proczu zimo­wym w styczniu (28,1%) i grudniu (31,0%) (tab. 6). W latach hydrologicznych 1987–2009 zdecydowanie dominowały dni z opadem bar­dzo słabym (0–1mm) i słabym (1–5 mm); stanowiły one 76,8% wszystkich dni z opadem (ryc. 24). Wraz ze wzrostem sumy opadw zmniejszała się ich częstość. Dni z opadem umiarkowanym (1,1–5,0 mm) i umiarkowanie silnym (5,1–10,0 mm) stanowiły odpo­wiednio 13,1 i 6,8% liczby dni z opadem. Dni z opadem silnym (20,1–30,0 mm) stanowiły tylko 2,1%, a z opadem bardzo silnym (powyżej 30,1 mm) zaledwie 1,2%. Figure 22. Summer (May–Oct.) and winter (Nov.–Apr.) alf-year precipitation totals (A) and spring (Marc –May), summer (June–Aug.), autumn (Sep.–Nov.) and winter (Dec.–Feb.) totals of precipitation (B) vs annual totals of precipitation (Łazy near Boc nia, 1987–2009) 1987–2009) Figure 23. Number of days wit precipitation in ydrological years (Nov.–Oct.) and in summer (May–Oct.) and winter (Nov.–Apr.) alf-years (Łazy near Boc nia, 1987–2009) Tabela 6. Liczba dni z opadem (Łazy k. Boc ni, 1987–2009) Table 6. Number of days wit precipitation (Łazy near Boc nia, 1987–2009) S.D. – odc ylenie standardowe, C.V. – współczynnik zmienności. S.D. – standard deviation, C.V. – variation coefficient. Liczba dni z opadem słabym i bardzo słabym była większa w proczu zimowym (86,2%), natomiast z opadem silnym i bardzo silnym znikoma (0,7%). W proczu letnim opady były bardziej zrżnicowane. Dni z opadem o najniższych sumach (poniżej 5 mm) stanowiły tylko 62,9%, natomiast liczba dni z opadem silnym i bardzo silnym wynosiła aż 7,2% (ryc. 24). Opady silne i bardzo silne występowały głwnie w miesiącach letnich, natomiast w ogle nie występowały od listopada do lutego. Opady silne (20,1–30,0 mm) najczęściej były w lipcu (7%) i sierpniu (5%), a bardzo silne (powyżej 30,1 mm) w czerwcu (15%), maju (8%) i lipcu (8%). Prawdopodobieństwo opadu o wysokości poniżej 1 mm wynosi 41,2%, czyli co trzeci opad to opad bardzo słaby. Prawdopodobieństwo wystąpienia opadu poniżej 10 mm wy­nosi blisko 90%. Opady silne i bardzo silne należą do rzadkości. Ich prawdopodobieństwo wystąpienia wynosi zaledwie 2% i 1,2% (ryc. 25A). Figure 24. Frequency [%] of days wit precipitation of a given amount [mm] in a year and in alf-years (Łazy near Boc nia, 1987–2009) Figure 25. Total probability [%] of occurrence of days wit precipitation of a given amount (Łazy near Boc nia, 1987–2009) Zaznacza się pewne zrżnicowanie częstości dni z opadem o określonej wysokości w zależności od stopnia wilgotności roku. Oglnie prawdopodobieństwo wystąpienia opadw poniżej zadanej wartości nieznacznie się obniża, a powyżej zadanej wartości ro-śnie w miarę wzrostu rocznych sum opadu. Prawdopodobieństwo wystąpienia opadw silnych (powyżej 30 mm) w latach suchych i bardzo suchym wynosiło zaledwie 0,1%, a w latach normalnych 1,2%, a latach wilgotnych aż 1,8% (ryc. 25B, C, D). W latach hydrologicznych 1987–2009 maksymalne dobowe sumy opadw w roku zmieniały się w szerokim zakresie od 21,0 mm do 83,4 mm. Najniższe z nich wystąpiły w latach suchych i bardzo suchym, kiedy wynosiły od 21,0 do 34,1 mm. W latach wilgot­nych zmieniały się od 30,3 mm do 60,4 mm, a w latach normalnych d 27,9 do 83,4 mm (ryc. 26). Maksymalne opady dobowe zwykle występowały w proczu letnim, najczęściej Figure 26. Maximum daily totals of precipitation (Łazy near Boc nia, 1987–2009) w czerwcu (7 przypadkw) i maju (5 przypadkw). W wieloleciu były tylko dwa przypad­ki, kiedy maksymalne opady dobowe wystąpiły w proczu zimowym. Było to w bardzo suchym roku 1993, kiedy maksymalny opad dobowy o sumie zaledwie 21 mm wystąpił w marcu, oraz w wilgotnym 2001 r., w ktrym maksymalny opad dobowy o sumie 32,5 mm wystąpił w kwietniu. Przedstawiona charakterystyka warunkw opadowych w zlewni Dworskiego Poto­ku oparta na standardowych pomiarach dobowych sum opadu za pomocą deszczomie­rza Hellmanna nie jest wystarczająca do poznania przebiegu i intensywności procesw erozyjnych w obszarach użytkowanych rolniczo. Sumy dobowe nie uwzględniają bowiem rzeczywistej częstości występowania rżnej wielkości opadw oraz zmienności czasu ich trwania i natężenia w danym okresie (Wit-Jźwik 1977; Święchowicz 1995; 2000a, b; Twardzosz 2000, 2005). O skuteczności erozyjnej deszczw decyduje przede wszystkim energia kinetyczna spadających kropel deszczu (Wischmeier, Smith 1958, 1978; Morgan 2005). Rwnież w okresie wiosennym opady deszczu przyśpieszają topnienie pokrywy śnieżnej. I podob­nie jak w przypadku procesw erozyjnych, o dynamice topnienia śniegu w pierwszej ko­lejności decyduje energia kinetyczna spadających kropel deszczu, rozbijających i rozdrab­niających skonsolidowaną warstwę śniegu (Licznar, Rojek 2002). Poznanie szczegowych parametrw opadu, a zwłaszcza jego potencjalnej erozyjno-ści, ma podstawowe znaczenie w prawidłowej ocenie roli erozji wodnej w obszarach użyt­kowanych rolniczo (Wishmeier, Smith 1958, 1978; Ateshian 1974; Arnoldus 1980; Zanchi, Torri 1980; Richardson i in. 1983; Isto, McCool 1986; Pauwelyn i in. 1988; Williams, She­ridan 1991; Coutinho, Tomas 1994; Renard, Freimund 1994; Obi, Salako 1995; Oduro--Afriyie 1996; Kinnel 1998; Renschler i in. 1999; Torri i in. 1999; Mannaerts, Gabriels 2000; Qi i in. 2000; Loureiro, Coutinho 2001; Uson, Ramos 2001; Yu i in. 2001; Van Dijk i in. 2002b; Salles i in. 2002; Diodato 2004, 2005; Petkovšek, Mikoš 2004; Silva da 2004; Davison i in. 2005; Fornis i in. 2005; Jiongxin 2005; Licznar 2005; Nyssen i in. 2005; Busnell i in. 2006; Parsons, Stone 2006; Rejman 2006; Marques i in. 2007; Munka i in. 2007; Yin i in. 2007; Capolongo i in. 2008; Salako 2008; Scholz i in. 2008; Shamshad i in. 2008; Diodato, Belocchi 2009; Elangovan, Seetharaman 2011). Dlatego na podstawie materiałw pluwiografcznych procza letniego wyrżniono deszcze potencjalnie erozyjne zgodnie z kryterium modelu USLE i przeprowadzono ich szczegową charakterystykę, uwzględniając takie parametry, jak warstwa (depth), czas trwania (duration), maksymalne natężenie 30-minutowe (30-minute maximum intensity), energia kinetyczna (kinetic energy) oraz potencjalna erozyjność (rainfall erosivity). W latach 1987–2009 w proczu letnim wystąpiło 212 deszczw potencjalnie erozyj­nych, wyrżnionych zgodnie z kryterium USLE. Wśrd nich 209 miało warstwę opadu (P) rwną lub wyższą od 12,7 mm, a tylko 3 niższą od 12,7 mm, ale ich natężenie przekraczało 6,3 mm·15.min-1. Deszcze te były oddzielone od siebie co najmniej 6-godzinną przerwą. Liczba deszczw potencjalnie erozyjnych była zdecydowanie mniejsza od oglnej liczby dni z opadem. W proczu letnim było średnio 67,8 dni z opadem, a dni z deszczami potencjalnie erozyjnymi tylko 9,2. Z pewnym uproszczeniem można stwierdzić, że w co 7. dniu z opadem mł się zdarzyć deszcz potencjalnie erozyjny. Najwięcej takich desz­czw zdarzyło się w latach wilgotnych (średnio 11,9), mniej w latach normalnych (średnio 9,4 przypadkw), a najmniej w latach suchych i bardzo suchym (średnio 5 przypadkw). Deszcze erozyjne występowały głwnie w miesiącach letnich (lipiec, czerwiec i sier­pień) i wiosennych (maj), najmniej natomiast jesienią. Wystąpienie deszczw potencjal­nie erozyjnych w poszczeglnych miesiącach w wieloleciu charakteryzowało się bardzo dużą zmiennością, zwłaszcza w czerwcu, październiku i lipcu (tab. 7). Suma opadw procza letniego wykazywała silny związek z liczbą przypadkw desz­czw erozyjnych wyrżnionych zgonie z kryterium USLE (ryc. 27). Był on najsilniejszy w latach normalnych, silny w latach Tabela 7. Średnia miesięczna liczba deszczów erozyjnyc suchych i bardzo suchym, a przeciętny w letnim półroczu ydrologicznym (V–X) (Łazy k. Boc ni, w latach wilgotnych. 1987–2009) Warstwa (inaczej wysokość) poje- Table 7. Average mont ly number of erosive rains in sum- dynczych deszczw erozyjnych (mm) mer alf-year (May–Oct.) (Łazy near Boc nia, 1987–2009) zmieniała się w bardzo szerokim za- kresie – od 6,4 do 94 mm. Ponad po­łowa wszystkich wyrżnionych desz­czw miała warstwę opadu niższą niż 21,3 mm. Deszcze do 29,3 mm stano­wiły 75% wszystkich przypadkw, a tyl­ko 10% stanowiły te powyżej 42,5 mm (ryc. 28A). W latach suchych i bardzo suchym wartość percentyla 90% wy­nosiła 31,5 mm, a latach normalnych i wilgotnych odpowiednio 42,7 mm i 43,8 mm (ryc. 28 B, C, D). Deszcze erozyjne charakteryzowa-ły się rwnież zmiennym czasem trwa­nia. Opady krtkie, trwające do 5 go­dzin, stanowiły 38,4% wszystkich przy­padkw, 10% przypadkw natomiast Figure 27. Summer alf-year totals of precipitation vs number of erosive rains (Łazy near Boc nia, 1987–2009) stanowiły deszcze o czasie trwania powyżej 20 godzin (ryc. 29A). W latach suchych i bar­dzo suchym wartość percentyla 90% wynosiła 24 godziny (ryc. 29B), a latach normalnych i wilgotnych odpowiednio 20 i 16 godzin (ryc. 29C, D). Obliczono zależność wskaźnika erozyjności deszczw (EI30) od warstwy deszczu (P). w odniesieniu do wszystkich wyrżnionych deszczw erozyjnych. Najlepsze dopasowanie dało zastosowanie funkcji potęgowej. Wspczynnik korelacji (r) wynił 0,51 (ryc. 30). Wartość wspczynnika (r) była niska, ale zbliżona do wartości w podobnych związkach obliczonych w odniesieniu do stacji meteorologicznych Puławy, Sandomierz, Limanowa (Banasik, Grski 1990, 1993), Wrocław-Swojec (Licznar, Rojek 2002), Puczniew (Baryła 2004). Otrzymane w ten sposb rwnania stosuje się do obliczania erozyjności deszczw nieposiadających zapisu pluwiografcznego. Mimo małych rżnic wartości wspczynni­ka, należy z dużą ostrożnością szacować potencjalną erozyjność deszczw na podstawie tylko parametru wysokości (warstwy), ponieważ przy bardzo zbliżonych sumach opadu indywidualna erozyjność deszczw może bardzo się rżnić. Na erozyjność opadu bardzo duży wpływ miało jego maksymalne natężenie w ciągu 30 minut (parametr I30). Siła związku między tymi zmiennymi była wysoka (r = 0,90). Najlepsze dopasowanie dało zastosowanie funkcji potęgowej (ryc. 31). Wskaźnik erozyjności pojedynczych deszczw zmieniał się w szerokich granicach – od 2,32 do 3355,4 MJ·mm·ha-1·h-1. Im wyższa wartość wskaźnika erozyjności deszczu, tym mniejsze jego całkowite prawdopodobieństwo wystąpienia. Mimo dużego zrżnicowania wartości wskaźnika EI30, najczęściej zdarzały się deszcze o bardzo małej erozyjności – do 100 MJ·mm· ha-1·h-1, ktre stanowiły 78,2% wszystkich przypadkw (ryc. 32A). W tej gru­pie ponad 3 deszczw stanowiły te, ktrych erozyjność była niewielka (do 50 MJ·mm· ·ha-1·h-1). Wartość percentyla 90% wynosiła 200 MJ·mm·ha-1·h-1, więc wartość wskaźnika Figure 28. Total probability [%] of occurrence of erosive rains of a given dept [mm] (Łazy near Boc nia, 1987–2009) erozyjności deszczu przekraczająca 200 MJ·mm·ha-1·h-1 jest w strefe progu Pogrza Kar­packiego wartością ekstremalną. Zdarzeń takich w badanym wieloleciu było zaledwie 19, a średnio 0,8 w roku (tab. 8). Prawdopodobieństwo wystąpienia deszczw o wskaźniku EI30 większym lub rwnym 1000 MJ·mm·ha-1·h-1 jest bardzo małe i wynosi 0,5% (ryc. 32A). Deszcze o wskaźniku erozyjności do 50 MJ·mm·ha-1·h-1 występowały we wszystkich latach hydrologicznych, niezależnie od stopnia ich wilgotności; wyjątek stanowił tylko bardzo suchy rok 2003. Deszcze przekraczające 200 MJ·mm·ha-1·h-1 częściej zdarzały się w latach wilgotnych, w ktrych blisko 53% przypadkw deszczw osiągało wartość EI30 powyżej 200 MJ·mm·ha-1·h-1. Pozostałe deszcze wystąpiły w latach normalnych (42,1%) i tylko je­den raz taki deszcz zdarzył się w roku suchym (1993) (tab. 8). Figure 29. Total probability [%] of occurrence of erosive rains of a given duration [ ours] (Łazy near Boc nia, 1987–2009) Poznanie sezonowego rozkładu występowania tych deszczw w proczu letnim ma kluczowe znaczenie ze względu na potencjalne zagrożenie pl uprawnych erozją, ktre te deszcze mogą spowodować. Deszcze erozyjne najczęściej zdarzają się w lipcu (24,2%) i czerwcu (22,7%). W pozo-stałych miesiącach częstość ich występowania jest podobna (od 14,7 do 16,1%), z wyjąt­kiem października, kiedy jest zdecydowanie niższa (6,2%). Wartość wskaźnika EI30 w proczu letnim w poszczeglnych latach hydrologicznych zmieniała się w szerokim zakresie, od 67,0 (2003) do 3929,4 MJ·mm·ha-1·h-1 (2006). Niskie wartości wskaźnika występowały w latach suchych i bardzo suchym (1988, 1990, 1993, 2003, 2008), wysokie natomiast w latach wilgotnych i w tych, ktrych roczne sumy opa­ Tabela 8. Roczna liczba deszczów erozyjnyc określonej kategorii w letnim półroczu ydrologicznym (V–X) (Łazy k. Boc ni, 1987–2009) Table 8. Annual number of erosive rains of a given category in summer alf-year (May–Oct.) (Łazy near Boc nia, 1987–2009) – odc ylenie standardowe, C.V. – współczynnik zmienności.S.D. – standard deviation, C.V. – variation coefficient. S.D. dw były zbliżone do średniej sumy z wielolecia (ryc. 33). Wartość najwyższa wskaźnika wystąpiła w roku 2006, o czym zadecydował jeden deszcz o skrajnie wysokim natężeniu (tab. 8). Zmienność wskaźnika EI30 była wielokrotnie większa niż zmienność sum opadu w proczu letnim. Największe średnie wartości indeksu EI30 wystąpiły w miesiącach letnich (czerwiec, lipiec i sierpień) oraz wiosennych (maj). Na te miesiące przypadało od 11,2% (sierpień) Figure 32. Total probability [%] of occurrence of erosive rains of a given rainfall erosivity index [MJ·mm· a-1· -1] (Łazy near Boc nia, 1987–2009) do 40,7% (czerwiec) całkowitej wartości wskaźnika procza letniego (tab. 9). Największe wspczynniki zmienności były w czerwcu (257,5%), maju (240,8%), najmniejsze w lipcu (105,9%) i w październiku (126,6%). W poszczeglnych latach w wymienionych miesią­cach wartości czynnika EI30 zmieniały się w bardzo szerokim zakresie, od 0 do 3355,4 MJ·mm·ha-1·h-1 w czerwcu, do 1420,6 MJ·mm·ha-1·h-1 w maju, do 874,8 MJ·mm· ha-1·h-1 w lipcu i do 432,0 MJ·mm·ha-1·h-1 w sierpniu. Bardzo niskie średnie miesięczne wartości wskaźnika EI30 wystąpiły w jesieni; stanowiły one zaledwie od 0,6% w październiku do 5,2% we wrześniu średniej wartości wskaźnika w proczu letnim (tab. 9). Wartości czyn­nika EI30 w tych miesiącach były wyraźnie niższe i zmieniały się od 0 do 382,5 MJ·mm· ·ha-1·h-1 we wrześniu i do 26,1 MJ·mm·ha-1·h-1 w październiku. Tabela 9. Średni miesięczny wskaźnik erozyjności deszczów [MJ·mm· a-1· -1] o warstwie .12,7 mm w letnim półroczu ydrologicznym (V–X) (Łazy k. Boc ni, 1987–2009) Table 9. Average mont ly erosivity index of rains [MJ·mm· a-1· -1] wit dept .12.7 mm in summer alf-year (May–Oct.) (Łazy near Boc nia, 1987–2009) S.D. – odc ylenie standardowe, C.V. – współczynnik zmienności. S.D. – standard deviation, C.V. – variation coefficient. Figure 33. Summer alf-year totals of precipitation vs rainfall erosivity index in summer alf-year (May–Oct.) (Łazy near Boc nia, 1987–2009) Deszcze o małej wartości wskaźnika erozyjności, dochodzącej do 50 MJ·mm·ha-1·h-1, występowały we wszystkich miesiącach procza letniego, do 200 MJ·mm·ha-1·h-1 od maja do września. Deszcze o ekstremalnej wartości EI30 powyżej 200 MJ·mm·ha-1·h-1, wystąpiły tylko od maja do sierpnia, a najczęściej w czerwcu i lipcu (tab. 10). Miesięczne wartości czynnika EI30 wpływały na sezonową sumaryczną erozyjność desz­czw. Największa była latem, mniejsza wiosną, a najmniejsza jesienią. Największą zmienno-ścią indeksu EI30 charakteryzuje się wiosna (240,8%), mniejszą jesień (166,0%), a najmniej­szą lato (121,2%) (tab. 11). Miesięczne wartości indeksu EI30 rżnie korelują z miesięcznymi sumami opadw w tych miesiącach. Najsilniejszy związek wystąpił we wrześniu, czerwcu i sierpniu, w lipcu natomiast był zaskakująco niski (tab. 12). Na wysokie wartości EI30 miało wpływ wystą­pienie deszczw o wysokich sumach i dużym natężeniu. Silny związek między indeksem EI30 a maksymalną erozyjnością indywidualnego deszczu, podkreśla ogromną rolę ekstre­malnych opadw (ryc. 34). Tabela 10. Miesięczna liczba deszczów erozyjnyc określonej kategorii w letnim półroczu ydrologicznym (V–X) (Łazy k. Boc ni, 1987–2009) Table 10. Mont ly number of erosive rains of a given category in summer alf-year (May–Oct.) (Łazy near Boc ­nia, 1987–2009) Rozdział 4. Uwarunkowania przebiegu erozji wodnej na stokac Tabela 11. Wskaźnik erozyjności deszczów [MJ·mm· a-1· -1] o warstwie .12,7 mm w letnim półroczu ydrologicz­ nym (V–X) (Łazy k. Boc ni, 1987–2009) Table 11. Erosivity index of rains [MJ·mm· a-1· -1] wit dept .12.7 mm in summer alf-year (May–Oct.) (Łazy near Boc nia, 1987–2009) S.D. – odc ylenie standardowe, C.V. – współczynnik zmienności. S.D. – standard deviation, C.V. – variation coefficient. Table 12. Parameters a and b of linear function y=ax+b for t e relations ip between mont ly totals of precipita­tion and mont ly amount of rainfall erosivity index (EI30) in summer alf-year (May–Oct.) (Łazy near Boc nia, 1987–2009) Rycina 34. Maksymalna erozyjność pojedynczego deszczu vs erozyjność deszczów w półroczu letnim (V–X) (Łazy k. Boc ni, 1987–2009) Figure 34. Maximum single rainfall erosivity vs summer alf-year (May–Oct.) rainfall erosivity (Łazy near Boc nia, 1987–2009) Wskaźnik erozyjności opadu (EI30) jest parametrem, ktry w badaniach geomorfolo­gicznych w Polsce był wykorzystywany sporadycznie (Smolska 2008; Demczuk 2009a, b; Stępniewski i in. 2010; Święchowicz 2010b). Częściej był obliczany przez gleboznawcw, agrofzykw i hydrologw zajmujących się erozją wodną (Rejman 2006; Szewrański 2009), a zwłaszcza jej modelowaniem z wykorzystaniem np. USLE, RUSLE (Banasik, Grski 1990, 1992a, b, 1993; Banasik i in. 1995; Licznar, Rojek 2002; Baryła 2004). W tych opra­cowaniach jednak erozyjność deszczw jest uwzględniana w postaci parametru R (czyn­nika R, zob. s. 58), czyli wskaźnika średniej rocznej erozyjności opadw i wywołanych nimi spływw. Jest on sumą erozyjności deszczw i wywołanych nimi spływw (Rr) oraz erozyjności spływw roztopowych (Rs) (Wischmeier, Smith 1978). W Polsce parametr ten był liczony z wykorzystaniem klasycznego rwnania logarytmicznego W.H. Wischmeiera i D.D. Smitha (1978) (zob. rozdz. 3). Parametr R jest parametrem regionalnym, zależnym od okresw występowania deszczw erozyjnych. Jego wyznaczenie wymaga wieloletnich serii pomiarw opadw atmosferycznych. Procedura wyznaczania wskaźnika jest czaso-chłonna, dlatego Polsce jak dotąd nie opracowano mapy wskaźnika R, a tym samym brak jest mapy erozyjności deszczw (Licznar, Rojek 2002, Baryła 2004). Do tej pory powstały jedynie opracowania cząstkowe poświęcone erozyjności opadw, oparte na danych opa­dowych pochodzących z rżnego okresu i odnoszące się najczęściej tylko do jednego lub co najwyżej kilku posterunkw meteorologicznych. W celu porwnania wartości wskaźnika erozyjności deszczw w Łazach i w innych re­gionach w Polsce do obliczenia wskaźnika R zastosowano procedury oraz jednostki iden­tyczne z tymi stosowanymi przez innych autorw (Banasik, Grski 1990, 1992a, b, 1993; Licznar, Rojek 2002; Baryła 2004; Demczuk 2008, 2009a). Średnia wartość wskaźnika erozyjności deszczw i spływw powierzchniowych (R) w Łazach położonych na progu Pogrza Wiśnickiego, była prawie dwukrotnie większa niż w stacjach położonych na Pojezierzu Mazurskim (Suwałki), Pobrzeżu Gdańskim (Elbląg) i Nizinie Wielkopolskiej (Puczniew), 1,3–1,5 razy większa niż w Kotlinie Sandomierskiej (Sandomierz), Wyżynie Lubelskiej (Puławy), Nizinie Mazowieckiej (Otwock) i Nizinie Śląskiej (Wrocław-Swojec). Była rwnież nieco większa od wartości uzyskanych dla Biesz­czadw (Lesko) i niewiele niższa od wartości uzyskanych dla pogranicza Beskidu Niskie­go i Pogrza Ciężkowickiego (Szymbark) i Beskidu Wyspowego (Limanowa)(ryc. 35). Analiza warunkw opadowych w letnim proczu hydrologicznym w latach 1987– –2009 wyraźnie wskazuje, że warunki potencjalnie sprzyjające pojawieniu się erozji wod­nej na stokach zdarzają się nieczęsto. Są to klasyczne procesy epizodyczne, bo epizodyczny jest czynnik je wywołujący. Średnio ponad połowa dni w roku jest bez opadu, czyli przez połowę roku w zlewni użytkowanej rolniczo nie ma możliwości przekształcania stokw przez spływającą wodę. Może ona co najwyżej w proczu zimowym pochodzić z rozto­pw, ale zwykle takim epizodom towarzyszą opady. Tak więc przez połowę dni w roku stoki są stabilne. W pozostałych dniach roku występują opady śnieżne i deszczowe. Mimo pozornie dużej liczby dni z opadem, ich morfogenetyczna skuteczność jest bardzo zrżni­cowana, bo zależy od ich cech, a przede wszystkim od wydajności i natężenia. Opady do wysokości 1 mm, ktre stanowiły od 11,5% (1997) do 23% (1987, 1998) dni w roku, były morfologicznie nieskuteczne, dlatego czas ich występowania można przyjąć za okres sta­bilności stokw, ktry w badanym wieloleciu łącznie stanowił od 67,9% (1998) do 78,1% (1990) dni w roku. Opady powyżej 1 mm to okres potencjalnego wystąpienia rozbryzgu. Zgodnie z kryterium USLE opady o warstwie większej niż 12,7 mm są w stanie wywołać proces spłukiwania powierzchniowego i erozji linijnej. Dni, w ktrych mogły się zdarzyć, stanowiły zaledwie od 1,1% (2003) do 4,7% (2001) dni w roku. Natomiast dni z opadami silnymi i bardzo silnymi, po wystąpieniu ktrych można spodziewać się znaczącego prze-obrażenia powierzchni stokw przez procesy erozyjne, stanowiły zaledwie od 0,5% (1988, 1993, 2003) do 2,5% (2007) dni w roku (ryc. 36A). Okres roku z opadami większymi niż 1 mm stanowi czas potencjalnej transformacji stokw, aczkolwiek na tym etapie rozważań, bez szczegowego poznania częstości wystę­powania procesw i ich skutkw, za wcześnie jest wyrokować na temat stopnia przeobra-żenia stokw i roli poszczeglnych typw opadw w przekształcaniu rzeźby. Okresy potencjalnej stabilności i transformacji stokw ulegały zmianie w poszcze­glnych proczach hydrologicznych. W letnim proczu okres potencjalnej stabilności stokw był nieco krtszy (69,1%) niż w proczu zimowym (75,8%), ale okres wystąpienia deszczw potencjalnie erozyjnych powodujących znaczne przeobrażenia stokw – znacz­nie dłuższy (ryc. 36B). Wynosił on aż 5,0% dni w proczu letnim, natomiast w proczu zimowym stanowił zaledwie 1%. Dni z opadami silnymi i bardzo silnymi stanowiły zaled­wie 0,3% dni w proczu zimowym i 2,8% dni w proczu letnim (ryc. 36B). Okresy stabilności i transformacji stokw ulegały rwnież dynamicznym zmianom sezonowym. Największa potencjalna transformacja stokw możliwa jest w lecie. Wtedy okres występowania deszczw potencjalnie erozyjnych jest najdłuższy i stanowi 6,4% dni. Na podstawie tylko częstości występowania opadw można wnosić, że dynamika proce­sw erozyjnych wiosną i jesienią jest podobna, ponieważ dni z deszczem potencjalnie ero­zyjnym stanowią odpowiednio 3,2% i 2,5%. Najdłuższe okresy stabilności stokw przypa­dają na zimę i jesień, najkrtsze zaś występują latem. Na lato przypada bowiem największa liczba dni z deszczem silnym i bardzo silnym (3,6%) (ryc. 37A). Czas największej potencjalnej transformacji stokw przypada na lipiec, czerwiec, sier­pień i maj. Dni z deszczami erozyjnymi stanowią odpowiednio 7,4%, 6,7% i 5,5% liczby dni w tych miesiącach. Dni, w ktrych jest potencjalnie możliwa największa transforma­cja stokw (liczba z opadami silnymi i bardzo silnymi), występują od marca do paździer­nika i stanowią odpowiednio od 0,4% (marzec) do 4,3% (lipiec) liczby dni w miesiącu (ryc. 37B). Najdłuższe okresy stabilności stokw przypadają na miesiące od października do lutego. Figure 36. Potential periods of stability and transformation of slopes in particular ydrological years (A) and alf-years (B) (Łazy near Boc nia, 1987–2009) Figure 37. Potential periods of stability and transformation of slopes during seasons (A) and mont s (B) (Łazy near Boc nia, 1987–2009) Przedstawiony na wykresach podział roku na okres stabilności stokw i okres ich transformacji, z uwzględnieniem zrżnicowania procesw i ich potencjalnego natężenia, jest pewnym uproszczeniem sugerującym następstwo tych okresw po sobie. W rzeczy­wistości natomiast dni z deszczem i bez deszczu mogą występować bezpośrednio po sobie lub w krtkich odstępach czasu. Okresy tzw. posuch (Schmuck 1962), czyli długich cią­gw dni bezopadowych, nie występowały często. W okresie procza letniego w wieloleciu 1987–2009 nigdy nie wystąpiły długotrwałe posuchy, czyli ciągi dni bezopadowych powy-żej 28 dni. Ciągi bezopadowe o długości 18–28 dni (umiarkowana posucha) były 4 razy, a najkrtsze ciągi, o czasie trwania 9–17 dni (słaba posucha), aż 25 razy. Ponadto nie należy stawiać znaku rwności między liczbą dni z opadem a rzeczywi­stym czasem trwania opadu. Z reguły jest on zdecydowanie krtszy, zwłaszcza w dniach z opadami o niewielkiej wydajności. Czasu trwania deszczu nie należy rwnież utożsa­miać z czasem trwania procesw erozyjnych. Jak wiadomo (Święchowicz 1995, 2002a, b, c, 2010b), nie wszystkie deszcze wywołują erozję gleby na stoku, a w przypadku tych, ktre ją powodują, występuje opźnienie wystąpienia procesu (zwłaszcza w przypadku spłukiwa­nia i erozji linijnej) w stosunku do rozpoczęcia opadu. Gdyby nawet jednak czas trwania procesu mierzyć czasem trwania opadu, to potencjalny czas transformacji stokw byłby jeszcze krtszy, niż wykazano to w analizie występowania dni z opadem. W badanym wieloleciu rzeczywisty czas trwania opadu deszczu wynosił zaledwie 4% łącznego czasu trwania proczy letnich, a czas trwania deszczw potencjalnie erozyjnych wyrżnionych zgodnie z USLE o połowę mniej, czyli 2%. Deszcze silne i bardzo silne (>20 mm) trwały zaledwie 1,5% czasu procza letniego. Analiza wykazała, że zdarzenia erozji wodnej na stoku są zaledwie epizodami, zarw­no w okresie wieloletnim, w cyklu rocznym, jak i w przebiegu sezonowym. Jednak mimo że są te zdarzenia epizodyczne, ich rola w rozwoju rzeźby stokw jest znacząco inna od potocznego rozumienia „epizodu”, czyli zdarzenia zwykle małej wagi, niewywierającego większego wpływu na całość. 4.3. Reprezentatywność wyników badań Zlewnia Dworskiego Potoku reprezentuje obszar niższego stopnia progu Pogrza Karpat, tzw. Przedgrza Brzeskiego, zbudowanego ze sfałdowanego wraz z fiszem miocenu przy­krytego pylastymi utworami lessopodobnymi (Święchowicz 1992). Badania prowadzono na standardowych poletkach doświadczalnych obowiązujących w modelu USLE (Wisch­meier, Smith 1958, 1978), co pozwala na porwnywanie wynikw natężenia procesw erozji wodnej na stokach z innymi obszarami w Polsce i na świecie. W takim rozumieniu uzyskane wyniki są reprezentatywne dla stokw o nachyleniu 8 stopni, zbudowanych z py-łowych utworw lessopodobnych, na ktrych rozwinęły się gleby płowe (Stagnic Luvisols) i ktre reprezentują najbardziej podatne na erozję podłoże, bo pozostawione w czarnym ugorze. Stoki o nachyleniu 4–9o stanowią ponad 54% powierzchni całego obszaru Progu między Rabą a Uszwicą (Tutaj 1995), a gleby płowe (Haplic Luvisol) i płowe opadowo-gle­jowe (Stagnic Luvisol) występują na około 80% powierzchni (Skiba i in. 1995). Tak więc niezależnie od lokalizacji, na stokach pozostawionych w czarnym ugorze, o podobnym nachyleniu i glebach, skutki deszczw o określonym wskaźniku erozyjności (EI30) i mak­symalnym natężeniu 30-minutowym (I30) będą bardzo podobne. Wyznaczone w zlewni Dworskiego Potoku wartości progowe dostawy materiału gle­bowego są natomiast reprezentatywne dla większości małych, użytkowanych rolniczo zlewni, ktre są podobne pod względem rzeźby i użytkowania. Charakterystyczną cechą rzeźby badanej zlewni jest występowanie krawędzi oddzielających stoki od dna doliny, ktre stanowią obok den dolin dodatkową naturalną barierę oddzielającą podsystem sto­kowy i dna doliny (Święchowicz 2001, 2002a, b, c). Zlewnia Dworskiego Potoku niemal w całości stanowi gospodarstwo rolne Uniwersytetu Jagiellońskiego. W jej obrębie nie ma zabudowań gospodarczych ani mieszkalnych, a około 2 jej powierzchni jest zmeliorowa­ne. Nie występuje tutaj tak charakterystyczny dla Pogrza Karpackiego mozaikowy układ pl, gęsta sieć miedz i nieutwardzonych dr dojazdowych do pl i ścieżek. Taki sposb użytkowania jest więc nietypowy dla Pogrza. Drogi dojazdowe występują na dziale wod­nym i u podnży stokw wzdłuż dna doliny. Ich gęstość wynosi 2,9 km·km2 (Święcho­wicz 1992, 2002c), co w porwnaniu ze średnią gęstością dr w strefe progu Pogrza i na Pogrzu Karpackim wynoszącą odpowiednio 7,3 km·km2 (Chełmicki i in. 1995) i 7,0 km·km2 (Soja, Prokop 1995; Soja 2002) jest wartością małą. Dla kontrastu – gęstość sieci rzecznej w Dworskim Potoku wynosi 3,3 km·km2 (Święchowicz 1992, 2002c), w stre­fe progu Pogrza – 1,7 km·km2 (Chełmicki i in. 1995), a na Pogrzu Karpackim około 2,0 km·km2 (Soja, Prokop 1995; Soja 2002). Przytoczone dane wskazują, że gęstość sieci dr na Pogrzu jest większa niż gęstość sieci rzecznej, co powinno wpływać na obieg ma­teriału klastycznego, a zwłaszcza jego dostawę do koryt rzek i potokw. Podczas opadw o dużej wydajności drogi są źrdłem dostawy wody i materiału klastycznego do koryta cieku. Drogi są formami liniowymi zajmującymi niewielką powierzchnię, jednak ich waż­na rola w obiegu wody i zwietrzeliny była wielokrotnie podkreślana w literaturze (Lach 1985, Soja, Prokop 1995; Soja 2002; Kroczak 2006, 2008), a w wielu regionach Karpat (np. w Beskidach) uważa się ją za dominującą (Froehlich, Słupik 1980, 1986). W pracy skoncentrowano się na tych fragmentach stokw, ktre zajęte przez pola orne, bezpośrednio dochodzą do dna doliny i występują „między” przebiegającymi zgod­nie z nachyleniem stokw drogami dojazdowymi do pl. Zachodzi jednak pytanie, jak gęsta sieć dr i ścieżek wpływa na obieg wody w obrębie pl ornych. Jak wiadomo, sys­tem dr drenuje poziom wd gruntowych w pokrywie zwietrzelinowo-glebowej, przez co zmienia warunki wyjściowe istotne dla obiegu materiału glebowego (Słupik 1981, Lach 1985). Celem pracy było jednak podanie wartości progowych wystąpienia rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej na stokach oraz dostawy ze stokw bezpośrednio do koryta potoku, nie zaś wartości progowych transportu materiału w istniejących już rozcięciach linijnych, jakimi są drogi polne, wąwozy czy debrze. W takim ujęciu uzyskane wyniki są reprezentatywne dla małych zlewni pogrskich użytkowanych rolniczo. Na bezpośrednią dostawę materiału glebowego ze stokw do koryta wpływa rwnież rzeźba terenu, a zwłaszcza długość stokw i występowanie szerokich den dolin oraz, jak ma to miejsce w przypadku Dworskiego Potoku, krawędzi wzdłuż dna doliny (Święcho­wicz 2001, 2002c). Stanowią one bariery utrudniające transport materiału glebowego ze stokw bezpośrednio do koryta potoku. Podstokowe rwniny deluwialne, niezależnie od tego, czy towarzyszą im wysokie krawędzie (zlewnia Dworskiego Potoku) czy nie (sąsied­nia zlewnia Brzeźnickiego Potoku), pełnią podobną funkcję. Zatrzymują większą część erodowanego ze stokw materiału. Tak więc uzyskane wyniki można zastosować do więk­szości zlewni pogrskich użytkowanych rolniczo, jeśli tylko w ich obrębie występują wy­mienione elementy rzeźby. Opracowana i zastosowana w pracy metoda wyznaczania wartości progowych ma charakter uniwersalny i można ją zastosować w każdym regionie. Wymaga tylko sprecy­zowania warunkw wyjściowych, ktre będą decydować o uzyskanych wynikach. ozdział 5 Wartości progowe parametrów opadów deszczu w przebiegu erozji wodnej na stokach 5.1. Charakterystyka opadów deszczu w latach hydrologicznych 2007–2009 Suma opadw w latach hydrologicznych 2007–2009 wyniosła odpowiednio 814,1, 585,3 i 763,0 mm. Wartości te we wszystkich przypadkach znacząco odbiegały od średniej z lat 1987–2009 (665,9 mm). Suma opadw w roku 2007 stanowiła 122,3% średniej wie­loletniej, w 2008 r. – 87,9%, a w roku 2009 – 114,6%. Zgodnie z klasyfkacją opadw Z. Kaczorowskiej (1962) lata 2007 i 2009 były wilgotne, a rok 2008 suchy. Procze letnie w roku 2007 wilgotnym było bardzo wilgotne, w suchym 2008 było normalne, a w wil­gotnym 2009 – wilgotne (tab. 2). W okresie badań nie wystąpiła zgodność między typem roku i typem procza letniego w roku 2007 i 2008. Rżnice te były jednak niewielkie. W roku 2007 suma opadw procza letniego wynosiła 583,2 mm i stanowiła 127,2% średniej wieloletniej, a więc przekroczyła ustaloną wartość progową w odniesieniu do roku bardzo wilgotnego tylko o 1,2%. W suchym roku 2008 suma opadw procza let­niego wynosząca 415,3 mm przekroczyła ustaloną wartość progową w przypadku roku normalnego zaledwie o 0,6% (tab. 2, 3). We wszystkich latach od 71,0 do 73,6% opadw wystąpiło w proczu letnim. Przy skrajnie zrżnicowanych rocznych sumach opadw, wartości wskaźnika erozyjności opa­du i spływu powierzchniowego EI30 były rwnież bardzo zrżnicowane. W roku 2007, o najwyższej rocznej sumie opadw, wskaźnik EI30 wynił 1628,9 MJ·mm·ha-1·h-1 i był blisko 2,4 razy wyższy niż w suchym roku 2008 (667,0 MJ·mm·ha-1·h-1). W roku 2009 wskaźnik EI30 był wyjątkowo wysoki i wynił 2377,8 MJ·mm·ha-1·h-1, mimo że roczna suma opadw była o 51,1 mm niższa niż w roku 2007. Wskaźnik EI30 był jednak 3,6 razy wyższy niż w roku suchym. Rżnice te były spowodowane wystąpieniem w roku 2007 kil­ku opadw o erozyjności w granicach 100–250 MJ·mm·ha-1·h-1, bardzo niską erozyjnością opadw w roku 2008 oraz wystąpieniem 2 opadw o rekordowej erozyjności w 2009 r. (tab. 13). Tabela 13. Charakterystyka opadów (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 13. Rainfall characteristic (Łazy near Bochnia, 2007–2009) W 2007 r. najwyższe miesięczne sumy opadw były we wrześniu (211,2 mm) i czerw­cu (116,1mm), co stanowiło odpowiednio 25,9% i 14,3% rocznej sumy opadw w tym roku (tab. 14). Miesięczna suma opadw we wrześniu 2007 r. stanowiła 308,8% średniej miesięcznej sumy z lat 1987–2009, a w czerwcu 2007 r. 116,1% średniej sumy miesięcznej z lat 1987–2009. Opady procza letniego (V–X) stanowiły 71,6% rocznej sumy opadw. Najbardziej wilgotną porą roku była jesień (42% rocznej sumy opadw) i lato (28,9%). W 2008 r. najwyższe miesięczne sumy opadw były w lipcu (137,5 mm) i wrześniu (103,6 mm), co stanowiło odpowiednio 23,5 i 17,7% rocznej sumy opadw w tym roku (tab. 14). Miesięczna suma opadw w lipcu 2008 r. stanowiła 142,2% średniej miesięcznej sumy opadw, a we wrześniu 151,5%. Opady procza letniego (V–X) stanowiły 71% rocz­ S.D. – odchylenie standardowe, C.V. – współczynnik zmienności. S.D. – standard deviation, C.V. – variation coefficient. nej sumy opadw. Najbardziej wilgotną porą roku było lato (36,8% rocznej sumy opadw) i jesień (33,8%). W 2009 r. najwyższe miesięczne sumy opadw było w czerwcu (172,9 mm) i maju (126,9), co stanowiło odpowiednio 22,7 i 16,6% rocznej sumy opadw w tym roku (tab. 14). Miesięczna suma opadw w czerwcu 2009 r. stanowiła 172,9% średniej miesięcznej sumy opadw z lat 1987–2009, a w maju 162,9%. Opady procza letniego (V–X) stanowiły 73,6% rocznej sumy opadw. Najbardziej wilgotną porą roku było lato (42,0% rocznej sumy opadw) i wiosna (25,4%). 5.2. ozbryzg 5.2.1. Częstość zdarzeń W latach hydrologicznych 2007–2009 w okresie od maja do października stwierdzono łącznie 153 zdarzeń rozbryzgu; najwięcej ich było w czerwcu i lipcu, a najmniej w sierpniu (tab. 15). Najniższa suma opadu, podczas ktrego wystąpił rozbryzg, wynosiła 0,8 mm w 2007 r., 1,1 mm w 2008 r. i 0,7 mm w 2009 r. Tabela 15. Liczba zdarzeń rozbryzgu na czarnym ugorze w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 15. Number of splash events on a bare fallow plot in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) 5.2.2. Masa rozbryzgu Podczas każdego zdarzenia największy rozbryzg stwierdzano w kubkach o średnicy 15,0 cm, a najmniejszy – o średnicy 2,0 cm. W przeliczeniu na jednostkę powierzchni rozbryzg jednostkowy [g·cm-2] wzrastał wraz z malejącą średnicą lejka (tab. 16, 17). Zależność roz­bryzgu całkowitego i jednostkowego od średnicy kubka najlepiej opisują rwnania po-tęgowe (y=a·xb) (ryc. 38, 39, tab. 18). Parametry rwnań dla pojedynczych zdarzeń były zrżnicowane w poszczeglnych latach. Wartości parametru a zawierały się w przedziale 0,0003–0,6505, a parametru b od 0,0772 do 1,8858 (tab. 19). Dla rozbryzgu jednostko­wego wartości parametru a zawierały się w przedziale 0,0001–0,1717, a parametru b od -1,6362 do -0,0002. Podobnie i w tym przypadku wartości parametru a charakteryzowały się dużym rozrzutem w przypadku pojedynczych zdarzeń deszczu, podczas gdy wartości parametru b były znacznie bardziej stabilne (tab. 19). W kolejnych latach wartości rozbryzgu wyznaczone według modelu A. van Dijka i in. (2002a) były zrżnicowane i wynosiły 6,650 kg·m-2 w roku 2007, 2,833 kg·m-2 w roku 2008 i 4,142 kg·m-2 w roku 2009. Zastanawiająca jest duża rżnica w wielkości przemieszczane­go przez deszcz materiału w roku 2007 i 2009. W latach tych energia kinetyczna deszczu była podobna, a wielkość rozbryzgu rżniła się ponad 1,5–krotnie (tab. 20). Odporność gleby na rozbryzg, rozumiana jako ilość energii potrzebnej do oderwania 1 kg materiału glebowego, wynosiła od 1259,8 do 2048,9 J·kg-1. Największą odporność gleby na rozbryzg zaobserwowano w roku 2009, w ktrym przy stosunkowo wysokiej energii kinetycznej opadu stwierdzono stosunkowo mały rozbryzg gleby. Odległości przemieszczania gleby wyznaczone z modelu A. van Dijka i in. (2002a) zawierały się od 2 do 48 cm, a najwięk­szym zrżnicowaniem charakteryzowały się w roku 2007 (tab. 20). W letnim proczu hydrologicznym roku 2007 odrywanie cząstek gleby podczas poje­dynczych zdarzeń deszczu wynosiło od 0,002 do 1,031 kg·m-2, a sumaryczna wartość roz­bryzgu 6,650 kg·m-2. W przeliczeniu na warstwę całkowitego opadu w proczu letnim wiel­kość rozbryzgu jednostkowego wyniosła 0,012 kg·m-2·mm-1. Największe natężenie procesu 5.2. Rozbryzg Tabela 16. Rozbryzg [g] na czarnym ugorze w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 16. Splash [g] on a bare fallow plot in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) S.D. – odchylenie standardowe, C.V. – współczynnik zmienności. S.D. – standard deviation, C.V. – variation coefficient. Tabela 17. Rozbryzg ednostkowy [g.cm-2] na czarnym ugorze w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 17. Splash [g.cm-2] on a bare fallow plot in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) S.D. – odchylenie standardowe, C.V. – współczynnik zmienności. S.D. – standard deviation, C.V. – variation coefficient. Figure 38. Soil splash [g] in relation to funnel diameters in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) Figure 39. Soil splash [g·cm-2] in relation to funnel diameters in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) Tabela 18. Parametry a i b równań y=a·xb zależności rozbryzgu [g] od średnicy le ka oraz rozbryzgu ednostkowego [g·cm-2] gleby od średnicy le ka w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 18. Parameters a and b of exponential function y=a·xb for the relationship between splash [g] and splash funnel diameter as well as splash [g·cm-2] and splash cup diameter in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) Tabela 19. Wartości parametrów a i b równań y = a·xb zależności rozbryzgu gleby [g] od średnicy le ka oraz roz­bryzgu ednostkowego [g·cm-2] od średnicy le ka w po edynczych zdarzeniach deszczu w letnim półroczu hydro­logicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 19. Parameters a and b of exponential function y=a·xb for the relationship between splash [g] and splash funnel diameter as well as splash [g·cm-2] and splash cup diameter for single rainfall events in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) było w czerwcu, a najmniejsze w październiku. W letnim proczu hydrologicznym 2008 r. odrywanie cząstek gleby podczas pojedynczych zdarzeń deszczu wynosiło od 0,001 do 0,485 kg·m-2, a całkowita wielkość przemieszczania gleby 2,833 kg·m-2. Rozbryzg w prze­liczeniu na warstwę opadu wynił 0,007 kg·m-2·mm-1. Najwięcej cząstek gleby było prze­mieszczane w lipcu, a najmniej w październiku. W roku 2009 rozbryzg podczas pojedyn­czych zdarzeń deszczu zmieniał się od 0,0005 do 1,987 kg·m-2. Wartość skumulowana wynosiła 4,142, a w przeliczeniu na warstwę deszczu 0,007 kg·m-2·mm-1. Największe prze­mieszczanie gleby następowało w maju, a najmniejsze we wrześniu. Siła związku między rozbryzgiem jednostkowym gleby, wyznaczonym z modelu A. van Dijka i in. (2002a), a jednostkową energią kinetyczną deszczu była bardzo wysoka (ryc. 40). W roku wilgotnym 2007 i 2009 wspczynnik korelacji r wynosił odpowiednio 0,82 i 0,86, w suchym 2008 r. – 0,65. Wartość energii kinetycznej oddzielnych deszczw zmieniała się w szerokim zakresie w latach wilgotnych. W roku 2007 wynosiła od 8,1 do 1311,4 J·m-2, a w roku 2009 od 3,0 do 1492,8 J·m-2; w suchym 2008 r. energia kine­tyczna deszczw charakteryzowała się dużo mniejszymi zmianami, od 6,2 do 376,0 J·m-2. Podobnie dużymi zmianami charakteryzowała się odporność gleby na rozbryzg podczas oddzielnych deszczw. W okresie badań mieściła się w zakresie od 81,9 do 47961,9 J·kg-1. Rwnie silny był związek między rozbryzgiem jednostkowym a sumą opadu desz­czu (ryc. 41). Wspczynnik korelacji był tylko nieco niższy niż w przypadku związku z energią kinetyczną deszczu i wynosił 0,77 w 2007 r., 0,59 w 2008 r. i 0,79 w 2009 r. Bardzo wysoką korelację stwierdzono rwnież między rozbryzgiem gleby a wskaźnikiem erozyjności (ryc. 42). We wszystkich przypadkach zależności rozbryzgu jednostkowego od energii kinetycznej, sumy opadu i erozyjności deszczu opisywały rwnania potęgowe. 5.2.3. Wartości progowe w przebiegu rozbryzgu Rozbryzg występował podczas wszystkich rejestrowanych deszczw o sumie powyżej 0,7 mm. W związku z tym, na podstawie pomiarw terenowych, ustalono wartość progo­wą pojawiania się rozbryzgu (threshold of manifestation), gdy wartość minimalna wysoko­ści deszczu, podczas ktrej proces zachodzi, wynosi 0,7 mm. Wartość rozbryzgu, ktra jest miarą efektywności procesu, zmienia się w szerokim zakresie. W latach wilgotnych (2007, 2009) ponad 90% całkowitej masy przemieszczanego przez rozbryzg materiału glebowe­go było uruchamiane podczas deszczw powyżej 5 mm, w roku suchym zaś ta wartość była niższa (tab. 21). Podobne proporcje stwierdzono w latach wilgotnych w przypdku deszczw powyżej 10 mm. Wszystkie one były bardzo skuteczne. Deszcze potencjalnie erozyjne, wyrżnione zgodnie z kryterium USLE, spowodowały natomiast uruchomienie od 62,5 do 87,5% gleby w latach wilgotnych i zaledwie 31,4% w roku suchym. W obu latach wilgotnych (2007, 2009) prawie 90% całkowitej masy uruchamianego przez rozbryzg materiału glebowego było przemieszczane podczas deszczw o jednost­kowej energii kinetycznej powyżej 100 J·m-2 (tab. 22), natomiast deszcze o dużej ener­gii kinetycznej, powyżej 1000 J·m-2, przemieszczały od 22% do blisko 58% cząstek gleby. W roku suchym 86,6% całkowitej masy uruchamianego przez rozbryzg materiału glebo­wego było przemieszczane podczas deszczw o energii powyżej 50 J·m-2, ale mniejszej niż 100 J·m-2. Łącznie w ciągu 3 lat 2007–2009 ponad 90% materiału glebowego zostało prze­mieszczone podczas deszczw o energii kinetycznej powyżej 50 J·m-2, natomiast desz­cze o energii kinetycznej powyżej 1000 J·m-2, przemieściły nieco ponad 28%. Deszcze o energii kinetycznej między 50 a 200 J·m-2 uruchomiły prawie 50% całkowitej masy uru­ Figure 40. Soil splash [kg·m-2] calibrated using the Van Di k et al. (2002a) model vs kinetic energy per unit of area [J·m-2] in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) Figure 41. Soil splash [kg·m-2] calibrated using the Van Di k et al. (2002a) model vs rainfall amount [mm] in sum-mer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) Figure 42. Soil splash [kg·m-2] calibrated using the Van Di k et al. (2002a) model vs rainfall erosivity index EI30 [MJ·mm·ha-1·h-1] in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) 113 Table 21. Splash [kg·m-2] calibrated using the Van Di k et al. (2002a) model in relation to amount of single rainfall event in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) chamianego przez rozbryzg materiału glebowego. Oznacza to, że wzrost energii kinetycz­nej powoduje wzrost ilości przemieszczanego materiału tylko do pewnej wielkości, po przekroczeniu ktrej dochodzi do zatrzymania procesu. W przypadku rozbryzgu spraw-dzałaby się więc stara Owidiuszowa maksyma, że „kropla drąży skałę nie siłą, lecz ciągłym padaniem” (gutta cavat lapidem non vi, sed saepe cadendo). W latach wilgotnych powyżej 60% całkowitej masy uruchamianych przez rozbryzg cząstek gleby było przemieszczane podczas deszczw o wskaźniku erozyjności powyżej Table 22. Splash [kg·m-2] calibrated using the Van Di k et al. (2002a) model in relation to kinetic energy of a single rainfall [J·m-2] in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) 100 MJ·mm·ha-1·h-1, natomiast w roku suchym 90% podczas deszczw o erozyjności po-niżej 50 MJ·mm·ha-1·h-1 (tab 23). W ciągu trzech lat 50% całkowitej masy uruchamianego materiału glebowego było przemieszczane podczas deszczw o wskaźniku EI30 powyżej 100 MJ·mm·ha-1·h-1, a tylko nieco ponad 17% – powyżej 500 MJ·mm·ha-1·h-1. Table 23. Splash [kg·m-2] calibrated using the Van Di k et al. (2002a) model in relation to single rainfall erosivity index [MJ·mm·.ha-1·h-1] in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) W latach hydrologicznych 2007–2009 blisko 56% materiału glebowego było urucha­miane na stokach podczas deszczw o wskaźniku EI30 powyżej 50 MJ·mm·ha-1·h-1, jednak wartości te były bardzo zrżnicowane w latach wilgotnych i suchym. W tych pierwszych od 60,6 do 66,0% cząstek gleby było przemieszczane podczas deszczw o wskaźniku EI30, powyżej 100 MJ·mm·ha-1·h-1, w roku suchym podczas deszczw o erozyjności powyżej 50 MJ·mm·ha-1·h-1 – zaledwie 10%. W przypadku rozbryzgu rola zdarzeń największych, o największej energii kinetycznej i największym wskaźniku EI30, nie jest, wbrew pozo­rom, wcale tak oczywista. Zdarzenia największe (powyżej 200 MJ·mm·ha-1·h-1), ktrych nie było dużo, bo zaledwie po 2 przypadki stanowiące od 3,4 do 4,4% zdarzeń w roku, przemieściły 27,9% (2007), 58,2% (2009) a w całym trzyleciu 33,7% cząstek gleby. Para­doksalnie w roku 2009 energia kinetyczna obydwu zdarzeń była bardzo wysoka i zarazem podobna, erozyjność natomiast rwnie wysoka (powyżej 500), choć rżniąca się od siebie prawie dwukrotnie. Brak spodziewanej skuteczności, objawiającej się masą przemieszcza­nego materiału, wiąże się z wystąpieniem, podczas deszczw o wyjątkowo dużej ener­gii procesu kompakcji gruntu, ktry utrudnia, a nawet uniemożliwia dalsze odrywanie i przemieszczanie gleby. Wyrżniając wartości progowe w przebiegu rozbryzgu na stoku, uwzględniono dwa parametry: wskaźnik erozyjności deszczw i spływu powierzchniowego (EI30) oraz mak­symalne natężenie 30-minutowe deszczu (I30). W układzie wsprzędnych wyznaczono domeny występowania rozbryzgu oraz domeny skuteczności procesu. Domena wystę­powania procesu została określona przez minimalne i maksymalne wartości wskaźnika erozyjności EI30 i 30-minutowego natężenia deszczu. Domeny skuteczności procesu wy-rżniono, stosując dwa odrębne podejścia. Pierwsze polegało na określeniu minimalnych wartości wskaźnika erozyjności EI30 i maksymalnego natężenia 30-minutowego, po prze­kroczeniu ktrych wystąpiło 10% największych zdarzeń (percentyl 90%). Drugie polegało na wyznaczeniu wartości wskaźnika erozyjności EI30 i maksymalnego natężenia 30-mi­nutowego deszczu, po przekroczeniu ktrych na stoku było uruchamiane ponad 90% gle­by. Pierwsza wartość jest wartością progową wystąpienia zdarzeń ekstremalnych deszczu (przyczyny) potencjalnie powodujących ekstremalne skutki (największy rozbryzg). Druga wartość jest wartością progową największej skuteczności erozyjnej (NSE) procesu. Roz-rżnienie to pozwala na podanie wartości progowych zdarzeń potencjalnie najbardziej erozyjnych i zdarzeń rzeczywiście erozyjnych. W roku hydrologicznym 2007 domenę wystąpienia rozbryzgu wyznaczały bardzo niskie dolne wartości wskaźnika erozyjności EI30 lub maksymalnego natężenia 30-minu­towego deszczu oraz stosunkowo niskie grne wartości wskaźnika erozyjności EI30 przy stosunkowo wysokim maksymalnym natężeniu 30-minutowym deszczu (tab. 24). Masa przemieszczonego w tym roku materiału glebowego stanowiła 48,8% całkowitej masy ma­teriału glebowego przemieszczonego w trzyletnim okresie badań. Deszcze ekstremalne, o potencjalnie najwyższej skuteczności, do ktrych zaliczono przypadki deszczw rwne i przekraczające percentyl 90%, przemieściły zaledwie 6% całkowitej ilości uruchomionej przez rozbryzg w proczu letnim gleby (tab. 25). W tej kategorii mieściły się wyłącznie deszcze, ktre zgodnie z kryterium USLE miały status erozyjnych (ryc. 43). Natomiast ponad 90% cząstek gleby przemieszczanych na stoku przez bombardującą działalność kropel deszczu zostało uruchomione podczas deszczw, ktre przekroczyły wartość pro­gową wskaźnika erozyjności EI30 rwną 7,2 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksymalnego natężenia 30-minutowego rwną 5,8 mm·h-1. Dokonało się to podczas 17 zdarzeń erozyjnych (tab. 26). W suchym roku hydrologicznym 2008 domenę wystąpienia rozbryzgu wyznaczały rwnież bardzo niskie dolne wartości wskaźnika erozyjności EI30 i maksymalnego natęże­nia 30-minutowego deszczu oraz bardzo niskie grne wartości wskaźnika erozyjności EI30, przy stosunkowo wysokim maksymalnym 30-minutowym natężeniu deszczu (tab. 24). Tabela 24. Domeny występowania rozbryzgu [kg·m-2] wyznaczonego z modelu Van Di ka i in. (2002a) w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 24. Domains of occurrence of splash [kg·m-2] calibrated using the Van Di k et al. (2002a) model in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) EI30 – wskaźnik erozy ności deszczu, I30 – maksymalne natężenie 30-minutowe deszczu. EI30 – rainfall erosivity index, I30 – maximum 30-minute intensity. Tabela 25. Wartości progowe wystąpienia potenc alnie ekstremalnych wartości rozbryzgu [kg·m-2] wyznaczonych z modelu Van Di ka i in. (2002a) w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 25. Rainfall thresholds for potentially extreme splash [kg·m-2] calibrated using the Van Di k et al. (2002a) model in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) EI30 – wskaźnik erozy ności deszczu, I30 – maksymalne natężenie 30-minutowe deszczu. EI30 – rainfall erosivity index, I30 – maximum 30-minute intensity. Deszcze ekstremalne uruchomiły dużo więcej niż w wilgotnym roku 2007, bo prawie 30,5% całkowitej masy gleby przemieszczonej w trzyletnim okresie badań. Było to 2 razy więcej niż w roku poprzednim (tab. 25). W tej kategorii mieściły się zarwno deszcze ero­zyjne wyrżnione zgodnie z kryterium USLE, jak i deszcze niespełniające tego kryterium (ryc. 44). Ponad 90% przemieszczanej na stoku przez bombardującą działalność kropel deszczu cząstek gleby zostało uruchomione podczas deszczw, ktre przekroczyły wartość k. Bochni) Figure 43. Rainfall thresholds for soil splash occurrence and intensity in summer half-year in hydrological year 2007 (Łazy near Bochnia) Tabela 26. Wartości progowe maksymalne skuteczności rozbryzgu [kg·m-2] wyznaczonego z modelu Van Di ka i in. (2002a) w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 26. Rainfall thresholds for maximum effectiveness of splash events [kg·m-2] calibrated using the Van Di k et al. (2002a) model in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) EI30 – wskaźnik erozy ności deszczu, I30 – maksymalne natężenie 30-minutowe deszczu. EI30 – rainfall erosivity index, I30 – maximum 30-minute intensity. Rycina 44. Wartości progowe wystąpienia i natężenia rozbryzgu w letnim półroczu hydrologicznym 2008 r. (Łazy k. Bochni) Figure 44. Rainfall thresholds for soil splash occurrence and intensity in summer half-year in hydrological year 2008 (Łazy near Bochnia) progową wskaźnika erozyjności EI30 rwną 1,0 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksymalnego natę­żenia 30-minutowego rwną 1,9 mm·h-1. Dokonało się to podczas 31 zdarzeń erozyjnych (tab. 26). W wilgotnym roku hydrologicznym 2009 domena wystąpienia rozbryzgu była naj­szersza. Wyznaczały ją rwnież bardzo niskie dolne wartości wskaźnika erozyjności EI30 i maksymalnego natężenia 30-minutowego deszczu oraz bardzo wysokie grne wartości wskaźnika erozyjności EI30, przy rwnie wysokim maksymalnym natężeniu 30-minuto­wym (tab. 24). W tym roku jednak zostało przemieszczone przez rozbryzg tylko nieco ponad 30% gleby. Deszcze ekstremalne, do ktrych zaliczono przypadki rwne i prze­kraczające percentyl 90%, przemieściły najwięcej w całym trzyleciu materiału glebowego, bo aż 79,2%. Było to 8 razy więcej niż w wilgotnym roku 2007 i 4 razy więcej niż w roku suchym 2008 (tab. 25). W tej kategorii mieściły się wyłącznie deszcze erozyjne spełniają­ce kryterium USLE (ryc. 45). Ponad 90% przemieszczanej na stoku przez bombardującą działalność kropel deszczu cząstek gleby zostało uruchomione podczas deszczw, ktre Rycina 45. Wartości progowe wystąpienia i natężenia rozbryzgu w letnim półroczu hydrologicznym 2009 r. (Łazy k. Bochni) Figure 45. Rainfall thresholds for soil splash occurrence and intensity in summer half-year in hydrological year 2009 (Łazy near Bochnia) przekroczyły wartość progową erozyjności rwną zaledwie 7,6 MJ·mm·ha-1·h-1 lub mak­symalnego natężenia 30-minutowego 7,7 mm·h-1. Dokonało się to podczas 17 zdarzeń erozyjnych (tab. 26). Zwraca uwagę fakt, że 11 spośrd nich przeniosło niewiele ponad 0,45 kg·m-2 (tab. 25, 26). W całym trzyleciu 2007–2009, obejmującym bardzo zrżnicowane pod względem erozyjności lata, domena występowania rozbryzgu była bardzo szeroka. Praktycznie każde zdarzenie deszczu powodowało przemieszczenie cząstek gleby. Zdarzenia ekstre­malne (opady powyżej wartości percentyla 90%) przeniosły ponad 61% uruchomionego w całym okresie materiału glebowego, ale 90% materiału zostało przemieszczone podczas deszczw przekraczających pr wynoszący zaledwie 2,8 MJ·mm·ha-1·h-1 lub 5,0 mm·h-1. Wartości te uzmysławiają, że proces przemieszczania cząstek gleby przez rozbryzg doko­nuje się podczas wielu zdarzeń, praktycznie podczas każdego deszczu. Rżna jest masa przemieszczanego materiału glebowego, ale zdarzenia o najwyższej energii nie przeno­szą największej ilości materiału. O skuteczności rozbryzgu decyduje częstość zdarzeń. Im jest ich więcej, tym większa jest masa przemieszczonego na stoku materiału glebowe­go. W latach wilgotnych najbardziej skuteczne okazały się zdarzenia rozbryzgu powodo­wane przez deszcze o wskaźniku erozyjności EI30 przekraczającym 100 MJ·mm·ha-1·h-1 lub o maksymalnym natężeniu 30-minutowym deszczu przekraczającym 15 mm·h-1. 5.3. Spłukiwanie 5.3.1. Częstość zdarzeń spłukiwania Lata hydrologiczne 2007–2009, ktre kontrastowo rżniły się pod względem rocznych sum opadu oraz ich erozyjności (tab. 13, 14), charakteryzowały się rwnież rżną często­ścią i dynamiką spłukiwania w ciągu roku (tab. 27). W wilgotnym roku 2007 wystąpiło 14 zdarzeń spłukiwania, z czego tylko 1 zdarzenie wystąpiło w proczu zimowym i było spowodowane topnieniem śniegu. W suchym roku 2008 wystąpiło 5 zdarzeń spłukiwania. Wszystkie zdarzyły się w proczu zimowym i były spowodowane topnieniem śniegu lub topnieniem śniegu i opadami. W roku 2009 było 10 zdarzeń spłukiwania, z czego jedno w proczu zimowym, ktre było wywołane przez opady deszczu i roztopy śniegu. W roku 2007 najwięcej zdarzeń było w miesiącach letnich (czerwiec, lipiec i sierpień) i jesiennych (wrzesień), w roku 2009 w czerwcu (5 przypadkw) i lipcu (2 przypadki) (tab. 27). W oby­dwu latach spływ i spłukiwanie były wywołane przez opady o zrżnicowanej erozyjności i maksymalnym natężeniu 30-minutowym. Liczba przypadkw spłukiwania na poletkach o tej samej długości była zrżnicowana w zależności od użytkowania poletka. W poszczeglnych latach najwięcej zdarzeń było na poletku z czarnym ugorem i uprawami rzędowanymi (ziemniaki, buraki), zdecydowanie mniej na poletku z trawą, a najmniej na poletku z pszenica ozimą (tab. 27). 5.3.2. Masa przemieszczanego na stoku przez spłukiwanie materiału glebowego Spływ powierzchniowy Spływ powierzchniowy w letnim proczu hydrologicznym zmieniał się w szerokim zakre­sie. W roku hydrologicznym 2007 maksymalne wartości wspczynnika spływu wynosiły na poletku z ziemniakami 39,2%, na poletku utrzymywanym w czarnym ugorze 34,2%, na poletku z pszenicą ozimą – 16,3% i na użytku trawiastym – 12,0% (tab. 28). Wielkość spływu powierzchniowego zależała od rodzaju użytkowania ziemi. Największe wartości wspczynnika spływu zwykle występowały na czarnym ugorze. Wyjątek stanowiły dwa zdarzenia, ktre wystąpiły 15 maja i 2 czerwca 2007 r. Podczas tych zdarzeń spływ po­wierzchniowy był większy na poletku z ziemniakami, ktre w tym czasie znajdowały się w fazie wschodw i nie stanowiły wystarczającej ochrony dla gleby. Rwnież występowa-nie bruzd między redlinami ułatwiło skoncentrowany spływ wody. Zdecydowanie mniej­sze wartości wspczynnika spływu stwierdzono na użytku trawiastym, a najmniejsze w przeważającej liczbie przypadkw na poletku z pszenicą ozimą. W większości przy­padkw spływy powierzchniowe na poletkach doświadczalnych miały charakter spływw nienasyconych i były spowodowane opadami o dużym natężeniu. Jedynie podczas desz­czu o dużej wydajności, ale stosunkowo niewielkim średnim natężeniu, ktry wystąpił 6 września 2007 r., wartości wspczynnika spływu były zbliżone na wszystkich typach użytkw (czarny ugr, ziemniaki w fazie pełni zasychania liści, poletko ze ścierniskiem); natomiast na użytku trawiastym wartość wspczynnika była o połowę mniejsza. Table 27. Number of potentially erosive rains according to the USLE criterion and number of slopewash events on 22.1 m long experimental plots in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) Rozdział 5. Wartości progowe parametrów opadów deszczu w przebiegu eroz i wodne na stokach Tabela 28. Opad efektywny [mm], spływ powierzchniowy [mm] i współczynnik odpływu [%] na poletkach różnie użytkowanych w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 28. Effective rainfall [mm], surface runoff [mm] and runoff coefficient [%] on differently used plots with different crops in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) 1 – 2007, 2 – 2009. W roku hydrologicznym 2008 na żadnym z poletek nie wystapił spływ powierzchnio­wy i spłukiwanie spowodowane opadami deszczu. W roku hydrologicznym 2009 maksymalne wartości wspczynnika spływu wyno­siły 59,1% na poletku utrzymywanym w czarnym ugorze, 44,7% na poletku z burakami cukrowymi, 15,1% na poletku z pszenicą ozimą i 15,0% na użytku trawiastym (tab. 28). W porwnaniu z wilgotnym rokiem 2007 były to wartości zdecydowanie większe. Było to konsekwencją bardzo wysokich sum opadu w maju i czerwcu oraz wystąpienia kilku desz­czw o bardzo wysokim natężeniu 30-minutowym i wskaźniku erozyjności EI30. Spłuki-wanie najbardziej dynamicznie zachodziło w letnim proczu hydrologicznym, szczegl­nie na przełomie wiosny i lata. Było to spowodowane przede wszystkim małą gęstością okrywy roślinnej na uprawach burakw cukrowych, prowadzeniem zabiegw agrotech­nicznych oraz dużą częstością występowania deszczw erozyjnych o dużym natężeniu. Podatność gleby na erozję W modelu USLE stosunek wielkości erozji [Mg·ha-1] do wskaźnika erozyjności EI30 [MJ·mm·ha-1·h-1] został zdefniowany jako wskaźnik podatności gleby na erozję (czynnik K; K factor). Zwykle średnia roczna wielkość podatności gleby na erozję osiąga wartość ustabilizowaną (Rejman 2006). W roku hydrologicznym 2007 na poletku z czarnym ugo­rem masa wyerodowanej gleby wyniosła 209,2 kg, co odpowiadało 47,34 Mg·ha-1. Średnia roczna wielkość podatności gleby na erozję osiągnęła wartość 0,0377 Mg·ha·h·ha-1·MJ-1· ·mm-1. Jest to wartość zdecydowanie niższa od wyznaczonej z modelu USLE, na pod­stawie składu granulometrycznego, zawartości substancji organicznej, klasy struktury i przepuszczalności wodnej gleby (0,0738 Mg·ha·h·ha-1·MJ-1·mm-1). Wartości wskaźnika K podczas poszczeglnych zdarzeń były bardzo zrżnicowane i zawierały się w zakresie od 0,0032 do 0,1583. Najwyższą wartość stwierdzono 26 czerwca 2007 r., kiedy opad o niewielkiej erozyjności występujący po opadzie o dużej erozyjności, przy dużej wilgotności i silnym nasyceniu gruntu wodą, wywołał stosunkowo znaczną erozję gleby. Kolejne wysokie wartości wskaźnika K, wystapiły podczas opadw o najwyż­szej erozyjności (tab. 29, ryc. 46). W roku 2009 na poletku z czarnym ugorem masa wyerodowanej gleby wyniosła 758,05 kg, co odpowiadało 171,5 Mg·ha-1. Średnia roczna wielkość podatności gleb na erozję osiągnęła wartość 0,0914 Mg·ha·h·ha-1·MJ-1·mm-1. Jest to wartość większa od wy­znaczonej z modelu USLE (0,0738 Mg·ha·h·ha-1·MJ-1·mm-1), ale mniejsza niż w roku 2007 (ryc. 46). Wartości wskaźnika K podczas poszczeglnych zdarzeń były bardzo zrżnicowane i zawierały się w zakresie od 0,0015 do 0,1499 Mg·ha·h·ha-1·MJ-1·mm-1. Najwyższą wartość wystapiła 23 czerwca 2009 r., kiedy deszcz o dużej wartości wskaźnika erozyjności wystą­pił bezpośrednio po deszczu o wyjątkowej erozyjności. Duża wilgotność i silne nasycenie gruntu wodą sprawiło, że masa zerodowanej gleby była znaczna. Kolejne wysokie wartości powyżej wskaźnika K stwierdzono podczas opadw o największym wskaźniku erozyjno-ści (tab. 28, ryc. 47). Spłukiwanie gleby w latach hydrologicznych 2007 i 2009 W roku 2007 najwyższe wartości spłukiwania wystąpiły na poletku z czarnym ugorem. Na poletku z ziemniakami spłukiwanie było o 8,3% mniejsze, na poletku z pszenicą ozimą było niewielkie i o 25% mniejsze niż na poletku obsianym trawą. Średnie roczne spłuki-wanie gleby w roku 2007 na poletkach wynosiło w zaokrągleniu: na użytku trawiastym – Table 29. Slopewash [kg·ha-1] on 22.1 m long experimental plots in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007– –2009) 1 – 2007, 2 – 2009. k. Bochni, czarny ugór, poletko o długości 22,1 m) Rycina 47. Krzywe kumulacy ne erozy ności opadu [MJ·mm·ha-1·h-1] i spłukiwania gleby [kg·ha-1] na czarnym ugorze w półroczu letnim w roku hydrologicznym 2007 (Łazy k. Bochni) Figure 47. Cumulative curves for rainfall erosivity [MJ·mm·ha-1·h-1] and soil loss [kg.ha-1] on a bare fallow plot in summer half-year in hydrological year 2007 (Łazy near Bochnia) 42,0 kg·ha-1, na pszenicy ozimej 31,0 kg·ha-1, na ziemniakach – 43 396,0 kg.ha-1, a na czar­nym ugorze – 47 340,0 kg·ha-1. Stosunek wielkości spłukiwania gleby wynosił w przybliże­niu odpowiednio 1 : 0,7 : 1 033 : 1 127 (tab. 29). Na wszystkich uprawach blisko 100% materiału glebowego zostało zerodowane w letnim proczu hydrologicznym. Najbardziej dynamicznie erozja wodna gleby prze­biegała w miesiącach letnich (czerwiec, lipiec, sierpień) oraz jesiennych (wrzesień). Jedy­nie na użytku trawiastym duży udział w odprowadzaniu materiału glebowego był w okre­sie wiosenno-letnim (tab. 29). Wysokie wartości spłukiwania notowano zarwno podczas pojedynczych zdarzeń erozyjnych, jak i podczas kilku zdarzeń następujących po sobie w krtkim czasie. Oceny wpływu danej rośliny na ograniczanie erozji wodnej dokonuje się poprzez porwnanie masy gleby przemieszczonej z poletka z roślinami do poletka bez roślin. W modelu USLE jest to tzw. wskaźnik okrywy roślinnej (C). W roku hydrologicznym 2007 w całym okresie wegetacyjnym ziemniaka wynił on 0,92 (tab. 30). Wartości wskaźnika C ulegały zmniejszeniu wraz z rozwojem okrywy roślinnej. W początkowym okresie wzrostu ziemniakw spłukiwanie gleby było zdecydowanie większe na poletku z ziemniakami niż na poletku bez roślin. Deszcz, ktry wystapił w po-czątkowym okresie wschodu ziemniakw (15 maja), spowodował znacznie większy spływ na poletku z ziemniakami niż na poletku bez roślin. Na poletku z ziemniakami, ktre były posadzone w redliny o rozstawie rzędw co 65 cm, znacznie szybciej doszło do koncentra­cji spływu powierzchniowego w bruzdach między redlinami niż na wyrwnanym poletku bez roślin. Wartość wskaźnika C podczas tego zdarzenia była bardzo wysoka, a masa przemiesz­czanego materiału glebowego na poletku z ziemniakami ponad 4-krotnie większa niż na poletku bez roślin (tab. 30). Wartość wskaźnika C ulegała zmniejszeniu wraz ze wzrostem okrywy roślinnej i podczas opadu o bardzo dużej erozyjności, ktry wystąpił 2 czerwca, zmyw gleby na poletkach z ziemniakami i bez roślin był prawie taki sam (tab. 30). Było to związane ze wzrostem roślin i zakrywaniem rzędw. W kolejnych fazach wzrostu ro-ślin (kwitnienia, pełni kwitnienia, początku fazy zasychania liści) wartość wskaźnika C wynosiła poniżej 1. Dobrze rozwinięta pokrywa roślinna wyraźnie ograniczyła straty gle­by podczas deszczu o wskaźniku erozyjności powyżej 200 MJ·mm·ha-1·h-1, ktry wystąpił 9 lipca 2007 r. (tab. 30). Podczas opadu o niewielkiej erozyjności, ktry pojawił się następ­nego dnia przy dużej wilgotności gleby, bruzdami między redlinami została odprowadzo­na niewielka masa gleby, ale wartość czynnika C przekroczyła 1. Wyraźny wzrost wartości czynnika C nastąpił pod koniec okresu wegetacyjnego, kiedy we wrześniu wystąpiły dwa opady o bardzo dużej wydajności i niewielkim natężeniu, a redliny i bruzdy były pokry­te uschniętymi łętami ziemniaczanymi. Wartość wskaźnika C była zdecydowanie wyższa podczas drugiego zdarzenia, przy pełnym nasyceniu gruntu glebą. Na poletku z pszenicą ozimą zmyw gleby był minimalny, gdyż pszenica była bardzo dobrze ukrzewiona i znajdowała się w fazie wzrostu. Średnia wartość wskaźnika C dla pszenicy ozimej wynosiła 0,0008. Oddziaływanie pszenicy ozimej było bardzo efektywne nawet podczas opadw o największej erozyjności, ktre wystąpiły 2 czerwca i 9 lipca. War­tość wskaźnika C podczas tych zdarzeń wyniosła odpowiednio 0,00177 i 0,00014. W roku hydrologicznym 2009 najwyższe wartości spłukiwania wystąpiły na poletku utrzymywanym w czarnym ugorze, dużo mniejsze na poletku z burakami cukrowymi. Spłukiwanie na poletku z pszenicą ozimą było niewielkie, ale prawie 4-krotnie większe niż k. Bochni, 2007–2009) Table 30. Crop type and management factor (C) on a potato plot in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007– –2009) 1 – 2007, 2 – 2009. na poletku obsianym trawą. Roczne spłukiwanie gleby w roku 2009 na poletkach wynosiło w zaokrągleniu: na użytku trawiastym – 36,0 kg·ha-1, na pszenicy ozimej – 151,0 kg.ha-1, na burakach cukrowych – 22 464,0 kg·ha-1, a na czarnym ugorze – 171 505,0 kg.ha-1. Sto­sunek wielkości spłukiwania gleby wynosił w przybliżeniu odpowiednio 1: 4 : 627 : 4 791 (tab. 29). Spłukiwanie na poletku z burakami było duże, ale ponad 7-krotnie mniejsze niż na poletku bez okrywy roślinnej. Wielokrotnie mniejsza erozja gleby była spowodowana roz­wojem okrywy roślinnej i zabiegami agrotechnicznymi związanymi z wałowaniem ziemi po zasiewie burakw cukrowych. Zagęszczona gleba utrudniała spłukiwanie gleby i roz­wj erozji linijnej. Wartości wskaźnika C ulegały zmniejszeniu wraz z rozwojem okrywy roślinnej. W początkowym okresie wzrostu burakw cukrowych erozja gleby podczas wy-jątkowo erozyjnego deszczu, ktry wystapił 11 maja, była zdecydowanie mniejsza niż na poletku bez roślin. Na poletku z burakami, ktre były posiane w 3 rzędy o rozstawie co 65 cm, gleba po zasiewie była zwałowana, co utrudniło koncentrację spływu powierzch­niowego i erozję gleby. Wartość wskaźnika C podczas tego zdarzenia była największa, choć masa przemieszczonego materiału glebowego na poletku z burakami prawie 6-krot-nie mniejsza niż na poletku bez roślin (tab. 30). Wartość wskaźnika C ulegała zmniejsze­niu wraz ze wzrostem okrywy roślinnej i podczas opadu o bardzo dużej erozyjności, ktry wystąpił 22 czerwca, zmyw gleby na poletku z burakami był 12-krotnie mniejszy niż na poletku bez roślin (tab. 30). Było to związane ze wzrostem roślin i całkowitym zakryciem rzędw. W roku 2009 w całym okresie wegetacyjnym buraka cukrowego wskaźnik okrywy roślinnej C wynosił zaledwie 0,13 (tab. 30). Na poletku z pszenicą ozimą zmyw gleby był niewielki, gdyż pszenica była bardzo dobrze ukrzewiona i znajdowała się w fazie wzrostu. Średnia wartość wskaźnika C dla pszenicy ozimej wynosiła 0,0009. Oddziaływanie pszenicy ozimej było bardzo efektywne, zwłaszcza podczas deszczu o największej erozyjności, ktry był 11 maja. Wartość czynni­ka C podczas tego zdarzenia wynosiła 0,002377. Siła związku między spłukiwaniem a sumą opadu w roku 2007 była przeciętna (r = 0,48), a w 2009 r. bardzo wysoka (r = 0,77) (ryc. 48, 49). Bardzo wysoką korelację Figure 48. Relation between soil loss and rainfall amount [mm] (A) and rainfall erosivity index EI30 [MJ·mm·ha-1·h-1] (B) in summer half-year in hydrological year 2007 (Łazy near Bochnia, a bare fallow, plot length: 22.1 m) (B) w letnim półroczu hydrologicznym 2009 r. (Łazy k. Bochni, czarny ugór, długość poletka: 22,1 m) Figure 49. Relation between soil loss and rainfall amount [mm] (A) and rainfall erosivity index EI30 [MJ·mm·ha-1·h-1] (B) in summer half-year in hydrological year 2009 (Łazy near Bochnia, a bare fallow, plot length: 22.1 m) stwierdzono między spłukiwaniem gleby a wskaźnikiem erozyjności EI30. Związek ten w roku 2007 najlepiej opisywały rwnania potęgowe o wspczynniku korelacji (r) wy­noszącym 0,70, a w roku 2009 rwnanie potęgowe o wspczynniku korelacji 0,99 (ryc. 48, 49). Na wielkość spłukiwania znacznie większy wpływ miało maksymalne natę­żenie 30-minutowe opadu niż jego suma. 5.3.3. Wartości progowe wystąpienia spłukiwania Proces spłukiwania w odrżnieniu od rozbryzgu nie występował podczas wszystkich re­jestrowanych deszczw. W stosunku do liczby dni z opadem oraz liczby dni z opadem erozyjnym liczba przypadkw spłukiwania była zaskakująco niska (tab. 31). W roku 2007 spłukiwanie było spowodowane zarwno przez deszcze potencjalnie erozyjne, wyrżnio­ne zgodnie z kryterium USLE, jak i przez deszcze niespełniające tego kryterium. W roku 2008 na 7 deszczw potencjalnie erozyjnych żaden nie wywołał spłukiwania. W 2009 zde­cydowana większość zdarzeń spłukiwania była spowodowana przez deszcze potencjalnie erozyjne. Łącznie w latach hydrologicznych 2007–2009 więcej niż połowa deszczw po­tencjalnie erozyjnych nie wywołała spłukiwania. Spośrd deszczw oddzielonych 6-go­dzinną przerwą, ale o wysokości między 5 i 12,7 mm, czyli niespełniających kryterium USLE, ponad 20% spowodowało spłukiwanie (tab. 31). Najmniejsza wysokość pojedyn­czego deszczu, ktry spowodował spływ powierzchniowy i spłukiwanie, wyniosła 5,6 mm (2007) i 4,9 mm (2009). W obydwu przypadkach zdarzyło się to w kolejnych dniach po wystąpieniu spłukiwania spowodowanego opadami o dużej wysokości i erozyjności. Spłu-kiwanie wywołane tak niskimi opadami jest możliwe, ale należy do rzadkości. Jego wy-stąpieniu sprzyja duża wilgotność gruntu oraz istnienie sieci mikrożłobin. Są one efektem opadw poprzedzających i zwykle nie są usuwane przez zabiegi agrotechniczne podczas sezonu wegetacyjnego. Spłukiwanie zachodzące w takich warunkach charakteryzuje się jednak niewielką skutecznością, na og dochodzi jedynie do przemieszczania małych ilo-ści materiału glebowego na niewielkie odległości. W roku hydrologicznym 2007, ktry był wilgotny, 100% gleby zostało zerodowane na poletku podczas deszczw powyżej 5 mm, prawie 95% podczas deszczw powyżej 10 mm Tabela 31. Liczba dni z opadem i liczba deszczów potenc alnie erozy nych oraz liczba zdarzeń spłukiwania przez nie spowodowana na czarnym ugorze w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) i aż 82% podczas deszczw potencjalnie erozyjnych zgodnie z kryterium USLE. Deszczw potencjalnie erozyjnych w proczu letnim było zaledwie 8, a więc świadczy to o ich dużej sile erozyjnej (tab. 31, 32). W roku hydrologicznym 2008, ktry był suchy liczba dni z opadem była taka sama jak w wilgotnym roku 2007. Podobnie w obu latach prawie taka sama była liczba deszczw potencjalnie erozyjnych, jednak ich siła erozyjna, wyrażająca się iloczynem energii kine­tycznej i maksymalnego natężenia 30-minutowego nie była wystarczająca, by wywołać erozję gleby na stoku (tab. 31, 32). W roku 2009, ktry był wilgotny, wystąpiła zarwno największa liczba dni z opadem, jak i liczba dni z deszczami potencjalnie erozyjnymi. Faktyczna liczba zdarzeń erozyjnych przez nie wywołana była jednak niewielka i wynosiła zaledwie 7 (tab. 31, 32). W roku 2007 nieco ponad 82% materiału glebowego zostało zerodowane podczas deszczw, ktrych wskaźnik erozyjności przekraczał 100 MJ·mm·ha-1·h-1, a blisko 70% podczas deszczw o wskaźniku powyżej 200 MJ·mm.ha-1.h-1. Stosunkowo duża dyspropor­cja między skutecznością dwch deszczw o erozyjności powyżej 200 MJ·mm·ha-1·h-1 oraz dwch deszczw o erozyjności bliskiej 200 MJ·mm·ha-1·h-1 wynikała z rżnic wartości I30. Tabela 32. Wartości spłukiwania [kg·m-2 i kg·ha-1] w zależności od wysokości deszczów [mm] w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 32. Slopewash [kg·m-2 and kg·ha-1] in relation to the amount of rainfall [mm] in summer half-year Łazy near Bochnia, 2007–2009) Największe spłukiwanie było 2 czerwca i 9 lipca 2007 r., podczas opadw o największym wskaźniku EI30, przekraczającej 200 MJ·mm·ha-1·h-1. Były to stosunkowo krtkotrwałe deszcze, ale o dużym maksymalnym natężeniu 30-minutowym wynoszącym odpowied­nio 23,2 i 27,1 mm·h-1. Stosunkowo niewielkie spłukiwanie stwierdzono podczas 2 zda­rzeń we wrześniu, ktre były spowodowane opadami o EI30 bliskim 200 MJ·mm·ha-1·h-1. Były to jednak deszcze długotrwałe, o wysokich sumach, ale zdecydowanie mniejszym natężeniu. W roku 2009 nieco ponad 88% materiału glebowego zostało zerodowane podczas deszczw, ktrych erozyjność przekraczała 100 MJ·mm.ha-1.h-1, a 84,6% podczas dwch deszczw o erozyjności większej niż 200 MJ·mm.ha-1.h-1. Te rekordowo wysokie wartości spłukiwania zanotowano 11 maja i 22 czerwca 2009 r. na poletku z czarnym ugorem pod­czas ekstremalnych deszczw o wskaźniku erozyjności wynoszącej odpowiednio 907,4 i 543,9 MJ·mm·ha-1·h-1. Były to krtkotrwałe deszcze o znacznej sumie i bardzo dużym maksymalnym natężeniu 30-minutowym wynoszącym odpowiednio 60,8 i 42,8 mm·h-1. Stosunkowo dużą erozję gleby zanotowano rwnież podczas deszczw 23 czerwca i 3 lipca 2009 r. Pierwszy z nich, o wskaźniku erozyjności 82,7 MJ·mm·ha-1·h-1, wystąpił bezpo-średnio po deszczu, ktrego erozyjność wynosiła 543,9 MJ·mm·ha-1·h-1, dlatego gleba była nasycona wodą, a na poletku występował system żłobin ułatwiających spływ wody i ero­zję gleby. Drugi był wywołany przez opad o wskaźniku erozyjności 194,5 MJ·mm·ha-1·h-1 (tab. 29). Stosunkowo niewielkie spłukiwanie materiału glebowego stwierdzono podczas dwch zdarzeń erozyjnych w czerwcu 2009 r., ktre były spowodowane opadami o bar­dzo niskim wskaźniku erozyjności, poniżej 10 MJ·mm·ha-1·h-1 (tab. 33). Były to jednak przypadki, ktre wystąpiły bezpośrednio po kilku kolejnych zdarzeniach spowodowanych deszczami o wysokim wskaźniku erozyjności. Wyrżniając wartości progowe w przebiegu spłukiwania, uwzględniono, podobnie jak w przypadku rozbryzgu, wskaźnik erozyjności deszczu EI30 i maksymalne natężenie 30-minutowe I30. W układzie wsprzędnych wyznaczono domeny występowania spłu-kiwania oraz domeny skuteczności procesu. Domena występowania procesu została określona przez minimalne i maksymalne wartości wskaźnika erozyjności EI30 i maksy­malnego natężenia 30-minutowego deszczu. Domeny skuteczności procesu wyrżniono, stosując dwa odrębne podejścia. Pierwsze polegało na określeniu minimalnej wartości wskaźnika erozyjności i maksymalnego natężenia 30-minutowego deszczu, po przekro­czeniu ktrych wystąpiło 10% największych zdarzeń (percentyl 90%). Drugie polegało na wyznaczeniu wartości wskaźnika erozyjności i maksymalnego natężenia 30-minuto­wego deszczu, po przekroczeniu ktrych na stoku było przemieszczane ponad 90% cał­kowitej masy spłukanego materiału glebowego. Pierwsza wartość jest wartością progową wystąpienia ekstremalnych deszczw, ktre potencjalnie mogą powodować ekstremalne spłukiwanie. Tę kategorię zdarzeń nazwano potencjalnie ekstremalnymi zdarzeniami spłukiwania (PEZS) Druga wartość jest wartością progową największej skuteczności ero­zyjnej (NSE), czyli – inaczej mwiąc – rzeczywistej skuteczności procesu. Rozrżnienie to pozwala na podanie wartości progowych zdarzeń potencjalnie najbardziej erozyjnych i zdarzeń w rzeczywistości erozyjnych. W roku hydrologicznym 2007 domenę spłukiwania wyznaczały bardzo niskie dol­ne wartości wskaźnika erozyjności EI30 i maksymalnego natężenia 30-minutowego desz­czu (3,8 MJ·mm·ha-1·h-1 i 5,8 mm·h-1) i stosunkowo niskie grne wartości wskaźnika przy względnie wysokim maksymalnym natężeniu 30-minutowym deszczu (233,3 mm·ha-1·h-1 Table 33. Slopewash [kg·m-2 and kg·ha-1] in relation to rainfall erosivity index [MJ·mm·ha-1·h-1] in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) Rycina 50. Wartości progowe wystąpienia i natężenia spłukiwania w letnim półroczu hydrologicznym 2007 r. (Łazy k. Bochni) Figure 50. Rainfall thresholds for slopewash occurrence and intensity in summer half-year in hydrological year 2007 (Łazy near Bochnia) lub 27,1 mm·h-1 (ryc. 50). Masa materiału glebowego przemieszczonego w tym roku sta­nowiła zaledwie 21,6% całkowitej masy spłukanej w trzyletnim okresie badań. Deszcze ekstremalne, o potencjalnie najwyższej skuteczności, do ktrych zaliczono przypadki deszczw rwne i przekraczające percentyl 90%, przemieściły w 2007 r. 70,2% całkowi-tej ilości spłukanego w proczu letnim materiału glebowego. W tej kategorii mieściły się dwa deszcze, ktre przekroczyły wartość progową 226,8 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksy­malnego natężenia 30-minutowego 23,2 mm·h-1 (ryc. 50). Ponad 90% przemieszczane­go na stoku przez spłukiwanie materiału glebowego natomiast zostało uruchomione podczas deszczw, ktre przekroczyły wartość progową wskaźnika erozyjności zaledwie 40,0 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksymalnego natężenia 30-minutowego 18,6 mm·h-1. Dokonało się to podczas 8 zdarzeń erozyjnych. W tej kategorii mieściło się 6 deszczw, ktre zgod­nie z kryterium USLE miały status erozyjnych, i 2 deszcze o wysokości przekraczającej 10 mm, ale niższej niż 12,7 mm (ryc. 50). W roku hydrologicznym 2008 nie wyznaczono domeny wystąpienia spłukiwania, gdyż proces nie wystąpił w ogle. Siła żadnego z 7 potencjalnie erozyjnych deszczw nie była wystarczająco duża, by spowodować spłukiwanie na stokach. Nawet najwyższa w tym roku wartość wskaźnika erozyjności, wynosząca 84,2 MJ·mm·ha-1·h-1, i maksymalnego na-tężenia 30-minutowego 22,4 mm·h-1, nie wystarczyła, aby przy dużym przesuszeniu grun­tu wywołać spływ powierzchniowy i spłukiwanie na stokach. (tab. 33; ryc. 51). W roku hydrologicznym 2009 domena spłukiwania była największa. Wyznaczały ją bardzo niskie dolne wartości wskaźnika erozyjności i maksymalnego natężenia 30-mi­nutowego deszczu (7,6 MJ·mm·ha-1·h-1 i 6,8 mm·h-1) i bardzo wysokie grne wartości wskaźnika, przy rwnie wysokim maksymalnym natężeniu 30-minutowym deszczu (907,4 MJ·mm·ha-1·h-1 i 60,8 mm·h-1 (ryc. 52). Masa przemieszczonej w tym roku gleby stanowiła aż 78,4% całkowitej masy materiału glebowego spłukanego w trzyletnim okresie badań. Deszcze ekstremalne, o potencjalnie najwyższej skuteczności, przemieściły 84,3% całkowitej masy spłukanego w proczu letnim materiału glebowego. W tej kategorii mie-ściły się dwa deszcze, ktre przekroczyły wartość progową wskaźnika erozyjności rwną 194,5 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksymalnego natężenia 30-minutowego rwną 35,5 mm·h-1 (ryc. 52). Natomiast ponad 90% przemieszczonych na stoku przez spłukiwanie cząstek k. Bochni) Figure 51. Rainfall thresholds for slopewash occurrence and intensity in summer half-year in hydrological year 2008 (Łazy near Bochnia) Rycina 52. Wartości progowe wystąpienia i natężenia spłukiwania w letnim półroczu hydrologicznym 2009 r. (Łazy k. Bochni) Figure 52. Rainfall thresholds for slopewash occurrence and intensity in summer half-year in hydrological year 2009 (Łazy near Bochnia) gleby zostało uruchomione rwnież podczas deszczw, ktre były rwne lub przekroczyły wartość progową wskaźnika erozyjności rwną 82,7 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksymalnego natężenia 30-minutowego rwną 19,4 mm·h-1. Dokonało się to podczas 4 zdarzeń erozyj­nych (ryc. 52). Na podstawie przedstawionych w rozdziale wynikw badań spłukiwania, uzyskanych w latach 2007–2009 na poletku z czarnym ugorem uanano, że potencjalnie najbardziej skuteczne erozyjnie są zdarzenia spłukiwania występujące po deszczach erozyjnych, wy-rnionych zgodnie z kryterium USLE (>12,7 mm), ktre przekroczyły wartość progową 100 MJ·mm·ha-1·h-1 (EI30) lub 20 mm·h-1 (I30). Gdyby tak wyrżnione wartości progowe zastosować jako kryterium wyrżniania zdarzeń erozyjnych w wieloleciu 1987–2009, to potencjalna łączna liczba zdarzeń erozyjnych o dużej skuteczności wyniosłaby co naj­mniej 52 (tab. 34), a potencjalnie ekstremalnych zdarzeń spłukiwania (percentyl 90%) byłoby tylko 21. W latach suchych i bardzo suchym, ktrych w wieloleciu wyrżniono 5, zdarzyło się 25 deszczw potencjalnie erozyjnych według kryterium USLE. Za deszcze ekstremalne w tych latach uznano te, ktre stanowiły 10% wszystkich maksymalnych zda­ 5.3. Spłukiwanie Tabela 34. Liczba potenc alnie ekstremalnych zdarzeń spłukiwania (PEZS) i liczba zdarzeń spłukiwania o na więk­sze skuteczności erozy ne (NSE) w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 1987–2009) Table 34. Number of potentially extreme slopewash events (PEZS) and number of slopewash events with the high-est erosive effectiveness (NSE) in summer half-year (Łazy near Bochnia, 1987–2009) rzeń. Odpowiadało to wartości progowej erozyjności deszczu rwnej 84 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksymalnego natężenia 30-minutowego rwnej 27 mm·h-1 (tab. 34; ryc. 53). W latach normalnych stwierdzono 10 zdarzeń ekstremalnych, ktre przekroczyły wartość progową wskaźnika erozyjności rwną 143 MJ·mm.ha-1.h-1 lub maksymalnego natężenia 30-minutowego rwną 32 mm·h-1 (tab. 34; ryc. 54). W latach wilgotnych było osiem zda­rzeń ekstremalnych, ktre przekroczyły wartość progową wskaźnika erozyjności rw­ną 233 MJ·mm·.ha-1·h-1 lub maksymalnego natężenia 30-minutowego rwną 35 mm·h-1 (tab. 34; ryc. 55). Okres pomiarowy na poletkach według standardw USLE obejmował tylko lata wilgotne, w ktrych łącznie najwyższą skutecznością erozyjną charaktery­zowały się deszcze, ktre przekroczyły wartość progową wskaźnika erozyjności rwną 100 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksymalnego natężenia 30-minutowego rwną 20 mm·h-1. Gdy­by tę wartość progową przyjąć rwnież dla lat suchych i normalnych, to w wieloleciu w la­tach suchych mogły wystąpić 4, w latach normalnych 20, a w latach wilgotnych 28 zdarzeń o dużej skuteczności erozyjnej (tab. 34). Gdyby wartości progowe wyznaczone na podstawie okresu 2007–2009 zastosować jako kryterium wyrżniania zdarzeń erozyjnych w wieloleciu 1987–2009, ale z uwzględ- Rycina 53. Wartości progowe wystąpienia i natężenia spłukiwania w letnim półroczu hydrologicznym w latach suchych (Łazy k. Bochni, 1987–2009) Figure 53. Rainfall thresholds for slopewash occurrence and intensity in summer half-year in dry hydrological years (Łazy near Bochnia, 1987–2009) nieniem typu procza letniego częstość zdarzeń erozyjnych byłaby następująca. W p­roczach suchych i bardzo suchym, ktrych w wieloleciu wyrżniono sześć, zdarzyło się 31 deszczw potencjalnie erozyjnych według kryterium USLE. Za deszcze ekstremalne w tych latach uznano te, ktre stanowiły 10% wszystkich maksymalnych zdarzeń. Od­powiadało to wartości progowej erozyjności deszczu rwnej 147,0 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksymalnego natężenia 30-minutowego rwnej 28 mm·h-1 (tab. 34). W proczach normalnych stwierdzono 9 zdarzeń ekstremalnych, ktre przekroczyły wartość progową wskaźnika erozyjności rwną 142 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksymalnego natężenia 30-mi­nutowego rwną 32 mm·h-1 (tab. 34). W proczach wilgotnych wystąpiły cztery zda­rzenia ekstremalne, ktre przekroczyły wartość progową wskaźnika erozyjności rwną 304 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksymalnego natężenia 30-minutowego rwną 52 mm·h-1 (tab. 34). W proczach bardzo wilgotnych zdarzyło się 5 zdarzeń ekstremalnych, ktre przekroczyły wartość progową wskaźnika erozyjności rwną 221 MJ·mm·ha-1·h-1 lub mak­symalnego natężenia 30-minutowego rwną 31 mm·h-1 (tab. 34). Figure 54. Rainfall thresholds for slopewash occurrence and intensity in summer half-year in average hydrological years (Łazy near Bochnia, 1987–2009) Figure 55. Rainfall thresholds for slopewash occurrence and intensity in summer half-year in wet hydrological years (Łazy near Bochnia, 1987–2009) Okres pomiarowy na poletkach obejmował procze normalne, wilgotne i bardzo wil­gotne, w ktrych łącznie najwyższą skutecznością erozyjną charakteryzowały się deszcze, ktre przekroczyły wartość progową wskaźnika erozyjności rwną 100 MJ·mm·ha-1·h-1 lub maksymalnego natężenia 30-minutowego rwną 20 mm·h-1. Gdyby tę wartość progową przyjąć rwnież dla lat suchych, skrajnie suchych i normalnych, to w wieloleciu w latach suchych i bardzo suchym mogło wystąpić 5, w latach normalnych 19, w latach wilgotnych 11, a w latach bardzo wilgotnych 17 zdarzeń o dużej skuteczności erozyjnej (tab. 34). 5.4. Erozja linijna Dotychczasowe wyniki badań wskazują, że erozja gleby w niższej części progu Pogrza Wiśnickiego, na tzw. Przedgrzu Brzeskim, jest bardzo zrżnicowana. W roku suchym 2008 nie wystąpiła w ogle, w roku wilgotnym 2007 wyniosła 47,3 Mg·ha-1, co stawiało ją w klasie erozji umiarkowanej, natomiast w roku 2009, rwnież wilgotnym, erozja gleby wyniosła aż 171,5 Mg·ha-1, co lokowało ją w klasie erozji bardzo silnej. Wyniki uzyskane na poletku z czarnym ugorem obejmują łączną wartość erozji gleby. Składało się na nią zarwno spłukiwanie cząstek gleby oderwanych i przemieszczonych przez rozbryzg, jak i erozja żłobinowa. Podczas niektrych deszczw woda spływająca w sposb skoncentro­wany po poletku wytwarzała tak duże naprężenie ścinające, że powodowała erozję linijną (żłobinową). Jej skutkiem były rżnej długości i głębokości żłobiny na powierzchni poletka. 5.4.1. Częstość zdarzeń Na poletku utrzymywanym w czarnym ugorze w roku 2007 na początku sezonu wege­tacyjnego (w maju i czerwcu) doszło do powstania sieci żłobin, ktre funkcjonowały podczas kolejnych kilku deszczw. Pomiary żłobin przeprowadzono w sierpniu. W roku hydrologicznym 2007 erozja linijna na poletku wystapiła sześć razy, podczas deszczw o wskaźniku erozyjności przekraczającym 100 MJ·mm·ha-1·h-1. Głębokość żłobin ero­zyjnych nie była zbyt duża, lokalnie sięgała od kilku do kilkunastu centymetrw. Żłobi-ny erozyjne nie były usuwane po deszczu przez zabiegi agrotechniczne, co sprawiło, że w ciągu 3 miesięcy rozwinęły się w system składający się ze żłobin głwnych i sieci drob­nych żłobin bocznych (ryc. 56). Jego istnienie ułatwiało koncentrację spływu powierzch­niowego podczas kolejnych opadw deszczu, ktrych siła erozyjna była niewielka, a jed­nak spowodowała wystąpienie spłukiwania. Masa gleby przemieszczona systemem żłobin podczas 10 zdarzeń spłukiwania w okresie od 15 maja do 15 sierpnia stanowiła 76% cał­kowitej masy odprowadzonej gleby. Najbardziej skuteczne były 3 deszcze, ktre wystąpiły 15 maja, 2 czerwca i 9 lipca, o wskaźniku erozyjności wynoszącym odpowiednio 125,6, 233,3 i 226,8 MJ·mm·ha-1·h-1. To one głwnie zainicjowały powstanie i rozwj żłobin. W roku 2009 pomiary erozji linijnej na poletku utrzymywanym w czarnym ugorze prowadzono bezpośrednio po wystąpieniu każdego deszczu skutecznego erozyjnie. Ero­zję linijną stwierdzono tylko podczas deszczw o największej erozyjności. Na poletku z czarnym ugorem kilka żłobin powstało 11 maja po deszczu o wyjątkowo dużej ero­zyjności (907 MJ·mm·ha-1·h-1). Przebieg procesu był gwałtowny. Doszło do spłukiwania powierzchniowego i wystąpienia erozji linijnej. Powstała jedna głwna żłobina oraz sieć inicjalnych żłobin I lub II rzędu, ktre miały przebieg prosty lub lekko kręty (ryc. 57). Podczas tego zdarzenia, dzięki erozji żłobinowej, zostało odprowadzone 66,5% całkowitej masy zerodowanej gleby, podczas gdy przez spłukiwanie około 33,5% (tab. 35). Wartość rozbryzgu zmierzona na sąsiednim poletku wyniosła około 19,87 kg·ha-1. Świadczy to o tym, że nie cały materiał uruchomiony i przemieszczony przez rozbryzg został spłu-kany z poletka. W momencie rozpoczęcia erozji linijnej na poletku to ona odgrywała największą rolę w erozji wodnej gleby. Uruchomiony przez rozbryzg materiał glebowy był spłukiwany tylko na małe odległości i deponowany w obrębie naturalnych mikroza­głębień na powierzchni poletka, w licznych kraterach deszczowych oraz akumulowany u podnża poletka w strefe 0,6–1 m przed rynną (ryc. 57). Po deszczu gleba na poletku została spulchniona przez kultywatorowanie i wyrwnana. Inicjalna sieć mikrozagłębień i nieciągłych, płytkich, krtkich żłobin powstała podczas deszczu o stosunkowo dużej erozyjności (91,5 MJ·mm·ha-1·h-1), ktry spadł 15 czerwca. Zostały one pogłębione pod­czas kolejnego deszczu o erozyjności, przekraczającej 500 MJ·mm·ha-1·h-1, ktry wystąpił 22 czerwca (ryc. 57). Żłobiny nadal funkcjonowały podczas kolejnego, następującego bez-pośrednio po nim deszczu o erozyjności 82,7 MJ·mm·ha-1·h-1, ktry spadł 23 czerwca 2009 r. Głębokość żłobin została zmierzona 24 czerwca. Figure 56. Pattern of rills and selected cross-profiles of a bare fallow plot in hydrological year 2007 (Łazy near Bochnia) (photo by J. Święchowicz) Figure 57. Pattern of rills on a bare fallow plot after the rainfalls on 11 May, 15, 22 and 23 June, 2009 (Łazy near Bochnia) (photo by J. Święchowicz) Tabela 35. Eroz a żłobinowa, międzyżłobinowa oraz rozbryzg w letnim półroczu hydrologicznym 2009 r. (Łazy k. Bochni)Table 35. Rill, interrill erosion and splash in summer half-year in hydrological year 2009 (Łazy near Bochnia) Utworzenie inicjalnej sieci żłobin podczas pierwszego z trzech deszczw umożliwiło prawie natychmiastowy spływ linijny podczas drugiego najsilniejszego deszczu, a świe­żo spulchniona gleba ułatwiała pogłębianie, a zwłaszcza poszerzanie istniejących żłobin. Silne przesączenie gruntu wodą i istnienie dobrze wykształconego systemu żłobin sprawi­ło, że podczas trzeciego deszczu erozja linijna odgrywała głwną rolę w przemieszczaniu gleby na stoku. Podczas tych 3 deszczw prawie 90% całkowitej masy zerodowanej gleby zostało odprowadzone w wyniku działania erozji linijnej (tab. 35). Liczne smugi występu-jące na powierzchni poletka, zwłaszcza w jego grnej części, gdzie sieć żłobin była słabo zaznaczona lub nie było jej wcale, wskazywały na depozycję uruchomionego przez roz­bryzg materiału i jego transport tylko na małe odległości w obrębie poletka. Podczas tego zdarzenia przed rynną zbiorczą zachodziła akumulacja materiału w pasie o szerokości około 1 m. Strefę tę tworzyły mikrostożki deluwialne, powstające głwnie u wylotu żłobin erozyjnych. Pomiary powtrzono po kolejnym deszczu, ktry nastąpił 2 lipca, a ktrego erozyjność wynosiła 194,5 MJ·mm·ha-1·h-1. Woda spływająca istniejącą już siecią żłobin powodowała ich pogłębienie i poszerzenie oraz przesunięcie ich załomw tylnych w grę poletka. Podczas tego zdarzenia 90% całkowitej masy zerodowanej gleby zostało odpro­wadzone z poletka dzięki erozji linijnej (tab. 35). W okresie 3 lat pomiarw na poletkach eksperymentalnych z czarnym ugorem tylko po wystąpieniu 9 deszczw zarejestrowano erozję linijną na stokach w zlewni Dworskie­go Potoku. Zdarzenia te w roku 2007 wystąpiły 6 razy, w roku 2008 nie było ich w ogle, a w roku 2009 wystąpiły tylko 3 razy (tab. 36). Jeśli istniejąca sieć żłobin nie została usu-nięta przez zabiegi agrotechniczne w krtkim czasie po ustaniu deszczu, to jej istnienie ułatwiało spływ wody i materiału glebowego podczas kolejnych deszczw nawet o nie­wielkiej erozyjności, jednak masa zerodowanego materiału glebowego była wwczas nie­wielka. Spulchnienie gleby i zlikwidowanie żłobin wywoływało natomiast większą erozję, jeśli w krtkim czasie po zabiegu wystąpił deszcz o dużej erozyjności (tab. 35). Tabela 36. Liczba zdarzeń spłukiwania, eroz i lini ne i efemeryczne eroz i wąwozowe na tle liczby dni z opadem i liczba deszczów potenc alnie erozy nych według kryterium USLE na czarnym ugorze w letnim półroczu hydrolo­gicznym (Łazy k. Bochni, 2007–2009) Table 36. Number of slopewash, linear erosion and ephemeral gully erosion events in relation to the number of days with rainfall and number of potentially erosive rains according to the USLE criterion on a bare fallow plot in summer half-year (Łazy near Bochnia, 2007–2009) Wystąpienie erozji linijnej w zlewni Dworskiego Potoku stwierdzono rwnież w latach 2002 i 2006. W kilku miejscach erozja żłobinowa przeszła w efemeryczną erozję wąwozową (Święchowicz 2008a, 2011), prowadząc do powstania rozcięć o głębokości nawet do 1 m. 5.4.2. Skutki zdarzeń We wszystkich badanych przypadkach na polach uprawnych w zlewni Dworskiego Poto­ku rozcięcia linijne tworzyły się najczęściej w kilku położeniach morfologicznych: wzdłuż już istniejących bruzd na granicach działek lub w obrębie tej samej działki; w osi niecek zboczowych w całości użytkowanych rolniczo; wzdłuż nieutwardzonych dr dojazdo­wych do pl oraz kolein po przejazdach maszyn rolniczych. Jak wykazano powyżej spłukiwanie na stokach użytkowanych rolniczo zachodzi rzad­ko – najczęściej od kilku do kilkunastu zdarzeń w roku i zwykle nie obejmują całej po­wierzchni wszystkich stokw w zlewni. Dominują zdarzenia polegające na spłukiwaniu uruchomionej przez rozbryzg gleby zwykle na małe odległości oraz erozja linijna pro­wadząca do powstawania żłobin o niewielkiej głębokości (od kilku do kilkunastu centy­metrw). Przypadki erozji linijnej rozcinającej stoki głębiej i prawie na całej ich długości występują jeszcze rzadziej i są uwarunkowane nie tylko parametrami deszczu, ale przede wszystkim stopniem pokrycia stokw przez roślinność, kierunkiem orki, długością i na­chyleniem stokw. Z przeprowadzonych badań wynika, że bardzo skuteczne są deszcze o wysokiej energii, szczeglnie wtedy, kiedy zdarzają się na początku okresu wegetacyjnego. Innym czynnikiem wpływającym na przebieg erozji linijnej jest głębokość zalegania w glebie poziomu Bt (argillic), bogatego w ił koloidalny, ktry jest zagęszczony i słabo przepuszczalny. Poziom ten ze względu na swoje właściwości fzyczne jest trudniej ero­dowany. Jeśli więc erozja linijna osiąga ten poziom, to jej natężenie spada niezależnie od energii kinetycznej deszczu, gdyż napotyka na opr twardszego, bardziej zbitego, kohezyj­nego podłoża. Poziom Bt w zlewni Dworskiego Potoku nie występuje jednak w sposb ciągły i na tej samej głębokości (ryc. 19). W wielu miejscach znajduje się on bardzo płytko lub jest całkowicie zerodowany. Wpływa to na przebieg i głębokość żłobin, a zwłaszcza efemerycznych wąwozw (Święchowicz 2011a). W miejscach, gdzie brak jest poziomu Bt, erozja linijna stosunkowo szybko rozcina podłoże, dochodząc do skały macierzystej, ktrą są pyłowe utwory lessopodobne. W takich miejscach żłobiny i efemeryczne wąwozy zwy­kle osiągają bardzo duże głębokości, dochodzące nierzadko do 2 m (Święchowicz 2011). Mechanizm powstawania i rozwoju form będących skutkiem erozji żłobinowej prze­chodzącej w efemeryczną erozję wąwozową dobrze ilustruje zdarzenie, ktre zaobserwo­wano w roku 2002 r. na polu buraczanym w zlewni Dworskiego Potoku. W 2002 roku roczna suma opadw wyniosła 725,4 mm. Najwyższe sumy miesięczne były w czerwcu (159,5 mm) i maju (111,0 mm), co stanowiło odpowiednio 22% i 15,3% rocznej sumy opadw w tym roku. W maju suma opadw stanowiła 142,5%, a w czerwcu 159,7% odpowiedniej średniej miesięcznej sumy wieloletniej (1987–2009) w miesiącach. Najwyższymi wskaźnikami erozyjności cechowały się deszcze, ktre wystąpiły w lipcu, czerwcu i maju. W roku 2002 przeważająca uprawą na gruntach ornych w zlewni Dwor­skiego Potoku były buraki (Beta vulgaris), ktre wysiewa się zwykle w drugiej dekadzie kwietnia. 29 maja wystąpił deszcz o dużej sumie opadu (48 mm) i wskaźniku erozyjności bliskim 50 MJ·mm·ha-1·h-1, kiedy buraki były w początkowej fazie wzrostu, a spulchniona gleba była pozbawiona ochronnej pokrywy liści. Skutkiem tego opadu było powstanie między innymi systemu płytkich żłobinek erozyjnych, ktre dowiązywały do kierunku uprawy i spadku stoku (w przybliżeniu kierunek W–E). Wyloty tych żłobin dochodziły do żłobiny głwnej, ktrej oś była zgodna z przebiegiem granicy pola (w przybliżeniu kierunek S–N). Żłobina głwna powstała na pasie gruntu zajętego pod uprawy burakw, okazjonalnie wykorzystywanego do przejazdu maszynami rolniczymi. U wylotu bruzdy, w obrębie spłaszczenia podstokowego gromadziła się wyerodowana gleba. Żłobina głw-na została pogłębiona podczas opadw, ktre wystąpiły w czerwcu. Szczeglnie istotne dla transformacji stoku było pięć deszczw o dużej wysokości i erozyjności, ktre następowały po sobie w tygodniowych odstępach. Łącznie spadło wtedy 129,7 mm opadu, a wskaźnik erozyjności deszczw wynosił odpowiednio: 55,8; 129,1; 54,7; 106,7 i 27,3 MJ·ha-1·mm·h-1 (ryc. 58A, B). Po opadzie 28 czerwca długość bruzdy erozyjnej wynosiła nieco ponad 30 m, a maksymalna głębokość 68 cm (ryc. 58D). Rozmywanie gleby ornej doprowadziło do powstania schodowego proflu podłużnego z licznymi kociołkami eworsyjnymi, a sto­żek deluwialny u wylotu żłobiny został nadbudowany. W dniu 16 lipca wystąpił kolejny opad deszczu o wyjątkowo dużym wskaźniku ero­zyjności, wynoszącym 473,1 MJ·ha-1·.mm·h-1. Nastąpiło wtedy pogłębienie bruzdy erozyj­nej maksymalnie do 120 cm oraz wzrost szerokości formy w jej środkowym i dolnym odcinku. Nastąpiło rwnież uprzątnięcie pakietw materiału glebowego pochodzącego z obrywania się brzegw bruzdy i przesunięcie początku bruzdy erozyjnej w grę stoku (ryc. 58D). Rozcięcie funkcjonowało do końca sezonu wegetacyjnego, a po zbiorze bura­kw zostało zasypane. Powstanie rozcięcia było wynikiem nałożenia się kilku przyczyn – obsiania dużej po­wierzchni burakami cukrowymi oraz wystąpienia w początkowej fazie wzrostu roślin kil­ku deszczw o wysokiej erozyjności. Do 16 lipca objętość żłobiny na długości około 30 m wynosiła 33,7 m3 i zostało z niej odprowadzone nieco ponad 50,9 Mg gleby. Podczas opa­du zostało odprowadzone dalsze 7,6 Mg, a objętość żłobiny wzrosła do 38,8 m3 (ryc. 58C). Uzyskane wyniki pokazują, że nawet bardzo wysoka erozyjność opadu w pełni sezonu wegetacyjnego może nie wywołać dużych skutkw morfologicznych. Masa zerodowanej gleby podczas 6 deszczw o łącznej erozyjności 422,3 MJ·ha-1·mm·h-1, ktre wystąpiły na początku sezonu wegetacyjnego, stanowiła 87,0% całkowitej masy odprowadzonej ze żło-biny gleby. Natomiast podczas jednego deszczu o erozyjności rwnej 473,1 MJ·ha-1·mm·h-1, ktry zdarzył się 16 lipca tj. w pełni sezonu wegetacyjnego, zostało odprowadzone zaled­wie 13% całkowitej masy odprowadzonej ze żłobiny gleby (ryc. 58C). Tempo pogłębiania żłobiny było mniejsze, a jej objętość zwiększyła się tylko o 5,1 m3. Zwraca uwagę stosunkowo niewielka masa odprowadzonej gleby w stosunku do wartości wskaźnika erozyjności opadu, ktry był 16 lipca. Było to spowodowane z jednej strony zwartą okrywą roślinną występującą w pełni sezonu wegetacyjnego, a z drugiej strony docięciem się formy do poziomu Bt, ktry był trudniej erodowalny. W tej sytuacji niezależnie od wysokiej energii deszczu, jego skutki morfologiczne były względnie nie­wielkie. Tak więc powstanie i intensywny rozwj form linijnych był możliwy tylko na po-czątku sezonu wegetacyjnego, kiedy spulchniona przez zabiegi agrotechniczne gleba była pozbawiona ochronnej pokrywy roślinnej. W takich warunkach została odprowadzona ze żłobiny większość gleby. Wszystkie zarejestrowane w okresie badań formy erozyjne były bardzo szybko likwi­dowane przez rolnikw. W przypadku płytkich rozcięć skuteczną metodą było tworzenie naturalnych progw w obrębie rozcięcia, np. z liści burakw, ktre stanowiły lokalne bazy A – erozy ność deszczów w okresie od ma a do października 2002, B – erozy ność deszczu w funkc i ego wysokości, C – ob ętość żłobin i masa zerodowane gleby, D – wybrane profile poprzeczne przez żłobinę. Figure 58. Results of downpour on 16 July, 2002 (Łazy near Bochnia) (photo by J. Święchowicz) A – rainfall erosivity from May to October 2002, B – rainfall erosivity as a function of its amount, C – volume of rills and total amount of eroded soil, D – selected cross-profiles of a rill. erozyjne i powodowały akumulację w obrębie powstałych rozcięć. To ograniczało dalsze pogłębianie żłobiny. Likwidacja szkd czasami wymagała użycia ciężkiego sprzętu i zasy­pania powstałych rozcięć ziemią. Gdyby te formy pozostawiono bez ingerencji człowieka, rozwijałyby się nadal i byłyby pogłębiane podczas kolejnych opadw o wysokiej energii, w konsekwencji prowadząc do wyłączenia spod uprawy pasa ziemi, ktry został prze­kształcony przez erozję linijną. Szczeglnie silna erozja na stokach w zlewni Dworskiego Potoku odnotowano w roku 2006. Roczna suma opadw wyniosła wtedy 712,8 mm, co stanowiło 107% śred-niej rocznej sumy opadw (665,9 mm) wieloletniej. Pod względem rocznej sumy opadw ten rok nie odrżniał się istotnie od pozostałych lat średnich (normalnych) wyrżnionych w wieloleciu. Blisko 68,6% rocznej sumy opadw przypadło na procze letnie (V–X), a najbardziej deszczową porą roku było lato, kiedy to spadło 52% rocznej sumy opa­dw. Wyjątkowo wysokie opady były w czerwcu tego roku, ich suma wyniosła ponad 259,1 mm, co stanowiło 36,3% sumy rocznej. Miesięczna suma opadw w czerwcu 2006 r. osiągnęła ponad 260% średniej sumy wieloletniej w tym miesiąca. W roku hydrologicz­nym 2006 wystąpiły 173 dni z opadem (.0,1 mm), przy czym zdecydowanie przeważały dni z opadem bardzo słabym (0,1–1 mm) i słabym (1,1–5,0 mm), ktre stanowiły łącznie 80,3% wszystkich dni z opadem. Dni z opadem bardzo silnym (powyżej 30,1 mm) były tylko 3 i wszystkie wystąpiły w czerwcu. Jednym z nich był deszcz 17 czerwca, kiedy to odnotowano najwyższy w całym wieloleciu opad dobowy wynoszący 83,4 mm. W godzi­nach od 15.45 do 17.10 wystąpiła ulewa o wydajności 82,6 mm. Średnie natężenie opadu wyniosło 0,97 mm·min-1. W klasyfkacji K. Chomicza (1951) opad tego rzędu jest określa­ny jako deszcz nawalny 2 stopnia (B2). W pierwszych 15 minutach spadło 59,2 mm opa­du, co według klasyfkacji K. Chomicza odpowiada deszczowi nawalnemu 3 stopnia (B3). Średnie natężenie opadu w tym czasie wyniosło prawie 4 mm·min-1. Największe natężenie ulewa osiągnęła w pierwszych 5 minutach, w ciągu ktrych spadło 29,6 mm, ze średnim natężeniem prawie 6 mm·min-1 (Święchowicz 2009). Wskaźnik erozyjności tego deszczu był rekordowy i wynosił 3355,4 MJ·ha-1·mm·h-1. Podobnie rekordowe było jego maksy­malne natężenie 30-minutowe, ktre wynosiło 147 mm·h-1 (ryc. 59B). Deszcz o takich parametrach wystąpił tylko raz podczas 23 lat obserwacji. Warto podkreślić, że wskaźnik erozyjności drugiego pod względem skuteczności deszczu w badanym wieloleciu był pra­wie 2,5 raza mniejszy, a jego maksymalne natężenie 30-minutowe 1,6 razy mniejsze. Bezpośrednią konsekwencją deszczu 17 czerwca 2006 r. był spływ wody oraz spłu-kiwanie i erozja linijna gleby na stokach użytkowanych rolniczo, ktrej natężenie zale-żało od rodzaju upraw i zajmowanej przez nie powierzchni. Skutki deszczu były jednak najbardziej widoczne w winnicy, zajmującej powierzchnię 1 ha (ryc. 59C, D). Winnica, o powierzchni 0,3 ha, została założona w maju 2005 r. W maju 2006 r. dosadzono kolejne sadzonki na powierzchni 0,7 ha. Rzędy winorośli zostały posadzone zgodnie ze spadkiem stoku, w odległości 2,5 m od siebie. Tak więc 17 czerwca, kiedy wystąpił deszcz, obszar o powierzchni prawie 0,7 ha był w całości pozbawiony okrywy roślinnej. Pomiędzy rzę-dami winorośli wystąpiło spłukiwanie i erozja linijna (Święchowicz 2009; ryc. 59F, G). Skutki spłukiwania były szczeglnie duże w sektorach, gdzie doszło do dodatkowego za­silania spływu wodami pochodzącymi z grnej części zlewni. Zwykle między rzędami winorośli występowały dwie rwnoległe do siebie bruzdy erozyjne w odległości około 1,5 m. Głębokość bruzd erozyjnych była zrżnicowana i wynosiła od kilku w grnej części stoku do maksymalnie 25 cm w dolnej (ryc. 60C). W d stoku bruzdy były zwykle szersze Figure 59. Results of downpour on 17 June, 2006 (Łazy near Bochnia) (photo by J. Święchowicz) A – rainfall erosivity from May to October 2006, B – rainfall erosivity as a function of its amount, C–D – pattern of rills in the vineyard, E – volume of rills and total amount of eroded soil, F–G – at the foot of the slope. lub dochodziło do rozmycia obszarw międzybruzdowych w wyniku procesu cross-gra­ding (Święchowicz 2010a). U wylotu bruzd erozyjnych zerodowana gleba była akumulo­wana w postaci stożkw deluwialnych, ktre nakładając się na siebie, utworzyły zwartą rwninę deluwialną na długości około 160 m (ryc. 59F, G; 60A, B). Depozycja materiału miała miejsce w dolnej części stoku, powyżej załomu oddzielającego stoki od dna doliny (ryc. 59G, 60B). Intensywny proces spłukiwania powierzchniowego i linijnego obserwowano rwnież na polach z uprawami burakw cukrowych. W roku 2006 buraki cukrowe posadzono na powierzchni 11 ha. Wyerodowana w grnych i środkowych odcinkach stokw gle­ba została zakumulowana głwnie u podnży stokw w postaci pokryw deluwialnych. Duże rozmiary spłukiwania były spowodowane słabym rozkrzewieniem roślin, a także opźnionym wzrostem związanym z niekorzystnymi warunkami termicznymi i wilgot-nościowymi wiosną. W rezultacie silny opad docierał bezpośrednio do powierzchni gleby, wywołując rozbryzg, co w połączeniu z intensywnym spływem powierzchniowym było przyczyną bardzo dużego spłukiwania (Święchowicz 2008, 2009; ryc. 61A). W części źrdłowej jednej z niecek denudacyjnych (z uprawą burakw cukrowych) obserwowano zbieżny system bruzd erozyjnych, ktre dały początek skoncentrowanemu spływowi linijnemu w osi doliny. Strefa transportująca obejmowała część niecki z upra­wą pszenicy. W tej strefe nie doszło do powstania efemerycznego wąwozu, gdyż zwarta pokrywa roślinna skutecznie ograniczyła erozję. Z tych samych powodw nie doszło rw­nież do powstania stożka deluwialnego u wylotu doliny. Spływająca woda pozostawiła jedynie ślad w postaci wyłożonych zbż w osi niecki i traw w dnie doliny (ryc. 61B). Najmniejsze skutki spłukiwania obserwowano na polach z uprawami pszenicy. Zboża w okresie pełnej wegetacji charakteryzują się bardzo dobrymi właściwościami przeciwe­rozyjnymi, dlatego mimo intensywnego deszczu i dużego natężenia spływu powierzch­niowego nie stwierdzono dużego spłukiwania gleby. 5.4.3. Wartości progowe w przebiegu erozji linijnej na stokach Erozja linijna nie występowała podczas wszystkich zdarzeń spłukiwania. W stosunku do liczby dni z opadem oraz liczby dni z opadem erozyjnym, liczba przypadkw erozji li­nijnej była jeszcze mniejsza niż spłukiwania (tab. 36). W okresie badań erozja linijna za­chodziła zawsze podczas deszczw potencjalnie erozyjnych według kryterium USLE, ale w stosunku do liczby deszczw stanowiła od 23,1 do 75% przypadkw; a średnio w okresie trzech lat 32%. Zdarzeń efemerycznej erozji wąwozowej było natomiast zdecydowanie mniej, bo tylko 7,1% (tab. 36). Na postawie badań erozji linijnej prowadzonych w roku 1998, 2002 oraz w latach 2005–2009 stwierdzono, że erozja linijna zachodziła podczas deszczw, ktrych erozyj­ność przekroczyła wartość progową 106 MJ·mm.ha-1.h-1 lub 30 mm.h-1 maksymalnego natężenia 30-minutowego (ryc. 62). W przypadku erozji linijnej domenę wystąpienia procesu i domenę skuteczności procesu można przyjąć na tym samym poziomie, gdyż samo wystąpienie erozji linijnej wiąże się z istotnym przeobrażeniem powierzchni stokw i umożliwia dostawę gleby ze stokw do koryt potokw. Gdyby założyć, zgodnie z przyjętą defnicją, że 10% deszczw o największej erozyj-ności (tzw. ekstremalnych) powoduje rwnież największe skutki erozyjne, to w badanym okresie takich przypadkw było 11, a wartość progowa wystąpienia potencjalnie ekstre­malnej erozji linijnej (PEZEL) wynosiła 226,8 MJ·ha-1·mm·h-1 (EI30) lub 27, 1 mm.h-1 (I30). k. Bochni) (fot. J. Święchowicz) A – formy erozy ne, B – akumulac a deluwiów w podnóża stoku, na którym założono winnicę, C – wybrane profile bruzd erozy nych. J. Święchowicz (Łazy near Bochnia) A – erosive forms, B – zone for deluvial deposition at the foot of the vineyard slope, C – selected cross-profiles of rills. Figure 60. Geomorphic results of downpour on 17 June, 2006 in vineyard. Photo taken on 22 June, 2006 by Figure 61. Geomorphic results of downpour on 17 June, 2006. Photo taken on 18 June, 2006 by J. Święchowicz (Łazy near Bochnia) A – on sugar-beet fields, B – on winter wheat fields. Rycina 62. Wartości progowe wystąpienia potenc alnie ekstremalne eroz i lini ne (efemeryczna eroz a wąwozowa) w letnim półroczu hydrologicznym na podstawie pomiarów w roku 1998, 2002 oraz w latach 2005–2009 (Łazy k. Bochni) Figure 62. Rainfall thresholds for potentially extreme linear erosion (ephemeral gully erosion) in summer half-year on the basis of measurements in hydrological years 1998, 2002 and 2005–2009 (Łazy near Bochnia) Jeżeli wyznaczone wartości progowe w latach 1998, 2002 oraz 2005–2009 zastosować jako kryterium wyrżniania zdarzeń erozji linijnej w wieloleciu 1987–2009, to potencjal­na łączna liczba zdarzeń mogła wynieść co najmniej 45 (tab. 37, ryc. 63). Liczba ta jest tylko o 7 niższa od potencjalnej liczby zdarzeń spłukiwania na stokach, wywołanych przez deszcze potencjalnie erozyjne według kryterium USLE. Można wnioskować, ze prawie każdy deszcz erozyjny według USLE, czyli taki, ktrego wysokość przekracza 12,7 mm, powoduje nie tylko spłukiwanie, ale rwnież erozję linijną. Skala przekształceń stoku jest jednak bardzo zrżnicowana. Im wyższa wartość erozyjności deszczu, a zwłaszcza jego maksymalnego natężenia 30-minutowego, tym większa skuteczność transformacji stoku (ilość, gęstość, głębokość żłobin). Największa liczba zdarzeń erozyjnych wystąpiła w lipcu, czerwcu i sierpniu. Największą skutecznością odznaczały się jednak zdarzenia opadowe, ktre były w maju i czerwcu, gdyż to właśnie wtedy duża powierzchnia pl była pozbawia­na ochronnej okrywy roślinnej (tab. 37). Gdyby założyć, że deszcze o ekstremalnej erozyj­ 5.4. Eroz a lini na Rycina 63. Wartości progowe wystąpienia i natężenia potenc alnie ekstremalne eroz i lini ne (efemeryczna eroz a wąwozowa) w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 1987–2009) Figure 63. Rainfall thresholds for potentially extreme linear erosion (ephemeral gully erosion) in summer half-year (Łazy near Bochnia, 1987–2009) Tabela 37. Potenc alna liczba zdarzeń eroz i lini ne i efemeryczne eroz i wąwozowe w letnim półroczu hydrolo­gicznym (Łazy k. Bochni, 1987–2009) Table 37. Potential number of linear erosion and ephemeral gully erosion events in summer half-year (Łazy near Bochnia, 1987–2009) Rozdział 5. Wartości progowe parametrów opadów deszczu w przebiegu eroz i wodne na stokach Tabela 38. Potenc alna liczba przypadków wystąpienia eroz i lini ne na stokach w letnim półroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, 1987–2009) Table 38. Potential number of linear erosion events on slopes in summer half-year (Łazy near Bochnia, 1987–2009) ności spowodowały rwnież największe przeobrażenia stokw na skutek erozji żłobino­wej, to byłoby to zaledwie 21 zdarzeń, ktre przekroczyły wartość progową 194 MJ·mm· ·ha-1·h-1 i 35 mm·h-1 (tab. 38). Zdarzenia te występowały głwnie w lipcu i czerwcu, więk­sze efekty erozyjne dawały jednak zdarzenia czerwcowe. Miesiąc ten charakteryzował się też dużo większą średnią erozyjnością opadw w porwnaniu z lipcem. Zdarzenia po­tencjalnie ekstremalnej erozji żłobinowej częściej występowały w latach wilgotnych niż normalnych, choć rżnice nie były duże, a jeden taki przypadek wystąpił w roku suchym (tab. 38). Każdy z wyrżnionych w ten sposb deszczw, gdyby zdarzył się na początku sezonu wegetacyjnego (maj, czerwiec), byłby w stanie spowodować na stokach efemerycz­ną erozję wąwozową. Wartości progowe parametrw deszczw inicjujących erozję wodną na użytkowanych rolniczo stokach, zwłaszcza w odniesieniu do zdarzeń ekstremalnych, zmieniają się w za-leżności od typu roku i zależą od długości serii pomiarowej. Najbardziej poprawną meto­dą wyznaczania tych wartości jest ilościowa ocena skutkw działania procesw, a zwłasz­cza masa zerodowanej na stokach gleby. Wobec braku takich danych można założyć, że najsilniejsze deszcze powodują największą erozję wodną gleby. Zwykle przyjmuje się, że jest to 10% skrajnych wartości. Przy takim założeniu liczba tzw. ekstremalnych zdarzeń, a tym samych wartości progowe parametrw deszczw mogą się znacząco rżnić. Co wię­cej takie ujęcie zakłada, że skutki działania procesw są rwnież ekstremalne, bez rozrż­niania o ktry proces chodzi. Wartość progowa potencjalnie ekstremalnych zdarzeń jest więc taka sama w odniesieniu do rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej. Dotychczasowe badania wskazują, że podczas deszczw o wysokiej energii największą rolę odgrywa erozja żłobinowa, ktra powoduje silną erozję, długi transport na stokach oraz dostawę gleby do koryta potoku. Rola rozbryzgu i spłukiwania jest mniejsza. Natężenie rozbryzgu rośnie w początkowej fazie opadu i osiąga swoją maksymalną wartość po kilkunastu lub kilku­dziesięciu minutach. Pojawienie się warstewki wody na powierzchni gleby powoduje osła­bienie siły uderzenia pojedynczej kropli deszczu, a uruchomiony materiał jest spłukiwany przez wodę. W momencie pojawienia się erozji linijnej ta zaczyna odgrywać głwną rolę w transporcie materiału, a skutki jej działania są największe. Tak więc wartość progowa ekstremalnej erozji linijnej zwykle nie jest nie identyczna z wartością progową ekstremal­nego rozbryzgu czy spłukiwania. Biorąc pod uwagę wszystkie te czynniki zdecydowano się w dalszych rozważaniach przyjąć wartość progową potencjalnie ekstremalnego spłukiwania niższą niż ta wyznaczo­na z wielolecia (10% najsilniejszych zdarzeń). Odpowiada ona wartości progowej zdarzeń ekstremalnych w latach normalnych. Ro d iał 6 Wartości progowe dostawy gleby ze stoków do koryta potoku Wyznaczone wartości progowe umożliwiają wyrżnienie deszczw, ktre inicjują erozję gleby na stokach, poczynając od pierwszego jej ogniwa, jakim jest rozbryzg, aż do spłu-kiwania, ktre może „przejść” w erozję linijną (żłobinową lub efemeryczną erozję wąwo­zową). Pojawia się jednak kluczowe pytanie, czy wystąpienie tych procesw na stoku jest rwnoznaczne z dostawą materiału glebowego ze stokw do koryta potoku? Jeśli tak, to kiedy i podczas ktrych zdarzeń opadowych taka dostawa może zachodzić? Badania przeprowadzone w latach hydrologicznych 2007–2009 wykazały, że pro­ces rozbryzgu, ktry występował podczas wszystkich deszczw potencjalnie erozyjnych według kryterium USLE, był w stanie uruchomić duże ilości cząstek gleby na stokach (tab. 20, 21). Ich transport jednak zachodził na krtkich dystansach i z pewnością to nie rozbryzg powodował dostawę materiału glebowego ze stokw do koryta potoku. W po-czątkowej fazie opadu jest jednak możliwa dostawa bezpośrednio do koryta cieku nie­wielkich ilości materiału uruchamianych przez rozbryzg i pochodzących z najbliższego otoczenia, np. z brzegw koryta. Liczba zdarzeń erozyjnych na stokach w stosunku do liczby dni z opadem była zaskakująco mała (tab. 36); nie pokrywała się też z liczbą desz­czw potencjalnie erozyjnych. Zdarzały się lata, kiedy liczba zdarzeń spłukiwania była większa (np. w wilgotnym roku 2007) lub mniejsza (np. w wilgotnym roku 2009) od licz­by deszczw erozyjnych (tab. 36). W suchym roku 2008 natomiast zdarzenia erozyjne nie wystąpiły w ogle, mimo stosunkowo dużej liczby deszczw. Większość spośrd zda­rzeń erozyjnych na stokach powodowała transport materiału na małe odległości, podczas niektrych transport zachodził prawie na całej długości stokw od działu wodnego do podnży, a tylko nieliczne były w stanie dostarczyć materiał glebowy bezpośrednio do koryta potoku. O skuteczności opadu decydowały nie tylko jego cechy, takie jak erozyj­ność i maksymalne natężenie 30-minutowe, ale rwnież stan podłoża (głwnie wilgotność gruntu) i rzeźba terenu. Charakterystyczną cechą rzeźby zlewni Dworskiego Potoku jest – z jednej strony – występowanie stosunkowo krtkich stokw o niewielkim nachyleniu i obecność u ich podnży wyraźnych spłaszczeń podstokowych, a z drugiej strony – sze­rokiego dna doliny oddzielonego od stokw wyraźną krawędzią i płytko rozciętego ko­rytem Dworskiego Potoku (ryc. 14–17). Taka morfologia terenu utrudnia bezpośrednią dostawę materiału glebowego ze stokw do koryta potoku, gdyż w sposb naturalny do­chodzi do depozycji większości zerodowanej gleby u podnży stokw i w dnie doliny. Te naturalne spłaszczenia i załomy stanowią swoiste bariery utrudniające dostawę ma­teriału glebowego do koryta cieku. Żeby je pokonać, deszcz powinien być odpowiednio silny, czyli musi się odznaczać znaczną energią kinetyczną i dużym maksymalnym na­tężeniem 30-minutowym oraz mieć odpowiednio dużą sumę opadu. Takich deszczw w badanym okresie 2007–2009 zdarzyło się jednak niewiele. W wilgotnym roku 2007 było 79 dni z opadem, deszczw erozyjnych według kryte­rium USLE było tylko 8, zdarzeń spłukiwania 13, a erozji linijnej na stokach tylko 6 (tab. 36). Pomiary na stoku wykazały, że nie wszystkie wyrżnione deszcze erozyjne wywołały spłu-kiwanie. Dotyczyło to dwch deszczw z października 2007 r., ktrych wysokość prze­kraczała 12,7 mm, ale erozyjność była bardzo mała. W tym samym roku w czerwcu, lipcu i sierpniu było jednak 7 zdarzeń spłukiwania, ktre zostały spowodowane przez deszcze niespełniające kryterium deszczu erozyjnego (o warstwie opadu mniejszej niż 12,7 mm) (tab. 39). W suchym roku 2008, mimo identycznej jak w roku 2007 liczby dni z opa­dem, erozja gleby na stokach w ogle nie wystąpiła, tak więc nie było jej rwnież podczas żadnego z 7 wyrżnionych potencjalnie erozyjnych deszczw (tab. 36, 39). W wilgotnym roku 2009 liczba dni z opadem i liczba deszczw potencjalnie erozyjnych była większa niż w roku 2007, ale liczba zdarzeń erozyjnych na stokach była mniejsza (tab. 36, 39); wystą­piły one głwnie w czerwcu, lipcu, maju i sierpniu. W czerwcu stwierdzono rwnież dwa zdarzenia spłukiwania wywołane przez deszcze niespełniające kryterium USLE. Pomia­ry spłukiwania w latach 2007–2009 wskazują, że spłukiwanie mogło być spowodowane zarwno przez deszcze spełniające kryterium USLE, jak i takie, ktre nie spełniały tego kryterium. Zdarzały się także przypadki, kiedy deszcz potencjalnie erozyjny według USLE nie wywołał spłukiwania. Zdecydowana większość deszczw niespełniających kryterium USLE nie wywoływała jednak spłukiwania (tab. 39, 40). W wilgotnym roku 2007 podczas deszczw potencjalnie erozyjnych według kry­terium USLE masa gleby zerodowanej z poletka stanowiła 82,3%, a podczas deszczw niespełniających tego kryterium jedynie 17,7% całkowitej masy gleby zerodowanej z poletka w ciągu procza letniego (tab. 39). Liczba zdarzeń erozyjnych spowodowanych przez deszcze niespełniające kryterium USLE była nieznacznie większa, ale ich skutecz­ność erozyjna zdecydowanie mniejsza. W wilgotnym roku 2009 natomiast udział masy gleby zerodowanej z poletka z czarnym ugorem podczas deszczw erozyjnych stanowił aż 99,6%, a podczas deszczw niespełniających kryterium USLE zaledwie 0,4% (tab. 39). Liczba zdarzeń erozyjnych spowodowanych przez deszcze niespełniające kryterium USLE była bardzo mała, a ich skuteczność erozyjna praktycznie znikoma. Deszcze niespełniające kryterium USLE powodowały spłukiwanie zwykle wtedy, kie­dy występowały w krtkim odstępie czasu po silnych deszczach, ktre wywołały znaczną Rozdział 6. Wartości progowe dostawy gleby ze stok w do koryta potoku Tabela 39. Liczba deszcz w erozyjnych wg kryterium USLE oraz liczba wywołanych przez nie zdarzeń spłukiwania w letnim p łroczu hydrologicznym (Łazy k. Bochni, czarny ug r, 2007–2009) Table 39. Number of erosive rains according to the USLE criterion and number of slopewash events caused by them in summer half-year (Łazy near Bochnia, a bare fallow plot, 2007–2009) Table 40. Number of erosion events on slopes and in stream channels and number of soil supply events from slopes to the Dworski Potok channel in summer half-year (Łazy near Bochnia, a bare fallow plot, 2007–2009) erozję gleby. Wystąpienie procesu umożliwiała wtedy albo bardzo duża wilgotność grun­tu, albo istniejąca na poletku sieć mikrożłobin ułatwiających szybką koncentrację spływu wody pochodzącej z niewielkich nawet opadw. Rwnoczesne pomiary procesw stokowych i korytowych pokazały, że reakcja zlewni na opad była zrżnicowana. Częściej na opad reagował potok, co skutkowało podniesie­niem się stanu wody i transportem materiału rozpuszczonego i zawiesiny (tab. 40). Re­akcja systemu korytowego nie zawsze była jednak rwnoznaczna z wystąpieniem spływu powierzchniowego lub śrdpokrywowgo, ale była raczej związana z podniesieniem się stanu wody i przepływu wywołanych bezpośrednio opadem i zasilaniem odpływu rzecz­nego wodami z najbliższego otoczenia koryta. Obecność szerokiego i płaskiego dna doliny Dworskiego Potoku wypełnionego osadami pyłowymi o słabej przepuszczalności sprawia, że woda pochodząca z deszczu stosunkowo szybko dostaje się z najbliższego otoczenia do koryta potoku, co skutkuje podniesieniem się stanu wody, najbardziej widocznego w ujściowym odcinku Dworskiego Potoku. W latach hydrologicznych 2007–2009 liczba zdarzeń erozyjnych w korytach była za­wsze większa od liczby deszczw potencjalnie erozyjnych (wyrżnionych zgodnie z kry­terium USLE, P.12,7 mm), ale zwykle mniejsza od łącznej liczby deszczw erozyjnych i niespełniających tego kryterium (12,7 mm>P.5mm). Zazwyczaj każdy opad erozyjny skutkował podniesieniem się stanu wody w korycie. Wyjątek stanowiły opady w miesią­cach letnich (głwnie w czerwcu), kiedy koryto Dworskiego Potoku wysychało, bo bujna roślinność hydroflna w dnie doliny zużywała całą dostarczoną przez opad wodę. Liczba zdarzeń erozyjnych na stokach była zdecydowanie mniejsza od tej w korycie Dworskiego Potoku, zwłaszcza w roku 2008 suchym i wilgotnym 2009, a w całym trzyleciu 2007–2009 o ponad połowę mniejsza (tab. 40). Większość zdarzeń erozyjnych na stokach powodowała transport materiału glebowego na małe odległości, a tylko nieliczne zdarze­nia dostarczały ten materiał bezpośrednio do koryta Dworskiego Potoku. W roku 2007 co szte zdarzenie skutkowało dostawą ze stokw do koryta potoku, w roku 2008 żadne, a w roku 2009 co czwarte (tab. 40). W wilgotnym roku hydrologicznym 2007 w zlewni Dworskiego Potoku na poletku z czarnym ugorem zarejestrowano 45 przypadkw erozji rozbryzgowej. Praktycznie każdy pojedynczy deszcz wywoływał erozję, niezależnie od kryteriw jego wyrżnienia. Licz­ba zdarzeń spłukiwania była zdecydowanie mniejsza niż zdarzeń rozbryzgu. Spośrd 13 przypadkw spłukiwania podczas 7 z nich dochodziło do transportu cząstek i agre­gatw glebowych na małe odległości na stoku, podczas 4 transport materiału obejmował cały stok od działu wodnego do podnża i tam następowała depozycja zerodowanej gleby, a tylko podczas 2 zdarzeń zachodziła dostawa materiału glebowego ze stokw do koryta po­toku. W tym ostatnim przypadku znaczna część materiału została po drodze zdeponowana na podstokowych rwninach deluwialnych lub w dnie doliny (tab. 41, ryc. 64). W suchym roku hydrologicznym 2008 w zlewni Dworskiego Potoku na poletku z czarnym ugorem zarejestrowano 50 przypadkw erozji rozbryzgowej. Podobnie jak w roku 2007, każdy pojedynczy deszcz wywoływał erozję rozbryzgową. Mimo wystąpienia siedmiu deszczw potencjalnie erozyjnych spłukiwanie na stokach jednak nie wystąpiło w ogle (tab. 41, ryc. 65). W wilgotnym roku hydrologicznym 2009 w zlewni Dworskiego Potoku na poletku z czarnym ugorem zarejestrowano 58 przypadkw erozji rozbryzgowej. Spośrd 9 zdarzeń spłukiwania podczas 6 z nich dochodziło do transportu materiału glebowego na małe od­ległości na stoku, tylko 1 raz transport materiału obejmował cały stok od działu wodnego do podnża i tam następowała depozycja zerodowanego materiału, a podczas 2 zdarzeń zachodziła dostawa materiału glebowego ze stokw do koryta potoku, przy czym znaczna jego część została po drodze zdeponowana u podnży w obrębie podstokowych spłasz­czeń deluwialnych lub w dnie doliny (tab 41, ryc. 66). Zamieszczone na początku pracy potencjalne warianty związku między transportem materiału glebowego przez wodę w d stoku a możliwością jego dostawy do koryta potoku i transportu poza zlewnię uwzględniają 6 kategorii. W latach hydrologicznych 2007–2009, Tabela 41. Liczba przypadk w hipotetycznych wariant w związku transportu materiału glebowego w podsystemie stokowym z jego transportem w podsystemie dna doliny w zlewni Dworskiego Potoku w letnim p łroczu hydrolo­gicznym (Łazy k. Bochni, czarny ug r, 2007–2009) Table 41. Number of cases of hypothetical types of relationship between soil particle transport in slope and valley bottom subsystems in the Dworski Potok catchment in summer half-year (Łazy near Bochnia, a bare fallow plot, 2007–2009) Figure 64. Number of cases of exceeding the first, second and third threshold of soil supply from slopes to the Dworski Potok channel in summer half-year in hydrological year 2007 (Łazy near Bochnia, a bare fallow plot) kiedy były prowadzone rwnoczesne pomiary procesw stokowych i korytowych, związki te były rżne (tab. 41). Przez większość dni procza letniego (86–92%) system zlewni znajdował się w stanie stabilnym (obejmującym m.in. wariant 1), bo nie stwierdzono zda­rzeń erozyjnych na stokach ani wezbrań w korycie Dworskiego Potoku. Na drugim miejscu pod względem częstości były dni, w ktrych na skutek opadu dochodziło do podniesienia stanu wody w korycie potoku, przy braku spływu powierzchniowego i spłukiwania na sto­kach (wariant 3). Zdarzenia tego typu były spowodowane najczęściej bliskim zasilaniem koryta przez wody opadowe gromadzące się w dnie doliny lub zasilaniem przez wody ze spływu śrdpokrywowego. W tym drugim przypadku woda z deszczw o dużych suma-cvh opadw, lecz o niewielkiej erozyjności i małym natężeniu 30-minutowym wsiąkała w glebę i napotykając na występujący głębiej poziom Bt, spływała spływem śrdpokrywo-wym, zasilając potok. Następne w kolejności były sytuacje, kiedy zachodził rwnoczesny lub prawie rwnoczesny transport materiału glebowego na stokach i materiału pochodzą­cego z erozji koryta (wariant 4). Opady, ktre wywołały taki przebieg procesw, były na tyle słabe, że nie były w stanie spowodować nie tylko transportu materiału glebowego na całej długości stoku, akumulacji u ich podnży lub w dnie doliny, ani tym bardziej bez-pośredniej dostawy do koryta potoku. Takie sytuacje występowały stosunkowo rzadko. Transport materiału glebowego na całej długości stokw i jego akumulacja u ich podnży przy rwnoczesnym wzroście przepływu i transporcie materiału zachodzącym w korycie Figure 65. Number of cases of exceeding the first, second and third threshold of soil supply from slopes to the Dworski Potok channel in summer half-year in hydrological year 2008 (Łazy near Bochnia, a bare fallow plot) (wariant 5), pojawiał się bardzo rzadko i występował przez zaledwie około 1% dni pro­cza letniego. Rwnie rzadko występowały warunki, w ktrych była możliwa jednorazowa dostawa gleby bezpośrednio ze stokw do koryta potoku (wariant 6). Na uwagę zasługuje układ występujący zdecydowanie najrzadziej (wariant 2), w kt­rym był możliwy na stokach transport niewielkiej masy materiału klastycznego na małe odległości, przy braku reakcji na opad w korycie. Sytuacje takie zdarzały się najczęściej w miesiącach letnich, kiedy koryto potoku okresowo wysychało, a stosunkowo wysokie deszcze przy dużym „przesuszeniu” zlewni i dużej ewapotranspiracji nie były w stanie uruchomić odpływu w korycie potoku (Święchowicz 2002c). Warianty 4–6 są rwnoznaczne z przekraczaniem progw dostawy materiału glebo­wego ze stokw do koryta potoku. Przekroczenie I progu dostawy wiązało się z transpor­tem na małe odległości i lokalną depozycją w obrębie mikrospłaszczeń lub mikrozagłę­bień w obrębie stoku. Najczęściej dokonywało się to przez proces rozbryzgu, ktry rozbijał agregaty glebowe i przygotowywał glebę do transportu, ktrą następnie woda spłukiwała. Przekroczenie II progu dostawy wiązało się z takimi opadami deszczu, ktre powodowały spłukiwanie na całej powierzchni stoku od działu wodnego do dna doliny z depozycją gle­by u podnży stokw. Przekroczenie III progu dostawy wiązało się z pokonaniem takich barier, jak podstokowe spłaszczenia deluwialne oraz dno doliny, a to umożliwiało bez­pośrednią dostawę przynajmniej części gleby zerodowanej na stokach do koryta potoku. Figure 66. Number of cases of exceeding the first, second and third threshold of soil supply from slopes to the Dworski Potok channel in summer half-year in hydrological year 2009 (Łazy near Bochnia, a bare fallow plot) Na podstawie pomiarw przeprowadzonych w latach 2007–2009 wyznaczono warto­ści wskaźnika erozyjności deszczu lub jego maksymalnego natężenia 30-minutowego, po przewyższeniu ktrych możliwe jest przekroczenie kolejnych progw dostawy materiału glebowego ze stokw do koryta potoku. Do wyznaczenia tych wartości zastosowano takie same procedury jak do wyznaczenia wartości progowych rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej. Podobnie i w tym przypadku ograniczono analizę jedynie do deszczw potencjal­nie erozyjnych, wyznaczonych według kryterium USLE. Badania rozbryzgu wykazały, że każdy potencjalnie erozyjny deszcz powoduje roz­bryzg. Na podstawie badań empirycznych wartości progowe EI30 lub I30 w odniesieniu do poszczeglnych progw dostawy materiału glebowego do koryta potoku ustalono nastę­pujące wartości: I pr dostawy EI30 = 40,5 MJ·mm·ha-1·h-1 lub I30 = 9,8 mm·h-1 II pr dostawy EI30 = 106 MJ·mm·ha-1·h-1 lub I30 = 30 mm·h-1 III pr dostawy EI30 = 226,8 MJ·mm·ha-1·h-1 lub I30 = 35 mm·h-1 Na podstawie danych meteorologicznych, hydrologicznych oraz wyznaczonych war­tości progowych cech deszczu, po przekroczeniu ktrych dochodzi do zdarzeń erozyj­nych na stokach, wyznaczono częstość zdarzeń erozyjnych na stokach i w korytach w na-wiązaniu do liczby deszczw potencjalnie erozyjnych (tab. 42) oraz częstość poszczegl­ Table 42. Potential number of slopewash events, high water stages in the channel and potential number of cases of soil supply to Dworski Potok channel in summer half-year ( (Łazy near Bochnia, a bare fallow plot, 1987–2009) nych wariantw związku stoki – koryto w latach hydrologicznych 1987–2009 (tab. 43). Wynika z nich, że w wieloleciu 1987–2009 było 212 deszczw potencjalnie erozyjnych i prawie każdy z nich (89,6%) spowodował erozję gleby na stokach. Nie każdy natomiast wywołał wezbranie w korycie potoku. Taka sytuacja jest możliwa szczeglnie w latach suchych. Zdarzeń erozyjnych w korytach było ponad dwukrotnie więcej, co potwierdza, że większość z nich była spowodowana przez deszcze o wysokości od 5 do 12,7 mm i była związana z tzw. bliskim zasilaniem, a nie z wystąpieniem spływu powierzchniowego na stokach (tab. 42). Zdarzenia spłukiwania, ktre wystąpiły na stokach i ktre były w stanie dostarczyć materiał glebowy bezpośrednio do koryta potoku, mogły zdarzyć się w wielo-leciu co najmniej 20 razy, co stanowiło jednak zaledwie 0,5% liczby dni procza letniego (tab. 43, ryc. 67). W wieloleciu 1987–2009 przez większość dni w proczu letnim (88,3% dni) system zlewni znajdował się w stanie stabilnym (obejmującym m.in. wariant 1), jedynie przez pozostałe 11,7% dni znajdował się w stanie niestabilnym, czyli ulegał zmianom (tab. 43). Zmiany te były rżnej rangi i dotyczyły zarwno systemu stokowego, jak i korytowego. Przez 7,2% dni dochodziło do podniesienia stanu wody w korycie potoku, przy braku spływu po­wierzchniowego i spłukiwania na stokach (wariant 3), co skutkowało transportem materiału w korycie. Warunki, kiedy zachodził rwnoczesny lub prawie rwnoczesny transport ma­teriału glebowego na stokach oraz materiału pochodzącego z koryta (wariant 4), wystąpiły zaledwie podczas 4,2% dni. Transport materiału glebowego na całej długości stokw łącznie z jego akumulacją u ich podnży, przy rwnoczesnym wzroście przepływu i transporcie w korycie (wariant 5), zachodził rzadko i występował tylko przez 0,6% dni procza let- Figure 67. Number of cases of exceeding the first, second and third threshold of soil supply from slopes to the Dworski Potok channel during potentially erosive rains according to the USLE criterion in summer half-year (Łazy near Bochnia, a bare fallow plot, 1987–2009) Table 43. Number of cases of hypothetical variants of relationship between soil particle transport in slope and valley bottom subsystems in the Dworski Potok catchment in summer half-year (Łazy near Bochnia, a bare fallow plot, 1987–2009) niego. Zdarzenia, podczas ktrych możliwa jest jednorazowa dostawa gleby bezpośrednio ze stokw do koryta potoku (wariant 6), trafały się incydentalnie i stanowiły zaledwie 0,5% dni w wieloleciu. Były one rwnie wyjątkowe, jak zdarzenia podczas ktrych był możliwy transport materiału glebowego na stokach przy braku reakcji w korycie (wa­riant 2). Sytuacje takie pojawiały się najczęściej w miesiącach letnich, kiedy koryto potoku okresowo wysychało. Podczas większości zdarzeń część materiału glebowego ulegała przemieszczeniu i lokalnej depozycji na stokach, nie wpływając na widoczną zmianę rzeźby stokw. Pod­czas niektrych zdarzeń materiał glebowy został jednorazowo przemieszczony od działu wodnego do podnży stokw i tam zdeponowany. Jedynie podczas nielicznych zdarzeń materiał glebowy był dostarczany do koryta potoku. Zdarzenia te charakteryzowały się największą skutecznością erozyjną, gdyż podczas nich była uruchamiana największa masa materiału glebowego, a jego transport odbywał się najdalej. Podczas tych zdarzeń zacho­dził zarwno transport wzdłuż całej długości stokw, jak i akumulacja gleby w postaci stożkw deluwialnych u podnży stokw i w dnie doliny, ale co najważniejsze – lokal­nie następowała bezpośrednia dostawa materiału glebowego ze stokw do koryta potoku, jego transport w czasie wezbrania i odprowadzanie poza zlewnię. Następujące podczas tych zdarzeń zmiany są zawsze nieodwracalne, a ich negatywne skutki są częściowo likwi­dowane przez naprawcze zabiegi agrotechniczne. W dłuższych okresach procesy zachodzące podczas przekraczania II i III progu do­stawy prowadzą do najbardziej skutecznego modelowania rzeźby zlewni. Polega ono na wyraźnej zmianie nachylenia i proflu stokw, nadbudowywaniu i wydłużaniu ich podn-ży. Akumulacja w dnie doliny powoduje jej poszerzanie i nadbudowywanie, a to z kolei z upływem czasu utrudnia bezpośrednią dostawę materiału ze stokw do koryta potoku (sprzężenie zwrotne ujemne) nawet podczas największych zdarzeń opadowych. Strefa podnży stokw i dna doliny stanowi strefę tranzytową przekraczaną tylko podczas naj­większych zdarzeń hydrometeorologicznych (III pr dostawy). Jak wykazano powyżej, dostawa materiału glebowego do koryta potoku uwarun­kowana jest nie tylko cechami opadw atmosferycznych, ale rwnież rzeźbą. Jej formy mogą stanowić barierę utrudniającą tę dostawę. W przypadku Dworskiego Potoku są nimi podstokowe rwniny deluwialne, krawędzie i szerokie dno doliny. Formy terenu mogą też umożliwiać dostawę materiału glebowego. Należą do nich przede wszystkim drogi polne, ktre są nieodłącznie związane z krajobrazem rolniczym Pogrza Karpackiego. Podczas opadw deszczu drogi znacząco uzupełniają naturalną sieć hydrografczną, przez co wpływają na przebieg procesw geomorfcznych (Froehlich, Słupik 1980, 1986; Słu-pik 1981; Lach 1985; Soja, Prokop 1995; Soja 2002; Święchowicz 2002c; Kroczak 2008). W zlewni Dworskiego Potoku gęstość sieci dr jest bardzo mała (zob. rozdz. 4.3). Jedyne drogi dojazdowe do pl są poprowadzone u podnża stokw wzdłuż dna doliny i na dziale wodnym. Zachodzi zatem pytanie, w jakim stopniu sieć dr polnych biegnących zgodnie ze spadkiem od działu wodnego do koryta potoku, wpłynęłaby na wartości parametrw deszczu umożliwiających przekroczenie I, II i III progu dostawy. Jeśli drogi te nie byłyby zadarnione i dochodziłyby bezpośrednio do koryta potoku, można przypuszczać, że prze­kroczenie szczeglnie III progu dostawy byłoby możliwe podczas deszczw o mniejszych wskaźnikach EI30 i I30 oraz zdarzałoby się na drogach częściej niż w obrębie pl upraw­nych. Podanie konkretnych wartości wymaga dalszych badań terenowych. R zdział 7 Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia zdarzeń erozyjnych na stokach Przeprowadzone badania terenowe na poletkach doświadczalnych w latach 2007–2009 pozwoliły na określenie częstości zdarzeń erozyjnych na stokach w zależności od roli, jaką te zdarzenia pełniły w dostawie zerodowanego materiału glebowego do koryta potoku. Na podstawie częstości zdarzeń określono wartości progowe wskaźnika erozyjności deszczu i jego maksymalnego natężenia 30-minutowego, po przekroczeniu ktrych możliwe było wystąpienie rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej. Na podstawie wyznaczonych warto­ści progowych ustalono częstość zdarzeń w wieloleciu 1987–2009. Ostatnim stawianym w pracy celem było określenie prawdopodobieństwa wystąpienia zdarzeń erozyjnych określonej kategorii (rozbryzgu, spłukiwania, erozji linijnej), prawdopodobieństwa do­stawy materiału glebowego ze stokw do koryt oraz prawdopodobieństwa przewyższenia określonych wartości progowych. Podstawowymi czynnikami warunkującymi poprawność uzyskiwanych wynikw są: jakość serii pomiarowej, jej długość i homogeniczność. Im seria jest dłuższa, tym większa gwarancja, że obejmuje ona charakterystyczną dla danego procesu naturalną zmienność. W przypadku erozji gleby na stokach użytkowanych rolniczo zagadnienie prognozowania częstości zdarzeń erozyjnych jest zagadnieniem wielce skomplikowanym. Erozja gleby na stokach jest wypadkową działania wielu czynnikw, ale nie jest proporcjonalna do zmian ich natężenia. Już choćby sam opad, ktry jest podstawowym czynnikiem koniecznym do wywołania erozji wodnej gleby, charakteryzuje się spośrd elementw klimatycznych największą zmiennością. W rozważaniach skoncentrowano się na wynikach uzyskanych na poletkach utrzymywanych w czarnym ugorze i dlatego wykorzystane w pracy wyniki badań pozwalają na poznanie zależności efektywności morfogenetycznej deszczu od jego cech, w warunkach, kiedy powinien on być najbardziej skuteczny. Pozbawiona ochron­nej okrywy roślinnej gleba jest bowiem najbardziej podatna na erozję, a masa przemiesz­czanego materiału glebowego powinna reprezentować potencjalnie najwyższe wskaźniki erozji uzyskiwane w obszarach rolniczych. W literaturze najczęściej prbuje się dokony­wać oceny natężenia erozji wodnej gleby przez podanie wskaźnikw erozji dla rżnych obszarw położonych w rżnych strefach klimatycznych i dla rżnych typw użytkw. Najczęściej natężenie erozji wyraża się w kg·m-2 lub kg·ha-1 lub t·km-2. Z jednej strony, tego typu wskaźniki są bardzo użyteczne, gdyż w sposb ilościowy pozwalają na ocenę zagro-żenia erozją wodną gleby, z drugiej stanowią duże uproszczenie, sugerując, jakoby erozja wodna na stokach była procesem ciągłym i niezmiennym w czasie. W rzeczywistości ero­zja wodna gleby na stokach jest procesem epizodycznym, zdarzającym się stosunkowo rzadko. W przypadku tego samego typu gleb, użytkowania i rzeźby terenu liczba zdarzeń erozyjnych na stokach jest bardzo zrżnicowana i zależna głwnie od cech deszczu, takich jak erozyjność i maksymalne natężenie w ciągu 30 minut. Z tego względu wyznaczenie prawdopodobieństwa wystąpienia zdarzeń erozyjnych określonej kategorii oraz prawdo­podobieństwa przekroczenia liczby przypadkw powyżej określonej wartości progowej wydaje się zagadnieniem niezwykle istotnym nie tylko z poznawczego, ale może przede wszystkim praktycznego punktu widzenia. W celu określenia prawdopodobieństwa wystąpienia i przewyższenia określonej war­tości progowej zastosowano następującą procedurę. Wszystkie wyrżnione procesy erozyjne na stokach występowały z rżną częstością i zwykle w rżnym czasie. Najczęściej rejestrowano tylko rozbryzg, rzadziej rozbryzg i spłukiwanie. W niektrych przypadkach rozbryzgowi i spłukiwaniu towarzyszyła erozja linijna, ktra w większości przypadkw prowadziła do powstawania mikrożłobin i żłobin. Incydentalnie erozja linijna miała cechy efemerycznej erozji wąwozowej. Wyznaczone empirycznie wartości progowe wystąpienia procesw erozji wodnej na stokach umożli­wiły, przy wykorzystaniu istniejących danych opadowych z wielolecia, określenie praw­dopodobieństwa wystąpienia i przewyższenia określonej liczby przypadkw rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej na stokach pogrskich utrzymywanych w czarnym ugorze tylko podczas deszczw potencjalnie erozyjnych spełniających kryterium USLE. W procedurze uwzględniono 212 przypadkw deszczw potencjalnie erozyjnych, wydzielonych w proczu letnim w wieloleciu 1987–2009. Były to deszcze o wysokości większej lub rwnej 12,7 mm i oddzielone od kolejnego deszczu co najmniej 6-godzin­ną przerwą (zob. rozdz. 3.2.1). Spośrd tych deszczw wyrżniono te, ktre przekraczały ustalone wartości progowe wystąpienia poszczeglnych procesw erozyjnych. Sprawdzo­no, jak często określona liczba przypadkw przekraczała wyznaczoną wartość progową w ciągu roku i w poszczeglnych miesiącach procza letniego. Uzyskano w ten sposb empiryczne rozkłady wystąpienia poszczeglnych procesw erozyjnych. Do rozkładw empirycznych dopasowano funkcje dyskretnych rozkładw teoretycznych. Uwzględnio-no następujące typy rozkładw: dwumianowy odwrotny (Pascala), Poissona, geometrycz­ny, logarytmiczny, Bernoulli’ego (Jźwiak, Podgrski 2000; Koronacki, Mielniczuk 2006; Węglarczyk 2010). Estymacja parametrw funkcji rozważanych rozkładw prawdopodo-bieństwa wykonana została metodą największej wiarygodności (MNW). Do oceny jako­ści dopasowania teoretycznych rozkładw prawdopodobieństwa wystąpienia procesw erozyjnych do rozkładw empirycznych zastosowano dwa testy zgodności: . Kołmogo­rowa (Kołmogorowa-Smirnowa) oraz test Andersona-Darlinga (Węglarczyk 1998, 2010; Mitosek 2003; Koronacki, Mielniczuk 2006). Najlepsze dopasowanie zwykle uzyskiwano w przypadku rozkładu Poissona (rozbryzg, spłukiwanie, erozja linijna, I, II i III pr do­stawy) lub dwumianowego odwrotnego – rozkładu Pascala (rozbryzg). 7.1. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia rozbryzgu, spłukiwania oraz erozji linijnej w roku Rozbryzg, ktry jest początkowym stadium erozji wodnej na stoku, występował podczas wszystkich deszczw erozyjnych wyrżnionych zgodnie z kryterium USLE. Takich zda­rzeń z reguły było więcej niż 11 w roku (tab. 44), a ich udział w całkowitej masie urucha­mianej na stokach gleby był rżny. Prawdopodobieństwo, że rozbryzg o największej skuteczności erozyjnej (NSE) nie wystąpi w ogle w proczu letnim lub zdarzy się tylko 1 raz, są mniejsze od 0,5%, co oznacza, ze takie lata zdarzają się niezmiernie rzadko (tab. 44; ryc. 68). Prawdopodobień­stwo, że rozbryzg zdarzy się 2 razy w ciągu procza letniego, jest rwne 1,2%, 3 razy – 2,8%, 4 razy – 5,0%, 5 razy – 7,4%, a 6 razy – 9,5%. Prawdopodobieństwo wystąpienia od 7 do 10 zdarzeń rozbryzgu wynosi około 11% (tab. 44; ryc. 68). Prawdopodobieństwo, że liczba zdarzeń rozbryzgu NSE będzie większa od 0, wynosi 99,9%. Zdarzenia te wystąpią w prawie każdym proczu letnim co najmniej raz. Prawdo­podobieństwo 8 lub więcej takich zdarzeń wynosi 51,4, a 10 lub więcej – 30,7% (tab. 45, ryc. 69). Podobne prawidłowości zachodzą w przypadku potencjalnie ekstremalnych zdarzeń rozbryzgu (PEZR), ktre są wywołane przez ekstremalne deszcze erozyjne (według przy­jętej defnicji jest to 10% deszczw o największej erozyjności). Takich zdarzeń w ciągu roku z reguły było więcej niż 6 (tab. 44). Najbardziej prawdopodobne jest wystąpienie od 5 do 8 przypadkw ekstremalnych zdarzeń rozbryzgu w roku (47,3%), w tym prawdopo­dobieństwo wystąpienia dokładnie 5. wynosi 11,3%, 6. – 12,5%, 7. – 12,3%, a 8. – 11,2%. Oznacza to, że średnio co 8–9 lat zdarzy się rok, w ktrym liczba potencjalnie ekstremal­nych zdarzeń rozbryzgu wyniesie odpowiednio 5, 6, 7 lub 8 przypadkw (tab. 44, ryc. 68). Prawdopodobieństwo, że rozbryzg zdarzy się 2 razy lub 1 raz w ciągu procza letnie­go jest małe, a że rozbryzg nie wystąpi w ogle w ciągu procza letniego, jest znikome – 0,06% (tab. 44, ryc. 68). Prawdopodobieństwo, że liczba zdarzeń rozbryzgu PEZR będzie większa od 0, wy­nosi 99,8%. Prawdopodobieństwo, że takich zdarzeń będzie więcej niż 7 wynosi 44,4%, a więcej niż 10 – 16,4% (tab. 45, ryc. 69). Z powyższych rozważań wynika, że rozbryzg niezależnie od jego udziału w erozji wodnej na stoku (NSE, PEZR) występuje tak często, jak często występują deszcze poten­cjalnie erozyjne. Prawdopodobieństwo, że w ciągu procza letniego ani razu nie wystąpi rozbryzg jest bliskie zeru. Prawdopodobieństwo wystąpienia zdarzeń o największej sku­teczności erozyjnej (NSE) jest najwyższe przy 8 zdarzeniach w proczu letnim i wynosi 11,4%. Prawdopodobieństwo wystąpienia potencjalnie ekstremalnych zdarzeń (PEZR) jest najwyższe przy 6 zdarzeniach w proczu letnim i wynosi 12,5% (tab. 44, ryc. 68). Spłukiwanie, ktre polega na przemieszczaniu w d stoku uruchomionego przez roz­bryzg materiału glebowego, nie występowało po każdym potencjalnie erozyjnym deszczu. Tabela 44. Prawdopodobieństwo wystąpienia [%] określonej li zby przypadków rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej na stoka h pogórski h utrzymywany h w zarnym ugorze pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE ( zarny ugór) Table 44. Probability of o urren e [%] of a given number of ases of splash, slopewash and linear erosion on foothill slopes during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Rozdział 7. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia zdarzeń erozyjny h na stoka h 1 – li zba przypadków, 2 – zęstość, 3 – prawdopodobieństwo wystąpienia [%] określonej li zby przypadków; Typ rozkładu: P – Poissona, D – dwumianowy odwrotny (Pas ala); NSE – największa sku­te zność erozyjna, PEZR – poten jalnie ekstremalne zdarzenia rozbryzgu, PEZS – poten jalnie ekstremalne zdarzenia spłukiwania, PEZEL – poten jalnie ekstremalne zdarzenia erozji linijnej . 1 – number of events, 2 – frequen y, 3 – probability of o urren e [%] of a given number of ases; Distribution type: P – Poisson, D – negative binomial (Pas al); NSE – the highest erosive effe tiveness, PEZR – potentially extreme splash, PEZS – potentially extreme slopewash, PEZEL – potentially extreme linear erosion. (F) poten jalnie ekstremalny h zdarzeń erozji linijnej (PEZEL) pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE ( zarny ugór) Figure 68. Probability distribution fun tion [%] of the number of ases of (A) splash of the highest erosive ef-fe tiveness (NSE); (B) potentially extreme splash events (PEZR); (C) slopewash events with the highest erosive effe tiveness (NSE); (D) potentially extreme slopewash events (PEZS); (E) linear erosion; (F) potentially extreme linear erosion events (PEZEL) during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Tabela 45. Li zba przypadków, zęstość oraz prawdopodobieństwo przewyższenia [%] określonej li zby przypadków rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej na stoka h pogórski h pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE ( zarny ugór) Table 45. Number of events, frequen y and probability of ex eeding [%] a given number of ases of splash, slopewash and linear erosion on foothill slopes during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Rozdział 7. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia zdarzeń erozyjny h na stoka h 1 – li zba przypadków, 2 – zęstość, 3 – prawdopodobieństwo przekro zenia [%] określonej li zby przypadków; Typ rozkładu: P – Poissona, D – dwumianowy odwrotny (Pas ala); NSE – największa skute zność erozyjna, PEZR – poten jalnie ekstremalne zdarzenia rozbryzgu, PEZS – poten jalnie ekstremalne zdarzenia spłukiwania, PEZEL – poten jalnie ekstremalne zdarzenia erozji linijnej. 1 – number of events, 2 – frequen y, 3 – probability of ex eeding [%] a given number of ases; Distribution type: P – Poisson, D – negative binomial (Pas al), NSE – the highest erosive effe tiveness, PEZR – potentially extreme splash, PEZS – potentially extreme slopewash, PEZEL – potentially extreme linear erosion. 7.1. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia rozbryzgu, spłukiwania oraz erozji linijnej w roku Ry ina 69. Dystrybuanty empiry zne i teorety zne [%] li zby przypadków (A) rozbryzgu o największej skute z-noś i erozyjnej (NSE); (B) poten jalnie ekstremalny h zdarzeń rozbryzgu (PEZR); (C) spłukiwania o największej skute znoś i erozyjnej (NSE); (D) poten jalnie ekstremalny h zdarzeń spłukiwania (PEZS); (E) erozji linijnej; (F) poten jalnie ekstremalny h zdarzeń erozji linijnej (PEZEL) pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE ( zarny ugór) Figure 69. Cumulative distribution fun tions and umulative probability fun tions [%] of the number of ases of (A) splash of the highest erosive effe tiveness (NSE); (B) potentially extreme splash events (PEZR); (C) slope­wash events with the highest erosive effe tiveness (NSE); (D) potentially extreme slopewash events (PEZS); (E) linear erosion; (F) potentially extreme linear erosion events (PEZEL) during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Ponadto liczba, częstość i prawdopodobieństwo wystąpienia określonej liczby przypad­kw powyżej wyznaczonych wartości progowych było bardzo zrżnicowane tak w przy­padku zdarzeń spłukiwania o największej skuteczności erozyjnej (NSE), jak i zdarzeń po­tencjalnie ekstremalnych (PEZS). Prawdopodobieństwo wystąpienia 2 zdarzeń spłukiwania o największej skuteczności erozyjnej (NSE) w proczu letnim wynosi 26,2% (tab. 44, ryc. 68). Taka liczba zdarzeń w proczu letnim występuje średnio 1 raz na 3,8 lat. Z podobnym prawdopodobieństwem występują 1 i 3 zdarzenia w proczu letnim (tab. 44, ryc. 68). Taka liczba przypadkw wy­stępuje przeciętnie 1 raz na około 4 i 5 lat. Prawdopodobieństwo wystąpienia spłukiwania o największej skuteczności erozyjnej 7 razy w ciągu procza letniego wynosi zaledwie 0,8%, to znaczy może nastąpić średnio 1 raz na 125 lat, czyli są to zdarzenia incydentalne. Natomiast prawdopodobieństwo, że spłukiwanie nie wystąpi w ogle w proczu letnim, wynosi 9,2%, to znaczy, że taka sytuacja może zdarzyć się 1 raz na 10 lat (tab. 44, ryc. 68). Prawdopodobieństwo, że liczba zdarzeń spłukiwania (NSE) będzie większa od 0, wy­nosi 90,8%, a że wyniesie 8 lub więcej w proczu letnim jest znikome – 0,1% (tab. 45, ryc. 69). Prawdopodobieństwo wystąpienia w ciągu procza letniego jednego potencjalnie ekstremalnego zdarzenia spłukiwania (PEZS) wynosi 36,0%, a więc zachodzi średnio 1 raz na 2,8 lat (tab. 44, ryc. 68). Prawdopodobieństwo wystąpienia takich zdarzeń 3 razy w proczu letnim wynosi 8,9% (przeciętnie 1 raz na 11 lat). Prawdopodobieństwo wystą­pienia 5 przypadkw spłukiwania w proczu letnim jest bardzo małe (0,7%). Wystąpienie 6 lub 7 zdarzeń w proczu letnim jest bardzo mało prawdopodobne. Natomiast prawdo­podobieństwo niewystąpienia spłukiwania w ogle w proczu letnim wynosi aż 29,6% (średnio 1 raz na 3,4 lat), co w praktyce oznacza, że proces spłukiwania nie jest tak częsty, jak powszechnie się uznaje (tab. 44, ryc. 68). Prawdopodobieństwo, że liczba potencjalnie ekstremalnych zdarzeń spłukiwania (PEZS) będzie większa od 0, wynosi 70,4%, zatem zdarzy się w proczu letnim średnio 1 raz na 1,4 roku. Prawdopodobieństwo wystąpienia 4 lub więcej takich zdarzeń w pro­czu letnim jest znikome – 0,8%. Prawdopodobieństwo 6 lub więcej takich zdarzeń w roku jest bliskie zeru (0,03%) (tab. 45, ryc. 69). Jak wynika z powyższych rozważań spłukiwanie na stokach występuje z mniejszą częstością niż rozbryzg. Liczba zdarzeń w roku jest zwykle mniejsza niż deszczw poten­cjalnie erozyjnych. Prawdopodobieństwo, że w ciągu procza letniego w ogle nie wy-stąpi spłukiwanie wynosi 9,2% (NSE) i 29,6% (PEZS). W praktyce oznacza to, że średnio w co 10. roku (NSE) i w co 3. roku (PEZS) takie zdarzenia nie wystąpią. Istnieje naj-większe prawdopodobieństwo (26,2%), że spłukiwanie w ciągu procza letniego wystąpi 2 razy (taka sytuacja zdarza się średnio 1 raz na 3,8 lat). Najbardziej prawdopodobne jest wystąpienie 1 przypadku potencjalnie ekstremalnego zdarzenia spłukiwania (PEZS) w proczu letnim (36%) – średnio 1 raz na 2,8 lat. Zdarzenia spłukiwania wywołane przez ekstremalne deszcze erozyjne występują znacznie rzadziej i nie zawsze to one de­cydują o największej skuteczności erozyjnej procesu spłukiwania w ciągu roku. W takich sytuacjach większą rolę mogą odgrywać zdarzenia średnie, ktre występują znacznie czę­ściej (por. rozdz. 4.3.2). Przypadki erozji linijnej w stosunku do liczby deszczw potencjalnie erozyjnych poja­wiły się znacznie rzadziej niż zdarzenia spłukiwania, wartości progowe wskaźnika erozyj-ności deszczw były jednak tylko nieznacznie wyższe od tych niezbędnych do wywołania spłukiwania. Dużo wyższe były natomiast wartości maksymalnego natężenia 30-minuto­wego (tab. 44). Rozdzielenie procesu spłukiwania i erozji linijnej w praktyce jest trudne. Procesowi erozji linijnej bowiem zawsze towarzyszy spłukiwanie, natomiast spłukiwaniu nie zawsze towarzyszy erozja linijna. Prawdopodobieństwa, że erozja linijna nie wystąpi w ogle w proczu letnim wynosi 13% – średnio 1 raz na około 8 lat (tab. 44; ryc. 68). Prawdopodobieństwo wystąpienia 2 przypadkw erozji linijnej w proczu letnim jest największe i wynosi 27,1% (średnio 1 raz na 5,4 lat). Wystąpienie 5 i 6 przypadkw erozji linijnej jest niewielkie i wynosi od­powiednio 3,8 i 1,3% (tab. 44, ryc. 68). Prawdopodobieństwo, że liczba zdarzeń erozji linijnej będzie większa od 0, wynosi 87,0%, czyli że zdarzy się co najmniej 1 raz w prawie każdym proczu letnim. Prawdopo­dobieństwo 5 lub więcej takich zdarzeń wynosi 1,8%, a 6 lub więcej jest znikome (0,5%) (tab. 45, ryc. 69). Prawdopodobieństwa, że potencjalnie ekstremalna erozja linijna nie wystąpi w ogle w proczu letnim lub zdarzy się tylko 1 raz, jest takie samo i wynosi 36,8%, co oznacza, że takie sytuacje zdarzają się średnio 1 raz na około 3 lata. Prawdopodobieństwo wystąpienia 3 zdarzeń PEZEL w proczu letnim wynosi 6,1, a 5 zaledwie 0,3% (tab. 44, ryc. 68). Prawdopodobieństwo, że liczba potencjalnie ekstremalnych zdarzeń erozji linijnej (PEZEL) będzie większa od 0, wynosi 63,2%, zatem takie zdarzenia występują w proczu letnim średnio 1 raz na około 2 lata. Prawdopodobieństwo 3 lub więcej takich zdarzeń wynosi 1,9%, a 4 lub więcej tylko 0,4%, a więc jest znikome (tab. 45, ryc. 69). Z powyższych rozważań wynika, że erozja linijna na stokach występuje z mniejszą częstością niż rozbryzg i spłukiwanie, chociaż rżnice między prawdopodobieństwem wystąpienia spłukiwania i erozji linijnej nie są bardzo duże. Prawdopodobieństwo, że w proczu letnim w ogle nie wystąpi erozja linijna jest stosunkowo duże i wynosi 13%, a że nie wystąpi – potencjalnie ekstremalna erozja linijna 36,8% (por. rozdz. 4.3.3). 7.2. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia rozbryzgu oraz dostawy materiału glebowego ze stoków do koryta potoku Kolejnym zagadnieniem jest określenie prawdopodobieństwa przekroczenia kolejnych progw dostawy zerodowanego materiału glebowego ze stokw do koryta potoku. Obieg materiału glebowego od działu wodnego przez stoki, podstokowe rwniny deluwialne i dna dolin do koryta potoku dokonuje się dzięki działaniu tych samych procesw ero­zyjnych, ktrych prawdopodobieństwo wystąpienia zostało omwione wcześniej, czyli rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej. Jednakże rola tych procesw w dostawie zero­dowanego materiału glebowego do koryta potoku jest inna. Wartości progowe wystąpie­nia rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej nie są identyczne z wartościami progowymi, po przekroczeniu ktrych następuje dostawa zerodowanego materiału do koryta potoku. Przy wyrżnianiu wartości progowych dostawy materiału glebowego głwny nacisk został położony nie na sam fakt wystąpienia procesu na stoku czy na masę przemieszczonej gle­by wyrażoną w powszechnie przyjmowanych jednostkach, jak np. kg·ha-1, ale na długość drogi transportu. W takim ujęciu rola procesu polega na możliwości dostarczenia zerodo­wanego materiału glebowego ze stokw bezpośrednio do koryta potoku. W wyrżnionych na początku pracy potencjalnych progach dostawy (zob. rozdz. 1.3) są uwzględnione zarwno rzeźba zlewni, a więc realnie istniejące bariery fzyczne w po­staci podstokowych rwnin deluwialnych, krawędzi i szerokich, płaskich den dolin, ktre utrudniają dostawę materiału glebowego ze stokw do koryta potoku, ale rwnież zwr­cono uwagę na fakt, że pokonanie tych barier wymaga większych wartości parametrw deszczu, takich jak wskaźnik erozyjności (EI30) i jego maksymalne natężenie 30-minutowe (I30). W tym kontekście wyznaczone wartości progowe dostawy gleby ze stokw do koryt potokw są inne niż wartości progowe wystąpienia poszczeglnych procesw składają­cych się na erozję wodną gleby na stokach. W proczu letnim wielolecia 1987–2009 podczas wszystkich deszczw potencjal­nie erozyjnych występował rozbryzg na stokach. Wartość progowa wystąpienia procesu była tożsama z najniższą wartością parametru EI30 lub I30 wyrżnionych w tym okresie deszczw erozyjnych (tab. 46). Prawdopodobieństwo jego wystąpienia, jak rwnież prze-wyższenia zadanej liczby przypadkw jest związane z częstością występowania deszczw erozyjnych na danym obszarze w określonym czasie. Prawdopodobieństwa, że rozbryzg nie zdarzy się w ogle w proczu letnim wynosi zaledwie 0,06%, co oznacza, ze takie lata zdarzają się niezmiernie rzadko (tab. 46, ryc. 70). Najbardziej prawdopodobne jest wystąpienie od 7 do 9 przypadkw rozbryzgu w pro­czu letnim (33,5%), w tym prawdopodobieństwo wystąpienia dokładnie 7. wynosi 11,0, 8. – 11,5, a 9. – 11,0%. Oznacza to, że średnio co 9 lat zdarzy się rok, w ktrym liczba zda­rzeń rozbryzgu wyniesie odpowiednio 7, 8, lub 9 przypadkw (tab. 46). Prawdopodobieństwo liczby zdarzeń rozbryzgu większe od 0, wynosi 99,9%, czyli że zdarzy się co najmniej 1 raz w prawie każdym proczu letnim. Prawdopodobieństwo 8 lub więcej takich zdarzeń wynosi 51,1%, a 10 lub więcej – 30,3% (tab. 47, ryc. 71). Przedstawione rozważania potwierdzają prawidłowość, że zdarzenia rozbryzgu, nie­zależnie od ich udziału w erozji wodnej na stoku, występują tak często, jak często wystę­pują deszcze potencjalnie erozyjne. Prawdopodobieństwo, że w ciągu procza letniego nie wystąpi ani jedno zdarzenie rozbryzgu, jest bliskie zeru. Każdy potencjalnie erozyj­ny deszcz uruchamia na stoku pewną masę materiału glebowego, ktra najczęściej prze­mieszczana jest na małe odległości (rzędu 2–48 cm; tab. 23). Jeżeli ktryś z tych deszczw wywoła spłukiwanie, wtedy uruchomione przez rozbryzg cząstki gleby są transportowane przez spływającą wodę w d stoku. Transport odbywa się na małe odległości, a materiał glebowy często jest deponowany w obrębie spłaszczeń lub mikrozagłębień na stoku. Następuje wtedy przekroczenie I progu dostawy. Wartości progowe parametrw deszczu (EI30 i I30), ktre umożliwiają transport materiału w obrębie stoku są stosunkowo małe (tab. 46). Prawdopodobieństwo wystąpienia kilku (od 3 do 7) takich zdarzeń w ciągu procza letniego jest też stosunkowo wysokie i wynosi od 10,4% (7 zdarzeń) do 17,5% (4 i 5 zdarzeń), czyli że mogą one wystąpić odpowiednio średnio 1 raz na około 10 i 6 lat. Prawdopodobieństwo wystąpienia 1 lub 2 zdarzeń jest niskie, pra­wie tak samo jak 8 lub 9 zdarzeń (tab. 46). Prawdopodobieństwo, że w ogle nie dojdzie do przekroczenia I progu dostawy, jest znikome i wynosi jedynie 0,7% (tab. 46, ryc. 70). Prawdopodobieństwo, że liczba przekroczenia I progu dostawy będzie większa od 0, wynosi 99,3%, co oznacza, że zdarza się to prawie każdego roku. Prawdopodobieństwo, że przekroczenie I progu nastąpi 1 raz lub więcej jest rwnież wysokie i wynosi 96,0%, a że wyniesie 5 i więcej – 38,4%. Dopiero przekroczenie I progu dostawy więcej niż 9 razy w proczu letnim nastąpi z małym prawdopodobieństwem, wynoszącym 3,2% (tab. 47, ryc. 71). Table 46. Number of events, frequen y and probability of o urren e [%] of a given number of ases of splash as well as first, se ond and third soil supply threshold from foothill slopes to stream hannel during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) 1 – li zba przypadków, 2 – zęstość, 3 – prawdopodobieństwo przekro zenia [%] określonej li zby przypadków; Typ rozkładu: P – Poissona, D – dwumianowy odwrotny (Pas ala).1 – number of events, 2 – frequen y, 3 – probability of o urren e [%] of a given number of ases; Distribution type: P – Poisson, D – negative binomial (Pas al). (C) II progu dostawy; (D) III progu dostawy pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE (fot. J. Świę howi z) Figure 70. Probability distribution fun tion [%] of the number of ases of (A) soil splash; (B) first soil supply threshold; (C) se ond soil supply threshold; (D) third soil supply threshold during potentially erosive rains a ord-ing to the USLE riterion (photo by J. Świę howi z) Table 47. Number of events, frequen y and probability of ex eeding [%] a given number of ases of splash as well as first, se ond and third soil supply threshold from foothill slopes to stream hannel during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) 1 – li zba przypadków, 2 – zęstość, 3 – prawdopodobieństwo przekro zenia [%] określonej li zby przypadków; Typ rozkładu: P – Poissona, D – dwumianowy odwrotny (Pas ala).1 – number of events, 2 – frequen y, 3 – probability of o urren e [%] of a given number of ases; Distribution type: P – Poisson, D – negative binomial (Pas al). Jeżeli erozyjność deszczu i jego maksymalne natężenie 30-minutowe będzie dość duże, by umożliwić transport materiału glebowego wzdłuż całej długości stoku i aku­mulację zerodowanej gleby w obrębie podstokowych rwnin deluwialnych, dochodzi do przekroczenia II progu dostawy. Wartości progowe parametrw deszczu (EI30 i I30), ktre umożliwiają transport materiału na całej długości stoku, są już dużo wyższe i pozwala­ją na wystąpienie erozji linijnej (tab. 46). Przekroczenie II progu dostawy nie zdarza się tak często, jak przekroczenie I progu. Najbardziej prawdopodobne jest wystąpienie 1 lub 2 zdarzeń w proczu letnim, podczas ktrych dojdzie do przekroczenia II progu dostawy (26,5 i 27,1%). Prawdopodobieństwo wystąpienia 4 zdarzeń w proczu letnim jest małe i wynosi 9,4%, a 7, 8 lub więcej razy jest bliskie zeru. Prawdopodobieństwo, że w ogle nie dojdzie do przekroczenia II progu dostawy, jest stosunkowo duże i wynosi 12,9% (tab. 46, ryc. 70). Prawdopodobieństwo, że liczba przekroczeń II progu dostawy będzie większa od 0, wynosi 87,0%, co oznacza, że zdarza się to prawie każdego roku. Prawdopodobieństwo, że przekroczenie II progu nastąpi 1 raz lub więcej wynosi 60,6% (średnio 1 raz na 1,7 lat). Prawdopodobieństwo 1 lub 2 takich przypadkw w proczu letnim wynosi 33,5%. Dopiero prawdopodobieństwo przekroczenia II progu dostawy 6 lub więcej razy jest zni­kome (tab. 47, ryc. 71). Jeżeli erozyjność deszczu i jego maksymalne natężenie 30-minutowe umożliwi bez­pośrednią dostawę zerodowanego materiału glebowego do koryta potoku, dochodzi do przekroczenia III progu dostawy. Zdarzenia opadowe muszą być tak silne, aby doszło do pokonania nie tylko podstokowych rwnin deluwialnych, krawędzi na granicy stokw, ale rwnież płaskich i stosunkowo szerokich den dolin. Wartości progowe parametrw desz­czu (EI30 i I30), ktre umożliwiają taki transport materiału, są bardzo duże i rwnocześnie nieco większe od tych, ktre umożliwiły wyrżnienie ekstremalnych deszczw erozyjnych. Stąd prosty wniosek, że nie każdy deszcz ekstremalny, czyli taki, ktry stanowił zaledwie 10% najsilniejszych zdarzeń opadowych wśrd deszczw potencjalnie erozyjnych, jest w stanie spowodować procesy erozji wodnej na stokach o takim natężeniu, by doszło do przekroczenia III progu dostawy. Przekroczenie to zdarza się incydentalnie. Prawdopodobieństwo, że przekroczenie III progu dostawy wystąpi tylko raz w pro­czu letnim wynosi 36,2%, czyli że taka sytuacja może zdarzyć się średnio 1 raz na około 3 lata. Prawdopodobieństwo przekroczenia III progu 2, 3 lub 4 razy w proczu letnim wynosi odpowiednio 15, 4,1 i 0,8%, a prawdopodobieństwo większej liczby takich zdarzeń jest bliskie zeru (tab. 46, ryc. 70). Prawdopodobieństwo, że w ogle nie dojdzie do prze­kroczenia III progu dostawy jest bardzo duże i wynosi 43,8%, czyli że taka sytuacja może wystąpić średnio 1 raz na 2 lata (tab. 46, ryc. 70). Prawdopodobieństwo, że liczba przekroczeń III progu dostawy będzie większa od 0, wynosi 56,2%, co oznacza, że zdarza się średnio 1 raz na około 2 lata. Prawdopodobień­stwo, że przekroczenie III progu nastąpi 1 raz lub więcej wynosi tylko 20,1% (średnio 1 raz na 5 lat). Prawdopodobieństwo 3 lub więcej takich przypadkw w proczu letnim wynosi 1%. (tab. 47, ryc. 71). (C) II progu dostawy; (D) III progu dostawy pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE (fot. J. Świę howi z) (A) soil splash; (B) first soil supply threshold; (C) se ond soil supply threshold; (D) third soil supply threshold during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (photo by J. Świę howi z) Figure 71. Cumulative distribution fun tions and umulative probability fun tions [%] of the number of ases of Rozdział 7. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia zdarzeń erozyjny h na stoka h 7.3. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia rozbryzgu, spłukiwania oraz erozji linijnej w poszczególnych miesiącach półrocza letniego Występowanie erozji wodnej na stoku charakteryzuje się rwnież dużą zmiennością sezo­nową. Najczęściej jako głwną przyczynę zmienności sezonowej natężenia erozji wodnej na obszarach użytkowanych rolniczo podaje się rżnice w pokryciu powierzchni przez ro-ślinność, zależne od fazy rozwoju roślin. Podstawą wyrżnienia wartości są wyniki badań erozji prowadzone na poletku utrzymywanym w czarnym ugorze. O wiele łatwiej jest na takiej serii pokazać wpływ cech deszczu na zmienność sezonową maksymalnego natęże­nia erozji na terenach pozbawionych ochronnej roli okrywy roślinnej. Zdarzenia rozbryzgu są powodowane przez każdy deszcz potencjalnie erozyjny. Jed­nakże prawdopodobieństwo, że rozbryzg o największej skuteczności erozyjnej (NSE) spo­wodowany przez deszcze tej kategorii nie wystąpi, jest największe w październiku (56,8%), a znacznie mniejsze we wrześniu (26%), maju (22,8%) i w sierpniu (21,8%). Prawdopo­dobieństwo wystąpienia 1 zdarzenia rozbryzgu (NSE) jest bardzo podobne we wszystkich miesiącach, 2 zdarzeń jest największe w czerwcu i lipcu, a najmniejsze w październiku. Od maja do września wystąpienie większej niż 4 liczby przypadkw rozbryzgu jest mało prawdopodobne. Rżnice te jeszcze mocniej uwidaczniają się w przypadku wystąpienia potencjalnie ekstremalnych zdarzeń rozbryzgu (tab. 48). Tabela 48. Prawdopodobieństwo wystąpienia [%] określonej li zby przypadków rozbryzgu na stoka h pogórski h pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE ( zarny ugór) Table 48. Probability of o urren e [%] of a given number of splash events on foothill slopes during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Typ rozkładu: P – Poissona; NSE – największa skute zność erozyjna, PEZR – poten jalnie ekstremalne zdarzenia rozbryzgu. Distribution type: P – Poisson; NSE – the highest erosive effe tiveness, PEZR – potentially extreme splash events. Prawdopodobieństwo, że liczba zdarzeń rozbryzgu NSE będzie większa od 0, jest naj-większe w lipcu i czerwcu, a najmniejsze w październiku (tab. 49). Prawdopodobieństwo wystąpienia 1 zdarzenia spłukiwania o największej skuteczno-ści erozyjnej (NSE) jest największe w lipcu (36,6%), niewiele niższe w czerwcu (35,3%), a najmniejsze w październiku (8%). Zdarzenia takie mogą pojawić się średnio 1 raz na około 3 lata (lipiec, czerwiec) lub 1 raz na 12,5 roku (październik). Prawdopodobieństwo wystąpienia spłukiwania 2 razy jest już znacznie mniejsze, choć nadal największe w lipcu (16,7%) i czerwcu (13,0%). Prawdopodobieństwo wystąpienia 3 takich zdarzeń w roku jest niskie w październiku, wrześniu i maju. Takie zdarzenia trafają się jedynie w lipcu i czerwcu, ale z bardzo małym prawdopodobieństwem (tab. 50). Prawdopodobieństwo, że liczba zdarzeń rozbryzgu NSE będzie większa od 0, jest naj-większe w lipcu (59,9%) i niewiele niższe w czerwcu (52,2%). Prawdopodobieństwo, że takich zdarzeń będzie 1 lub więcej, wynosi 23,2% (lipiec) i 17% (czerwiec), a prawdopo­dobieństwo, że będzie ich 3 lub więcej, jest bardzo małe (tab. 51). Prawdopodobieństwo, że potencjalnie ekstremalne spłukiwanie zdarzy się 1 raz, jest największe w lipcu (28,1%) i czerwcu (24,6%), a najmniejsze we wrześniu (8,0%). W paź­dzierniku takiego zdarzenia w okresie badań nie odnotowano w ogle. Prawdopodobień­stwo dwukrotnego wystąpienia spłukiwania jest już dużo mniejsze, choć nadal największe Tabela 49. Prawdopodobieństwo przewyższenia [%] określonej li zby przypadków rozbryzgu na stoka h pogór­ski h pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE ( zarny ugór) Table 49. Probability of ex eeding [%] a given number of splash events on foothill slopes during potentially ero-sive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Typ rozkładu: P – Poissona; NSE – największa skute zność erozyjna, PEZR – poten jalnie ekstremalne zdarzenia rozbryzgu. Distribution type: P – Poisson; NSE – the highest erosive effe tiveness, PEZR – potentially extreme splash events. Rozdział 7. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia zdarzeń erozyjny h na stoka h Tabela 50. Prawdopodobieństwo wystąpienia [%] określonej li zby przypadków spłukiwania na stoka h pogór­ski h pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE ( zarny ugór) Table 50. Probability of o urren e [%] of a given number of ases of slopewash on foothill slopes during poten­tially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Typy rozkładu: P – Poissona; N – w okresie badań nie zarejestrowano przypadków spłukiwania; NSE – największa skute zność erozyjna, PEZS – poten jalnie ekstremalne zdarzenia spłukiwania. Distribution type: P – Poisson; N – in the resear h period no slopewash events were registered; NSE – the highest erosive effe tive­ness, PEZS – potentially extreme slopewash events. w lipcu (6,1%) i czerwcu (4,3%). Prawdopodobieństwo 3 takich zdarzeń w roku jest mi­nimalne (tab. 50). Prawdopodobieństwo, że liczba zdarzeń PEZS będzie większa od 0, jest natomiast największe w lipcu (35,3%) i czerwcu (29,4%). Prawdopodobieństwo, że takich zdarzeń będzie 1 lub więcej, wynosi 7,1% (lipiec) i 4,8% (czerwiec), a prawdopodobieństwo 2 lub więcej takich zdarzeń jest małe (tab. 51). Prawdopodobieństwo, że erozja linijna zdarzy się 1 raz, jest największe w czerwcu (33,9%) i lipcu (33,9%), a najmniejsze we wrześniu (8%). W październiku takich zda­rzeń nie zarejestrowano w ogle. Prawdopodobieństwo dwukrotnego wystąpienia erozji linijnej jest znacznie mniejsze, ale nadal największe w lipcu (11,1%) i czerwcu (11,1%). Prawdopodobieństwo 3 takich zdarzeń w roku jest niewielkie (tab. 52). Prawdopodobieństwo, że liczba zdarzeń erozji linijnej będzie większa od 0, jest rw­nież największe w czerwcu (47,9%) i w lipcu (47,9%). Prawdopodobieństwo, że takich zdarzeń będzie 1 lub więcej, wynosi 13,9% (lipiec) i 13,9% (czerwiec), a prawdopodobień­stwo 3 lub więcej takich zdarzeń jest niskie (tab. 53). Tabela 51. Prawdopodobieństwo przewyższenia [%] określonej li zby przypadków spłukiwania na stoka h pogór­ski h pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE ( zarny ugór) Table 51. Probability of ex eeding [%] a given number of slopewash events on foothill slopes during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Typy rozkładu: P – Poissona; N – w okresie badań nie zarejestrowano przypadków spłukiwania; NSE – największa skute zność erozyjna, PEZS – poten jalnie ekstremalne zdarzenia spłukiwania. Distribution type: P – Poisson; N – in the resear h period no slopewash events were registered; NSE – the highest erosive effe tive­ness, PEZS – potentially extreme slopewash events. Prawdopodobieństwo, że potencjalnie ekstremalna erozja linijna zdarzy się 1 raz, jest największe w lipcu (26,5%) i czerwcu (22,5%), a najmniejsze we wrześniu (4,2%). W październiku takich zdarzeń w okresie badań nie odnotowano w ogle. Prawdopodo­bieństwo dwukrotnego wystąpienia spłukiwania jest bardzo małe, choć nadal największe w miesiącach lipcu (5,2%) i czerwcu (3,4%). Wystąpienie 3 takich zdarzeń w roku jest mało prawdopodobne (tab. 52). Prawdopodobieństwo, że liczba zdarzeń PEZEL będzie większa od 0, jest największe w lipcu (32,4%) i w czerwcu (26,2%), ale prawdopodobieństwo, że takich zdarzeń będzie 1 lub więcej jest największe w lipcu (5,9%) i w czerwcu (3,8%). Bardzo małe jest prawdo­podobieństwo, że w poszczeglnych miesiącach zdarzeń tych będzie 3 lub więcej (tab. 53). Table 52. Probability of o urren e [%] of a given number of ases of linear erosion on foothill slopes during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Typy rozkładu: P – Poissona; N – w okresie badań nie zarejestrowano przypadków erozji linijnej; NSE – największa skute zność erozyjna, PEZS – poten jalnie ekstremalne zdarzenia erozji linijnej. Distribution type: P – Poisson; N – in the resear h period no linear erosion events were registered; NSE – the highest erosive ef-fe tiveness, PEZS – potentially extreme linear erosion events. 7.4. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia rozbryzgu oraz dostawy materiału glebowego ze stoków do koryta potoku w poszczególnych miesiącach półrocza letniego Rwnie interesująco w poszczeglnych miesiącach procza letniego przedstawiają się zmiany przekraczania progw dostawy materiału glebowego ze stokw do koryta potoku. Prawdopodobieństwo, że rozbryzg w ogle nie wystąpi, jest największe w październiku (56,8%) i natępnie wrześniu (25,9%), a najmniejsze w lipcu (10,9%) i czerwcu (12,4%) (tab. 54). Prawdopodobieństwo wystąpienia 1 takiego zdarzenia jest bardzo podobne we wszystkich miesiącach. To oznacza, że w każdym miesiącu zdarzy się rozbryzg spowodo­wany deszczem potencjalnie erozyjnym, a z największym prawdopodobieństwem liczba przypadkw takich zdarzeń wyniesie 1, 2 lub 3 (tab. 54, ryc. 72). Prawdopodobieństwo, że liczba zdarzeń rozbryzgu będzie większa od 0, jest największe w lipcu (89,1%), nieco mniejsze w czerwcu (87,6%), a najmniejsze w październiku – 43,2% (tab. 55). Table 53. Probability of ex eeding [%] a given number of linear erosion events on foothill slopes during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Typy rozkładu: P – Poissona; N – w okresie badań nie zarejestrowano przypadków erozji linijnej; NSE – największa skute zność erozyjna, PEZS – poten jalnie ekstremalne zdarzenia erozji linijnej. Distribution type: P – Poisson; N – in the resear h period no linear erosion events were registered; NSE – the highest erosive ef-fe tiveness, PEZS – potentially extreme linear erosion events. Przekroczenie I progu dostawy 1 raz jest możliwe z podobnym prawdopodobień­stwem (31,7–36,4%) we wszystkich miesiącach procza letniego, z wyjątkiem września i października. Wystąpienie większej liczby przypadkw jeszcze z dość dużym prawdopo­dobieństwem możliwe jest jedynie w lipcu i czerwcu (2 lub 3 przypadki) (tab. 54, ryc. 73). Natomiast prawdopodobieństwo, że liczba przekroczenia I progu dostawy będzie większa od 0, jest największe w lipcu (80,8%), czerwcu (77,2%) i sierpniu (58,1%). Praw­dopodobieństwo, że przekroczenie I progu nastąpi 1 raz lub więcej jest dużo mniejsze i wynosi 49,2 (lipiec), 43,5 (czerwiec), 21,6 (sierpień) i tylko 12,5% (maj) (tab. 55). Przekroczenie II progu dostawy materiału glebowego do koryta potoku następuje dużo rzadziej. Prawdopodobieństwo, że nie dojdzie do jego przekroczenia w październiku i wrześniu jest bardzo duże (91,7%), a duże w maju (80,5%) i sierpniu (64,7%). Praw­dopodobieństwo, że przekroczenie drugiego progu nastąpi 1 raz jest największe w lipcu i czerwcu (34%), w pozostałych miesiącach (sierpień, maj) jest znacznie mniejsze (odpo­wiednio 28,1% i 17,5%), a w październiku nikłe (tab. 54, ryc. 74). Tabela 54. Prawdopodobieństwo wystąpienia [%] określonej li zby przypadków rozbryzgu oraz I, II i III progu dostawy materiału glebowego ze stoków pogórski h do koryta potoku pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE ( zarny ugór) Table 54. Probability of o urren e [%] of a given number of ases of splash as well as first, se ond and third soil supply threshold from foothill slopes to stream hannel during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Rozdział 7. Prawdopodobieństwo wystąpienia i przewyższenia zdarzeń erozyjny h na stoka h Typy rozkładu: P – Poissona; N – w okresie badań nie zarejestrowano przypadków dostawy materiału glebowego.Distribution type: P – Poisson; N – in the resear h period no soil supply events were registered. Tabela 55. Prawdopodobieństwo przewyższenia [%] określonej li zby przypadków rozbryzgu oraz I, II i III progu dostawy materiału glebowego ze stoków pogórski h do koryta potoku pod zas desz zów poten jalnie erozyjny h zgodnie z kryterium USLE ( zarny ugór) Table 55. Probability of ex eeding [%] a given number of ases of splash as well as first, se ond and third soil supply threshold from foothill slopes to stream hannel during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion (bare fallow) Typy rozkładu: P – Poissona; N – w okresie badań nie zarejestrowano przypadków dostawy materiału glebowego.Distribution type: P – Poisson; N – in the resear h period no soil supply events were registered. Figure 72. Probability distribution fun tion [%] of the number of ases of soil splash in onse utive months in summer half-year during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion Figure 73. Probability distribution fun tion [%] of the number of ases of first threshold supply in onse utive months in summer half-year during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion Figure 74. Probability distribution fun tion [%] of the number of ases of se ond threshold supply in onse utive months in summer half-year during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion Natomiast prawdopodobieństwo, że liczba przekroczenia II progu dostawy będzie większa od 0, jest największe w czerwcu i lipcu (47,9%). Prawdopodobieństwo, że prze­kroczenie II progu nastąpi 1 raz lub więcej jest wyraźnie mniejsze i wynosi w czerwcu i lipcu 13,9% (tab. 55). Prawdopodobieństwo przekroczenia III progu dostawy materiału glebowego do ko­ryta potoku jest niewielkie, ale nadal największe w lipcu i czerwcu. Prawdopodobieństwo, że III pr dostawy zostanie przekroczony tylko 1 raz, wynosi 24,6% (w lipcu) i 20,1% (w czerwcu). W maju i sierpniu przekroczenie III progu możliwe jest z takim samym prawdopodobieństwem wynoszącym 11,5% (tab. 54, ryc. 75). Prawdopodobieństwo, że liczba przekroczenia III progu dostawy będzie większa od 0, jest największe w lipcu (29,4%) i czerwcu (23,0%). Prawdopodobieństwo, że przekrocze­nie III progu nastąpi 1 raz lub więcej jest bardzo małe i wynosi w lipcu 4,8, a w czerwcu Figure 75. Probability distribution fun tion [%] of the number of ases of third threshold supply in onse utive months in summer half-year during potentially erosive rains a ording to the USLE riterion tylko 2,9%. W pozostałych miesiącach jest niewielkie. Prawdopodobieństwo, że takich przypadkw w dowolnym miesiącu będzie 2 lub więcej, wynosi od 0,03% do 0,5%, a więc jest znikome (tab. 55). Przedstawiona analiza wskazuje, że najczęściej dochodzi do przekroczenia progw w lipcu i czerwcu, a następnie w sierpniu i maju. Należy wyraźnie podkreślić, że otrzymane wyniki odnoszą się do danych empirycz­nych uzyskanych na czarnym ugorze. W lipcu i sierpniu w pogrskiej zlewni użytko­wanej rolniczo takich powierzchni nie ma w ogle lub stanowią one niewielki procent. W rzeczywistości do przekroczenia zwłaszcza II i III progu dostawy może dojść w czerw­cu lub w maju, kiedy większość stokw w zlewni jest pozbawiona okrywy roślinnej, gdyż powierzchnie pl uprawnych przygotowane są pod zasiewy albo szata roślinna znajduje się w początkowej fazie wzrostu, a więc niedostatecznie chroni stoki przed erozją. Rozdział 8 Wykorzystanie wartości progowych parametrów opadów deszczu do oceny roli procesów erozy nych w obszarach użytkowanych rolniczo Erozja wodna zachodząca na stokach użytkowanych rolniczo jest nie tylko procesem pro­wadzącym do zmiany form rzeźby, lecz rwnież jednym z głwnych czynnikw degrada­cji gleby. Gleba jest w zasadzie zasobem nieodnawialnym, ponieważ jej niszczenie nastę­puje bardzo szybko, natomiast procesy glebotwrcze działają bardzo powoli. Natężenie procesw erozyjnych jest nierwnomierne w przestrzeni i rozłożone w czasie, a końcowy skutek, czyli skrcenie proflu glebowego, bardzo zrżnicowane – od minimalnego (np. na wierzchowinach) aż do całkowitego zniszczenia wszystkich poziomw genetycznych i od­słonięcia skały macierzystej (Jzefaciuk, Jzefaciuk 1996, 1999; Sinkiewicz 1998; Rodzik 2001; Toy i in. 2002; Morgan 2005; Paluszek 2010b). Erozja wodna gleby na stokach użytkowanych rolniczo jest procesem niekorzyst­nym, przynosi bowiem wymierne straty i szkody. Szczeglnie spektakularne są skutki ekstremalnych zdarzeń erozyjnych. Te zwykle są kojarzone z wystąpieniem deszczw o ekstremalnym natężeniu, a nawet panuje powszechne przekonanie, że deszcze o skraj­nym natężeniu powodują katastrofalne skutki erozyjne. Przeprowadzone badania pokazu­ją, że nie zawsze tak jest. Erozja wodna gleby na stoku stanowi swoiste kontinuum, ktre rozpoczyna się od rozbryzgu, a w zależności od siły erozyjnej deszczu i uwarunkowań podłoża, może „przechodzić” w spłukiwanie i erozję linijną. W przypadku zdarzeń opado­wych o wyjątkowo dużym wskaźniku erozyjności i natężeniu zwykle dochodzi do zmywu powierzchniowego warstwy gleby na całej powierzchni stokw. Rozbryzg prowadzi do zniszczenia agregatw glebowych. Uruchomione cząstki gleby zostają przemieszczone i zagęszczone, co prowadzi do zamulenia wierzchniej warstwy gle­by i ograniczenia infltracji (Rejman 2006; Szewrański 2009, Szpikowski 2010). To z kolei umożliwia wystąpienie spływu powierzchniowego i spłukiwania. Spływająca woda zwykle koncentruje się w mikrozagłębieniach terenu, co prowadzi do powstania erozji żłobinowej i nawet efemerycznej erozji wąwozowej (Kostrzewski i in. 1989; Teisseyre 1994; Auzet i in. 1995; Czyżowska 1995; Rodzik, Janicki 2003; Van Dijk i in. 2005; Gil 2009; Święchowicz 2008a, 2009, 2010a, 2011a). Przy zmniejszeniu prędkości spływającej wody następuje de­pozycja spłukanej gleby. Skutki spłukiwania i erozji linijnej są rwnież niekorzystne. Na stokach następuje skrcenie proflu glebowego, zubożenie gleby w substancje organiczne oraz agregaty glebowe i drobne cząstki glebowe (Licznar 1995; Koćmit 1998; Rejman, Ro­dzik 2006; Paluszek 1994, 2010a). Następuje ograniczenie wielu funkcji gleby, np. fltra­cyjnej, buforowej oraz magazynującej wodę i substancje odżywcze (Paluszek 2010b). Ero­zja wodna gleby prowadzi do uszkodzenia, wykorzenienia i niszczenia roślin uprawnych. Wraz z glebą jest spłukiwany ze stokw rwnież materiał siewny, nawozy, środki ochrony roślin, a w strefach depozycji następuje przykrycie spłukaną glebą roślin, koncentracja nawozw i środkw ochrony roślin (Jadczyszyn 2010; Paluszek 2010b). Jeśli zerodowany ze stokw materiał dociera do koryt potokw, powoduje zanieczyszczenie wd, ich eutro­fzację oraz akumulację gleby w dnach dolin i korytach ciekw (Chełmicki 1997, 1999). Jednym z podstawowych zagadnień badawczych w geomorfologii dynamicznej, ale rwnież w gleboznawstwie i naukach rolniczych, jest ocena natężenia erozji wodnej na stokach użytkowanych rolniczo (Bac 1928; Reniger 1950; Mazur 1972; Gil 1976, 1986, 1999, 2009; Pałys, Mazur 1978; Jzefaciuk, Jzefaciuk 1995; Froehlich 1997; Święcho­wicz 2002a, b, c, 2009, 2010a, b; Zgłobicki 2002; Patro 2005, 2010; Rejman 2006; Palu­szek, Żembrowski 2008; Jadczyszyn 2010; ). Pomimo wieloletnich badań prowadzonych w rżnych obszarach i rżnych strefach klimatycznych, wciąż wiele pytań pozostaje bez odpowiedzi. Nadal wiele trudności sprawia ocena masy przemieszczanego materiału gle­bowego na rżnie użytkowanych stokach (Słupik 1986; Stroosnijder 2005). Wynika to z niedoskonałości terenowych metod pomiarowych, bez ktrych ocena natężenia erozji wodnej nie jest możliwa (Froehlich 1986; Paluszek, Żembrowski 2008; Smolska 2010a; Święchowicz 2010a). Do tej pory nie wypracowano jednolitych procedur pomiarowych, ktre umożliwiałyby porwnywanie wynikw badań uzyskanych w rżnych strefach i re­gionach morfoklimatycznych. Skuteczność erozji wodnej na stoku najczęściej mierzono całkowitą masą przemiesz­czanego materiału glebowego zwykle na rżnej długości poletkach doświadczalnych i wyrażano za pomocą wskaźnikw erozji – najczęściej w kg.ha-1.rok-1 lub Mg.km-2.rok-1. W tym wypadku zastosowanie normy pars pro toto, czyli przenoszenie wynikw badań stacjonarnych uzyskanych z reguły na ekranowanych poletkach, na powierzchnie całych stokw nie dawało pożądanych efektw. Uśrednione wskaźniki sugerowały, że natężenie erozji w rżnych skalach przestrzennych i czasowych jest podobne. Ponadto tak uzyskane wyniki nie informowały o dynamice erozji wodnej w skali pojedynczych zdarzeń. Na ich podstawie nie można było ocenić ani częstości występowania zdarzeń erozyjnych, ani ich roli w przekształcaniu rzeźby. Zdarzenia erozji wodnej zachodzą lokalnie i niesynchronicznie. Procesy te występują wtedy, kiedy woda pochodząca z opadu lub topnienia śniegu ulega transformacji w spływ powierzchniowy i transportuje w d stoku cząstki gleby, ktre ulegają depozycji w obrę­bie lub u podnży stokw, w dnach dolin albo są dostarczane bezpośrednio do koryt poto­kw i rzek i transportowane poza obręb zlewni. Opady deszczu są zdarzeniami losowymi. Nie można przewidzieć, kiedy i gdzie wystąpią, zwłaszcza te o dużej wydajności i natęże­niu, dlatego rwnie trudno przewidzieć kiedy i gdzie może wystąpić erozja wodna gleby. Stacjonarne badania erozji są prowadzone w niewielu miejscach. Ponadto niezbyt gęsta sieć posterunkw opadowych i stacji meteorologicznych sprawia, że w wielu przypadkach wystąpienia erozji wodnej brakuje nawet tak podstawowych informacji, jak suma opadu (Starkel 1997, 1998, 2011; Rejman 2006; Smolska 2010a; Święchowicz 2010a). Poznanie zależności częstości występowania erozji wodnej i masy zerodowanego ma­teriału glebowego ze stokw użytkowanych rolniczo od opadu, jest jednym z fundamen­talnych pytań stawianych w geomorfologii dynamicznej. Jednakże badanie tych powiązań nie jest łatwe. Niewiele daje porwnywanie natężenia erozji wodnej z rocznymi, sezono­wymi czy dobowymi sumami opadw, gdyż relacje te zaburza wiele innych czynnikw, np. wilgotność gruntu czy stan okrywy roślinnej. Nawet jednak porwnywanie masy ze­rodowanej gleby z poletek utrzymywanych przez cały rok w czarnym ugorze z rocznymi, sezonowymi czy dobowymi sumami opadw nie czyni tych relacji bardziej czytelnymi. Wpływa na to wiele przyczyn. Generalnie można sprowadzić je do dwch kategorii: jedne są związane z cechami opadu atmosferycznego, a drugie z mechanizmem procesu. Opad deszczu nie jest zdarzeniem ciągłym. Dobowe sumy nie informują o rzeczywi­stej częstości występowania rżnej wielkości opadw, ani tym bardziej o ich czasie trwania i natężeniu. Dlatego wszelkie porwnania należy prowadzić w skali pojedynczych zdarzeń opadowych. Niestety, do tej pory nie określono w sposb jednoznaczny wartości progowej (granicznej) minimalnej przerwy czasowej między kolejnymi fazami opadu, ktra pozwo-liłaby na wyodrębnienie pojedynczych deszczw (zob. rozdz. 3.1). Najbardziej uzasadnio­ne wydaje się kryterium stosowane w empirycznym modelu Uniwersalnego Rwnania Strat Gleby (Universal Soil Loss Equation – USLE), jednak nie każdy pojedynczy opad deszczu jest erozyjny, czyli taki, ktry powoduje spływ powierzchniowy i erozję gleby na stokach. Dlatego kolejnym krokiem jest wyznaczenie wartości progowych deszczu umoż­liwiających oddzielenie deszczw erozyjnych od nieerozyjnych. Erozja wodna na stokach jest procesem złożonym. Składa się na nią kilka procesw, ktrych funkcje wzajemnie się uzupełniają i przenikają. Jeden proces inicjuje lub wzma­ga natężenie kolejnego (rozbryzg › spłukiwanie › erozja linijna), jeśli rośnie natężenie i czas trwania głwnej przyczyny, czyli opadu deszczu. Powyżej pewnej wartości progowej deszczu pojawia się rozbryzg. W miarę upływu czasu i/lub wzrostu wartości parametrw deszczu, rozbryzgowi towarzyszy spłukiwanie, jeśli nastąpi dalszy wzrost parametrw deszczu może pojawić się erozja linijna, a powyżej pewnej wartości progowej deszczu za­chodzą prawie rwnocześnie wszystkie wymienione procesy. W warunkach terenowych trudno jest dokładnie wskazać moment zmiany (określić wartość parametrw deszczu), po przekroczeniu ktrego następuje wyraźna zmiana jakościowa (zmienia się rodzaj pro­cesu) lub ilościowa (zmienia się natężenie procesu) w przebiegu erozji wodnej na stokach. Tak więc pytanie o wartości progowe deszczu (rainfall threshold) niezbędne do wy-stąpienia erozji wodnej na stokach użytkowanych rolniczo jest pytaniem o rodzaj procesu i o parametr deszczu, ktry najlepiej charakteryzuje zdolność deszczu do wywołania erozji. Każdy pojedynczy deszcz można scharakteryzować za pomocą cech takich, jak wy­sokość, czas trwania i natężenie, od ktrych zależy jego skuteczność erozyjna. Cechy te stanowiły podstawę opracowanej przez K. Chomicza (1951), powszechnie w Polsce stosowanej klasyfkacji opadw, wyrżniającej deszcze zwykłe, silne, ulewne i nawalne. Powszechnie uznaje się, że to właśnie deszcze ulewne i nawalne są najbardziej erozyjne. Według L. Starkla (1986, 1996) w Karpatach największe spłukiwanie na stokach użyt­kowanych rolniczo zachodzi podczas krtkotrwałych ulew lokalnych (o natężeniu 1– –3 mm.min-1) oraz opadw rozlewnych (150–400 mm w ciągu 2–5 dni). Przyjęcie klasy­fkacji K. Chomicza (1951) jako kryterium wyrżniania zdarzeń erozyjnych jest jednak swoistym pśrodkiem, bo nie może być ona traktowana na rwni z wartościami pro­gowymi wystąpienia erozji wodnej na stokach. Wartość progowa jest zawsze najniższą wartością wybranego parametru deszczu, po przekroczeniu ktrego zachodzi erozja wod­na na stokach. Jeśli więc pojawiają się zdarzenia o wysokiej energii, a takimi są deszcze ulewne i nawalne, to wystąpienie erozji wodnej jest prawie oczywiste. W procedurze wyrżniania wartości progowych najważniejszą kwestią jest dobr wła­ściwych parametrw, najlepiej charakteryzujących zdolność deszczu do wywołania erozji. W badaniach geomorfologicznych poszukiwanie wartości progowych deszczu (rain­fall threshold) niezbędnych do wystąpienia procesw geomorfcznych jest często podej­mowane, przy czym wartości te są rżnie defniowane. Może nią być minimalna wartość jednego lub kilku parametrw deszczu, np. natężenia i czasu trwania. Gerald F. Wieczorek (1996) defniuje wartość progową jako natężenie opadu, ktre powoduje niestabilność stoku w danym regionie. Wartość progowa deszczu jest w gruncie rzeczy wartością pro­gową wybranego parametru deszczu. W konkretnej sytuacji wybiera się cechę lub cechy wiodące, ktre zdaniem autora w największym stopniu wpływają na przebieg procesu. W przypadku powstawania osuwisk za najbardziej właściwy parametr uznaje się skumu­lowaną krzywą opadu z wybranego okresu (np. 3 dni, 5 dni itp.), natężenie i czas trwania deszczu. Stosuje się rwnież całą serię kombinacji tych cech, zestawiając je w układzie wsprzędnych. Były one rżnie defniowane, np. natężenie deszczu lub czas trwania ver­sus wspczynnik intensywności lub skumulowany opad w wybranym okresie; opad desz­czu wywołujący konkretne zdarzenie versus średnia roczna suma opadw; suma deszczu poprzedzającego wystąpienie procesu versus wspczynnik dobowej sumy opadu. Taką metodę wyznaczania wartości progowych zastosowano w wielu pracach (Campbell 1975; Caine 1980; Innes 1983; Moser, Hohensinn 1983; Pomeroy 1984; Cancelli, Nova 1985; Cannon, Ellen 1985; Keefer i in. 1987; Neary, Swif 1987; Wieczorek 1987; Kim i in. 1991; Ceriani i in. 1992; Li, Wang 1992; Wilson i in. 1992; Larsen, Simon 1993; Wilson, Wieczo­rek, 1995; Terlien 1997, 1998; Crosta 1998; Crozier 1999; Deganutti i in. 2000; Glade i in. 2000; Wieczorek i in. 2000; Marchi i in. 2000; Aleotti 2004; Guzzetti i in. 2004, 2007; Hong i in. 2005; Zezere i in. 2005; Giannecchini 2006). W odniesieniu do erozji wodnej na stokach użytkowanych rolniczo sytuacja bardziej się komplikuje, gdyż na erozję wodną gleby składa się kilka procesw, ktrych oddziel­ne badanie nastręcza dużo trudności. W procedurze wyrżniania wartości progowych za cechy przewodnie, najlepiej charakteryzujące zdolność deszczu do wywołania procesw rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej przyjęto wskaźnik erozyjności deszczu i spływu powierzchniowego (EI30) [MJ.mm.ha-1.h-1] i jego maksymalne natężenie 30-minutowe (I30) [mm.h-1]. Były one zestawione w układzie wsprzędnych w odniesieniu do indywi­dualnych deszczw wyrżnionych zgodnie z kryterium USLE. Oglnie można wyrżnić 2 typy wartości progowych – empiryczne i fzyczne (Aleotti 2004). Wyznaczone tu wartości progowe zaliczono do empirycznych, bo opierają się na relacji statystycznej między opadem (jego cechami) a występowaniem erozji gleby. Podob­ną metodę wyznaczania wartości progowych w przypadku osuwisk stosowali między in­nymi: I.A. Campbell (1975), N. Caine (1980), M.C Larsen i A. Simon (1993), M.J. Crozier (1999) i F. Guzzetti i in. (2004). Zastosowana w pracy metoda jest w gruncie rzeczy bardzo przystępna. Opiera się na prostym modelu: wejście › czarna skrzynka › wyjście. „Wejście” w tym wypadku to opad deszczu (konkretnie jego cechy, takie jak wskaźnik erozyjności (EI30) i maksymalne natężenie 30-minutowe deszczu (I30), a „wyjście” to skutek działania deszczu, czyli wystą­pienie erozji wodnej na stoku. Procedurę zastosowano osobno do wszystkich 3 procesw: rozbryzgu, spłukiwania i erozji linijnej. Ilość danych zebranych w terenie była niewystar­czająca, aby opracować model fzyczny. Model empiryczny jednak ma większe praktyczne zastosowanie, gdyż w wielu regionach częściej dostępne są dane opadowe, brakuje nato­miast danych empirycznych dotyczących natężenia i przebiegu procesw erozyjnych. W literaturze można też spotkać przypadki defniowania wartości progowych jako wartości minimalnych lub maksymalnych jakiegoś parametru, ktre potrzebne są do wy-wołania określonego efektu (White i in. 1996; Reichenbach i in. 1998). Nieco inaczej de­fniuje wartość progową Michael Crozier (1997), wprowadzając określenie maksymalnej wartości progowej (maximum threshold), po przekroczeniu ktrej proces zawsze występu-je albo istnieje 100% pewność, że proces wystąpi w dowolnym miejscu i dowolnym czasie. Termin „maksymalna wartość progowa” sugeruje, że jest też wartość progowa średnia i minimalna. Zdaniem autorki, wartość progowa jest zawsze minimalną wartością dowol­nego parametru, traktowanego jako kryterialny, po przekroczeniu ktrego dochodzi do jakościowej lub ilościowej zmiany w przebiegu procesu. Dlatego lepiej jest używać okre-ślenia wartość progowa, po przekroczeniu ktrej ma miejsce np. 100%, 90% albo 80% przypadkw erozji itd. Z tego stwierdzenia wynika jeszcze jeden wniosek, że niejedno­krotnie publikowane w literaturze wartości, np. wysokości opadu czy natężenia deszczw, po wystąpieniu ktrych stwierdzano wystąpienie procesw erozyjnych, mogły, ale nie za­wsze musiały być wartościami progowymi sensu stricto. W większości przypadkw war­tości te były jedynie wartościami parametrw opadu, podczas ktrych zdarzenia erozyjne wystąpiły. Wartość progowa jest natomiast minimalną wartością parametru, po przekro­czeniu ktrej proces się rozpoczyna. Uzyskanie takiej informacji nie jest jednak możliwe, jeśli w miejscu wystąpienia zdarzenia nie było urządzeń rejestrujących opad deszczu oraz przebieg i natężenie procesu. Dlatego wyznaczenie wartości progowych na podstawie po­miarw terenowych jest trudne i wymaga dłuższych serii pomiarowych. Ponadto wartości progowe są zmiennymi zależnymi od czasu. Dopiero z perspektywy czasu można indy­widualnym zdarzeniom nadać ich właściwe znaczenie, czyli określić rolę, jaką odegrały w kształtowaniu rzeźby. Deszcze poprzedzające odgrywają rwnież dużą rolę w inicjowaniu procesw erozyj­nych i wpływają na wartości progowe opadu, zmieniają bowiem warunki wyjściowe pod­czas następujących po nich kolejnych deszczach. Dotyczy to nie tylko nasycenia gruntu, wodą (wilgotności), ale rwnież zmiany powierzchni gruntu polegającej na zaskorupieniu jej przez rozbryzg, powstaniu mikrożłobin, ktre ułatwiają pźniejszą erozję linijną itp. Wyznaczanie wartości progowych na podstawie ciągw danych empirycznych opad– –skutek, pozwala na zmianę wartości progowych w miarę zdobywania nowych danych. Zwykle wartość ta ulega obniżeniu, jeśli konsekwentnie jest przestrzegana zasada, że war­tość progowa jest wartością najniższą parametru opadu i że po jej przekroczeniu zawsze następuje zmiana. W poszukiwaniu wartości progowych na podstawie danych empirycznych pytanie powinno być postawione następująco: Jaka jest najniższa wartość (wartość progowa) para­metru opadw deszczu (należy sprecyzować o jaki parametr chodzi), po przekroczeniu ktrej następuje…. Druga część zdania wymaga uściślenia, np. zawsze (w 100% przypadkw) wy-stąpi rozbryzg / spłukiwanie / erozja linijna lub w 90% przypadkw wystąpi rozbryzg / spłu-kiwanie / erozja linijna, lub w 75% albo 50% przypadkw wystąpi rozbryzg / spłukiwanie / erozja linijna. Ponadto drugą część zdania można rozbudowywać przez określenie kolej­nych warunkw, np. dotyczących użytkowania ziemi (np. na polach utrzymywanych w czar­nym ugorze lub łące, uprawach ziemniakw, burakw, kukurydzy, pszenicy itp.), nachylenia i długości stoku, typu gleby, wilgotności gruntu, stanu okrywy roślinnej itp. Im więcej kryteriw i wariantw, tym bardziej szczegowe będą odpowiedzi i łatwiej będzie określić uniwersalną wartość progową procesw erozyjnych na stokach użytkowa­nych rolniczo. Cały ten układ jest nieustannie modyfkowany przez czynniki przyrodni­cze, w wyniku czego kolejne zdarzenia mogą zmienić uzyskaną wartość. Oznacza to, że wartości progowe parametrw deszczu są wartościami dynamicznymi, a znana ich wiel­kość zmienia się w czasie w miarę zdobywania nowych danych empirycznych. Wartość progowa parametrw deszczu, po przekroczeniu ktrej dochodzi do erozji wodnej na stoku, jest obiektywnie istniejącą wartością, ktrej nie da się wyznaczyć a priori. Jej wyznaczenie wymaga monitoringu opadw i procesw erozyjnych zgodnie z procedurą opracowaną na użytek konkretnych badań i powszechnie przyjętą metodyką pomiarw. Wyznaczenie wartości progowych jest możliwe rwnież na podstawie badań laboratoryj­nych, jednak uzyskane wyniki wymagają zweryfkowania badaniami terenowymi. Wyznaczone a posteriori na podstawie rwnoczesnego monitoringu erozji wodnej i opadw wartości progowe parametrw deszczu pozwalają odtworzyć „wstecz” częstość zdarzeń erozyjnych o określonej skuteczności już tylko na podstawie istniejących serii pomiarowych opadw. Takie odtworzenie pozwala na określenie prawdopodobieństwa wystąpienia i przewyższenia procesw erozyjnych na stokach na danym obszarze. Zaproponowana metoda wyznaczania wartości progowych stanowi swoisty wzorzec, w ktrym wartości progowe wybranych parametrw deszczu mogą się zmieniać w miarę powiększania i weryfkowania empirycznej bazy danych. Jeśli wartość progowa zostanie zdefniowana jako najniższa wartość wybranego parametru, po przekroczeniu ktrego za­wsze dojdzie do wystąpienia zdarzenia, wartość progowa może zarwno się zwiększyć, jak i obniżyć. Jeśli wartość progową zdefniujemy jako najniższą wartość parametru, po przekroczeniu ktrej np. w 90% (lub 75%, 50% itp.) przypadkw dojdzie do wystąpienia zdarzenia, wartość progowa może przez długi czas utrzymywać się na tym samym pozio­mie. Stosując taką procedurę, można wyznaczyć pewien przedział wartości parametrw deszczu, ktry można ograniczyć zarwno „z dołu” jak i „z gry”. Poniżej dolnej wartości progowej proces nie wystąpi nigdy (prawdopodobieństwo = 0), powyżej wartości grnej wystąpi zawsze (prawdopodobieństwo = 1), a zakres między tymi wartościami jest dome­ną występowania procesw erozyjnych z rżnym prawdopodobieństwem. Opracowana metoda nie jest dogmatyczna. Dopuszcza wielość kryteriw wyrżnia­nia i interpretacji wartości progowych, co świadczy o jej uniwersaliźmie. Zastosowane w konkretnej sytuacji kryterium i pźniejsza interpretacja roli zdarzeń erozyjnych zależy od celu badań oraz lokalnych czynnikw wpływających na wystąpienie i natężenie ero­zji, takich jak: rzeźba terenu, użytkowanie ziemi czy klimat. Dlatego opracowana metoda może być stosowana w rżnych regionach i w rżnych strefach klimatycznych. Dotychczasowe badania terenowe prowadzone w rożnych regionach i strefach klima­tycznych (Morgan 1980; Boardman, Hazelden 1986; Reed 1986; Boardman, Spivey 1987; Boardman 1990; Evans 1990a, b, 1993; Chambers, Garwood 2000) uwzględniały rwnież zagadnienie wartości progowych wystąpienia erozji wodnej na stokach użytkowanych rol­niczo, jednak w porwnaniu do innych procesw, np. ruchw masowych, zagadnienie to jest nadal stosunkowo słabo rozpracowane. Wynika to głwnie z trudności metodycznych pomiaru i braku wystarczająco długich i jednorodnych ciągw danych empirycznych. Pomiary terenowe rozbryzgu były prowadzone w okresach o rżnej długości, co po­zwalało uzyskać uśrednione wartości ilości przemieszczanego materiału glebowego (por. Rejman 2006; Szewrański 2009; Szpikowski 2010), uniemożliwiało jednak wyznaczenie wartości progowych. Już w latach 1980. zwracano uwagę na istnienie wartości granicz­nych energii kinetycznej deszczu umożliwiającej wystąpienie rozbryzgu, jednak pierwsze wartości graniczne podawano na podstawie badań z symulatorem deszczu (Park i in. 1982; Sharma i in. 1991, 1995). Wartości progowe wyrżnione na podstawie badań terenowych wciąż należą do rzadkości (Kneale 1982; Rejman 2002, 2006; Szpikowski 2001, 2010). Najczęściej stosowanymi parametrami, na podstawie ktrych określano wartości progowe rozbryzgu, były energia kinetyczna (Sharma i in. 1991, 1995) i natężenie deszczu (Kneale 1982; Rejman 2002, 2006; Szpikowski 2001, 2010). Podawane w literaturze przez rżnych autorw wartości wynoszą 0,10–0,62 J·m-2·min-1 dla rżnych typw gleb, co odpowiada średnicy kropli deszczu od 1,1 do 3,1 mm i natężeniu deszczu od 0,7 do 3,3 mm·h-1 (Shar-ma i in. 1995), 5,5 mm·h-1 (Kneale 1982) i 0,1 mm.h-1 dla piaskw gliniastych (Szpikowski 2001) oraz 0,19 J·m-2·min-1, co odpowiada natężeniu deszczu 1,2 mm·h-1 (Rejman 2006). W niniejszej pracy przedstawiono wyniki 3–letnich pomiarw terenowych rozbryzgu w skali pojedynczych zdarzeń i dopiero na tej podstawie wyznaczono wartości progowe. Wyznaczenie wartości progowych wystąpienia spłukiwania na podstawie badań te­renowych rwnież nie jest proste, a w literaturze przedmiotu można znaleźć nieliczne przykłady. Podstawowa trudność polega na tym, że badania były prowadzone na rżnej wielkości poletkach doświadczalnych, a głwny cel badań polegał na określeniu całkowi-tej masy przemieszczonej przez spłukiwanie gleby w danym okresie (np. w miesiącach, sezonach, proczach czy latach). Badania roli pojedynczych zdarzeń w dalszym ciągu należą do rzadkości (Święchowicz 1998, 2000, 2002a, 2006, 2010a; Gil 1999, 2009; Smol­ska 2010b). Ponadto badania na poletkach doświadczalnych w większości przypadkw nie dawały odpowiedzi na pytanie, jaka masa materiału glebowego została przemieszczona przez rozbryzg, jaka spłukana przez wodę (interrill erosion), a jaka pochodziła z rozcięć linijnych (rill erosion). Dlatego wyznaczenie wartości progowych wystąpienia spłukiwania było zawsze problematyczne. Na przykład w Polsce występowanie oraz natężenie spłukiwania i erozji linijnej wią­zano z występowaniem rżnych typw opadw: krtkotrwałych burzowych, opadw ulewnych i deszczy rozlewnych (Gil, Starkel 1979; Gil 1986, 1999, 2009). Liczne pra­ce przedstawiające wyniki pomiarw spłukiwania prowadzonych na Stacji IGiPZ PAN w Szymbarku wskazują na duże zrżnicowanie natężenia spłukiwania w zależności od typu opadw, przy czym najbardziej są akcentowane średnie natężenie deszczu i jego wy­sokość (Gil 1976, 1986, 1998, 1999, 2009). Ponadto cytowany autor (Gil 1999, 2009), na podstawie rocznych uśrednionych wynikw pomiaru spływu powierzchniowego i spłu-kiwania z rżnych rodzajw użytkw w wieloleciu 1980–1990, podaje zależności spływu powierzchniowego oraz spłukiwania od opadu (bez rozrżniania na rozbryzg, erozję żło­binową i międzyżłobinową). Zależności te na rżnie użytkowanych powierzchniach opi­sują rżne rwnania (liniowe, potęgowe, wielomiany), o rżnych wspczynnikach deter­minacji. Autor podkreśla, że masa spłukanego materiału glebowego w większym stopniu zależy od wielkości spływu powierzchniowego aniżeli od wysokości opadw (Gil 1999). Z kolei L. Starkel (1986, 1996) wyrżnia 3 typy opadw decydujące o rodzaju i na-tężeniu procesw stokowych i fuwialnych: krtkotrwałe ulewy lokalne (o natężeniu 1– –3 mm.min.-1), ktre uruchamiają intensywne spłukiwanie i spływy glebowe; opady roz­lewne (150–400 mm w ciągu 2–5 dni), ktre prowadzą do tworzenia osuwisk ziemnych, powodzi i przekształceń koryt rzecznych oraz akumulacji na rwninach zalewowych; pory deszczowe o opadach miesięcznych 100–500 mm, ktre powodują głęboką infltrację podłoża i powstawanie osuwisk skalnych. Uzyskane przez autorkę wyniki badań wskazują, że typ opadu nie zawsze jest gwa­rantem wystąpienia procesu, dlatego w każdej z wymienionych kategorii opadu można wskazać wartości progowe parametru deszczu, po przekroczeniu ktrych zachodzi erozja wodna gleby na stokach użytkowanych rolniczo. Wystąpienie erozji linijnej (żłobinowej i efemerycznej erozji wąwozowej) jest dobrym przykładem ilustrującym mechanizm przekraczania nie tylko wartości progowych desz­czu, ale rwnież wartości progowych hydraulicznych, topografcznych, glebowych oraz związanych z użytkowaniem ziemi (Horton 1945; Poesen i in. 2003). Po przekroczeniu pewnej wartości progowej dochodzi do powstania erozji żłobinowej (rill erosion), ale tylko niektre żłobiny przekształcają się w efemeryczne wąwozy. Podawane w literaturze war­tości progowe opadu niezbędne do wystąpienia erozji linijnej opierają się najczęściej na takich parametrach, jak wysokość (warstwa) pojedynczego deszczu, suma dobowa opa­du i średnie natężenie. Jak wskazują liczne pomiary prowadzone w rżnych regionach i strefach klimatycznych, wartości te są niewiele wyższe, niż te potrzebne do powstania żłobin (rills) w obszarach użytkowanych rolniczo w przypadku żłobin wartość progowa opadu dla pojedynczego zdarzenia wynosi 7,6