zeszyt 151, 2017, 75–91 doi: 10.4467/20833113PG.17.023.8035 instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego ODPŁYW RZECZNY W BIESZCZADACH WYSOKICH W LATACH 1961–2015 Karolina Mostowik Streamflow in the High Bieszczady Mountains (1961–2015) Abstract: Water circulation in flysch mountains is characterized by a substantial role of runoff due to the mountain topography and thin slope covers, which result in low retention rates. Climatic conditions determine streamflow and runoff regime, thus changes in precipitation and temperature could affect water circulation patterns. Stream runoff analysis in the upper San catchment up to Solina Lake is interesting due to semi-natural features of the catchment (minimum human impact) and potential climate changes affecting streamflow. However, the investigation of stream runoff in the High Bieszczady Mountains has not yet been studied extensively with the use of the longest data series. The research objectives were to (1) characterize stream runoff in the High Bieszczady Mountains; and to (2) identify and assess changes in stream runoff for two periods: 1961–2015 and 1986–2015 on the example of the San river (Dwernik stream gauge) and the Solinka river (Terka stream gauge). Runoff variability was assessed using monthly flow coefficients and coefficients of multi-year variability of monthly flows. Minimum, mean and maximum streamflow records were analysed for trends with the nonparametric Mann-Kendall test in different time intervals: months, half-years and years. Streamflow regime of the San and Solinka rivers is characterized by the highest runoff values with low variability over a long period in spring months (March, April) due to snowmelt, whereas the lowest runoff occurres in August. Mean streamflow trends in the period 1961–2015 were not significant and indicated runoff fluctuations. However, the second period (1986–2015) revealed significant increase in mean and minimum runoff in the winter half-year (mainly January–March) and slight decrease in runoff in the summer half-year (particularly September). These changes are similar to trends observed in other mountain catchments in Europe, which have been explained by recent changes especially in temperature but also in the type and sum of precipitation. Trends identified in the selected catchments as well as more frequent water deficits indicate a high demand for streamflow trends assessment in the other parts of the Polish Carpathians in the context of potential changes in groundwater resources. Keywords: discharge, runoff changes, mountain catchments, Eastern Carpathians Zarys treści: W obiegu wody w górskich obszarach fliszowych podkreśla się znaczącą rolę odpływu powierzchniowego w odprowadzeniu wody ze zlewni, co jest związane z ukształtowaniem terenu i niewielką miąższością pokryw stokowych (niską retencją). Warunki klimatyczne decydują o wielkości i reżimie tego odpływu, zatem wieloletnie zmiany opadów atmosferycznych i temperatury powietrza mogą również powodować zmiany w obiegu wody. Badania odpływu w zlewni górnego Sanu powyżej zbiornika Solińskiego, interesującej ze względu na seminaturalne warunki obiegu wody i potencjalnie wpływające na nie zmiany klimatyczne, dotychczas nie były prowadzone z wykorzystaniem najdłuższych dostępnych serii pomiarowych. Celem pracy była charakterystyka odpływu rzek w Bieszczadach Wysokich oraz identyfikacja i ocena zmian odpływu rzecznego w okresie badawczym 1961–2015 na przykładzie Sanu (przekrój Dwernik) i Solinki (przekrój Terka). zmienność odpływu została określona na podstawie miesięcznych współczynników przepływu oraz współczynnika zmienności średnich miesięcznych wartości przepływu w wieloleciu. Długość dostępnych serii pomiarowych pozwoliła również na określenie z wykorzystaniem testu Manna-Kendalla trendów zmian odpływu w skali roku, półroczy i miesięcy. Reżim odpływu rzek bieszczadzkich cechuje się występowaniem w ciągu roku jednej kulminacji roztopowej w okresie wiosennym (marzec, kwiecień) o dużej powtarzalności z roku na rok oraz minimum odpływu w sierpniu. zmiany w średnim odpływie w latach 1961–2015 nie były statystycznie istotne i świadczyły o ich fluktuacyjnym charakterze. ostatnie trzydziestolecie (1986–2015) cechował natomiast istotny wzrost odpływów średnich i niskich w półroczu zimowym (szczególnie styczeń–marzec) oraz słaby spadek odpływu w półroczu letnim (szczególnie we wrześniu), wykazując tym samym podobne tendencje do zmian w przepływach obserwowanych w innych obszarach górskich Europy, generowanych zmianami wielkości i struktury opadów oraz – w większym stopniu – wzrostem temperatury powietrza. Tendencje zmian odpływu i częstsze problemy z niedoborami wody wskazują na potrzebę oceny zmian odpływu również w pozostałej części polskich Karpat w kontekście zmiany zasobności systemów wodonośnych regionu. Słowa kluczowe: przepływ rzeczny, zmiany odpływu, zlewnie górskie, Karpaty Wschodnie Wstęp W obszarach górskich wielkość i struktura odpływu rzecznego są uzależnione od wielu czynników przyrodniczych, z których najważniejszymi są wielkość i rozkład opadów atmosferycznych, temperatura powietrza, parowanie terenowe, topografia obszaru oraz zdolność retencyjna podłoża (Haines i in. 1988; Chełmicki i in. 1998–1999). oprócz uwarunkowań naturalnych na ustrój hydrologiczny rzek wpływa korzystanie z zasobów wodnych dorzeczy oraz modyfikowanie reżimu rzecznego przez człowieka (Soja 2002). Dlatego też występujące w polskich Karpatach przestrzenne zróżnicowanie czynników przyrodniczych oraz stopnia antropopresji skutkuje zróżnicowaniem reżimu odpływu, którego podstawową cechą jest występowanie złożonej struktury odpływu w zachodniej części Karpat oraz prostego reżimu w części wschodniej (Dynowska 1971; Chełmicki i in. 1998–1999). Ten niewyrównany reżim rzek w Karpatach fliszowych jest związany z deszczowo-gruntowo-śnieżnym zasilaniem i przejawia się występowaniem równorzędnego wezbrania wiosną i latem w Beskidach zachodnich i na Pogórzach oraz wezbrania wiosennego i zimowego w Bieszczadach i wschodniej części Pogórza Karpackiego (Dynowska 1971). zasoby wodne obszarów okalających duże masywy górskie Europy – takie jak Karpaty – w znacznym stopniu zależą od kształtowania się warunków hydrologicznych tych masywów, w tym odpływu rzecznego (Viviroli i in. 2007). Dlatego też określenie wielkości odpływu i reżimu rzecznego oraz ocena ich zmian z wykorzystaniem jak najdłuższych serii pomiarowych pozwalają wskazać tendencje zmian nie tylko w badanym masywie, ale także w obszarze od niego zależnym. Dodatkowo, w kontek-ście zmieniających się warunków klimatycznych (szczególnie temperatury powietrza i opadów atmosferycznych), ważna jest ocena wpływu zmian tych warunków na zasoby wodne poszczególnych zlewni. W skali globalnej zarówno dotychczasowe, jak i prognozowane zmiany odpływu rzecznego wykazują zróżnicowanie – tendencje wzrostowe dominują w obszarach wysokich szerokości geograficznych, spadkowe zaś m.in. w południowej Europie, południowej Afryce czy na Bliskim Wschodzie (Milly i in. 2005; Bates i in. 2008). W prognozach zmian odpływu nawiązujących do scenariuszy klimatycznych w obszarze Karpat wskazuje się na spadkowe tendencje przepływów średnich rocznych i maksymalnych oraz na znaczne (nawet o ponad 50%) zmniejszenie przepływów niskich w drugiej połowie XXi w. (Vliet i in. 2013). Prognoza spadku średniego przepływu w potokach górskich dorzecza górnej Wisły dotyczy wiosny, lata i jesieni, a wzrost przepływu przewiduje się zimą (Piniewski i in. 2016). odpływ największych polskich rzek w drugiej połowie XX w. i na początku XXi w. wykazywał w większości przypadków tendencje wzrostowe (dotyczy to również Karpat), ale nie były one istotne statystycznie (Michalczyk 2009; Pociask-Karteczka 2011). W dłuższych okresach badawczych (np. 1901–2008 dla Wisły w Tczewie i odry w Gozdowicach) stwierdzono występowanie fluktuacji średniego przepływu związanych z przeważającymi typami cyrkulacji atmosferycznej (Stachý 2010). W badaniach lokalnych warunków hydrologicznych w różnych częściach Karpat zachodnich stwierdzano spadkową tendencję wydajności źródeł oraz obniżenie zwierciadła wód podziemnych (freiwald i in. 2014), zwiększenie czasu trwania odpływów niskich (Kostuch 2003), ale również brak znaczących zmian odpływu (Bičárowá, Holko 2013). Czynnikiem silnie kształtującym wielkość odpływu i cechy reżimu rzecznego są opady atmosferyczne. zmiany średniej rocznej sumy opadów atmosferycznych w Polsce w ciągu XX w. i na początku XXi w. miały charakter fluktuacji (np. niedźwiedź i in. 2009; Czarnecka, nidzgorska-Lencewicz 2012; Spinoni i in. 2015), a w regionalnych analizach zostały również udokumentowane nieistotne statystycznie trendy spadkowe sum rocznych opadów (np. Żmudzka 2010). W odniesieniu do zaobserwowanych oraz prognozowanych zmian Karpaty znajdują się w ciekawej strefie, położonej między obszarem o tendencjach do wzrostu odpływu (Europa Północna) a regionami o odwrotnym kierunku tych zmian (Europa Południowa). Bieszczady, ze względu na swój seminaturalny charakter i minimalną ingerencję człowieka w środowisko w ostatnich kilku dekadach, są wyjątkowo cennym obszarem do badań naturalnych uwarunkowań zmian w odpływie rzecznym w Karpatach. Szczególnie dotyczy to najmniej przekształconej zlewni górnego Sanu powyżej zbiornika Solińskiego. Jak dotychczas, duża część badań odpływu w Karpatach opierała się na dość krótkich seriach danych, a wiele z nich nie obejmowało zlewni górnego Sanu. nie ma również opracowań dokumentujących odpływ z tej zlewni w XXi w. Biorąc pod uwagę fakt, że zasoby wodne Karpat uznaje się za ogólnie niskie (Kleczkowski 1990; Chowaniec 2011; Mapa... 2016), zdefiniowanie ustroju rzecznego oraz ocena dotychczasowych zmian odpływu są konieczne do właściwego zarządzania zasobami wodnymi i planowania ich wykorzystania. Dlatego też celem badań jest charakterystyka odpływu oraz identyfikacja i ocena zmian w ustroju hydrologicznym rzek w Bieszczadach Wysokich (Karpaty Wschodnie) w okresie badawczym 1961–2015. Obszar badań obszarem badań jest zlewnia górnego Sanu (ryc. 1) położona w Bieszczadach Wysokich (zewnętrzne Karpaty Wschodnie) i obejmująca najwyższe partie tych gór – wysokości bezwzględne wynoszą tutaj od ok. 420 do 1346 m n.p.m. Typowy dla Bieszczadów rusztowy układ grzbietów i kratowy układ sieci rzecznej jest bez-pośrednio związany z układem jednostek tektonicznych i typami litofacjalnymi osadów fliszowych (Haczewski i in. 2007). Kompleks fliszowy Bieszczadów Wysokich charakteryzuje mała zasobność w wody podziemne związana z ograniczoną retencją w płytkiej strefie przepuszczalnej, niskim współczynnikiem filtracji skał i niską porowatością (Chowaniec i in. 1983). Wymienione warunki, wraz z gęstą siecią drenażu powierzchniowego, sprzyjają występowaniu szybkiego spływu powierzchniowego (Płaczkowska i in. 2015). W skali lokalnej natomiast strefy deformacji tektonicznych (szczelin i uskoków) wpływają na zwiększenie przepuszczalności skał i zasobności zbiorników (Mocior i in. 2015; Mostowik i in. 2016). Polska część Bieszczadów Wysokich jest odwadniana przez San oraz jego dopływy, z których największymi są Solinka (z Wetlinką) i Wołosaty. Wielkość odpływu Tab. 1. Przepływy charakterystyczne wybranych rzek w Bieszczadach Wysokich Table 1. Characteristic flows in selected rivers in the High Bieszczady Mountains Rzeka River Posterunek Stream gauge Kilometr rzeki Kilometer of the river course [km] Powierzchnia zlewni Catchment area [km2] WWQ* [m3 s–1] SSQ* [m3 s–1] NNQ* [m3 s–1] Okres badawczy Period Źródło danych Data source San Zatwarnica 378,4 494,3 322,0 11,5 0,72 1973–1990 Szczepański, 1995–1996 San Dwernik 358,2 418,3 302,0 9,5 0,29 1961–2015 dane operacyjne IMGW-PIB Solinka Terka 19,9 309,1 576,0 8,3 0,23 1961–2015 dane operacyjne IMGW-PIB Wetlina Kalnica 15,6 119,0 91,7 3,6 0,20 1972–1990 Szczepański, 1995-1996 Wołosaty Stuposiany 14,4 116,8 95,3 3,8 0,18 1972–1990 Szczepański, 1995-1996 * SSQ – average flow; nnQ – minimum flow; WWQ – maximum flow jednostkowego w Bieszczadach Wysokich waha się w szerokim zakresie od 15 do 40 dm3·s–1·km–2 i wzrasta wraz ze średnią wysokością zlewni, dając warstwę odpływu od 500 do nawet 1280 mm (np. Punzet 1983; Stachý (red.) 1987; Łajczak 1996). Średnie roczne przepływy największych cieków w tym obszarze osiągają wartości 11,5 m3·s–1 (23,3 dm3·s–1·km–2) na Sanie w zatwarnicy oraz 8,3 m3 s–1 (26,9 dm3·s–1·km–2) na Solince w Terce (tab. 1). Roczna suma opadów atmosferycznych wynosi w dnach dolin ok. 900 mm i wzrasta do prawdopodobnie 1600–1700 mm w najwyższych partiach Bieszczadów (Cebulak i in. 2008). Udział zasilania podziemnego w tym obszarze wynosi od ok. 25% do 45%, a jego niższe wartości cechują najwyższe partie gór (Dobija 1981; Stachý 1987; Łajczak 1996). Dane Do badań wybrano dwa cieki, których przepływy są mierzone w następujących przekrojach wodowskazowych sieci pomiarowo-obserwacyjnej instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej (ryc. 1; tab. 1): Dwernik (San) oraz Terka (Solinka – dopływ Sanu, obecnie dopływ do zbiornika Solińskiego). Posterunki te mają najdłuższe serie danych hydrometrycznych w badanym regionie Bieszczadów. Udostępnione przez iMGW-PiB wartości natężenia przepływu obejmowały okres 1961–2015 i miały rozdzielczość dobową (pomiary z godziny 06 UTC). Do badań wykorzystano również zestawienie najwyższych i najniższych przepływów miesięcznych (nQ, WQ), półrocznych i rocznych (nnQ, WWQ), udostępnione przez iMGW-PiB. Minimum 30-letnie serie pomiarowe są uważane za miarodajne dla wykonania wiarygodniej charakterystyki wielkości, reżimu i zmian odpływu, a wybrane dane spełniają to kryterium (serie 55-letnie). Metody Podstawą opracowania były średnie miesięczne (SQ) wartości przepływu wybranych rzek, uśrednione z dostępnych wartości dobowych. Średnie obliczono również dla każdego roku, półrocza (półrocze zimowe Xi–iV, półrocze letnie V–X) oraz wie-lolecia. Sezonowe cechy reżimu hydrologicznego przedstawiono za pomocą śred-nich z wielolecia miesięcznych współczynników przepływów, zgodnie ze wzorem (np. Dynowska 1971): (1) gdzie: QM – średni z wielolecia przepływ miesięczny, M = 1, 2,..., 12, QR – średni roczny przepływ z wielolecia. Wieloletnią zmienność przepływów w każdym miesiącu określono na podstawie współczynnika zmienności średnich wartości przepływu w wieloleciu (np. Chełmicki i in. 1998–1999): (2) gdzie: Qm – średni przepływ miesięczny w danym roku, M = 1, 2,..., 12, QM – średni z wielolecia przepływ miesięczny, M = 1, 2,..., 12, n – liczba lat w wieloleciu. Podstawą do badań zmian w odpływie rzecznym wybranych cieków były prze-pływy charakterystyczne w poszczególnych miesiącach (SQ, nQ, WQ), półroczach i w roku (SSQ, nnQ, WWQ). obliczenia wykonano zarówno dla całego wielolecia 1961–2015, jak i dla ostatniego 30-lecia 1986–2015. Do zbadania tendencji tych zmian zastosowano nieparametryczny test Manna-Kendalla, który stanowi uznane narzędzie analizy trendów w ciągach danych hydrologicznych (np. Danneberg 2012; Birsan i in. 2014; Bawden i in. 2015). Statystykę Manna-Kendalla definiuje następujący wzór (Mann 1945; Kendall 1975; Singh, Singh 2013): Ryc. 1. Mapa obszaru badań z uwzględnieniem granic jednostek geologicznych (budowa geologiczna na podstawie Haczewski i in. 2007; ukształtowanie powierzchni terenu: www. onlinetopomaps.net, 10.01.2017) Fig 1. Study area superimposed on geological units (geological map based on Haczewski et al. 2007; topographical relief: www.onlinetopomaps.net, 10.01.2017) Ryc. 4. Przebieg odchyleń średnich rocznych przepływów od średniej wieloletniej w latach 1961–2015 Fig. 4. Streamflow variation related to average flow in the period 1961–2015 Ryc. 5. Trendy zmian przepływów charakterystycznych Sanu i Solinki (SQ, NQ, WQ, SSQ, NNQ, WWQ) w wieloleciu 1961–2015; uwypuklono zmiany przepływów istotne statystycznie na poziomie p = 0,05 Fig. 5. Trends in characteristic flows of the San and Solinka rivers in the period 1961–2015 (average – SQ/SSQ, low/minimum – NQ/NNQ and high/maximum – WQ/WWQ streamflow); significant (p = 0.05) trends are highlighted Ryc. 6. Trendy zmian przepływów charakterystycznych Sanu i Solinki (SQ, NQ, WQ, SSQ, NNQ, WWQ) w wieloleciu 1986–2015; uwypuklono zmiany przepływów istotne statystycznie na poziomie p = 0,05 Fig. 6. Trends in characteristic flows of the San and Solinka rivers in the period 1986–2015 (average – SQ/SSQ, low/minimum – NQ/NNQ and high/maximum – WQ/WWQ streamflow); significant (p = 0.05) trends are highlighted (3) gdzie: xi oraz xj są wartościami przepływu (np. SQ w danym miesiącu) odpowiednio w roku i oraz j, (j > i). W obliczeniach stosuje się następującą funkcję (sgn): (4) Dla większych zbiorów danych (n > 22), a takimi są badane serie, wykonuje się standaryzację parametru S, w której niezbędne jest obliczenie odchylenia standardowego (σS): (5) gdzie: n jest wielkością próby, g – liczbą grup z powtarzającymi się wartościami w całym zbiorze danych, a tj – liczbą powtórzonych wartości w danej grupie. zestandaryzowaną wartość S określa funkcja: (6) Dodatnie wartości parametru Z informują o trendzie rosnącym, ujemne natomiast – o malejącym. Test Manna-Kendalla obliczono z wykorzystaniem ogólnodostępnego oprogramowania ProUCL w wersji 5.1 (program Agencji ochrony Środowiska Stanów zjednoczonych US EPA; Singh, Singh 2013), wykorzystującego powyższe wzory. za istotne przyjęto zmiany na poziomie p = 0,05, wyznaczonym na podstawie statystyki o rozkładzie normalnym (Singh, Singh 2013). Dla serii danych wykazu-jących istotne statystycznie trendy określono również współczynnik korelacji rang Spearmana (r), powszechnie wykorzystywany w analizie danych niepodlegających rozkładowi normalnemu. W celu ograniczenia występowania fałszywych trendów w danych zaleca się korektę tych serii danych, które wykazują autokorelację. najczęściej wykorzystywaną metodą korekcji danych jest tzw. trend-free pre-whitening – TfPW (Yue i in. 2002; Birsan i in. 2014; Bawden i in. 2015), który zastosowano również w tym opracowaniu, a obliczenia wykonano w programie Microsoft Excel. Pierwszym etapem tej procedury jest obliczenie wartości estymatora Thiel-Sena (β) dla każdej serii danych: (7) gdzie: xi oraz xj są wartościami przepływu odpowiednio w roku i oraz j. Jeżeli β≠ 0 należy usunąć trend liniowy poprzez zastosowanie równania: (8) gdzie: yt – wartość przepływu pozbawiona trendu, xt – wartość przepływu w czasie t. W seriach danych, w których usunięto trend, należy zbadać autokorelację z opóźnieniem k = 1 i dla serii, w których współczynnika autokorelacji (r) był istotny statystycznie (p = 0,05) oblicza się następującą zależność: (9) a w dalszej kolejności: (10) nowa wartość yt ′′ jest wartością skorygowaną, której należy użyć w obliczaniu statystyki S. W przypadku natomiast, gdy autokorelacja jest nieistotna statystycznie, statystyka S jest obliczana z danych wyjściowych (x). Wyniki W okresie 1951–2015 średni roczny przepływ wynosił 8,3 m3·s–1 (26,8 dm3·s–1·km–2) na Solince w Terce i 9,5 m3·s–1 (22,7 dm3·s·km–2) na Sanie w Dwerniku, przy czym najwyższe średnie roczne przepływy (WSQ) były większe od wartości najniższych (nSQ) ponad dwukrotnie (ryc. 2A). W półroczu zimowym odpływ ze zlewni był wyższy niż w półroczu letnim i stanowił on 56% (San) i 58% (Solinka) odpływu rocznego (ryc. 2B). W obu badanych zlewniach reżim odpływu był podobny. Wyróżniono jedną kulminację odpływu w ciągu roku (marzec–maj), minimum odpływu natomiast przypadało na sierpień (ryc. 3). Współczynnik zmienności wieloletniej średnich przepływów miesięcznych był najmniejszy w marcu i kwietniu. W latach 1961–2015 najbardziej zmiennym odpływem cechowały się październik, luty i wrzesień na Sanie w Dwerniku oraz lipiec, październik i wrzesień na Solince w Terce. zmiany średniego rocznego przepływu w okresie badawczym 1961–2015 miały charakter fluktuacji (ryc. 4), z wyraźnym okresem suchym 1981–1995, przed i po którym dominowały lata o przepływie znacznie wyższym od średniej wieloletniej. Ryc. 2. (A) Średnie roczne przepływy badanych cieków oraz (B) średnie wieloletnie przepływy półrocza zimowego (Xi–iV) i letniego (V–X) w wieloleciu 1961–2015 fig. 2. (A) Average annual discharge in investigated rivers and (B) average discharge in the winter half-year (Xi–iV) and in the summer half-year (V–X) in the period 1961–2015 Ryc. 3. Roczny przebieg miesięcznych współczynników przepływu (α) oraz współczynników zmienności wieloletniej średnich miesięcznych przepływów (Cv) badanych cieków w wie-loleciu 1961–2015 fig. 3. Annual course of monthly flow coefficients (α) and coefficients of multi–year variability of monthly flows (Cv) in the investigated rivers in the period 1961–2015 Tab. 2. Wartości współczynnika korelacji rang Spearmana (r) dla serii danych, wykazujących istotne statystycznie trendy zmian odpływu w wieloleciu 1986–2015 Table 2. Spearman’s rank correlation coefficient (r) for statistically significant trends in characteristic flows in the period 1986–2015 Rzeka River San Solinka Przepływ Characteristic flows SQ* SSQ* NQ* NNQ* SQ NQ Okres Period I III XI–IV XI–X I II XI–IV I IX I IX r 0,43 0,41 0,44 0,31 0,63 0,38 0,34 0,43 –0,31 0,44 –0,46 * SQ/SSQ – average flow; nQ/nnQ – low/minimum flow. Badane wielolecie rozpoczęło się i zakończyło kilkuletnimi seriami lat o niskiej średniej rocznej wartości przepływu. Analiza zmian przepływów charakterystycznych Sanu i Solinki w okresie 1961–2015 wykazała, że w skali roku, półroczy oraz miesięcy zdecydowanie dominuje brak istotnych statystycznie zmian (ryc. 5). Jedyne statystycznie istotne zmiany w badanym 55-leciu dotyczyły wzrostu średnich przepływów w styczniu i spadku wysokich przepływów w kwietniu na Sanie w Dwerniku, a także spadku niskich przepływów w grudniu i w półroczu zimowym oraz wzrostu przepływów wysokich w styczniu, wrześniu i półroczu letnim na Solince w Terce (ryc. 5). Wartości współczynnika korelacji rangowej istotnych statystycznie trendów były dość niskie i podobne we wszystkich przypadkach – dla trendów spadkowych r = –0,26 do r = –0,22, a dla wzrostu przepływów r = 0,22 do r = 0,26. na tle 55-letniej serii obserwacyjnej wyróżnia się podokres 1986–2015, w którym obserwowano więcej istotnych statystycznie zmian (ryc. 6). Średnie przepływy Sanu w tym okresie cechowały się istotnym wzrostem w półroczu zimowym i w roku. Szczególnie wyraźnie zmiany w półroczu zimowym zauważalne są w styczniu w obu analizowanych profilach oraz w marcu na Sanie. Trendy spadkowe przepływów średnich dotyczyły głównie miesięcy półrocza letniego i były istotne we wrześniu dla Solinki. Podobnie jak w przypadku przepływów średnich zmiany przepływów niskich w okresie 1986–2015 były najsilniejsze w półroczu zimowym, kiedy odnotowano istotny wzrost odpływu niskiego w styczniu, a na Sanie w Dwerniku dodatkowo w lutym (ryc. 6). istotny spadek odpływu niskiego, podobnie jak średniego, odnotowano jedynie we wrześniu na Solince. Wyraźne trendy w zmianie odpływu średniego i niskiego ostatniego 30-lecia wyrażone są również w stosunkowo wysokich wartościach współczynnika korelacji rang Spearmana, które wynosiły dla trendów wzrostowych od r = 0,31 do r = 0,63, a dla trendów spadkowych (SQ i nQ na Solince we wrześniu) odpowiednio r = –0,31 i r = –0,46 (tab. 2). W wieloleciu 1986–2015 trudno wskazać jednoznaczną tendencję zmian przepływów wysokich. Dyskusja San i Solinka cechują się prostym reżimem hydrologicznym z jedną kulminacją w roku występującą w okresie wiosennym. Jest ona związana z wezbraniami roztopowymi. Średnie wartości przepływów wskazują na brak drugiego maksimum generowanego wezbraniami opadowymi okresu letniego. Ten występujący w Bieszczadach prosty reżim rzeczny jest charakterystyczny dla wschodniej części Karpat i był wielokrotnie dokumentowany w zlewniach położonych na wschód od Białej Tarnowskiej (Dynowska 1971; Chełmicki i in. 1998–1999; Parajka i in. 2010). Konsekwencją braku wysokich przepływów w Bieszczadach latem jest wcześniejszy termin występowania niżówek – minimum odpływu w tym regionie wypada w sierpniu, podczas gdy w Karpatach fliszowych jest to najczęściej wrzesień lub październik (Chełmicki i in. 1998–1999). Dostawa wody z roztopów cechuje się dużą powtarzalnością z roku na rok, o czym świadczą niskie współczynniki zmienności przepływów w okresie od marca do maja, potwierdzone badaniem pory koncentracji odpływu, przypadającej we wschodniej części Beskidów przed 5 maja (Jokiel, Tomalski 2017). Bardzo duża zmienność zasilania opadowego oraz warunków ewapotranspiracyjnych miesięcy letnich i jesiennych wpłynęła na duże wartości współczynnika zmienności przepływów w tych miesiącach. ze względu na wysoki odpływ w okresie wiosennym oraz niżówki letnio-jesienne w Bieszczadach zauważalna jest przewaga odpływu półrocza zimowego, co jest typowe dla wschodniej części polskich Karpat, gdzie dominuje prosty reżim hydrologiczny rzek (Dynowska 1971; Chełmicki i in. 1998–1999). Brak istotnych statystycznie trendów w większości analizowanych zmian prze-pływów charakterystycznych Sanu i Solinki w badanym 55-leciu sugeruje dużą odporność reżimu rzecznego na zmiany wieloletnie i wskazuje na fluktuacyjny charakter zmienności odpływu. Średnie odpływy roczne z badanych zlewni w naj-dłuższym dostępnym okresie pomiarowym 1961–2015 wskazują na występowanie naprzemiennie serii lat suchych i mokrych, co potwierdzają badania rzek polskich, np. Stachý’ego (2010, 2011), Gutry-Koryckiej i in. (2014) czy Wrzesińskiego (2016), prowadzone na długich seriach danych. z kolei udokumentowane w ostatnim 30-leciu zmiany odpływu wskazują na trwającą obecnie fazę wzrostu średniego rocznego odpływu, a co ważniejsze, na istotny wzrost odpływu w półroczu zimowym. Tak wyraźne tendencje nie były wcześniej obserwowane w polskich Karpatach (np. Soja 2002; Michalczyk 2009), gdzie reżim odpływu w latach 1951–2010 cechował się najmniejszą zmiennością w skali Polski (Wrzesiński 2016). Wyraźna jest także tendencja do wzrostu przepływów niskich w półroczu zimowym oraz przepływów niskich rocznych, udokumentowana również dla cieków karpackich we wcześniej-szych okresach badawczych, np. 1951–1995 (Soja 2002). należy więc podkreślić, że w podokresie 1986–2015 zmiany dotyczyły głównie struktury odpływu w ciągu roku, co wyrażone było wzrostem odpływu w miesiącach półrocza zimowego (głównie styczeń–marzec) oraz spadkiem odpływu w miesiącach półrocza letniego (wrzesień). Podobne tendencje w ostatnich dekadach XX w. oraz na początku XXi w. wykazano dla zlewni alpejskich, gdzie od września do marca obserwowano wzrost odpływu, pozostałe zaś miesiące cechował spadek odpływu (Stahl i in. 2010). Również w rumuńskich Karpatach w latach 1975–2009 zostały udokumentowane istotne trendy wzrostowe przepływów w okresie od grudnia do lutego oraz spadkowe od lipca do sierpnia (Birsan i in. 2014). zlewnie górskie w łańcuchu alpejsko-karpackim cechują zatem podobne trendy zmian odpływu w ostatnich dekadach. obszary te wyróżniają się więc na tle pozostałych zlewni Europy zachodniej, Południowej i, częściowo, Środkowej, w których wielkość odpływu w ostatnich kilkudziesięciu latach ulega zmniejszeniu (Stahl i in. 2010; López-Moreno i in. 2011; Salmoral i in. 2015), a także w porównaniu z Europą Północną, gdzie bardzo wyraźne są wzrostowe trendy odpływu w skali roku (Stahl i in. 2010; Wilson i in. 2010). Warto zwrócić uwagę, że zlewnie analizowane w niniejszym opracowaniu są położone w obszarze o niskiej – jak na Karpaty – antropopresji, gdzie zmiany w użytkowaniu ziemi, mogące wpłynąć na strukturę i reżim odpływu, w ostatnich 30 latach były minimalne (Griffits i in. 2014). Sugeruje to wpływ czynników klimatycznych na zaobserwowane zmiany odpływu. opady atmosferyczne, silnie warunkujące kształtowanie odpływu szczególnie w obszarach górskich, w przebiegu wieloletnim również cechują się zmianami fluktuacyjnymi (niedźwiedź i in. 2009), a tendencje sum rocznych opadów w Polsce w ostatnich kilku dekadach nie wykazywały istotnych zmian (Żmudzka 2010; Czarnecka, nidzgorska-Lencewicz 2012; Kaźmierczak i in. 2014), choć istnieją też badania wskazujące na istotny trend rosnący sum rocznych opadów w Karpatach (Spinoni i in. 2015). Tendencje zmian opadów w poszczególnych sezonach wskazują na wzrost opadów zimą, wiosną i jesienią oraz malejący stosunek sum opadów półrocza letniego do zimowego (Degrimendžić i in. 2004; Czarnecka i nidzgorska-Lencewicz 2012; Gutry-Korycka i in. 2014; Spinoni i in. 2015). Często dokumentowany brak istotności zmian w opadach oraz różnice w sezonach wyka-zujących tendencje wzrostowe (w odpływie głównie styczeń–marzec, w opadzie przede wszystkim wiosna) sugerują, że na zmianę odpływu w ostatnim 30-leciu wpłynęły również inne czynniki klimatyczne. W obszarach o dominacji opadów śnieżnych w okresie zimowym i znaczącej roli retencji wody w pokrywie śnieżnej równie ważnym czynnikiem warunkującym odpływ jest temperatura powietrza, której wzrost wpływa na zmianę postaci opadów ze śnieżnych na deszczowe, zmniejszoną retencję śnieżną, skrócenie okresu zlodzenia oraz wcześniejszy termin występowania powodzi roztopowych (Birsan i in. 2005; Renard i in. 2008; Wilson i in. 2010; Pociask-Karteczka, Choiński 2012). W okresie letnim wzrost temperatury powoduje wzrost ewapotranspiracji, co może skutkować obniżeniem wartości współczynnika odpływu i dłuższym czasem trwania niżówek letnio-jesiennych (Kostuch 2003; Wilson i in. 2010). Stwierdzone tendencje wzrostowe temperatury w Polsce dotyczą zarówno średnich rocznych, jak i większości średnich miesięcznych temperatury powietrza, szczególnie od lutego do sierpnia (Bokwa i in. 2013; Wójcik, Miętus 2014; Spinoni i in. 2015), co może potwierdzać znaczenie i wpływ tego elementu klimatu na obserwowane zmiany odpływu. Wnioski Reżim hydrologiczny rzek bieszczadzkich cechuje proste zasilanie roztopowe z kulminacją przepływów w okresie od marca do maja oraz minimum odpływu pod koniec lata (sierpień). Miesiące wiosenne charakteryzuje powtarzalność z roku na rok wysokich przepływów. z kolei zmienność zasilania opadowego wpływa na dużą zmienność odpływu w miesiącach letnich i jesiennych. W latach 1961–2015 zmiany odpływu (zarówno wartości średnich, niskich, jak i wysokich) miały charakter fluktuacji nawiązujących do zmienności wielkości zasilania opadowego. Warto podkreślić, że w badanym 55-leciu dominował brak istotnych statystycznie trendów zmian odpływu. na tle dłuższego wielolecia 1961–2015 wyróżnił się podokres 1986–2015, który cechował się wzrostem przepływów średnich i niskich w półroczu zimowym (szczególnie styczeń–marzec), a w półroczu letnim (szczególnie we wrześniu) występowały tendencje spadkowe, wykazując tym samym podobne trendy do zmian przepływu obserwowanych w innych obszarach górskich Europy. Większe zróżnicowanie kierunków trendów i brak istotności zmian cechowały przepływy wysokie. Liczne badania wskazują, że sezonowe zmiany odpływu tylko częściowo mogą być wyjaśnione zmiennością opadów atmosferycznych. Drugim ważnym czynnikiem warunkującym te zmiany może być obserwowany w Karpatach wzrost średniej rocznej i średnich miesięcznych temperatury powietrza, który powoduje zmianę postaci opadów ze śnieżnych na deszczowe, krótsze zaleganie pokrywy śnieżnej i wzrost ewapotranspiracji, skutkujące wzrostem odpływu w sezonie zimowym i spadkiem przepływów w półroczu letnim. Tendencje spadkowe występują w miesiącach letnio-jesiennych, w których przepływ w ciągu roku jest najniższy; mogą mieć zatem wpływ na wzrost częstości i długości trwania niżówek. W odniesieniu do uzyskanych wyników konieczne wydaje się wykonanie badań zmian opadów, temperatury i odpływu w szerszym obszarze polskich Karpat, ze szczególnym uwzględnieniem obszarów o niskiej antropopresji, a także zwrócenie uwagi na zmianę zasobności wodnej dorzeczy. Literatura Bates B., Kundzewicz z.W., Wu S., Palutikof J., 2008, Climate Change and Water – IPCC Tech-nical Paper VI, intergovernmental Panel on Climate Change, iPCC Secretariat Geneva. Bawden A.J., Burn D.H., Prowse T.D., 2015, Recent changes in patterns of western Canadian river flow and association with climatic drivers, Hydrology Research, 46 (4), 551–565. Bičárowá S., Holko L., 2013, Changes of characteristics of daily precipitation and runoff in the High Tatra Mountains, Slovakia over the last fifty years, Contributions to Geophysics and Geodesy, 43 (2), 157–177. Birsan M.V., Molnar P., Burlando P., Pfaundler M., 2005, Streamflow trends in Switzerland, Journal of Hydrology, 314, 312–329. Birsan M.V., zaharia L., Chendes V., Branescu E., 2014, Seasonal trends in Romanian streamflow, Hydrological Processes, 28, 4496–4505. Bokwa A., Wypych A., Ustrnul z., 2013, Climate Changes in the Vertical Zones of the Polish Car-pathians in the Last 50 Years, [w:] J. Kozak, K. ostapowicz, A. Bytnerowicz, B. Wyżga (red.), The Carpathians: Integrating Nature and Society Towards Sustainability, Environmental Science and Engineering, Springer, Berlin–Heidelberg, 89–109. Cebulak E., Limanówka D., Malota A., niedbała J., Pyrc R., Starkel L., 2008, Przebieg i skutki ulewy w dorzeczu górnego Sanu w dniu 26 lipca 2005 r., Materiały Badawcze iMiGW, Seria: Meteorologia, 40, 1–56. Chełmicki W., Skąpski R., Soja R., 1998–1999, Reżim hydrologiczny rzek karpackich w Polsce, folia Geographica, Series: Geographica Physica, 29–30, 67–80. Chowaniec J., 2011, The Groundwater of south–eastern Poland and Problems of its Protection, [w:] T. nałęcz (red.), Groundwater Management in the East of the European Union, nATo Science for Peace and Security Series C: Environmental Security, Springer, Dordrecht, 71–89. Chowaniec J., oszczypko n., Witek K., 1983, Hydrogeologiczne cechy warstw krośnieńskich centralnej depresji karpackiej, Kwartalnik Geologiczny, 27, 797–810. Czarnecka M., nidzgorska-Lencewicz J., 2012, Wieloletnia zmienność sezonowych opadów w Polsce, Woda – Środowisko – obszary Wiejskie, 12 (2), 45–60. Danneberg J., 2012, Changes in runoff time series in Thuringia, Germany – Mann-Kendall trend test and extreme value analysis, Advances in Geosciences, 31, 49–56. Degrimendžić J., Kożuchowski K., Żmudzka E., 2004, Changes of air temperature and precipitation in Poland in the period 1951–2000 and their relationship to atmospheric circulation, international Journal of Climatology, 24, 291–310. Dobija A., 1981, Sezonowa zmienność odpływu w zlewni górnej Wisły (po Zawichost), Prace Geograficzne, 53, 51–112. Dynowska i., 1971, Typy reżimów rzecznych w Polsce, zeszyty naukowe UJ, Prace Geograficzne, 28, 1–150. freiwald P., Patorski R., Witek K., 2014, Cykle hydrogeologiczne w świetle badań monitoringowych w Karpatach, Acta Scientiarum Polonorum formatio Circumiectus, 13, 3, 11–19. Griffiths P., Kuemmerle T., Baumann M., Radeloff V., Abrudan i.V., Lieskovsky J., Munteanu C., ostapowicz K., Hostert P., 2014, Forest disturbances, forest recovery, and changes in forest types across the Carpathian ecoregion from 1985 to 2010 based on Landsat image composites, Remote Sensing of Environment, 151, 72–88. Gutry-Korycka M., Sadurski A., Kundzewicz z.W., Pociask-Karteczka J., Skrzypczyk L., 2014, Zasoby wodne a ich wykorzystanie, nauka, 1, 77–98. Haczewski G., Kukulak J., Bąk K., 2007, Budowa geologiczna i rzeźba Bieszczadzkiego Parku Narodowego, Wydawnictwo naukowe Akademii Pedagogicznej, Kraków. Haines A.T., finlayson B.L., McMahon T.A., 1988, A global classification of river regimes, Applied Geography, 8, 255–272. Jokiel P., Tomalski P., 2017, Sezonowość odpływu z wybranych zlewni karpackich, Przegląd Geograficzny, 89 (1), 29–44. Kaźmierczak B., Kotowski A., Wdowikowski M., 2014, Analiza tendencji rocznych i sezonowych zmian wysokości opadów atmosferycznych w dorzeczu Górnej Odry, ochrona Środowiska, 36 (3), 49–54. Kendall M.G., 1975, Rank Correlation Methods, Charles Griffin, London. Kleczkowski A.S. (red.), 1990, Mapa głównych zbiorników wód podziemnych (GZWP) w Polsce wymagających szczególnej ochrony, 1: 500 000. AGH, Kraków. Kostuch M., 2003, Odpływy podziemne i niskie w potokach górskich, Woda – Środowisko – obszary Wiejskie, 3 (1), 193–203. López-Moreno J.i., Vicente-Serrano S.M., Moran-Tejeda E., zabalza J., Lorenzo-Lacruz J., García-Ruiz J.M., 2011, Impact of climate evolution and land use changes on water yield in the Ebro basin, Hydrology and Earth System Sciences, 15, 311–322. Łajczak A., 1996, Hydrologia, [w:] S. Skiba (red.), Plan ochrony Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Operat ochrony zasobów przyrody nieożywionej i gleb, Tom I (maszynopis), Arch. Bieszczadzkiego Parku narodowego, Ustrzyki Dolne, 12–38. Mann H.B., 1945, Nonparametric tests against trend, Econometrica, 13, 245–259. Mapa głównych zbiorników wód podziemnych, 2016, PiG–PiB. Michalczyk z., 2009, Średnie i skrajne odpływy z obszaru Polski, [w:] R. Bogdanowicz, J. fac-Beneda (red.), Zasoby i ochrona wód. Obieg wody i materii w zlewniach rzecznych, fundacja Rozwoju Uniwersytetu Gdańskiego, Gdańsk, 37–46. Milly P.C.D., Dunne K.A., Vecchia A.V., 2005, Global pattern of trends in streamflow and water availability in a changing climate, nature, 438, 347–350. Mocior E., Rzonca B., Siwek J., Plenzler J., Płaczkowska E., Dąbek n., Jaśkowiec B., Potoniec P., Roman S., Ździebko D., 2015, Determinants of the distribution of springs in the upper part of flysch ridge in the Bieszczady Mountains in southeastern Poland, Episodes, 38 (1), 21–30. Mostowik K., Górnik M., Jaśkowiec B., Maciejczyk K., Murawska M., Płaczkowska E., Rzonca B., Siwek J., 2016, High discharge springs in the Outer Flysch Carpathians on the example of the High Bieszczady Mountains (Poland), Carpathian Journal of Earth and Environmental Science Research, 11 (2), 395–404. niedźwiedź T., Twardosz R., Walanus A., 2009, Long-term variability of precipitation series in east central Europe in relation to circulation patterns, Theoretical and Applied Climatology, 98 (337). Parajka J., Kohnová S., Bálint G., Barbuc M., Borga M., Claps P., Cheval S., Dumitrescu A., Gaume E., Hlavčová K., Merz R., Pfaundler M., Stancalie G., Szolgay J., Blöschl G., 2010, Seasonal characteristics of flood regimes across the Alpine-Carpathian range, Journal of Hydrology, 394 (1–2), 78–89. Piniewski M., Szcześniak M., Mezghani A., Kundzewicz z.W., 2016, Hydroclimatic Projections for the Upper Vistula Basin, [w:] z.W. Kundzewicz (red.), Flood risk in the Upper Vistula Basin, GeoPlanet: Earth and Planetary Sciences, 331–340. Płaczkowska E., Górnik M., Mocior E., Peek B., Potoniec P., Rzonca B., Siwek J., 2015, Spatial distribution of channel heads in the Polish Flysch Carpathians, Catena, 127, 240–249. Pociask-Karteczka J., 2011, River runoff response to climate changes in Poland (East–Central Europe), Hydro-climatology: Variability and Change, iAHS Publ., 344, 182–187. Pociask-Karteczka J., Choiński A., 2012, Recent trends in ice cover duration for Lake Morskie Oko (Tatra Mountains, East-Central Europe), Hydrology Research, 43 (4), 500–506. Punzet J., 1983. Zasoby wodne dorzecza górnej Wisły. Przepływy średnie, Rocznik nauk Rolniczych, Seria D, 192, 1–84. Renard B., Lang M., Bois P., Dupeyrat A., Mestre o., niel H., Sauquet E., Prudhomme C., Parey S., Paquet E., neppel L., Gailhard J., 2008, Regional methods for trend detection: Assessing field significance and regional consistency, Water Resources Research, 44, W08419. Salmoral G., Willaarts B.A., Troch P.A., Garrido A., 2015, Drivers influencing streamflow changes in the Upper Turia basin, Spain, Science of the Total Environment, 503–504, 258–268. Singh A., Singh A.K., 2013, ProUCL Version 5.0.00 Technical Guide: Statistical software for environmental applications for data sets with and without nondetect observations, U.S. Environmental Protection Agency, office of Research and Development, Washington. Soja R., 2002, Hydrologiczne aspekty antropopresji w polskich Karpatach, Prace Geograficzne iGiPz PAn, 186, 1–130. Spinoni J., Szalai S., Szentimrey T., Lakatos M., Bihari z., nagy A., németh A., Kovács T., Mihic D., Dacic M., Petrovic P., Kržič A., Hiebl J., Auer i., Milkovic J., Štepánek P., zahradnícek P., Kilar P., Limanowka D., Pyrc R., Cheval S., Birsan M.V., Dumitrescu A., Deak G., Matei M., Antolovic i., nejedlík P., Štastný S., Kajaba P., Bochnícek o., Galo D., Mikulová K., nabyvanets Y., Skrynyk o., Krakovska S., Gnatiuk n., Tolasz R., Antofie T., Vogt J., 2015, Climate of the Carpathian Region in the period 1961–2010: Climatologies and trends of 10 variables, international Journal of Climatology, 35, 1322–1341. Stachý J. (red.), 1987, Atlas hydrologiczny Polski, T. 2, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Stachý J., 2010, Średnie roczne przepływy Odry i Wisły w latach 1901–2008, Gospodarka Wodna, 6, 233–238. Stachý J., 2011, Występowanie lat mokrych i posusznych w Polsce (1951–2008), Gospodarka Wodna, 8, 313–321. Stahl K., Hisdal H., Hannaford J., Tallaksen L., Van Lanen H., Sauquet E., Demuth S., fendekova M., Jordar J., 2010, Streamow trends in Europe: Evidence from a dataset of near-natural catchments, Hydrology and Earth System Sciences, 14, 2367–2382. Szczepański W. (red.), 1995–1996, Atlas posterunków wodowskazowych dla potrzeb Państwowego Monitoringu Środowiska, Państwowa inspekcja ochrony Środowiska, Warszawa–Katowice. Viviroli D., Dürr H.H., Messerli B., Meybeck M., Weingartner R., 2007, Mountains of the world, water towers for humanity: Typology, mapping, and global significance, Water Resources Research, 43, W07447. Vliet M.T.H. van, franssen W.H.P., Yearsley J.R., Ludwig f., Haddeland i., Lettenmaier D.P., Kabat P., 2013, Global river discharge and water temperature under climate change, Global Environmental Change, 23, 450–464. Wilson D., Hisdal H., Lawrence D., 2010, Has streamflow changed in the Nordic countries? – Recent trends and comparisons to hydrological projections, Journal of Hydrology, 394, 334–346. Wójcik R., Miętus M., 2014, Niektóre cechy wieloletniej zmienności temperatury powietrza w Polsce (1951–2010), Przegląd Geograficzny, 86 (3), 339–364. Wrzesiński D., 2016, Zmiany reżimu odpływu rzecznego w Polsce, Monografie Komitetu Gospodarki Wodnej PAn, 39, 63–75. Yue S., Pilon P., Phinney B., Cavadias G., 2002, The influence of autocorrelation on the ability to detect trend in hydrological series, Hydrological Processes, 16, 1807–1829. Żmudzka E., 2010, Współczesne zmiany wielkości i charakteru opadów w Tatrach, [w:] A. Kotarba (red.), Nauka a zarządzanie obszarem Tatr i ich otoczenie, T. 1: Nauki o Ziemi, Tatrzański Park narodowy, zakopane, 157–164. Karolina Mostowik Uniwersytet Jagielloński Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej ul. Gronostajowa 7, 30–387 Kraków karolina.mostowik@doctoral.uj.edu.pl