UNIWERSYTET JAGIELLOŃSKI INSTYTUT GEOGRAFII I GOSPODARKI PRZESTRZENNEJ MONOGRAFIE, TOM 20 JANINA TREPIŃSKA Górskie klimaty Wydawnictwo Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagiellońskiego Kraków 2002 Wydano ze środków na badania własne Uniwersytetu Jagiellońskiego oraz ze środków Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ przeznaczonych na działalność statutową Recenzent: Proj. dr bab. Stanisław Bac Fotografia na okładce: Alpy Tyrolu Danuta Tumidajowicz Projekt okładki: Anna Olek RySUⁿkⁱ: Małgorzata Szczęch-Gajewska © Copyright by Janina Trepińska Kraków 2002 Prinled in Poland ISBN 83-88424-13-0 Wydawca: Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagiellońskiego, ul. Grodzka 64, 31-044 Kraków, tel. (012) 422-47-03, fax. (012) 422-55-78 www. geo. uj. edu. pl Przygotowanie do druku i druk: Zakład Produkcyjno-Usługowy „KOREL" ul. Ojcowska 140, 31-344 Kraków, tel. (012) 638-25-26, fax (012) 285-43-32 Nakład: 800 egzemplarzy Spis treści Przedmowa.................................................................................. 5 ROZDZIAŁ 1 Ukształtowanie, wysokość, przebieg łańcuchów górskich na kuli ziemskiej i ich wpływ na klimaty................................................................................. 7 1. 1. Wprowadzenie .................................................................... 7 1. 2. Góry w Europie.................................................................. 10 1. 3. Góry w Azji..................................................................... 16 1. 4. Góry w Afryce .................................................................. 24 1. 5. Góry w Ameryce Północnej i na wyspach Arktyki ...................................26 1. 6. Góry w Ameryce Południowej...................................................... 31 1. 7. Góry w Australii, Nowej Zelandii i Oceanii ..................................... 34 1. 7. 1. Góry Australii.......................................................... 34 1. 7. 2. Góry Nowej Zelandii..................................................... 35 1. 7. 3. Góry Oceanii ............................................................36 1. 8. Góry na Antarktydzie............................................................ 37 ROZDZIAŁ 2 Dopływ energii promienistej do atmosfery górskiej i podłoża................................38 2. 1. Przenikanie energii promienistej przez atmosferę................................ 38 2. 2. Albedo, promieniowanie odbite i bilans (saldo) promieniowania................... 40 2. 3. Związek wysokości, nachylenia i ekspozycji stoków z natężeniem promieniowania i wielkością uslonecznienia na obszarach górskich.................................. 44 2. 4. Wartości natężenia promieniowania .............................................. 47 2. 5. Bilans cieplny w obszarach górskich............................................. 49 ROZDZIAŁ 3 Zmiana ciśnienia atmosferycznego z wysokością i atmosfera górska...........................51 3. 1. Spadek ciśnienia powietrza z wysokością......................................... 51 3. 2. Atmosfera górska................................................................ 56 3. 3. Przezroczystość atmosfery i widzialność w idealnie czystym powietrzu ........... 57 ROZDZIAŁ 4 Temperatura i wilgotność powietrza w atmosferze górskiej.................................. 59 4. 1. Zależność spadku temperatury z wysokością od zawartości pary wodnej w powietrzu. 59 4. 2. Inwersje termiczne i występowanie przymrozków................................... 63 4. 3. Modele rozkładu przestrzennego temperatury i wilgotności powietrza.............. 67 4. 4. Zmiana temperatury powietrza w profilu pionowym atmosfery górskiej w ujęciu klimatologicznym.......................................................... 70 4. 4. 1. Równania zmiany temperatury powietrza z wysokością...................... 70 4. 4. 2. Dobowe i roczne amplitudy temperatury powietrza w obszarach górskich.....71 ROZDZIAŁ 5 Deformacja przepływu powietrza nad górami..................................................74 5. 1. Zmiana prędkości i kierunku przepływu strumieni powietrza nad górami............ 75 5. 2. Fale planetarne................................................................. 78 5. 3. Deformacja frontów atmosferycznych.............................................. 79 5. 4. Cyklogeneza na zawietrznej stronie gór i deformacje antycyklonów nad górami..... 83 5. 5. Prądy strumieniowe w atmosferze górskiej........................................ 88 ROZDZIAŁ 6 Warunki anemologiczne w górach.............................................................90 6. 1. Wiatry termiczno-dynamiczne (feny, wiatry bora)................................. 90 3 6. 1. 1. Wiatry fenowe.......................................................... 90 6. 1. 2. Wiatry bora............................................................ 96 6. 2. Cyrkulacja górska i dolinna.................................................. 100 6. 3. Wiatry lodowcowe............................................................. 107 6. 3. 1. Wiatry nad lądolodami ................................................ 107 6. 3. 2. Wiatry nad lodowcami górskimi......................................... 108 6. 4. Bryzy morskie i lądowe na górzystych wybrzeżach morskich..................... 109 6. 5. Fala orograficzna............................................................. 111 6. 6. Wiatry przełęczowe i tunelowe.................................................119 ROZDZIAŁ 7............................................................................. 121 Warunki nefologiczne w górach.......................................................... 121 7. 1. Chmury orograficzne.......................................................... 121 7. 2. Rozwój chmur w ciągu doby.................................................... 125 7. 3. Gęstość optyczna chmur....................................................... 126 7. 4. Przebieg zachmurzenia w ciągu roku........................................... 127 ROZDZIAŁ 8 Opady atmosferyczne w górach........................................................... 129 8. 1. Procesy powstawania opadów................................................... 129 8. 2. Przestrzenne i czasowe zróżnicowanie opadów w obszarach górskich............. 132 8. 3. Gradienty i cienie opadowe .................................................. 139 8. 4. Osady atmosferyczne.......................................................... 142 ROZDZIAŁ 9 Śnieg i pokrywa śnieżna w górach....................................................... 144 9. 1. Opady śniegu w górach........................................................ 144 9. 2. Granica wiecznego śniegu..................................................... 146 9. 3. Fizyczne właściwości śniegu.................................................. 149 9. 4. Pokrywa śnieżna w górach..................................................... 153 9. 5. Formy niwalnc w górach ....................................................... 1 56 9. 6. Lawiny śnieżne .............................................................. 159 9. 7. Pokrywa lodowa i lodowce w górach............................................ 163 ROZDZIAŁ 10 Zjawiska atmosferyczne w górach........................................................ 166 10. 1. Mgły i zamglenia ........................................................... 166 10. 2. Zjawiska optyczne w górach.................................................. 168 10. 3. Zjawiska elektryczne ....................................................... 172 ROZDZIAŁ 11 Piętra klimatyczne i roślinno-klimatyczne.............................................. 176 11. 1. Alpejskie piętra roślinno-klimatyczne....................................... 177 11. 2. Badania pięter roślinno-klimatycznych w Himalajach.......................... 181 11. 3. Andyjskie piętra roślinno-klimatyczne....................................... 184 11. 4. Piętra roślinno-klimatyczne Afryki Wysokiej................................. 186 11. 5. Karpackie i sudeckie piętra klimatyczne .................................... 188 ROZDZIAŁ 12 Warunki bytowania człowieka w górskim klimacie......................................... 191 12. 1. Czynniki środowiska przyrodniczego.......................................... 191 12. 2. Życie na wysokościach....................................................... 192 12. 3. Badania pogody i klimatów górskich ......................................... 196 LITERATURA............................................................................. 199 MONOGRAFIE............................................................................. 203 Przedmowa Książka ta jest przeznaczona przede wszystkim dla geografów zajmujących się środowiskiem górskim. Pogoda w górach, tak szybko zmieniająca się w każdej porze roku, zmusza do zastanowienia się - dlaczego tak się dzieje? Czy i w jaki sposób góry wpływają na klimat - swój własny i obszarów z nimi sąsiadujących? Zagadnienia poruszone w dwunastu rozdziałach książki próbują dać odpowiedź na te pytania. Rozdział 1 przedstawia góry na kontynentach świata, gdyż geograf powinien mieć zawsze wyobrażenie o miejscach na kuli ziemskiej, w których dzieją się opisywane procesy i zdarzenia. W dalszych rozdziałach zebrano wiadomości o tym, jak wiele czynników, elementów, zjawisk i procesów wpływa na pogodę i skomplikowane systemy klimatyczne w wielkich i małych górach świata. Do lektury tych rozdziałów wskazane są podstawowe wiadomości z zakresu meteorologii i klimatologii. Korzystano z bardzo licznych materiałów źródłowych, publikowanych (wymienionych w spisie literatury) i uzyskiwanych z Internetu, z audycji telewizyjnych w programach National Geographic i Discovery!. Od klimatu zależy bardzo wiele - i rzeźba terenu, i szata roślinna, i wreszcie - życic człowieka w niełatwym, chociaż niezwykle pięknym otoczeniu. Książka, być może, okażc się pożyteczna dla studentów interesujących się górami, meteorologów i klimatologów, a także dla organizatorów turystyki i różnych dziedzin sportu - szybowników, paralotniarzy, wspinaczy, narciarzy, kajakarzy, grotołazów, uprawiających trekking i wielu innych. Pragnę podziękować wszystkim, którzy przyczynili się do ulepszenia tej książki -Pani Magister Małgorzacie Szczęch-Gajewskiej za podjęcie się trudu wykonania rysunków, Panom Doktorom: Leszkowi Kowanetzowi i Rafałowi Bąkowskiemu za pomoc w wyszukiwaniu literatury oraz Koleżankom i Kolegom, którzy zechcieli udostępnić wykonane przez siebie fotografie. Wszystkim, którzy mnie zachęcali do napisania tej książki, a wśród nich jest Pan Profesor Antoni Jackowski i Pan Profesor Stanisław Bac, również bardzo serdecznie dziękuję. Janina Trepińska ROZDZIAŁ 1 Ukształtowanie, wysokość, przebieg łańcuchów górskich na kuli ziemskiej i ich wpływ na klimaty 1.1. Wprowadzenie Łańcuchy górskie powstały na każdym kontynencie, w każdej strefie klimatycznej. Ich rzeźba zależna jest od procesów endogenicznych i egzogcnicznych, tj. od rodzaju i odporności skał, z których są zbudowane, od wysokości, na jaką zostały wypiętrzone, od procesów geomorfologicznych, które je ukształtowały i wreszcie od czynników klimatycznych wpływających na te procesy. Teorie rozwoju procesów geomorfologicznych, tj. cykle rozwoju rzeźby, plastycznie przedstawione przez wielkich teoretyków nauk o Ziemi - W. Davisa i A. Pcncka, za punkt wyjścia przyjmowały warunki klimatyczne, w których ten rozwój miał miejsce (T.M. Oberländer, R A. Muller, 1987; M. Klimaszewski. 1988). Gdy kończą się procesy cndogcnicznc prowadzące do powstania łańcucha górskiego, natychmiast obszar ten jest poddawany procesom wietrzenia, erozji i denudacji, które są niezwykle zależne od klimatu (A. Scheidegger, 1974). Zasadnicze trzy stadia cyklu geomorfologicznego Davisa, tj. młodość, dojrzałość, starość krajobrazu, odnoszą się do obszarów wyniesionych. W klimatach wilgotnych, w obszarach górskich szczególnie istotna jest rola erozji rzecznej i powierzchniowej, systemów odwadniania obszaru i wynoszenia produktów wietrzenia; w klimatach suchych - zasadniczym procesem jest wietrzenie skał, obrywy grawitacyjne i wynoszenie rumoszu zwictrzclinowcgo u podnóży wzniesień przez okresowe rzeki i przez zmywy stokowe. Po procesach dcnudacyjnych, prowadzących do zmniejszenia się różnicy wysokości względnej, w rzeźbie coraz większą rolę zaczyna odgrywać erozja wietrzna. Działalność coliczna ma istotne znaczenie tam, gdzie szata roślinna uległa degradacji, zarówno wskutek zmiany klimatu na suchy, jak i działalności człowieka. W strefie klimatów mroźnych największy udział w procesach rzeźbotwórczych ma działalność lodowców, która modyfikuje i rzeźbę, i warunki klimatyczne. Gdy klimat określonego obszaru górskiego ulegał zmianie z umiarkowanego wilgotnego na mroźny i tworzyły się lodowce, jednocześnie następowała zmiana procesów kształtujących rzeźbę, co szczególnie dobrze widoczne jest w górach. To właśnie na podstawie badań w obszarach górskich można współcześnie odtworzyć cykl klimatu lodowcowego (A. Scheidegger. 1974). W górach, zwłaszcza bardzo wysokich, rodzaj wietrzenia i przebieg procesów morfologicznych są więc silnie związane nie tylko z rodzajem i strukturą skał, z pierwotną rzeźbą, powstałą w wyniku ruchów górotwórczych i epejrogcnicznych, 7 ale także z panującymi warunkami klimatycznymi. Przy zachowaniu identycznych wartości wyjściowych, tj. takiej samej struktury i rzeźby inicjalnej, wpływ warunków klimatycznych na dalszy rozwój rzeźby górskiej może być zupełnie różny. Góry zmieniają przepływ mas powietrza i wytwarzają własne klimaty, silnie zależne od właściwości strefy klimatycznej, w której się znajdują. Oddziałują na klimaty obszarów sąsiadujących z nimi, często w zasadniczy sposób. Uruchamia się mechanizm swoistego sprzężenia zwrotnego - na klimaty górskie wpływa cyrkulacja mas powietrza, ale łańcuchy górskie również często zmieniają jej kierunek. Niestety, dosyć rzadko w ogólnych klasyfikacjach klimatycznych wyodrębnia się klasę klimatów górskich czy wysokogórskich. Dopiero wtedy, gdy opisywanego regionu geograficznego nie można włączyć do już wydzielonej kategorii klimatów - tworzy się wydzielony typ klimatów wyżynnych i górskich. Miało to miejsce w licznych uzupełnieniach do najbardziej rozpowszechnionej w naukach geograficznych klasyfikacji klimatów niemieckiego klimatologa W. Kóppena, który wyodrębnił typ H - klimatów górskich. Często klimaty wyższych pięter górskich włączano do grupy klimatów tundrowych lub w grupie klimatów określonych stref geograficznych wyodrębniano podgrupę klimatów górskich czy wysokogórskich. Można je znaleźć w regionalizacji klimatów B.P. Alisowa i H.J. Critchficlda (W. Okołowicz, 1969, The Encyclopaedia of Climatology, 1987; D. Martyn, 1995). Klimatologa z natury rzeczy mniej interesują budowa geologiczna łańcuchów górskich i bogactwa mineralne, występujące tak licznie w górskich obszarach. W centrum zainteresowania natomiast znajdą się takie cechy morfologiczne łańcuchów górskich, które silnie wpływają na zaburzenia przepływu powietrza i kształtowanie się klimatów, wyłącznych dla obszarów górskich. Do najważniejszych cech morfologicznych, rozpatrywanych w różnej skali wielkości, należą: - wysokość bezwzględna i względna łańcucha górskiego, - kierunek jego przebiegu, - długość i szerokość, - zwartość i rozgałęzienia głównego łańcucha, - symetria lub asymetria stoków, - rodzaj urzeźbienia. Czynniki geograficzne, które wywierają wpływ na klimaty górskie, to przede wszystkim: - szerokość geograficzna, - położenie w określonej strefie geograficznej, - odległość od wybrzeży oceanicznych czy morskich, - ekspozycja w stronę przeważających wiatrów, zależnych od ogólnej cyrkulacji atmosfery i powstających układów barycznych. Wiatry regionalne, górskie, są z kolei ściśle związane z układami barycznymi. Rozmiary wpływu zaburzeń przepływu powietrza nad górami są bardzo różne, dlatego też przepływ powietrza nad górami jest rozpatrywany w skali planetarnej, w skali kontynentu, regionu i wreszcie w skali lokalnej. Wyniesienie gór ponad poziom morza, rozległość pasm górskich, długość, a zwłaszcza ich szerokość, wywierają decydujący wpływ na wielkość wspomnianych zaburzeń. Od razu trzeba tu wymienić rodzaj rzeźby, gdyż istotne znaczenie przy formowaniu się strumieni powietrza przepływającego nad 8 górami ma forma i kształt urzeźbienia. Inaczej wpływają na cyrkulację powietrza góry w formie łagodnych, kopulastych wzniesień, inaczej stoliwa górskie o rozległych, płaskich wierzchowinach i stromych stokach i wreszcie - zupełnie inaczej - ostre, poszarpane granie z oddzielonymi skalistymi szczytami i głęboko wciętymi przełęczami i dolinami. Z klimatologicznego punktu widzenia ważna jest nie tylko formacja całej jednostk orograficznej, ale także kształt poszczególnych wyniesień. Wyróżnia się zatem następujące rodzaje form: - formy wypukłe, wyniesione, do których można zaliczyć kopulaste wzgórza, wzniesienia, grzbiety, strome wierzchołki i izolowane szczyty górskie i wreszcie całościowo -wyniosłe pasma górskie; - formy wklęsłe, depresyjne, do których zalicza się mniejsze i większe kotliny śród-górskie i podgórskie, doliny płaskodenne, wciosy, wąwozy; - formy wklęsło-wypukłe, do których zalicza się siodła, szerokie przełęcze, szerokie doliny. Wszystkie formy ukształtowania rzeźby wpływają na klimat, nawet jeżeli góry se niewysokie, a wysokości względne rzędu zaledwie dziesiątek metrów. Oczywiście zasięg obszarowy tych wpływów jest nieporównywalny. Prawic wszystkie wielkie łańcuchy górskie na święcie są uważane za bardzo istotne bariery klimatyczne. Mniejsze pasma górskie i pojedyncze wzniesienia zmieniają układ elementów klimatycznych tylke w ograniczonym zasięgu. Wysokość wyniesienia nad poziomem morza jest szczególnie ważna przy ustalanie przychodu i rozchodu promieniowania krótkofalowego (słonecznego) i promieniowania długofalowego (cieplnego), przy formowaniu się chmur i opadów. Z powyżej podanego przeglądu rodzajów wpływów gór na klimaty okazuje się, żc wiek łańcuchów górskich, od którego tak bardzo zależny jest krajobraz górski, ma niebagatelne, choć pośrednie znaczenie dla formowania się charakterystycznych cech klimatów górskich i wysokogórskich. W zamieszczonym w tym rozdziale przeglądzie geograficznym najważniejszych łańcuchów górskich na święcie zwrócono uwagę na wiek gól przez ogólne określenie orogenezy. Największy wpływ na klimat obszarów górskich wywierają kierunek przebiegu i rozmiary łańcuchów górskich oraz główne cechy klimatyczne strefy geograficznej i kontynentu, na którym one się znajdują. Wpływ, jaki wywierają góry w skali synoptycznej na rozległe obszary kontynentów, objawia się przez zmianę kierunku wiatrów i adwekcji mas powietrza, przez modyfikację układów barycz-nych i powstawanie systemów wiatrów katabatycznych. W skali makroklimatyczncj -góry są wyraźnymi barierami klimatycznymi, wytwarzają własne klimaty o charakterystycznych cechach, właściwych tylko dla nich, i jednocześnie działają na klimaty otaczających je obszarów. Obszary górskie w piętrze hipsomctrycznym od 1000 do 8850 m zajmują 8% powierzchni kontynentów i może dlatego warto poświęcić im trochę uwagi. Geograficzny przegląd łańcuchów górskich na kuli ziemskiej przygotowano, korzystając z bogatej literatury z zakresu geografii fizycznej świata (J. Staszewski, F. Uhorczak, 1959; E. Romero 1969; E. Linacrc, J. Hobbs, 1977; Z. Czcppc, J. Flis, R. Mochnacki. 1986; World Surve\ of Climatology, vol. 1969, 1972, 1974, 1976, 1981; Encvklopeclia Geograficzna Świata, t. I, 1995, t. 11 - V, 1996, t. VI, IX, 1997) i licznych atlasów geograficznych. 9 1.2. Góry w Europie W porównaniu z pozostałymi kontynentami Europa ma niewielkie rozmiaiy i nieco kontrowersyjną granicę lądową z największym kontynentem świata. Jednakże ogromne zróżnicowanie rzeźby powierzchni tego „ogromnego półwyspu Eurazji”, szczególnie w części zachodniej i północnej, uzasadnia potraktowanie jej jako osobnego kontynentu. Średnia wysokość Europy (z wyspami) wynosi 292 m n.p.m., powyżej 2000 m znajduje się tylko 0,75% ogólnej powierzchni. Generalnie -■ przebieg pasm górskich na kontynencie jest równoleżnikowy, chociaż istnieją liczne wyjątki. Przegląd rozpoczęto od największego na kontynencie Europy łańcucha górskiego - Alp. Badaniom naukowym przeprowadzanym w Alpach należy zawdzięczać rozpoznanie wielu zagadnień związanych z cechami cyrkulacji powietrza w górach wysokich, charakterystycznych wiatrów górskich i rozkładem elementów i zjawisk meteorologicznych. Na obszarze Alp i ich przedpolach zbadano i opisano po raz pierwszy wiatry fenowe. Podjęcie badań naukowych z zakresu klimatologii górskiej w drugiej połowie XIX wieku jest niemałą zasługą austriackiego uczonego Juliusa Hanna. Ze względu na liczne badania naukowe dotyczące charakterystyki klimatów górskich, zapoczątkowane i rozwijane w Alpach, gdzie powstały pierwsze na świecie górskie obserwatoria meteorologiczne, w licznych opracowaniach podawane są przykłady badawcze i wyniki obserwacji z obszaru tych gór. W przeglądzie łańcuchów górskich świata Alpy są przedstawione nieco bardziej szczegółowo od innych, chociaż stopień szczegółowości opisu może pozostawiać jeszcze dużo do życzenia. Wyższy, ale krótszy od Alp łańcuch górski - Kaukaz - rozpoczyna przegląd gór Azji, bowiem nic został rozstrzygnięty spór o geograficzną przynależność tych gór do kontynentu Europy. Alpy - to wielki łańcuch europejski. Dzielą się na Alpy Wschodnie i Alpy Zachodnie, biegną od Zatoki Genueńskiej po Nizinę Węgierską. Inny podział rozróżnia Alpy Północne, Alpy Centralne i Alpy Południowe. Sąto góry młode, trzeciorzędowe, ukształtowane w wyraźne pasma i grupy górskie o znacznej wysokości. Ogromny łuk alpejski zaczyna się nad Morzem Śródziemnym i biegnie ku północy. W rejonie najwyższej grupy górskiej Mont Blanc (4807 m n.p.m.) kieruje się ku wschodowi aż po Kotlinę Wiedeńską i Małą Nizinę Węgierską. Długość łuku alpejskiego wynosi 1200 km, szerokość 130 w części zachodniej i 240 km w części wschodniej, a powierzchnia około 220 000 km². Wzdłuż wybrzeża śródziemnomorskiego góry noszą nazwę Alp Nadmorskich (Les Alpes Marítimos). Bardziej na północ wysokość gór rośnie, osiągając wysokość 3841 m (Mt. Viso) w grupie Alp Kotyjskich i masywie Pelvoux (4103 m). Jeszcze dalej na północ ciągną się Alpy Graickie z grupą Gran Paradiso (4061 m) i Vanoisc (3852 m) i wreszcie najwyższa grupa górska Mont Blanc. Od Alp Nadmorskich po Mt. Blanc łuk górski biegnie południkowo, przy czym zachodni skłon gór jest znacznie szerszy. Wzdłuż tego skłonu ciągną się średniej wysokości góry i przedgórza - Prealpy (Alpy Zewnętrzne) - do doliny Rodanu. Północny region Alp Francuskich i pogranicza ze Szwajcarią zwane są Alpami Sabaudzkimi (3256 m). Dalej na wschód biegną Alpy Szwajcarskie, wśród których najwyższe są pasma Alp Pennińskich z grupą Monte Rosa (4638 m), Matterhorn (4505 m), Wcisshorn (4512 m), Alpy Berneńskie (Finstcraarhorn 4274 m, Jungfrau 4166 m. Aletschhorn 4182 m) oraz Alpy Glarncńskic (Tódi 3625 m) i Alpy Lcpontyjskic 10 z masywem Adula. Na wschód od tych pasm, w poprzek Alp biegnie głęboko wcięte obniżenie o kierunku NNE - SSW, które wykorzystuje rzeka Ren, aż do Jeziora Bodeńskiego. Oddziela ono Alpy Zachodnie od Alp Wschodnich, które mają już nieco inne formy rzeźby. Kierunek ich przebiegu jest równoleżnikowy, szczyty nieco niższe, a poszczególne pasma górskie są szersze. Wysokogórski łańcuch Alp na wschód od wspomnianego śródgórskiego obniżenia rozpoczyna się masywem Bernina (4049 m) w Alpach Rctyckich. Na północ od pasma Alp Retyckich i Berneńskich biegną Alpy Ótzalskic (3774 m), a na południe - Alpy Ortlerskic (3899 m). Rozdziela je poprzeczne obniżenie między doliną rzeki Inn i środkowej Adygi. Dalej pasmo wysokich gór zwęża się i przybiera wysokogórskie formy w paśmie Alp Zillcrtalskich (3523 m) i Wysokich Taurów (Gross Glockncr 3794 m). Bardziej na wschód znajdują się Niskie Taury (2863 m) i Alpy Styryjskie. Na północy i na południu wysokie pasma Alp otaczają niższe góry. Z południowych grup górskich wyróżniają się strzelistymi kształtami Dolomity (Marmolada 3342 m), dalej Alpy Kamijskie (Kamickie), Karawanki i Alpy Julijskie (Triglav 2863 m). Po stronic północnej rozpościerają się Alpy Bawarskie (Zugspitzc 2963 m). Głębokie rozczłonkowanie orogenu alpejskiego, stoki o dużym nachyleniu i wysokie skaliste szczyty, powstałe wskutek działania czynników tektonicznych, działalności erozyjnej wód płynących i lodowców, ogromnie komplikują przepływ mas powietrza. Po-wstają różnego rodzaju wiatry przcłęczowe, wiatry górskie i dolinne, fronty orograficzne i niże na zawietrznej stronic gór. Granica lasu w różnych częściach Alp przebiega niejednakowo, od 1500 m n.p.m. w Alpach Zewnętrznych do 2400 m w grupie górskiej Monte Rosa. Współczesna granica wiecznego śniegu w Alpach zmienia się od wysokości 2500 m na północy do 3000-3200 m w wewnętrznych pasmach górskich. Bliższe dane dotyczące tych granic znajdują się w rozdziale 9.2. i w rozdziale 11.1. Typowy dla Alp zespół młodych form górskich, tj. strome, strzeliste szczyty, spadziste stoki górskie, głęboko wcięte doliny, klasyczne lodowce „alpejskie” z wyraźnie wyodrębnionym polem firnowym i długim jęzorem lodowcowym, otrzymał nazwę „rzeźby alpejskiej” i przez analogię jest stosowany we wszystkich górach świata. Przyjmuje się, że podczas najmłodszego zlodowacenia (Wurm) miąższość lodowców alpejskich przekraczała 2000 m, co przyczyniło się do współczesnego obrazu Alp. Obecnie miąższość lodowców alpejskich dochodzi do 800 m. Największym lodowcem w Alpach jest Gros-ser Aletsch w grupie Alp Berneńskich. Jego jęzor przekracza długość 25 km, powierzchnia około 87 km², a grubość osiąga prawic 800 m. Wysokie wzniesienia o stokach podciętych przez lodowce były niegdyś nunatakami, a obecnie mają postać karlingów. Najbardziej znanym karlingicm, ze stromymi ścianami z czterech stron, jest słynny Matterhorn (4505 m). Na północno-zachodnim przedpolu Alp wyrastają stosunkowo niewysokie wapienne Góry Jura, silnie skrasowiały, zalesiony obszar górski. Zimne wiatry bizo, spadające z północnej strony Jury wpływają na obniżenie temperatury po północnej stronic pasm alpejskich, sąsiadujących z tymi górami. Na Półwyspie Iberyjskim do młodych gór systemu alpejskiego należy kilka wyraźnych łańcuchów górskich otaczających wyżynną Mesetę - środkową część Półwyspu. Południowym obrzeżeniem Mesety są góry Sierra Morena. Na południu, z południowego zachodu na północny wschód biegnie łańcuch Gór Betyckich (Andaluzyjskich), dłu 11 gości około 600 km, szerokości 100-160 km, w Europie drugi po Alpach co do wysokości. Najwyższe pasmo to Sierra Nevada, o rzeźbie polodowcowcj, ze szczytem Mulha-ccn o wysokości 3478 m. Tektonicznym przedłużeniem tych gór są wzniesienia na wyspach Pitiuzy i Balearach. Drugi wielki system trzeciorzędowych gór fałdowych to Góry Iberyjskie, biegnące wzdłuż północno-wschodniej krawędzi Mesety. Góry te to liczne pasma o charakterze zrębów. W najwyższych partiach - liczne formy polodowcowc. Od północy Mesctę zamyka łańcuch Gór Kantabryjskich, z najwyższym szczytem Tone dc Cero, 2648 m. w paśmie Picos de Europa. Przedłużeniem tych gór są Góry Baskijskie i jeszcze bardziej na wschód - inna jednostka orograficzna - Pireneje, o równoleżnikowym przebiegu, z najwyższym szczytem Pico de Aneto, 3404 m. Góry te odznaczają się wysokogórskimi formami, alpejską rzeźbą, posiadają niewielkie lodowce od strony północnej (francuskiej). Od strony południowej (hiszpańskiej) wpływ bardziej suchego i cieplejszego klimatu Półwyspu Pirenejskiego przejawia się wybitną zmianą szaty roślinnej i także form rzeźby. Pireneje są więc bardzo wyraźną granicą klimatyczną. Centralna, wyżynna część Półwyspu wznosi się do wysokości 600-800 m. Taki typ rzeźby - wysokie wewnętrzne wyżyny-jest rzadko spotykany w Europie. W związku zc skomplikowaną rzeźbą dość wyraźnie zaznacza się na obszarze Półwyspu Iberyjskiego zróżnicowanie strefowe i wysokościowe warunków klimatycznych. Duże kontrasty klimatyczne tego obszaru są w znacznej mierze spowodowane równoleżnikowym przebiegiem wymienionych łańcuchów górskich. Większość pasm górskich stanowi granice klimatyczne. Zachodnia część Półwyspu jest zasobna w opady atmosferyczne, część wewnętrzna jest znacznie bardziej sucha. Z północy na południc zaznacza się wyraźny wzrost temperatury powietrza. W górach Półwyspu Iberyjskiego naturalna granica zasięgu lasu została zaburzona, zarówno wskutek wypasu owiec, jak i wielowiekowego wycinania drzew. Granica wiecznego śniegu przebiega powyżej 3000 m. Apeniny to góry ciągnące się wzdłuż całego Półwyspu Apenińskiego, dość zróżnicowane z punktu widzenia krajobrazu i rzeźby. Najwyższą wysokość osiągają w wapiennej części Apeninu Środkowego w grupie Gran Sasso, 2914 m. Cały łańcuch ma strukturę fałdową z licznymi formami polodowcowymi i bogatą rzeźbą krasową. Przedłużeniem tego łańcucha są góry Sycylii. Wzdłuż zachodniej strony tych gór występują młode formy wulkaniczne, z najwyższym wulkanem Europy - Etną, 3279 m, na Sycylii. Urozmaicona rzeźba i duża rozciągłość południkowa silnie wpływają na odrębności klimatyczne w obrębie poszczególnych pasm górskich i kotlin śródgórskich. Na stokach zachodnich, w wyższych piętrach gór, występują obfite opady - do około 2000 mm rocznic. Opady są większe w zimie. Stoki wschodnie otrzymują mniej opadów. Różne zasilanie przez opady wpływa na odrębność krajobrazową wybrzeży tyrreńskich i adriatyckich. Na południu pewien wpływ na warunki klimatyczne ma gorący wiatr sirocco. Roślinność tych gór ma charakter śródziemnomorski. Przeważa roślinność krzewiasta (makia), porastająca tereny, które niegdyś zajmowały lasy. Góry Dynarskie - to rozległy trzeciorzędowy system fałdowy, rozciągający się szerokim pasem wzdłuż całej zachodniej części Półwyspu Bałkańskiego, o długości około 650 km. Dzieli się na właściwe Góry Dynarskie, biegnące w kierunku południowo-wschodnim, Góry Albańskie o południkowym przebiegu, góry Pindos w Grecji. Najwyższe szczyty znajdują się w grupie górskiej Prokletije (2693 m). Przedłużeniem ich są silnie rozczłonkowane grupy górskie w południowej części Półwyspu, do których można zali 12 czyć także góry na Krecie. Większą część szaty roślinnej stanowi makia. Lasy rosną w mniej dostępnych obszarach, zostały bowiem wycięte, szczególnie tam, gdzie góry zbliżają się do morza. Bałkany (Stara Pianina) to fałdowy alpejski łańcuch z typową rzeźbą średniogór-ską, a więc szerokimi grzbietami, głęboko wciętymi dolinami i niskimi przełęczami. Przebieg tych gór jest równoleżnikowy. Najwyższy szczyt to Jumruczkał (Botcw), o wysokości 2376 m, w Wysokiej Starej Płaninic, środkowej części Bałkanów. Wyższe od tych pasm są góry Rila (szczyt Musała, 2925 m) i Pirin (Wichrcn, 2915 m), należące do łańcucha Rodopów, zbiegających się w węźle górskim z Bałkanami. Klimat wewnętrznych obszarów górskich jest dość surowy i wilgotny. Granica lasów kształtuje się na wysokości 1800-2000 m. Blisko wybrzeża Morza Egejskiego wznosi się masyw Olimpu, z najwyższym wzniesieniem Mytikas, 2917 m. Do wysokości 2300 m masyw ten porasta karłowaty las śródziemnomorski. Góry Półwyspu Bałkańskiego i wysp na Morzu Egejskim odznaczają się silnym zalesieniem w części wschodniej i znacznym wylesieniem w części południowej. Bardzo urozmaicony przebieg pasm górskich o zmiennym kierunku głównej osi. liczne kotliny i niziny śródgórskie, stosunkowa bliskość akwenów morskich z jednej i z drugiej strony Półwyspu, są przyczyną lokalnych zaburzeń w przepływie powietrza i tworzenia się licznych wiatrów, ściśle związanych z określonym regionem. Wyraźnie widoczne jest zróżnicowanie opadów atmosferycznych. Góry Dynarskie i pasma wewnętrznej części Półwyspu otrzymują około 2000 mm opadów rocznie. Najmniejsze opady, poniżej 500 mm, występują w północno-wschodniej części regionu i w górach wschodniej Grecji. W górzystej, południowej części Półwyspu Bałkańskiego przeważają cechy klimatu śródziemnomorskiego, z większymi opadami w zimie i na wiosnę. Karpaty - wygięty ku północnemu wschodowi łuk górski dzieli się na Karpaty Zachodnie, w których najwyższą grupą są Tatry (Gerlach 2665 m) - gniazdo górskie o alpejskim charakterze, Karpaty Wschodnie z najwyższymi Górami Rodniańskimi (2305 m) oraz Karpaty Południowe. W tym ostatnim paśmie najwyższe są Góry Fogara-skic zc szczytem Moldoveanu, o wysokości 2543 m. Długość łuku karpackiego wynosi ponad 1300 km, ale jest on stosunkowo mało zwarty, przerywany obniżeniami, otoczony kotlinami. Poza Tatrami, ostre alpejskie granie można napotkać w Górach Banackich, zachodniej części Karpat Południowych. Karpaty, dość znacznie oddalone od bezpośrednich wpływów oceanicznych mas powietrza, mają klimat o wyraźnych cechach kontynentalnych, z mroźną zimą i bardzo zmienną pogodą letnią. Najwyższe roczne sumy opadów przekraczają 1200 mm, zarówno w części północnej, jak i południowej. W Tatrach śnieg może padać w ciągu całego roku. Góry te odznaczają się bardzo wyraźną piętrowością klimatyczno - roślinną, także istotną zmianą cech klimatycznych z północy na południe i z zachodu na wschód. Granica lasu przebiega na wysokości 1500-1600 m (przeciętnie). Na północy przeważają lasy szpilkowe na stokach, na południu pojawiają się lasy liściaste, podobnie jak w górach położonych na Półwyspie Bałkańskim. Hercynidy w Europie. Bardzo urozmaicona rzeźba starszych systemów górskich w Europie reprezentowana jest w wielu systemach górskich w Europie Środkowej i północnej. Są one niewysokie, bardzo zróżnicowane tektonicznie, biegną w różnych kierunkach. Od zachodu należy do nich francuski Masyw Centralny, z najwyższym szczytem 13 Puy dc Sancy, 1886 m. Wogezy wznoszące się do wysokości 1426 m, Ardeny - do prawic 700 m. Klimat tych gór ukształtował się głównie pod wpływem mas powietrza polarnego morskiego, znad Oceanu Atlantyckiego, z wyraźnymi porami roku; jedynie w najwyższych partiach przybiera cechy typowe dla klimatów górskich. Liczne zapadliska tektoniczne i głęboko wcięte doliny, różnie ukierunkowane, są przyczyną pewnego zróżnicowania klimatycznego. Np. z północy w porze zimowej i wiosennej często przenikają chłodne masy powietrza polarnego z północy na południc, w postaci zimnych i suchych wiatrów, we Francji znane jako mistral. Rzeźba Europy na wschód od francuskich hcrcynidów, w dorzeczu Renu i Laby odznacza się dużym urozmaiceniem. Wspomniane Wogezy i Góry Schwarzwald (Czarny Las), sięgające do 1500 m, to bliźniacze pasma górskie. Nadreńskie Góry Łupkowe - to pasmo biegnące z północnego wschodu na południowy zachód o długości około 400 km. dalej znajduje się zwarty Masyw Czeski, Las Tiiryński, Harz i najbardziej na wschód wysunięte, niewysokie (do 600 m) Góry Świętokrzyskie. Masyw Czeski jest opisywany jako czworokąt, na którego obrzeżach znajdują się pasma górskie. Najwyższe spośród nich są Sudety, biegnące z północnego zachodu na południowy wschód, z najwyższym kopulastym szczytem Śnieżka. 1602 m. Klimat tych gór z. zachodu na wschód przybiera coraz bardziej kontynentalne cechy, staje się surowszy. Bardzo charakterystyczną cechą wszystkich gór w Europie Środkowej jest większa ilość opadów po stronic nawietrznej stoków górskich, tj. zachodnich. Wykazano liczne przypadki obszarów położonych w cieniu opadowym - na stokach zawietrznych lub w kotlinach położonych po zawietrznej stronie gór. Granica lasu kształtuje się na wysokości między 1500 a 1600 m, w niektórych łańcuchach górskich przebiega wyraźnie niżej (Sudety), a w niektórych częściach Alp - wyraźnie wyżej. W południowej części Półwyspu Krymskiego znajdują się Góry Krymskie, sięgające ponad 1500 m n.p.m. (najwyższy Roman - Kosz, 1545 m n.p.m), silnie skrasowiałc. W niższej części są zalesione (lasy zimozielone), w wyższych partiach rosną łąki. Południowe stoki pokrywa makia. Ural - to południkowo biegnący łańcuch hcrcyński, długości około 2000 km, odznaczający się rzeźbą średniogórską. Wyróżnia się Ural Południowy, do wysokości 1640 m, Ural Środkowy, Ural Północny i Ural Polarny. Na południu góry obniżają się, przechodząc w region wyżynny z niskimi wzniesieniami Mugodżary. Najwyższym szczytem jest Narodna - 1894 m. Są to góry bardzo silnie zróżnicowane klimatycznie, ze względu na południkową rozciągłość. W części północnej, z roślinnością charakterystyczną dla tundry, panuje klimat subpolarny. Liczne są tu śnieżni ki - niewielkie płaty zlodowaciałego śniegu, pozostałości zimowej pokrywy śnieżnej, utrzymujące się pomiędzy kwitnącą roślinnością w ciągu całego lata. Część środkowa, zalesiona i część południowa, stepowa zaliczane są do strefy klimatu umiarkowanego. Pomimo niedużych wysokości góry Uralu są barierą klimatyczną między Europą i Azją, gdyż osłabiają przepływ mas powietrza polarnego morskiego, najczęściej już o silnie zmienionych właściwościach, z zachodu do Syberii Zachodniej. Kaledonidy w Europie znajdują się w północnej części tego kontynentu, najbardziej znane są na Wyspach Brytyjskich i na Półwyspie Skandynawskim. W Walii należą do nich Góry Kambryjskic, o łagodnych stokach i płaskich wierzchołkach, z najwyższym 14 szczytem Snowdon, 1085 in. W Szkocji są to Góry Kaledońskie, długości 300 km (z najwybitniejszym Cain Eidge, 1182 m) i najwyższe Grampiany z kulminacją Ben Nevis, 1343 m. Wyraźny, przeważający wpływ adwekcji mas powietrza polarnego morskiego ukształtował klimat tych obszarów górskich jako wilgotny, pochmurny, z dużymi opadami i wietrzny, ale o stosunkowo niewielkich zmianach temperatury w ciągu roku. Obszary leśne zajmują niewielki procent powierzchni, przeważa roślinność niska na licznych torfowiskach i wrzosowiskach. Góry Skandynawskie - to najwyższy i największy łańcuch starych gór w Europie. Ciągną się na długości ponad 1500 km z południowo-południowego zachodu na północ-no-północny wschód. Szerokość ich wynosi 200-300 km na północy i do 600 km na południu. Odznaczają się charakterystyczną asymetrią stoków - stoki zachodnie są strome i urwiste, stoki wschodnie stopniowo obniżają się w stronę Morza Bałtyckiego. Góry mają wysokogórską rzeźbę, z silnie przeobrażonymi, głębokimi dolinami, ale wierzchowiny są rozległe, z licznymi polami lodowymi. Największe pole lodowe - Jostedalsbrccn - ma powierzchnię około 1000 km². Lodowce, pokrywy lodowe i śnieżne zajmują powierzchnię około 5000 km². Najwyższym szczytem jest Goldhóppiggen, 2469 m. Klimat tych gór jest surowy, z dużymi kontrastami termicznymi i opadowymi. Po stronic nadmorskiej wysokość opadów przekracza 2000 m rocznic, po stronic odlądowej - opadów jest czterokrotnie mniej. Charakterystyczne są długotrwałe okresy opadów. Widoczna jest wyraźna piętrowość klimatyczna i roślinna. Granica lasów znajduje się na wysokości 1000-1400 m na południu i 500 m na północy. Granica wiecznego śniegu zmienia wysokość od 1800 do 1500 m na południu i schodzi do 700 m na północy. Chibiny - to wyżynno-górski obszar na Półwyspie Kolskim, sięga do wysokości 1191 m. Panuje tu klimat surowy, subpolamy. Obszar ten pokrywa roślinność tundrowa. W obszarach górskich w zimnych klimatach granica lasu jest wyraźnie obniżona. W niektórych partiach gór tundra wkracza już na wysokości 300 m. Duże kontrasty termiczne są przyczyną lokalnych wiatrów, w większości zimnych, także wiatrów o charakterze spadowym. Archipelag Svalbardu składa się z górzystych wysp (Spitsbergen - „Szpiczaste Góry”) o dość chaotycznym, wielokierunkowym przebiegu. Najwyższy szczyt Newton na wyspie Spitsbergen liczy 1717 m. Wybitnie polarny klimat, o cechach morskich, sprzyja utrzymywaniu się lodowców górskich i stałej pokrywy śnieżnej na około 60% powierzchni archipelagu. Granica wiecznego śniegu przebiega na wysokości 200^400 m n.p.m., poniżej rozpościera się tylko piętro tundry. Jan Mayen - mała, wulkaniczna wyspa na Północnym Atlantyku, odznacza się zimnym, wilgotnym i wietrznym klimatem. Najwyższym szczytem jest Beerenberg (2277 m). czynny wulkan (erupcja w roku 1970), który można uznać za pewną osobliwość. Wulkan ma ogromny krater wypełniony polem lodowym, z którego spływają jęzory lodowcowe, m.in. Lodowiec Wclprcchta. Wyspa pokryta jest przez roślinność tundrową. 15 1.3. Góry w Azji Średnia wysokość olbrzymiego kontynentu wynosi 987 m n.p.m. Powyżej 2000 m wznosi się 12,86% powierzchni, a powyżej 5000 m - aż 2,76% powierzchni (J. Staszewski, F. Uhorczak, 1959). Jest więc Azja najbardziej zróżnicowanym wysokościowo kontynentem świata i najwyższym poza Antarktydą. Kaukaz - ogromny łańcuch górski należący do Alpidów, na pograniczu Europy i Azji. Wobec wspomnianych sporów o włączenie tych gór do Europy, od tej jednostki orograficznej rozpocznicmy przegląd gór Azji. Główna oś grzbietów Kaukazu ma kierunek z północnego zachodu na południowy wschód. Długość łańcucha najwyższego Wielkiego Kaukazu wynosi około 1500 km. W wysokich partiach góry odznaczają się młodą rzeźbą, czyli ostrymi kształtami. Nawet wygasłe wulkany w części środkowej i zachodniej Wielkiego Kaukazu, do których należy najwyższy, stosunkowo łatwo dostępny szczyt Elbrus (Biała Góra lub Biała Grzywa, 5633 m), noszą wyraźne cechy młodej rzeźby wysokogórskiej. Ponad 2000 stosunkowo niewielkich lodowców (5-8 km długości) zajmuje powierzchnię mniejszą od 2000 km³. Północne jego stoki i przedpole odznaczają się klimatem umiarkowanie ciepłym, natomiast po stronic południowej panuje już klimat podzwrotnikowy. Na południowo-zachodnim Zakaukaziu biegnie Mały Kaukaz - system fałdowych gór, długości 600 km, z najwyższym szczytem Giamysz, 3724 m. W górach Kaukazu zaznacza się wyraźna piętrowość klimatyczna i roślinna. Do wysokości 600 m na stokach południowych występują wiecznie zielone lasy liściaste i mieszane, na stokach północnych - stepy i laso-stepy. Powyżej - hale wysokogórskie. Granica wiecznego śniegu na stokach północnych biegnie na wysokości około 2700 m, na południowych - na 3700 m. Ze względu na duże różnice klimatyczne między północnym przedpolem Kaukazu a Zakaukaziem, łańcuch ten jest uważany za bardzo istotną barierę klimatyczną między strefą klimatów umiarkowanych ciepłych i podzwrotnikowych. Zróżnicowanie klimatyczne rysuje się także pomiędzy zachodnią i wschodnią częścią Kaukazu, głównie ze względu na malejące z zachodu na wschód opady atmosferyczne. Badania meteorologiczne prowadzone na licznych stacjach na obszarze Kaukazu, przyczyniły się do znacznych postępów w klimatologii, m.in. rozpoznano naturę wiatrów lodowcowych i tzw. zimnych fenów, wyodrębniono piętra roślinne jako ściśle zależne od klimatu strefy geograficznej i klimatu górskiego, lokalnego. Półwysep Malej Azji jest wyżynny, znacznie wyniesiony nad poziomem morza. Wewnętrzną wyżynę ograniczają wzdłuż wybrzeży liczne pasma górskie. Od północy są to Góry Pontyjskie, ciągnące się równoleżnikowo wzdłuż wybrzeży Morza Czarnego, na długości około 1000 km. Składają się z dwóch pasm, równoległych do siebie. Wschodnia część tych odznacza się rzeźbą alpejską i tam znajduje się najwyższy szczyt tych gór -Kackar Dag, 3932 m. W tej części występują też niewielkie lodowce. O klimatycznym zróżnicowaniu gór, głównie wilgotnościowym, świadczą bardzo różnorodne zespoły roślinne. Na północy podnóża gór porastają lasy bukowe, charakterystyczne dla tzw. klimatu czarnomorskiego, powyżej - bory sosnowe i świerkowe oraz łąki alpejskie. Na południu występuje roślinność stepowa i sucholubna. 16 Fot. 1. Góry strefy umiarkowanej - Rohacze ok. 2100 m n.p.m., Karpaty Zachodnie, Europa, fot. Janina Trepińska Fot. 2. Góry strefy podzwrotnikowej - Pico de Teide, 3817 m n.p.m., Teneryfa, Wyspy Kanaryjskie, fot. Wojciech Maciejowski Południowe obrzeże Półwyspu Małej Azji zajmują potężne góry Taurus, na długości 1500 km. W zachodniej części są to wapienne wzniesienia, silnie skrasowiałe, w części środkowej w krajobrazie widoczna jest rzeźba alpejska. Część zachodnia to Bati Toro-slar, część wschodnia - Orta Toroslar. Najwyższym szczytem jest Kaldi Dag, 3734 m. Podobnie jak Góry Pontyjskie, łańcuch ten odznacza się zróżnicowaniem klimatycznym, bowiem południowy skłon gór, od strony Morza Śródziemnego, zasilany obfitymi opadami - do 3000 mm rocznic, pokryty jest bogatą roślinnością śródziemnomorską, natomiast wnętrze i północny skłon, od strony lądu, ma florę znacznie uboższą, sucholubną. Lasy rosną tu powyżej górnej granicy suchości, w wyższych piętrach gór, powyżej 1000 m n.p.m. Góry Elburs, Kopet-Dag, Góry Turkmeńsko-Chorasanskie, Paropamis i Hindukusz uznaje się w geografii za połączone ze sobą łańcuchy górskie w Azji Zachodniej, otaczające od północy Wyżynę Irańską. Elburs - to jednostka orograficzna ciągnąca się równoleżnikowo wzdłuż południowego wybrzeża Morza Kaspijskiego, długości 900 km, szerokości od 30 do 120 km. Są to góry systemu alpejskiego, wysokie, ale o dość wyrównanej linii grzbietów, z głęboko wciętymi dolinami. Najwyższym szczytem jest wygasły wulkan Demawend, 5671 m. W niższych partiach północnych stoków rosną lasy dębowo-bukowe, na stokach południowych przeważa roślinność półpustynna i stepowa. Kopet - Dag to północne odgałęzienie Gór Turkmcńsko-Chorasańskich, długości 650 km, szerokości do 200 km. Oddzielają Nizinę Turańską (na północy) od Wyżyny Irańskiej. Należą do systemu alpejskiego, ale rzeźba ich odznacza się dużą osobliwością. Stanowią bowiem nietypową, wyrównaną, prostolinijną, ale poprzecinaną krawędź, wznoszącą się do wysokości 3117 m. Niższe partie gór porośnięte są roślinnością charakterystyczną dla pustyń i półpustyń strefy podzwrotnikowej. Powyżej, od około 1200 m występuje roślinność bogatsza, stepowa. Góry Nieszapurskie to wewnętrzna górska strefa Gór Turkmcńsko-Chorasańskich. Składa się na nią kilka równoległych pasm górskich, sięgających do 3000 m wysokości. Paropamis - góry o równoleżnikowym przebiegu wznoszą się równoległymi stopniami z północy na południc, do kulminacji 3497 m. Panuje tu klimat suchy i półsuchy, z większą ilością opadów na południu. Góry Zachodnioirańskie - to rozległa strefa górska, będąca południowym obrzeżeniem Wyżyny Irańskiej. Od południa i od wschodu ciągną się krawędziowe łańcuchy górskie. Najwybitniejsze pasma to Zagros, Mekran, Kirthar i Góry Sulejmańskie. Zewnętrzny łańcuch - to wysokie, fałdowe góry Zagros, o rusztowym układzie, z kulminacją Zard - Kuh o wysokości 4548 m. W najwyższych partiach znajdują się pola firnowe i powierzchnie pokryte wiecznymi śniegami. Na północnym zachodzie łączą się z Górami Kurdystańskimi. Wewnętrzny pas, od strony wschodniej, to Góry Środko-woirańskie (Kuhe Banan) z najwyższym szczytem Hazaran, 4419 m. Ciągną się z. północnego zachodu ku południowemu wschodowi. Klimat tej strefy górskiej ma cechy wybitnie kontynentalne, z dużymi kontrastami termicznymi i niewielkimi opadami, najbardziej suchy w północno-wschodniej części. Główne formacje roślinne to suchorośla, wytrzymujące długotrwały brak opadów i formacje trawiaste powyżej 3000 m. Pamir - to potężny, wysoko wyniesiony węzeł orograficzny w Azji Środkowej, tworzący nieregularny czworobok, długości 280 km z północy na południc i 425 km z zacho 17 du na wschód. Do tej wysokogórskiej krainy wyniesionej na 4000 m, o powierzchni około 100 000 km², zbiegają się łańcuchy Hindukuszu, Karakorum i Kun Lun. Pamir to górotwór młody, powstały w orogenezie alpejskiej. Najwyższym szczytem (w chińskiej części Pamiru) jest Kongur, 7719 m. W części zachodniej wysokość szczytów przekracza 7400 m (Pik Ismaiła Samaniego, dawniej Pik Komunizmu, 7495 m, w Tadżykistanie), w części wschodniej - 6200 m. Znajduje się tu około 1200 lodowców o łącznej powierzchni 8400 km². Najdłuższy jest lodowiec Fedczenki (ponad 70 km). W Zachodnim Pamirze rzeźba jest wybitnie wysokogórska i panuje klimat nieco wilgotniejszy w porównaniu z surowym, kontynentalnym, suchym klimatem Wschodniego Pamiru. W zachodniej części występuje roślinność półpustynna i pustynna do wysokości 2500 m, wyżej stepy wysokogórskie (do 3800 m) i łąki - do wysokości około 4300 m. Powyżej rozpościera się piętro niwalno-glacjalne. Granica wiecznego śniegu przebiega na wysokości 4400-5240 m. Obszar górski Pamiru słynie z licznych, silnych wiatrów. Hindukusz - wielki łańcuch górski w Afganistanie i Pakistanie, długości 800 km, szerokości do 350 km, na północy i wschodzie ograniczony jest przez Pamir, Karakorum i Himalaje. W części wschodniej są to alpejskie masywy z lodowcami o powierzchni około 6000 km². Kulminacją Hindukuszu Wysokiego jest Tiricz Mir o wysokości 7690 m. Granica wiecznego śniegu ukształtowała się na znacznej wysokości 4000^1700 m (miejscami nawet na 5000 m), co świadczy o dużej suchości klimatu. Suma opadów w części wschodniej, wyższej, wynosi zaledwie 60 mm rocznic, w części północnej opadów jest więcej - od 400 do 800 mm. Część południowa, osłonięta od częstych zimnych wiatrów, ma klimat gorący i suchy, ale w wysokich partiach gór opadów jest bardzo dużo. Utrzymuje się pokrywa śnieżna dochodząca do grubości 2 m. W najwyższej części zimą prawie wcale nie ma opadów, a dominującym elementem klimatu są bardzo silne wiatry. W części południowo-wschodniej, w obszarach górskich Swat, Hinduraj i Nuristan, będących pod wpływem wilgotnego, letniego monsunu, wykształciły się bujne lasy dębowe do wysokości nawet 2500 m. Powyżej - do 3300 m - rosną lasy szpilkowe, a jeszcze wyżej - krzewy i łąki alpejskie. Tien Szan (Góry Niebieskie, w znaczeniu - „niebiańskie”) należą do największych systemów górskich na kuli ziemskiej. Łańcuch tych gór biegnie równoleżnikowo na długości około 2500 km, szerokości do 600 km. Prawic równolegle położone grzbiety górskie rozpadają się na szereg odnóg o wysokogórskiej, alpejskiej rzeźbie. Między wysoko wyniesionymi, na 3000-4000 m, powierzchniami zrównań znajdują się głęboko wcięte doliny i kotliny. W zachodniej części odnóg górskich jest znacznie więcej. W grupie górskiej Kakszaał-tau leży najwyższy szczyt - Żenisz (chiński Tomur, dawniej Pik Po-biedy), liczący 7439 m. Pomimo położenia w suchym, kontynentalnym klimacie w wysokich partiach gór gromadzą się znaczne zasoby śniegu w postaci pól firnowych, z których biorą początek wielkie lodowce. Do największych z nich należy Inyłczck, o długości 70 km, w grupie górskiej Tcngri. Linia wiecznego śniegu przebiega na wysokości 3600 m w części północno-wschodniej i na wysokości 4200^1450 m w części centralnej. Północne stoki są pokryte lasami szpilkowymi do wysokości aż 2900 m. Południowe stoki są słabiej zalesione, przeważa tam roślinność stepowa. Powyżej 3200 m stwierdzono wieczną marzłoć. Góry Alajskie - łączą Tien Szan z Pamirem. Wznoszą się do wysokości średnio 5000-5400 m, w górnych partiach są silnie zlodzonc. Klimat kontynentalny, suchy. Góry 18 Ałajskie i Góry Zaałajskic rozdziela Dolina Ałajska, położona na wysokości 2500-3500 m, o długości ponad 100 km. Góry te rozgałęziają się na liczne pasma, stosunkowo słabo zbadane. W geografii można spotkać nazwę Pamiro-Alaj, oznaczającą połączenie dwóch potężnych systemów górskich. Ałtaj - to kolejny ogromny łańcuch górski w Azji Środkowej, długości 2000 km, składający się z wielu pasm górskich ukierunkowanych z północnego zachodu na południowy wschód. Są to pasma fałdowe i zrębowe, w większości hercynidy, o wysokości do 1500 m, ale w najwyższych partiach o charakterze alpejskim, dochodzące do 4500 m wysokości. Najwyższym szczytem jest Biełucha - 4506 m. Góry są pokryte wiecznymi śniegami i lodowcami, zajmującymi powierzchnię 910 km². Wysokogórski krajobraz, o dużym stopniu niedostępności, kontrastuje z płaskimi, zabagnionymi kotlinami. Klimat surowy, kontynentalny, opady atmosferyczne na stokach zachodnich i północno-wschodnich około 1200 mm rocznie, natomiast na południowym wschodzie Ałtaju - tylko około 200 mm. Niższe stoki są porośnięte roślinnością stepową, wyższe - lasami jodłowymi i limbowymi. Większość obszarów średnich i wysokich pasm górskich w tej części Azji - górskiej części Syberii Południowej - jest połączona z sobą. A więc od strony północno-wschodniej Ałtaj łączy się z łańcuchem górskim Kuźniecki Ała Tau i Pasmem Sa-lairskim, od wschodu z Sajanami Zachodnimi, natomiast na południowym wschodzie z Ałtajem Mongolskim. Jeszcze dalej ciągnie się Ałtaj Gobijski. W niektórych partiach tych gór o wyrównanych grzbietach występują skaliste formy alpejskie. Wymienione góry, wysokości 2000-4000 m, odznaczają się skrajnie kontynentalnym, suchym klimatem. W Ałtaju Mongolskim (z najwyższą górą Tabun Bogdo, 4356 m) można napotkać górskie lasy iglaste. Granica wiecznego śniegu, w związku z suchym klimatem, ukształtowała się bardzo wysoko - powyżej 4000 m. Sajany - to dwa wielkie systemy górskie w środkowej Syberii. Sajany Zachodnie liczą około 650 km długości, a Sajany Wschodnie - około 1000 km. W tej części kulminacją jest szczyt Munku Sardyk, 3491 m. Góry są zbudowane z bardzo odpornych skał, w najwyższych partiach o rzeźbie alpejskiej. Znajdują się tu lodowce - łącznic ponad 100 stosunkowo niewielkich lodowców. Obszary zlodowaconc zajmują powierzchnię około 30 km². Powyżej 1500-2000 m występuje krzewiasta tundra górska, a jeszcze wyżej -bardzo liczne gołoborza, będące wynikiem wietrzenia skał w mroźnym klimacie. Nawet w dnach dolin występuje wieczna marzłoć. Changaj (Góry Changajskie) - w środkowej Mongolii ciągną się z północnego zachodu na południowy wschód na długości około 700 km, szerokości około 200 km. Powstały w wyniku orogenezy hcrcyńskiej, mają silnie rozczłonkowaną rzeźbę, płaskie szczyty, stoki strome, doliny szerokie. Najwyższym wzniesieniem jest Otgan-Tcngcr, 4031 m. Niższe partie są pokryte roślinnością stepową, a powyżej górnej granicy suchości występują płaty lasów modrzewiowych. Na północny wschód od tych gór ciągną się góry Chentej. Osobno zwykle wymienia się góry stanowiące otoczenie głębokiego, tektonicznego jeziora Bajkał. Na południc od jeziora są to Góry Pomorskie (Primorskij Chrebiet), na północy Atkitkan, długości 275 km, z najwyższą Górą Czerskiego, 2572 m. Bardzo silnie rozgałęzione pasma górskie, w niższych piętrach porośnięte przez tajgę, znacząco wpływają na klimat obszaru Zabajkala. Na południowym i południowo-wschodnim obrzeżeniu Bajkału wyróżniają się góry Chamar Daban, długości 350 km, ze szczytem Chan- 19 -Uła 2370 m, a na Zabajkalu - Góry Borszczowoczne, długości 450 km, z najwyższym szczytem Golec Sochondo, 2499 m. Natomiast na tzw. Wschodnim Zabajkalu, na północny wschód od jeziora Bajkał ciągną się równoleżnikowo Góry Stanowe, długości 700 km, szerokości 100-180 km o średniej wysokości 1500 m, z najwyższą górą wyniesioną na 2999 m. Bardziej na wschód, już na rosyjskim Dalekim Wschodzie, można znaleźć Pasmo Stanowe - kopulaste góry z zabagnionymi obniżeniami, sięgające do wysokości 2412 m. Wszystkie te górskie obszary odznaczają się surowym, kontynentalnym klimatem, a bagna są związane z występowaniem wiecznej marzłoci. Dzięki nawodnieniu gruntu rosną lasy szpilkowe, do wysokości około 1300 m n.p.m. Powyżej stoki porastają zarośla i tundra górska. Wielki Chingan - to wschodnie obrzeżenie Wyżyny Mongolskiej w dorzeczu Amu-ru. Jest to fałdowo - zrębowe pasmo powstałe w orogenezie hcrcyńskicj, długości 1200 km, szerokości 120-140 km, o przebiegu południkowym. Wierzchołki są zaokrąglone, wznoszące się przeciętnie na wysokość 1300-1700 m, a doliny szerokie, z mokradłami w dnach. Najwyższym szczytem jest Huanggangliang Shan, 2029 m, na obszarze Chin. W części północnej, z częstymi płatami wiecznej marzłoci, rosną lasy mieszane, lasoste-py i roślinność stepowa. Mały Chingan - to fałdowo-zrębowe góry, długości 600 km, o przebiegu z północnego zachodu na południowy wschód, w dorzeczu Amuru. Są to niskie (średnio 400--600 m) góry, zalesione, o zaokrąglonych wierzchołkach, z bardzo licznymi rumowiskami. Najwyższym wzniesieniem jest Ping-Ding, 1429 m. Sichote - Alin („ciemne góry”) - łańcuch górski na Dalekim Wschodzie o przebiegu z południowego zachodu na północny wschód, długości 1200 km, szerokości 300 km. Średnia wysokość 300-1000 m, najwyższym szczytem jest Tardoki-jani, 2077 m. W części północnej góry porośnięte są tajgą iglastą, w części środkowej i południowej - tajgą jasną. W najwyższych piętrach rośnie tundra górska. Góry te są niezbyt wysokie, ale - ze względu na swoje nadoccaniczne położenie i rozległość - uważane za spełniające ważną rolę w kształtowaniu klimatów wnętrza Wschodniej Azji, m.in. przez blokowanie mas zimnego powietrza polarnego kontynentalnego z Wyżu Azjatyckiego w zimie i zaburzanie przepływu mas powietrza polarnego morskiego pacyficznego w lecic. Taką rolę spełniają również górzyste obszary wnętrza Wysp Japońskich (wznoszące się do ponad 3500 m), wyspy Hokkaido (do ponad 2200 m), wyspy Sachalin i Wysp Kurylskich. Pasma górskie tu występujące należą do gór fałdowych. W północnej części rosną lasy szpilkowe, a w środkowej - lasy mieszane. W najwyższych partiach występuje tundra górska. Na północ od niego, wzdłuż wybrzeży Morza Ochockiego, ciągnie się Dżugdżur, łańcuch gór średniej wysokości (z najwyższym Topko 1906 m) z wysokogórską tundrą. Klimat jest tu bardzo surowy, zimny, a w podłożu występuje wieloletnia mar-złoć. Góry północno-wschodniej Azji to liczne łańcuchy górskie o przebiegu zbliżonym do południkowego, wysokości 1500-3000 m. Należą do nich Góry Wierchojańskie, długości 1100 km, o południkowym przebiegu, z najwyższą kulminacją 2389 m. Główny grzbiet ma krajobraz alpejski. Góry Czerskiego to duży łańcuch górski, długości 1500 km, szerokości 200-280 km, w części północno-wschodniej wznoszący się do wysokości 2533 m, w części południowo-zachodniej do 3147 m (szczyt Pobieda). Łańcuch ten składa się z licznych pasm, w których dominują pustynie wysokogórskie. Góry Kolymskie, 20 długości 700 km, są niższe, najwyższy szczyt sięga bowiem 2962 m. Wynikiem surowego klimatu są obszary porośnięte roślinnością tundrową oraz pustynie arktycznc. Poza kołem polarnym rozciągają się Góry Aniujskie, ukierunkowane z WNW na ESE, długości 300 km, wysokości do 1775 m (Pik Sowieckiej Gwardii) oraz Góry Czukockie, których zasadniczym rysem są równolegle biegnące pasma górskie, sięgające do wysokości 1843 m. Bardziej na południu ciągną się Góry Koriackie, długości 900 km, złożone z krótkich grup górskich. Najwyższym wzniesieniem jest Góra Lodowa, 2562 m. W krajobrazie dominują kamieniste zwały, gdyż linia wiecznego śniegu podnosi się tu do wysokości 1400-1600 m. Węzeł górski w tym regionie stanowią wymienione Góry Aniujskie, Góry Anadyr-skie, biegnące z południowego zachodu na północny wschód, oraz Góry Czukockie. Na Półwyspie Kamczackim, na południe od długiego łańcucha Gór Koriackich, znajdują się Góry Kamczackie, złożone głównie z wulkanów (120 wulkanów jest czynnych), pokrytych wiecznymi śniegami. Sięgają do znacznej wysokości - 4750 m (Kluczewska Sopka). Najwyższe jest Pasmo Środkowe (Góry Środkowe). Na wschodzie ciągnie się pasmo Gór Wałagińskich i Kumron, między którymi w dolinie rzeki Ujkoała znajduje się obszar uważany za dużą osobliwość klimatyczną - z mroźnymi zimami i krótkimi, ciepłymi latami. Sprzyja to szczególnemu rozwojowi takich drzew jak świerk ajański i modrzew daurski. W północnej części Półwyspu przeważa roślinność tundrowa, w południowej części pojawiają się bujne lasy szpilkowe, złożone głównie z jodeł i modrzewi. Wnętrze Kamczatki jest obszarem chronionym, ze względu na niezwykły krajobraz wulkaniczny (stożki wulkaniczne, gejzery), bogatą roślinność i osobliwości klimatyczne. Nieco więcej miejsca należy poświęcić najwyższym górom na kuli ziemskiej. Himalaje (Góry Śnieżne) - to gigantyczny łańcuch najwyższych gór świata, należący do gór młodych, do tej pory wypiętrzających się. Oś tego górotworu biegnie z północnego zachodu ku wschodowi na długości 2500 km. Szerokość ich zmienia się od 180 do 380 km. Na zachodzie łączą się z górami Hindukusz, na wschodzie zwężają się i łączą z górami Półwyspu łndochińskiego. Za zachodnią granicę Himalajów uważa się przełomową dolinę rzeki Indus, za wschodnią - dolinę rzeki Brahmaputra. Potężne masywy o dużych wysokościach względnych, przekraczających 7000 m (np. Nanga Parbat, 8125 m), tworzą główne pasmo - Wielkie Himalaje. Liczne polodowcowe kotliny oddzielają od siebie kilkanaście grup górskich, najwyższych w rejonie Mt. Everestu (8848 m, według najnowszych danych - 8850 m). Średnia wysokość tych gór wynosi 6000 m. Szczyty są ostre, skaliste, pokryte wiecznymi śniegami. W Himalajach wszystkie formy morfologiczne są gigantyczne - wyniosłe szczyty, niebywale wysokie ściany górskich olbrzymów, głęboko wcięte doliny. Powierzchnia zlodowacona przekracza 10 000 km². W każdej grupie górskiej znajdują się liczne lodowce, spływające do wysokości około 3800 m na południową stronę. Ogromne lodowce górskie w grupie Kangczendzongi (trzeci co do wysokości szczyt Ziemi) sięgają do wysokości 3900 m. Lodowce himalajskie (i w Karakorum) mają bardzo urozmaiconą powierzchnię - z głębokimi szczelinami, płynącymi potokami, nagle znikającymi w głębinach szczelin, z formami niwalnymi i blokami lodowymi oraz z grubą pokrywą gruzową moreny powierzchniowej w niższej partii. Rozmiary lodowców są kolosalne - szerokość do 10 km, długość - 70 km. Linia grzbietowa 21 Himalajów nie tworzy głównego działu wodnego, gdyż wielkie rzeki przebijają się przez góry potężnymi przełomami na stronę południową. Na południe od nich ciągnie się łańcuch Małych Himalajów (sięgają do wysokości ponad 4000 m) i gór Siwalik (o wysokości 900-1000 m). Himalaje są wybitną barierą klimatyczną. Oddzielają wysoko wyniesioną, bezleśną Wyżynę Tybetańską, od nisko położonej, gorącej Niziny Hindustańskiej. Wszystkie pasma himalajskie odznaczają się zróżnicowanymi warunkami klimatycznymi, zmieniającymi się z wysokością i wyraźną piętrowością roślinną do granicy wiecznego śniegu. Szata roślinna jest bardzo zróżnicowana, od wiecznie zielonych lasów zwrotnikowych przez lasy mieszane, iglaste, łąki, tundrę wysokogórską do piętra niwalncgo i lodowcowego. Charakterystyczny jest przebieg linii wiecznego śniegu od poziomu około 4500 m na znacznie bardziej wilgotnych stokach południowych do wysokości aż 5700 m na stokach północnych. Powyżej jest już tylko jedno piętro klimatyczne - niwalno-lodowc. Na zachód od Wielkich Himalajów ciągnie się skaliste, wysokie do 5500 m, bezleśne pasmo gór Ladak. Badania klimatyczne w Himalajach przedstawione są w rozdziale 11.2. Karakorum (Czarny Piarg) - wielki łańcuch górski, biegnący z południowego zachodu na północny wschód, długości około 800 km, szerokości 100 km, o wybitnie wysokogórskiej rzeźbie, porównywalny jest z Himalajami. Średnic wysokości szczytów osiągają 6000 m, najwyższy jest K2 (Czogori) 8611 m. Tu, podobnie jak w Himalajach, ponad niezliczone szczyty przekraczające 6000 i 7000 metrów wybijają się potężne ośmio-tysięczniki. Na południowych stokach rosną lasy mieszane i iglaste, do wysokości 3000--3500 m. Na stokach północnych rozciągają się stepy i pustynia wysokogórska. Granica wiecznego śniegu po stronie południowej przebiega na wysokości 4700 m, po suchszej stronie północnej - na wysokości 5900 m. Opady monsunowe są mniej regularne, gdyż te wysokie góry są osłonięte przez równie wysokie Himalaje. Większe i dłuższe niż w Himalajach lodowce górskie są dominującym elementem krajobrazu podnóża gór. Do największych lodowców górskich na święcie zaliczane są lodowce: Siachcn, długości 75 km, Hispar - 61 km, Biafo 60 km, Baltoro i Batura - każdy z nich długości około 58 km. Intensywna eksploracja sportowa i turystyczna Himalajów i Karakorum przyczyniła się do wielu opisów niezwykle interesujących zjawisk pogodowych występujących w obszarach wysokogórskich. Wilgotny, monsunowy klimat odznacza się dużymi opadami śniegu w porze letniej w wysokich piętrach górskich. Powstająpotężne lawiny śnieżne w wysokich piętrach górskich i gigantyczne osuwiska w niższych partiach gór, zmieniające w krótkim czasie rysy rzeźby poszczególnych jednostek morfologicznych. Kunlun - wysokie góry rusztowe, ograniczające od północy Wyżynę Tybetańską, składają się z wielu równoległych pasm górskich o średniej wysokości 6000 m. Uważane są za wschodnie przedłużenie Pamiru i dlatego w niektórych publikacjach najwyższy szczyt Pamiru - Kongur, jest sytuowany w górach Kunlun, w Chinach. Długość łańcucha - około 2700 km. Najwyższy szczyt - Muztag wznosi się do 7723 m. W części zachodniej łańcucha znajduje się ponad 60 lodowców, ale granica wiecznego śniegu ze względu na suchość klimatu biegnie wysoko, na poziomic 5400 m po stronie północnej i 5700 m od strony Wyżyny Tybetańskiej. Od strony wschodniej dominuje rzeźba typu alpejskiego. Znaczną część powierzchni zajmuje niska roślinność wysokogórska, w niższej części dominują lasy szpilkowe. 22 Północno-wschodnia część gór Kunlun to długi na 800 km system górski Altyn-Tag. Góry tc przekraczają wysokość 6000 m. Na północnym wschodzie stykają się z górami Nan Szan. Są one złożone z równoległych pasm, długości ponad 800 km. W najwyższych partiach Nan Szan skupiło się ponad 1000 lodowców. Między górami Ałtyn-Tag, Nan Szan i wschodnią częścią Kunlunu leży, na wysokości 2600-3100 m n.p.m. pustynna kotlina Cajdam, z licznymi solniskami. Klimat tych ogromnych wyżynno-górskich przestrzeni jest skrajnie kontynentalny, suchy i półsuchy, skutkiem czego u podnóży rozpościerają się pustynie i półpustynie, wyżej stepy, a dopiero powyżej 2000 m rosną lasy (do około 3600 m). Góry Syczuańskie (zwane niekiedy Alpami Syczuańskimi) - na wschód od Wyżyny Tybetańskiej - biegną południkowo na długości około 1000 km, szerokości 400 km. Maksymalna wysokość to 7590 m na szczycie Kungka Szan (Minja Gonkar). W tej jednostce orograficznej dominują liczne pasma górskie o stromych stokach. Niższe partie porośnięte są lasami mieszanymi, wyższe - zlodowacone. Góry Półwyspu Indochińskiego mają przebieg południkowy. Są to stosunkowo wąskie pasma górskie o znacznej długości, rozdzielające kotliny i nisko położone równiny. Od zachodu są to pasma: Patkaj, Góry Arakańskie, (Arakan Joma), Tanew Tong, Dong Phaja Jen. Na wschodzie są to Góry Tonkińskie i Góry Annamskie, długości około 1300 km. szerokości do 300 km. Maksymalną wysokość - 2598 m - osiąga szczyt Ngoc Linh. Na południu biegną nieco niższe pasma górskie. Góry te powstały głównie w okresie fałdowań hcrcyńskich. Klimat tego obszaru jest gorący, podzwrotnikowy i równikowy, bardzo wilgotny, dlatego też rosną tu wiecznie zielone lasy. Ghaty Wschodnie (Malaja Parwata) to łańcuch zrębowych gór, otaczający od wschodu Wyżynę Dekanu, złożony z pojedynczych grup i masywów górskich, sięgających do wysokości 1680 m. Góry są pokryte bujnymi lasami tropikalnymi. Ghaty Zachodnie (Sahjadri) - łańcuch na zachodnim obrzeżu Wyżyny Dckańskiej, długości 1800 km. Składa się z odrębnych masywów o średniej wysokości 600-1000 m. maksymalnej 2695 m (szczyt Anajmudi). Klimat tego obszaru jest gorący, bardzo wilgotny, monsunowy. Górzyste wnętrze Archipelagu Filipińskiego jest uformowane przede wszystkim przez łańcuchy złożone ze stożków wulkanicznych. Najwyższe wzniesienia, wraz z wulkanem Apo (2965 m n.p.m ), znajdują się w zachodniej części wyspy Mindanao. Prawic wszystkie wyspy Archipelagu, których jest aż 107, zajmują wulkany lub inne góry młode. Na Filipinach znajduje się 14 czynnych wulkanów. Skutkiem wilgotnego klimatu w obniżeniach między górami występują zabagnione obszary. Góry Archipelagu Malajskiego i Nowej Gwinei to góry na wyspach Indonezji -wzdłuż zachodniego wybrzeża Sumatry, wzdłuż wybrzeży Jawy, w środkowej części Borneo i Celebesu. Należą do wulkanicznych gór, przekraczających wysokość 3000 m. Najwyższym szczytem na Sumatrze jest Kcrinci (3805 m). Zbudowane ze skał magmowych i wapieni są góry dochodzące do 2988 m na Bomeo. Na Celebesie i na Molukach młode góry fałdowe przekraczają wysokość 3000 m. Znacznie wyższe są góry na Nowej Gwinei, tzw. Góry Centralne, o długości 2000 km, z licznymi rozgałęzieniami, zwłaszcza w części wschodniej. Najwyższym szczytem jest Puncak Jaya (dawniej Carstenz), 5029 m, w części należącej do Indonezji. Wszystkie tc wyniosłości, z wyjątkiem najwyższych szczytów, mają niższe stoki porośnięte bujną tropikalną roślinnością, gdyż w tej strefie 23 występują bardzo wysokie opady, przekraczające 2500 mm w ciągu roku. Powyżej 2000 m mogą występować przymrozki, a na najwyższych wzniesieniach Nowej Gwinei - opady śniegu, będące zaczątkiem lodowców. Granica wiecznego śniegu ukształtowała się na wysokości 4250 m. Na tej wyspie charakterystyczna jest krótka pora sucha w lipcu i sierpniu, wtedy gdy następuje adwekcja suchych mas powietrza znad Australii. 1.4. Góry w Afryce Średnie wzniesienie kontynentu, z uwzględnieniem wysp, kształtuje się na hipotetycznym poziomie 657 m n.p.m. Powyżej izohipsy 2000 m znajduje się około 1.6% powierzchni. Góry w Afryce w większości stanowią bariery klimatyczne. Za barierę dla oceanicznych mas powietrza z obydwu stron kontynentu można uznać wysoką krawędź nadbrzeżną w Afryce Wschodniej i Południowej oraz na Madagaskarze. Znaczna część wnętrza Afryki należy do obszarów wyżynnych. Na nadmorskich skłonach tych wyżyn występuje dużo opadów, natomiast stoki od strony lądu i obszary wewnątrz ogromnego kontynentu znajdują się w wyraźnym cieniu opadowym, dlatego też efekt barierowy wzniesień odnosi się szczególnie do rozkładu przestrzennego tego właśnie elementu klimatu. Wpływ ukształtowania orograficznego na wielkość opadów najwyraźniej jest widoczny na wzniesieniach Kamerunu, w monsunowym klimacie nad Zatoką Gwinejską. Oczywistym efektem klimatycznym jest spadek temperatury wraz ze wzrostem wysokości. Izolowane grupy górskie w obszarach suchych można nazwać „wyspami” chłodniejszego i wilgotniejszego klimatu. W tym sensie, takie górskie obszary w środku Sahary jak Ahaggar czy Tibesti trudno uznać za barierę klimatyczną. Geografowie tradycyjnie dzielą cały kontynent na trzy wielkie krainy: Góry Atlas na północnym zachodzie, Afrykę Niską o średniej wysokości do 1000 m i Afrykę Wysoką o średniej wysokości powyżej 1000 m. Do interesującej nas Afryki Wysokiej należy Afryka Wschodnia wraz z Wyżyną Abisyńską i Półwyspem Somalijskim oraz Afryka Południowa łącznie z południowym obrzeżem kotliny Kongo. Góry Atlas należą do alpidów. Składają się z trzech głównych łańcuchów o ogólnym kierunku przebiegu z południowego zachodu na północny wschód: Atlas Wysoki z najwyższym Tubkalem 4165 m, Atlas Średni i Antyatlas. Ogólna długość Atlasu wynosi 2000 km. Wiele pasm górskich rozdzielonych jest wyżynnymi obszarami - mesetami, niekiedy wąskimi obniżeniami śródlądowymi. Do pasm nadbrzeżnych należy Rif z najwyższym szczytem Tidighin, 2456 m, i Atlas Tellski, natomiast pasmo wewnętrzne tworzy Atlas Saharyjski, wznoszący się do wysokości 2328 m, w masywie Szalija. Stoki północnej i północno-wschodniej części Atlasu porasta roślinność krzewiasta, twardo-listna, typu śródziemnomorskiego. W najbardziej na północ wysuniętej części Atlasu (Atlas Tellski) zachowały się fragmenty lasów dębowych i szpilkowych. W Atlasie Wysokim, powyżej 3500 m, w lecie zalcgająpłaty śniegu, a w zimie tworzy się zwarta pokrywa śnieżna o grubości 2 m, bowiem zimą opady tu są bardzo obfite. Atlas jest barierą dla północno-zachodnich wiatrów wiejących w zimie. Stoki dowietrzne otrzymują ponad 24 2000 mm opadu rocznic, natomiast w pustynnym Atlasie Saharyjskim spada zaledwie 200 mm deszczu. Położone w sercu Sahary masywy wulkaniczne, powstałe z wylewów lawy podczas alpejskich ruchów górotwórczych, odznaczają się wyraźną, własną piętrowością klimatyczną, natomiast nie wywierają większego wpływu na klimaty otaczających jc obszarów i nie stanowią granic stref klimatycznych. Należy do nich Ahaggar, z najwyższą kulminacją Tahat 2918 m, Tibesti z najwyższym Emi Kussi, 3415 m, i krystaliczny masyw Air (do 1900 m). Francuscy klimatolodzy w latach pięćdziesiątych XX wieku przeprowadzili tu szereg badań klimatycznych, których wyniki są przykładowo wykorzystywane w opracowaniach dotyczących gór strefy gorącej, suchej. Kamerun to izolowany wulkaniczny masyw nad Zatoką Gwinejską, z czynnym kraterem Fako, sięgającym 4069 m, oraz z Wielkim i Małym Kamerunem. Znaczne wyniesienie ponad poziom morza powoduje, że podnóża stoków tego masywu są bardzo wyraźnym przykładem opadów orograficznych przy spiętrzaniu się wilgotnych mas powietrza. Efekt blokującego oddziaływania gór na (w tym przypadku) masy powietrza równikowego objawia się roczną sumą opadów przekraczającą 10 000 mm. Niżej położone stoki Kamerunu porastają wiecznie zielone lasy równikowe (lasy deszczowe). Powyżej 1000-1200 m w lasach zmienia się skład gatunkowy - są to górskie lasy równikowe (lasy mgliste), a jeszcze wyżej - roślinność leśno-sawannowa. Góry Afryki Wysokiej. Wyżyna Abisyńska rozcięta jest głębokimi dolinami, które dzielą je na osobne grupy górskie. Najwyższa część to góry Semien w północnej części Wyżyny z kulminacją Ras Daszan, 4620 m. W części południowej Wyżyny dominują grupy górskie Czoke, do 4100 m, Gyant do 4231 mi góry Lastan - 4190 m. Charakterystyczne na Wyżynie Abisyńskiej sąamby - kopulaste bazaltowe wzniesienia o spłaszczonych wierzchołkach i stromych stokach. W gorącym, suchym lub półsuchym klimacie bardzo znaczącym elementem meteorologicznym są wiatry i epizodyczne opady odznaczające się dużą nicregulamością występowania. Piętrowy układ roślinności jest dość charakterystyczny w regionach bardziej wilgotnych. Do 1800 m n.p.m. występują lasy tropikalne, powyżej, do 2400 m - lasy liściaste, do 3600 m - lasy iglaste, a w wyższych piętrach roślinność stepowa. Góry Afryki Wschodniej to głównie potężne wulkany związane z wschodnioafry-kańskim systemem ryftowym, a więc biegną one południkowo, po zachodniej i wschodniej stronie Jeziora Wiktorii. Należy do nich zrąb tektoniczny Ruwenzori, ze szczytem Marghcrita - 5109 m (dawniejsze Góry Księżycowe). Na południu znajdują się wygasłe wulkany Kirunga, przewyższające 4500 m. Na wulkanicznej wyżynie Kenii i północnej Tanzanii zgrupowały się najwyższe w Afryce wulkaniczne masywy - Kilimandżaro (Biały Duch), z najwyższym stożkiem Kibo - 5895 m (6010 m), dalej góry Kenia -5199 m, Meru - 4565 m. Wschodnia krawędź wyżyny w Tanzanii ma rzeźbę górską. Znajdują się tam masywy Nguru, Udzungwe, Muchinga. Bardziej na południc biegną Góry Livingstone’a, które łączą w jeden system górski strefy na południe od wymienionych powyżej pasm. Klimat tej górzystej części Afryki, pomimo równikowego położenia, odznacza się wyraźną sezonową zmiennością typów pogody. Największe opady występują w kwietniu - maju oraz październiku - listopadzie. Opady na wschodnich stokach przekraczają wysokość 10 000 mm. W głębi lądu opady jednak znacznie maleją. W najwyższych piętrach tych gór „deszczowych” i „śnieżnych” opady występują stale. 25 zaciera się ich sezonowe zróżnicowanie. Układ pięter roślinnych i klimatycznych w tych górach jest charakterystyczny dla obszarów stepowych. U podnóży gór są to właśnie stepy, powyżej piętro sawanny, jeszcze wyżej - od wysokości około 1800 m - piętro wiecznie zielonych lasów, a potem - krzewiasta, karłowata roślinność, łąki wysokogórskie, a na wysokości około 4500 m biegnie granica wiecznych śniegów, oddzielając piętro niwalne, w którym wykształciły się także lodowce. Piętra roślinno-klimatyczne Afryki Wysokiej są przedstawione w rozdziale 11.4. Wielki płaskowyż Afryki Południowej otacza wiele grup górskich i wyżyn tworzących Wielką Krawędź (Grcat Escarpment) o dużym znaczeniu dla kształtowania się klimatów tej części Afryki. Najwyraźniejsza część Wielkiej Krawędzi, na wschodzie, nosi nazwę Gór Smoczych (Drakensberg), z najwyższym wzniesieniem Cathkin Pcak 3660 m. Na południu natomiast Wielką Krawędź tworzą Góry Śnieżne (Sneeuberge), sięgające do 2503 m, i kilka mniejszych masywów. Ograniczają one obniżenie zwane Wielkie Kairu. Na południowym skraju ląd Afryki zamykają równoleżnikowo biegnące, fałdowe Góry Przylądkowe, powstałe w czasie orogenezy hercyńskiej, złożone z wielu równoległych grzbietów. Wyróżniają się wśród nich Długie Góry (Lange Bergen), do 2080 m. Na północ od obniżenia zwanego Małe Kami biegnie rusztowe pasmo Czarnych Gór (Swarte Bergen), wznoszące się do 2325 m. W zachodniej części osiągają szerokość 1 50 km. Grzbiety górskie zmieniają kierunek ułożenia w skomplikowanym węźle górskim w pobliżu Przylądka Dobrej Nadziei. Po zachodniej stronie Wielkiej Krawędzi na uwagę zasługuje wysoko położona Wyżyna Damari, która w masywach górskich Auasberge i Waterberge podnosi się powyżej 2000 m. Ogólnie - obszary te znajdują się w strefie klimatu podzwrotnikowego, wilgotnego, z opadami dość równomiernie rozłożonymi w ciągu roku, lub z przewagą opadów zimowych. Wnętrze wyniesionego obszaru jest bardziej suche. Góry Madagaskaru wraz z obszarami wyżynnymi zajmują ponad 60% powierzchni tej wielkiej wyspy. Osiągają wysokość 1200-1500 m, mają układ południkowy. Najwyższe wulkany znajdują się w grupie Tsaratanana, 2884 m. Jest to bardzo interesujący obszar pod względem klimatycznym. Oceaniczny pasat z południowego wschodu przynosi wilgotne masy powietrza, dlatego też opady na stokach wschodnich przekraczają 4000 mm rocznic. Na wschodzie wyspy rosną wilgotne, bujne lasy tropikalne, natomiast zachodnia jej część jest sawanną. Opady nic przekraczają tu 300 mm rocznic. W górach układ pięter roślinnych nawiązuje do zmieniających się warunków opadowych. 1.5. Góry w Ameryce Północnej i na wyspach Arktyki Średnia wysokość Ameryki Północnej wynosi 781 m (z włączeniem wysoko wyniesionej powierzchni Grenlandii, bowiem bez tej wyspy wyliczona średnia wysokość kontynentu wynosi 677 m). Góry i wyżyny śródgórskic, wyniesione powyżej 300 m n.p.m. kształtują aż 61,5% powierzchni. Obszary wyniesione powyżej 2000 m zajmują 5,36% powierzchni. Górzysta jest cała zachodnia i południowa część kontynentu, ale długie i rozgałęzione pasma górskie występują także na północy i na wschodzie. 26 Największy system górski tworzą Kordyliery. Według klasyfikacji geografów zaczynają się na zachodnich krańcach Alaski i ciągną się aż po Przesmyk Panamski. W obrębie tego systemu znajdują się góry fałdowe i wulkaniczne, rozległe płaskowyże i kotliny oraz zapadliska z depresjami. W części wschodniej najwyższe są Góry Skaliste (Rocky Mts.), które ku północy przechodzą w Góry Mackenzie, Góry Richardsona i Góry Brooksa. Ku południowi natomiast ciągną się góry Sacramento na obszarze Stanów Zjednoczonych i Sierra Mądre Wschodnia, na obszarze Meksyku. Te łańcuchy górskie należą do wschodniego obrzeża Kordylierów. W części zachodniej Kordylierów głównym elementem orograficznym są Góry Nadbrzeżne, do których zaliczane są góry na wyspach Archipelagu Aleuckiego, Góry Alaska, Góry Wrangla i Góry Świętego Eliasza. Góry na obszarze Alaski i Kanady wyróżniają się bardzo mroźnym klimatem, o zróżnicowanej wilgotności. Duże obszary górskie są silnie zlodowaconc. Rozległy górski region przecinający Alaskę w poprzek - to Góry Brooksa, długości około 1400 km. Składają się z kilku pasm górskich przedzielonych szerokimi dolinami. Noszą one oddzielne nazwy: Góry de Longe’a, Góry Byrda, Endicott i na wschodzie wspomniane Góry Richardsona. Partie wierzchowinowe są raczej połogie i słabo rozcięte, natomiast stoki bardzo strome. Najwyższym szczytem jest Mt. Michaelson, wysokości 2816 m. W środkowej części Alaski biegnie z południowego zachodu na północny wschód pasmo górskie Kuskowim, z najwyższym wzniesieniem 1248 m. Zimny i suchy arktyczny klimat, wieczne śniegi i małe lodowce oraz uboga tundra poniżej - to główne cechy tego obszaru. Góry Alaska (Alaska Rangę) to silnie wygięty na północ łuk bardzo wysokich gór o długości blisko 1000 km, o wybitnie alpejskiej rzeźbie, silnie zlodowaconych. Ml. Mac Kinley (Dcnali), 6194 m n.p.m., znajdujący się w tych górach, jest jednocześnie najwyższym szczytem kontynentu. Lodowiec Susitna liczy 45 km długości. Góry tc są bardzo znaczącą barierą klimatyczną między strefą zimnego subpolarncgo klimatu wnętrza kontynentu a strefą cieplejszego i znacznie bardziej wilgotnego klimatu wybrzeża Zatoki Alaska. Niższe części stoków, do 800-1100 m, są porośnięte lasami szpilkowymi, powyżej występuje już tylko tundra wysokogórska i piętro niwalno-lodowcowc. Łańcuch Gór Aleuckich zaliczany jest do Gór Nadbrzeżnych. W jego skład wchodzi wiele czynnych wulkanów z najbardziej znanym wulkanem Katmai, 2135 m. Za ich przedłużenie uważane są skaliste, nagie góry tworzące długi archipelag Wysp Aleuckich. Szczególne warunki klimatyczne tego obszaru, znajdującego się pod wpływem polarnych morskich mas powietrza z Niżu Aleuckiego, są niekorzystnie modyfikowane przez góry na wyspach, które generują porywiste wiatry, częste mgły i duże zachmurzenie przez niskie chmury. Na wschód od Gór Alaska ciągnie się rozległa fałdowa jednostka orograficzna - Góry Mackenzie. Należą one do Gór Skalistych i są złożone z grzbietów o wyrównanych wierzchowinach z głębokimi dolinami i licznymi formami erozji lodowcowej. Główną kulminacją jest Mt. Sir James Mac Brien, o wysokości 2774 m. Klimat tego obszaru jest bardzo surowy, subpolarny, kontynentalny. Na południe od Gór Alaska biegnie łańcuch Gór Wrangla - część Kordylierów między Górami Alaska i Górami Św. Eliasza. Nic jest to długie pasmo (200 km), ale znajdują 27 się w nim czynne wulkany i bardzo wysokie szczyty o alpejskiej rzeźbie, zlodowacone, z najwyższym - Mt. Bona, 5005 m. Klimat chłodny, bardzo wilgotny, z dużymi opadami. Wzdłuż wybrzeży Zatoki Alaska biegnie około 500 kilometrowej długości łańcuch bardzo wysokich Gór Świętego Eliasza. Są to góry młode, z rzeźbą typu alpejskiego, nadzwyczaj silnie zlodowacone. Szczyty ich są bardzo wyniosłe, przekraczają wysokość 6000 m. Najwyższe z nich to Mt. Logan, 6050 m, St. Elias 5489 m n.p.m. Góry te są wybitną barierą klimatyczną, blokują bowiem przepływ wilgotnych mas powietrza polarnego morskiego znad Zatoki Alaska, co powoduje spiętrzanie się chmur opadowych po zachodniej ich stronie i niezwykle obfite opady śniegu. To tu znajduje się tzw. „biegun śnieżności” świata, który wyznaczają najwyższe na świecie opady śniegu. Pokrywa śnieżna przekracza 10 m grubości, a zaspy śniegu, który jeszcze nie uległ fimizacji, sięgają do 40 metrów! Z gór spływają potężne lodowce piedmontowe, do których należą: - Malaspina - długości 113 km, powierzchni około 4500 km², grubości do 600 m. Czoło tego lodowca tworzy wysoką krawędź długości 65 km; - Hubbord - długości około 115 km, szerokości 16 km, spływający ze stoków Mt. Logan. Jest jednym z największych lodowców w górach świata; - Seward - powstaje z połączenia kilku lodowców spływających ze stoków Mt. Logan. Powierzchnia około 4000 km². Poprzez lodowiec South Seward łączy się z lodowcem Malaspina tworząc „rodzinę” jednych z największych lodowców górskich na święcie. Terenowe badania w parku narodowym Kluane pozwoliły na wyznaczenie górnej granicy lasu. Mieszany i szpilkowy las sięga do wysokości 1200 m. Powyżej rozpościera się formacja drzew karłowatych (brzoza i olcha), ale już od wysokości 1300 m pojawia się roślinność tundrowa. Silnie zlodowacone Góry Świętego Eliasza mają bardzo nisko schodzącą granicę wiecznego śniegu, szczególnie od strony Zatoki Alaska. Góry Skaliste (Rocky Mountains) - to potężna jednostka orograficzna, długości około 4000 km, tworząca wschodnią część Kordylierów, złożona z bardzo licznych pasm górskich, przekraczających wysokość 4000 m. Północna część - kanadyjska - to zwarty wał górski, opadający blisko dwukilometrowej wysokości progami na wschód w stronę Wielkich Równin, a na zachód w stronę obniżenia zwanego rowem Gór Skalistych. Góry mają alpejskie formy rzeźby, liczne lodowce z wielokilometrowymi jęzorami. Najwyższym szczytem Kanady jest Mt. Robson, 3954 m. W niższych piętrach gór występują lasy szpilkowe, złożone głównie ze świerków, daglezji i sosen. Część środkowa Gór Skalistych, na terytorium Stanów Zjednoczonych, jest bardzo urozmaicona. Na przemian występują pasma niższe i krótsze, o wybitnie wulkanicznym krajobrazie oraz wysokogórskie o rzeźbie typu alpejskiego. Wulkaniczne zjawiska znane są przede wszystkim z doliny rzeki Yellowstone, gdzie założono park narodowy. Góry osiągają ogromne wysokości w pasmach Big Horn (4012 m), Absaroka (4005 m) i Wind River (4202 m). Klimat jest tu suchy, kontynentalny. Wietrzenie mechaniczne w górach daje w efekcie mnóstwo luźnych bloków skalnych i rozległe pokrywy rumoszowe. Jeszcze bardziej na południe, poza wyrównaną powierzchnią Wielkiego Basenu Wododziałowego (Great Divide Basin), Góry Skaliste rozdzielają się na dwa łańcuchy. Wschodni z nich to tzw. Południowe Góry Skaliste, w których można wyróżnić wysokie, stromo wznoszące się pasma Front Range (Longs Peak 4351 m), Sangre de Cristo (Blanka Peak 4364 m) i Park Range (4360 m). Wyższe partie gór mają rzeźbę alpejską, z liczny- 28 mi lodowcami w północnej części. Klimat tego obszaru górskiego jest umiarkowany, dość wilgotny na północy, znacznie cieplejszy i bardziej suchy na południu. Występuje wyraźna piętrowość klimatyczno-roślinna. Na zachód od Południowych Gór Skalistych rozciąga się Wyżyna Kolorado ze słynnym Wielkim Kanionem Kolorado, rozcinającym do głębokości prawie 2000 m pustynną wyżynę. Z klimatologicznego punktu widzenia, na zboczach tej głęboko wciętej doliny można wyróżnić pewnego rodzaju „antypiętra klimatyczne”, od góry do dna doliny. Wewnętrzne Góry Skaliste na północy zaczynają się poprzecznym pasmem Uinta, dalej biegnie pasmo Wasatch o alpejskim charakterze rzeźby. Jeszcze bardziej na południe góry obniżają się i łączą z Południowymi Górami Skalistymi. Jedną z licznych wewnętrznych kotlin na tym obszarze jest Wielka Kotlina (Great Basin), w której znajduje się szereg obniżeń (bolsonów), rozdzielonych wzniesieniami typu zrębowego. Formy skalne typu ostańcowcgo i pedymenty, które są charakterystyczne dla tych obszarów, mogły powstać tylko w suchym klimacie, odznaczającym się dużymi wartościami rocznej i dobowej amplitudy temperatury powietrza. Góry Kaskadowe to fragment Kordylierów w zachodniej części Stanów Zjednoczonych i południowo-zachodniej Kanadzie. Tworzą płaskowyż wyniesiony na 1500-2000 m, długości 900 km. Wznoszą się tu liczne czynne wulkany (Mt. Rainier 4392 m, Mt. Shasta 4317 m). Najwyższe partie tych gór są zlodowaconc, a niższe porośnięte lasami szpilkowymi. W tych górach, na południe od Seattle, znajduje się słynny z intensywnych wybuchów pyłowych w roku 1980 i 1982 wulkan Św. Heleny. Badania skutków tych wybuchów przyczyniły się do rozwoju hipotez dotyczących zmian klimatu w skali globalnej. Góry Nadbrzeżne (Coast Ranges) to łańcuch o długości ponad 2000 km, wznoszący się do wysokości 3505 m (szczyt San Gorgonio) między wybrzeżem Pacyfiku a ciągiem obniżeń tektonicznych. Góry te odznaczają się dużą aktywnością sejsmiczną. Północne pasma porastają bujne lasy liściaste, południową - suche zarośla podzwrotnikowe. Sierra Nevada - łańcuch długości 700 km, o przebiegu z NNW na SSE, od wschodu graniczy z Wielką Kotliną. Najwyższy szczyt - Mt. Whitncy - wznosi się do 4418 m. W górach znajdują się liczne formy polodowcowe. Lasy szpilkowe z sekwojami wspinają się na wysokość powyżej 1200 m. Góry te są wybitną barierą klimatyczną, stoki zachodnie są wilgotniejsze, stoki wschodnie - suche. Ich południowym przedłużeniem są góry Półwyspu Kalifornijskiego, ciągnące się na długości 1430 km. Średnia wysokość wynosi około 1000 m, najwyższa jest La Eucantada, 3078 m. Formy morfologiczne i roślinność są typowe dla strefy klimatu suchego. Sierra Madre Wschodnia to przedłużenie wschodniej części Gór Skalistych o kierunku zbliżonym do południkowego, długości 800 km, szerokości 150 km. Góry typu krawędziowego, wznoszą się do wysokości 4064 m (Pena Nevada). Północna część jest pustynna, z roślinnością sucholubną. W południowej, znacznie wilgotniejszej części, otrzymującej nawet powyżej 2000 mm opadów rocznic, rosną wiecznie zielone lasy. Sierra Madre Zachodnia to łańcuch górski o długości 1200 km, ograniczający od zachodu Wyżynę Meksykańską, o przebiegu NNW - SSE. Jest to wysoki (do 3559 m) wał górski opadający uskokiem ku nadbrzeżnej nizinie nad Oceanem Spokojnym. Klimat zwrotnikowy, ciepły, z opadami przekraczającymi 2000 mm rocznie, stwarza dogodne warunki dla rozwoju bujnej roślinności tropikalnej. 29 Kordyliera Wulkaniczna (Cordillera Volcánica, Sierra Volcánica) to pasmo biegnące równoleżnikowo, zamyka od południa Wyżynę Meksykańską, składa się z szeregu wysokich wulkanicznych stożków jak: Orizaba - 5656 m, Popocatepetl - 5462 m, Iztac-chuatl - 5268 m. Na południe od wulkanów wznosi się Sierra Madre Południowa -blok tektoniczny sięgający do wysokości 3703 m. Południowy skłon zasilany jest przez duże opady, co sprzyja gęstym lasom tropikalnym. Na międzymorzu Ameryki Środkowej występują niedługie pasma górskie i bloki wyżynne. Liczne wulkany przekraczają wysokość nawet 4000 m, np. Tajumulco (4211 m) w Sierra Madre de Chiapas. Górzysty jest również cały archipelag Wielkich Antyli. Sierra Maestra na Kubie dochodzi do 2000 m, a Cordillera Central na Jamajce przekracza 3000 m. Wulkany na Jamajce i na wyspach Małych Antyli przekraczają wysokość 1000 m. We wschodniej części kontynentu Ameryki Północnej, w obrzeżeniu tarczy kanadyjskiej i pcrytcrycznych płyt, ciągnie się łańcuch Appalachów. bardzo złożony pod względem budowy geologicznej, rzeźby i warunków klimatycznych. Od północy, na półwyspie Gaspć, znajdują się kadłubowe góry Shickshock, z najwyższym wzniesieniem Mt. Cartier, 1267 m. Na południe od nich ciągną się prawie południkowo dwa równoległe do siebie pasma: Green Mts., (1338 m) i White Mts., ze znanym z obserwatorium meteorologicznego szczytem Mt. Washington, 1916 m. Najwyższe wzniesienia tych starych gór mają postać sterczących ostańców - twardzieli wystających ponad poziom zrównanej wierzchowiny. Tektonicznym zrębem jest także pasmo Adirondack, 1628 m. Ponad poziomem wyżynnego obszaru, na południu wznosi się pasmo rusztowych gór noszący ogólną nazwę „Valley and Ridges”. Większą zwartość i większe wysokości wykazują Appalachy w paśmie Blue Ridge, z Mt. Mitchell, 2036 m, w grupie górskiej Great Smocky Mts. Appalachy w północnej części mają surowy, pochmurny klimat z dużymi wahaniami temperatury powietrza, duże opady, dość równomiernie rozłożone w ciągu roku. Stoki porośnięte są lasami mieszanymi i szpilkowymi, a na północnym krańcu występuje tundra górska. Blue Ridge odznacza się również wilgotnym klimatem, bowiem opady dochodzą do 2000 mm rocznie. Tc niewysokie góry, o względnej wysokości nic przekraczającej 600 m, są dość znaczącą barierą klimatyczną, przede wszystkim ze względu na zatrzymywanie opadonośnych mas powietrza. Góry Grenlandii. Lądolód Grenlandii to olbrzymia czasza o powierzchni ponad 1 830 000 km², wznosząca się do wysokości około 3000 m., z licznymi lodowcami, spływającymi do otaczających mórz. Najwyższym szczytem jest Góra Gunnbjprna, 3733 m. Liczne nunataki otaczające wewnętrzną lodową kotlinę z klimatologicznego punktu widzenia nic mogą być traktowane jako osobne wzniesienia czy pasma górskie, lecz jako część lądolodu, którego nachylenie w stronę wybrzeży ogromnej wyspy jest przyczyną silnych spływowych wiatrów. Mogą one występować jako bardzo zimne prądy typu wiatrów bora, wiejącc wzdłuż licznych, głębokich fiordów, ale przy odpowiednich warunkach synoptycznych mogą stać się wiatrami fenowymi. Wyżynno-górskic wnętrze Grenlandii, i w ogóle strefy arktycznej, słynie z silnych wiatrów, szczególnie w okresie zimy, która właściwie trwa tu nieustannie. Granica wiecznego śniegu na północy przebiega na wysokości 320 m, na południu - na około 1200 m n.p.m. Zimny klimat spowodowany jest przez masy powietrza arktyczncgo, a znaczne wyniesienie obszaru powoduje utrzymywanie się bardzo niskiej temperatury powietrza i lodowego podłoża. Nad lądolodcm 30 Grenlandii w ciągu prawie całego roku rozpościera się zimny, niski układ wyżowy określany jako quasistacjonarny Wyż Grenlandzki. 1.6. Góry w Ameryce Południowej Ameryka Południowa jest kontynentem niższym od Ameryki Północnej. Średnia jej wysokość wynosi około 650 m. Obszar położony powyżej 2000 m zajmuje 6,12% powierzchni kontynentu, a obszary wysokogórskie powyżej 5000 m - 2,83%. Zasadniczym rysem ukształtowania tego kontynentu jest gigantyczny system górski Andów, długości około 9000 km. Inne obszary wyniesione ponad 1000 m n.p.m. należą do wyżyn lub pasm górskich na obrzeżach Wyżyny Gujańskiej, Wyżyny Brazylijskiej i na południu - Wyżyny Patagońskiej. Każdy łańcuch górski w obrębie Andów nosi nazwę „kordyliera” (Cordillera). Poszczególne kordyliery łączą się w ogromne grupy górskie, zbiegające się w węzłach zwanych nudo. Wyżyny śródgórskic nazywane sa altiplano, a w głębokich, rozległych kotlinach występują zapadliska z jeziorami zwane salaraini. Swoiste nazwy mają także formacje roślinne w piętrach górskich w różnych szerokościach geograficznych. A więc w Andach podrównikowych - bogata puszcza tropikalna, porastająca stoki górskie w piętrze między 1000 a 3000 m - to montaña. Bezdrzewna formacja roślinna (niskie krzewy, trawy, cspclccjc o grubych liściach) w wysokim piętrze górskim, pomiędzy 3500 a 4000 m, utrzymująca się w warunkach chłodnego klimatu - to páramo. Tym samym terminem są określane wysokogórskie równiny w krajach północnoandyjskich. Formacja roślinna złożona z kępek andyjskich traw na wysokości między 3500 a 4500 m nazywana jest puna. Ten wyraz ma także inne znaczenia - mianowicie oznacza pustynie wysokogórskie oraz chorobę górską, wywołaną głównie przez obniżone ciśnienie powietrza. Wysokogórska formacja roślinna o charakterze stepowym, przejściowa między puną a páramo, to jalea. Andy (Cordillera de los Andes) odznaczają się niebywałym zasięgiem geograficznym. Fałdowe i zrębowe struktury tych gór ciągną się wzdłuż Morza Karaibskiego i Oceanu Spokojnego po Ziemię Ognistą. Na całej długości tworzą dwa do czterech łańcuchów górskich przedzielonych podłużnymi obniżeniami. Północny odcinek - karaibski - biegnie w kierunku równoleżnikowym, natomiast w pasie okołorównikowym Andy tworzą potężny łuk otwarty ku wschodowi. Andy można podzielić na trzy główne części: Andy Północne - od wyspy Trynidad i Morza Karaibskiego do około 12°S, Andy Środkowe - od 12°S do około 29°S, Andy Południowe - od 29°S po wschodnie krańce Ziemi Ognistej. Każda z tych części składa się z kilku długich łańcuchów górskich o bardzo różnej wysokości - od poniżej 1000 m do ponad 6000 m. W każdej z nich ukształtowały się swoiste warunki klimatyczne, zależne zarówno od szerokości geograficznej, jak i wyniesienia nad poziom morza. W każdej z nich można zaobserwować różne osobliwości klimatyczne, z których za największą można uznać niezwykłą suchość obszarów położonych wzdłuż Pacyfiku w szerokościach podzwrotnikowych i ogromną wilgotność mas powietrza od strony wnętrza kontynentu w obszarze podrównikowym i podzwrotnikowym, a także znaczną wilgotność mas powietrza w części południowej, sprzyjającą wysokim opadom i utrzymywaniu się Lądolodu Patagońskiego. 31 Najdalej na północy Ameryki Południowej znajduje się odosobnione gniazdo górskie Sierra Nevada de Santa Marta. Jest to łańcuch dochodzący do wysokości 5721 m (szczyt Cristobal Colon), z lodowcami i wiecznymi śniegami w partiach szczytowych i bogatą tropikalną roślinnością w niższych piętrach. Ze względu na urozmaicone krajobrazy i bujną roślinność góry te są uważane za najpiękniejsze góry świata. W Andach Północnych pasma górskie są słabo rozczłonkowane i stosunkowo wąskie. Poza szeregiem niższych pasm górskich zwracają uwagę zwarte ciągi wulkanicznych gór w Kordylierze Centralnej, z bardzo wysokimi wulkanami Huila 5750 m i Cotopaxi 5897 m w paśmie Nudo de Pasto. Kordyliera Wschodnia Andów Północnych to dwa łańcuchy górskie dochodzące do 5493 m (wulkan Cacuy). W górach o alpejskiej rzeźbie występują wieczne śniegi. Kordyliera Zachodnia Andów Północnych to łańcuch długi na 2600 km, z wysokimi wulkanami Chimborazo 6272 m, Illiniza 5265 m i Cumbal 4764 m. Między Kordylierą Zachodnią i Kordylierą Wschodnią na wysokości 2500 m rozpościera się obniżenie szerokości 60 km, ze względu na niezwykłe otoczenie zwane Aleją Wulkanów. W południowej części Andów Północnych najwyższym pasmem jest Cordillera Blanca, z typową alpejską rzeźbą w Nevado Huascaran. 6798 m. Piętra roślinno-klimatyczne w Andach Północnych przedstawione są w rozdziale 11.3. Andy Środkowe to potężny łańcuch osiągający 800 km szerokości. W części północnej między wysokimi pasmami rozpostarły się wysoko wyniesione płaskowyże, nazywane puna. Są to położone na wysokości 3500-3800 m śródgórskie bezodpływowe kotliny, odgrodzone od siebie pasami wulkanicznych wierzchołków i zamknięte od zewnątrz łańcuchami Kordyliery Zachodniej i Kordyliery Środkowej. Największym z nich jest Altiplano. Na tym płaskowyżu, na wysokości 3812 m n.p.m., znajduje się słynne jezioro Titicaca. Zwarty łańcuch Kordyliery Zachodniej, długości 2000 km, od 18°S zmienia kierunek na południkowy. Kilka pasm górskich (w Peru) należy do największych i najwyższych: Cordillera Huayhuash, Cordillera Huanzo, Cordillera de Chiha, Cordillera de Ampato (szczyt Ampato 6310 m), Cordillera Domeyko. Na południe od 15°S wznoszą się bardzo liczne czynne i wygasłe wulkany, przekraczające wysokość 6500 m - Nudo Coropuna, 6613 m, Nevado de Sajama, 6520 m, Nevado Ojos del Salado, 6880 m. Najwyższe szczyty pokryte są wiecznymi śniegami i niewielkimi lodowcami, ale dopiero od wysokości 5 100 m, gdyż klimat tej części Andów należy do niezwykle suchych. W tej części znajduje się szczyt Llullaillaco, 6723 m, słynny z najwyżej na świecie położonej granicy wiecznego śniegu - około 6600 m. Kordyliera Środkowa nie tworzy łańcuchów górskich - jest to wysoko wyniesiona wyżyna śródgórska z pojedynczymi szczytami. Ta część orogenu andyjskiego, aż do 35° szerokości geograficznej, określana jest często nazwą „Andy suche”, ze względu na właściwości klimatyczne. Kordyliera Wschodnia Andów Środkowych to bardzo wysokie pasma gór, przekraczające 6000 m. Góry te odznaczają się alpejską rzeźbą, mają lodowce i wieczne śniegi. W Andach południowego Peru najbardziej znane są łańcuchy Cordillera Vilcabam-ba, Cordillera de Vilcanota, Cordillera de Carabaya. W Andach Boliwijskich najwyższym pasmem jest Cordillera Real, z potężnym szczytem Nevado dc Illimani, 6882 m. W stronę nizinnego wnętrza kontynentu góry stopniowo obniżają się, tworząc szeregi niższych pasm górskich, bardzo silnie rozciętych, silnie zarośniętych. Na Wyżynie Boliwijskiej liczne są salary - słone jeziora, z których woda szybko wyparowuje, pozostawia- 32 Fot. 3. Góry strefy podzwrotnikowej, suchej - Taurus, ok. 3000 m., Azja Mniejsza, fot. Janina Trepińska Fot. 4. Góry strefy umiarkowanej, w głębi kontynentu - Zachodni Tien Szan, Azja Środkowa, 3000-4000 m n.p.m., fot. Janina Trepińska jąc silnie zmineralizowane bagniska. Silne wiatry i duże dobowe amplitudy temperatury powietrza to zasadnicze cechy klimatyczne tych niegościnnych obszarów śródgórskich. Po stronie zachodniej Andów Środkowych, wzdłuż wybrzeża pacyficznego ukształtował się długi, ale stosunkowo niewysoki łańcuch Kordyliery Nadbrzeżnej (Cordillera dc la Costa). Najwyższym szczytem jest Cerro Colupo, 2335 m. Między Kordylierą Nadbrzeżną a Kordylierą Zachodnią ciągnie się podłużne równinne obniżenie z solniskami, które zajmują pustynie: Pampa de Chunghana, płaskowyż Nazca, Pampa dcl Tamarugal, Atacama. Ta ostatnia pustynia leży na wysokości 1000-2000 m n.p.m., a więc należy do pustyń wysokogórskich, szczególnie tam, gdzie wkracza na obszar Andów Środkowych. Nazywana jest tu Puna de Atacama. Andy Południowe w części północnej określane są jako Andy Argcntyńsko-Chilij-skic, w części południowej jako Patagońskie. Kordyliera Główna jest przedłużeniem Kordyliery Zachodniej Andów Środkowych. W tym łańcuchu znajduje się najwyższy szczyt andyjski - Aconcagua, 6959 m, którego olbrzymia szczytowa piramida wznosi się ponad 1500 metrów ponad sąsiednie wierzchołki. Takie położenie wywołuje silne wiatry, nagłe śnieżyce ze spadkiem temperatury poniżej -30°C. Ze wschodnich stoków masywu spływa Lodowiec Polaków. W zachodniej części ciągnie się Kordyliera Nadbrzeżna. Klimat jest tu bardziej wilgotny, lodowce górskie są potężniejsze. Jeszcze bardziej na południe góry stają się niższe. Najwyższymi szczytami są wulkany. Między 46° a 52° szerokości geograficznej, na wysokości 1200-1500 m n.p.m., rozciąga się wielkie pole lodowe, zwane Lądolodcm Patagońskim (Hielo Patagonico), największa zlodowacona powierzchnia poza obszarami polarnymi. Zajmuje obszar około 20 000 km². Zasilana jest przez ciągłe opady, które powstająna skutek spiętrzania chłodnych i wilgotnych oceanicznych mas powietrza znad Pacyfiku. Część tego obszaru (o powierzchni około 13 500 km²) jest objęta ochronąprawną jako park narodowy Torres del Paine (wieże bólu). Z lądolodu spływają w stronę oceanu i w stronę wielkich jezior górskich wielkie lodowce dolinne: Upsala, San Quitin, San Rafael. Najwyższym szczytem jest San Valentin, 4058 m. Wschodnie obrzeżenie lądolodu wieńczy szczyt Fitz Roy (3441 m) o kształcie iglicy, który słynie z pięknej sylwetki i niezwykle silnych wiatrów. Na szerokości geograficznej 52° kordyliera skręca ku wschodowi, dając początek subandyjskiemu pasmu Darwin. Góry archipelagu Ziemi Ognistej są przedłużeniem Andów, chociaż niekiedy uważane są za strefę subandyjską. Sięgają do wysokości 2469 m, pokryte są lodowcami i wiecznymi śniegami. Panuje tu już klimat subpolarny z roślinnością drzewiastą, wegetującą tylko na osłoniętych od wiatrów stokach. Pasma górskie we wschodniej części Ameryki Południowej to wzniesienia w obrębie Wyżyny Gujańskiej i Wyżyny Brazylijskiej. W zachodniej części Wyżyny Gujańskiej ciągną się pasma górskie typu stołowego, które przekraczają wysokość 2000 m. Należy do nich Roraima (2772 m), Auyan Tepui (2953 m), niższe Gran Saban. Na południu -Serra Pacaraima i Serra Imeri sięgają do 3000 m. Odznaczają się niebywale wilgotnym klimatem, na większej wysokości deszcze padają w ciągu całego roku. Góry porośnięte są bujnymi lasami tropikalnymi. W części wschodniej Wyżyna Brazylijska podnosi się do wysokości prawie 3000 m. Nadbrzeżny łańcuch górski Serra do Mar wznosi się do 2085 m, bardziej na północy biegnie pasmo Serra da Mantiqueira (2870 m), a dalej na wschodzie - Serra de Capa- 33 raó (2890 m). Klimat tych obszarów kształtowany jest przez masy powietrza zwrotnikowego, wilgotnego, ale charakterystyczną cechą tych obszarów są wtargnięcia mas zimnego powietrza z południa oraz gorącego i suchego z północy. Stoki wschodnie Serra do Mar otrzymują duże opady, do 3000 mm rocznie, a deszcze padają głównie od października do marca. 1.7. Góry w Australii, Nowej Zelandii i Oceanii 1.7.1. Góry Australii Australia jest najniższym z kontynentów, aż 87% jej powierzchni nie wznosi się wyżej niż 500 m. Stare góry, o wysokości sięgającej do około 1500 m n.p.m., znajdują się przeważnie na obrzeżu Platformy Australijskiej. Najczęściej mają postać gór stołowych o stromych stokach, silnie porozcinanych głębokimi dolinami. Są silnie zdenudowane, z formami typowymi dla suchego klimatu - ostańcami i twardzielcami. W centrum kontynentu, na wschodnim obrzeżu Platformy Australijskiej równoleżnikowo biegną dwa pasma górskie: Góry Centralne z pasmem Macdonnel (1522 m) i Harts (1216 m). Na południe od tych pasm, oddzielona Rowem Amadeusza, biegnie Musgrave (1440 m). W zachodniej części Platformy charakter górski ma Wyżyna Hamersley, z najwyższym wzniesieniem 1250 m. Inne wzniesione części w Australii Zachodniej i Środkowej zaliczane są raczej do obszarów wyżynnych niż górskich. Na uwagę zasługują Góry Flin-dersa w południowej części kontynentu, niewysoki łańcuch o długości prawie 600 km, dochodzący do wysokości 1165 m n.p.m. Wymienione pasma górskie nie wywierają większego wpływu na klimaty sąsiadujących obszarów, natomiast ich rzeźbę można uważać za produkt bardzo zróżnicowanego pod względem zasilania w opady klimatu wnętrza Australii. Świadczą o tym wspomniane ostańce, charakterystyczna cksfoliacja skał we wnętrzu kontynentu i głębokie rozcięcia stoków przez okresowe, gwałtownie spływające wody. Nadbrzeżne wzniesienia, wyrastające wzdłuż zachodniego i południowego wybrzeża kontynentu, zatrzymują wilgotniejsze powietrze niesione przez bryzy morskie i w tym sensie oddziałują na klimat wnętrza kontynentu, potęgując suchość rozległych równin pustynnych i półpustynnych. Za barierę klimatyczną można natomiast uznać długie, ciągnące się na długości ponad 4000 km wzdłuż wschodniego wybrzeża Australii, Wielkie Góry Wododziałowe (Great Dividing Range). Składają się one z szeregu odrębnych pasm górskich, najczęściej nie przekraczających 1500 m. W środkowej części tych pasm jest najwięcej, wskutek czego Wielkie Góry Wododziałowe mają tu szerokość około 800 km. Są to wyniesione płaskowyże z licznymi formami twardzielcowymi, w północnej części wulkanicznymi. Charakterystyczna jest asymetria stoków tego niewysokiego łańcucha - otóż stoki wschodnie są strome, silnie rozcięte krótkimi dolinami rzecznymi o dużych spadkach, natomiast stoki zachodnie, od strony kontynentu, są długie i połogie. Na stokach zaznacza się silne zróżnicowanie formacji roślinnych o różnym przystosowaniu do wielkości opadów. Najwyższa część Wielkich Gór Wododziałowych zwana jest przez niektórych geografów Alpami Australijskimi. Wśród nich wyróżnia się niemal całkowicie zarośnięte lasami pasmo Gór Śnieżnych (Snowy Mts.), z Górą Kościuszki, o wysokości 2228 m 34 (Kosciusko Summit). Przedłużeniem łańcucha Wielkich Gór Wododziałowych są góry na Tasmanii z kulminacją Mt. Ossa (1617 m). Tu zachowały się najwyraźniej formy po-lodowcowe - kotły, kary, moreny, ale lodowców w Australii nie ma. Jest to jedyny kontynent świata pozbawiony zlodowaconych gór. Wielkie Góry Wododziałowe pomimo niewysokiego poziomu wierzchowin są-jak wspomniano - barierą klimatyczną, gdyż blokują dopływ wilgotnego oceanicznego powietrza znad Pacyfiku, które w postaci pasatu południowo-wschodniego dochodzi do wschodnich wybrzeży Australii. W Górach Śnieżnych dostatek wody jest wykorzystany do jej rozprowadzania poprzez system zapór i zbiorników wodnych. Powstały tu, jak i zresztą w innych częściach Australii, imponujące budowle hydrotechniczne. Istnienie tych gór umożliwia gospodarkę człowieka na ogromnych, półpustynnych pustkowiach wnętrza Australii. W północno-wschodniej części, na półwyspie York, pasma górskie nic przekraczające 1300 m są wyraźną barierą opadową. Monsun północno-wschodni przynosi duże opady w lecic (od listopada do kwietnia) na stoki nawietrzne i wzdłuż stosunkowo wąskiego pasa wybrzeża. Ta część wybrzeża Morza Koralowego odznacza się bardzo dużym gradientem opadowym. Szybkie zmniejszanie się opadów wraz z odległością od wybrzeża dochodzi do 50 mm/10 km. 1.7.2. Góry Nowej Zelandii Wyspy Nowej Zelandii są wybitnie górzyste. Wyspa Północna odznacza się rzeźbą wulkaniczną i jej środkową część zajmuje Wyżyna Wulkaniczna z najwyższym wulkanem Ruapehu (2797 m n.p.m.). Na wschód od niej pasma górskie wznoszą się do wysokości 1700 m n.p.m. Prawdziwie alpejski łańcuch górski przecina Wyspę Południową równolegle do zachodniego wybrzeża. Są to Alpy Nowozelandzkie (Alpy Południowe), z najwyższym szczytem Mt. Cook sięgającym 3764 m, zwanym „przeszywaczem chmur”. Góry tc odznaczają się skalistymi szczytami i znacznym zlodowaceniem w najwyższych partiach. W południowo-zachodniej części głębokie doliny polodowcowe kończą się w oceanie, tworząc mnóstwo malowniczych fiordów (Fiordland). Ta wyżynno-górska kraina sięga do wysokości 2648 m. W południowej części Wyspy Południowej znajduje się bardzo zróżnicowana pod względem rzeźby, wyżynno-górska kraina Otago z formami polodowcowymi. Najwyższe wzniesienie to Mt. Rcmarkablcs - 2343 m. W północno-zachodniej części Wyspy Południowej ukształtowały się inne jednostki górskie, góry zrębowe (Góry Tasmana, Leylla, Paparoa), o maksymalnej wysokości 1826 m. Niezwykły wpływ na warunki klimatyczne Wyspy Południowej wywiera wysokie pasmo Alp Nowozelandzkich - mianowicie zachodnie stoki zatrzymują dcszczonośne masy powietrza z zachodu, od strony Morza Tasmana i tam opady są bardzo wysokie -około 6000 mm rocznic, podczas gdy po stronie wschodniej gór, we wnętrzu Wyspy Południowej - zaledwie 500 mm rocznic. Granica wiecznego śniegu przebiega w Alpach na wysokości około 2000 m, a opady śniegu dają trwałą pokrywę śnieżną już od wysokości 800 m. Duże opady śniegu są przyczyną silnego zlodowacenia Alp Nowozelandzkich. Liczne lodowce zajmują powierzchnię około 1000 km². Na zachodnim skłonie Alp 35 osobliwość klimatyczną i jednocześnie glacjologiczną - mianowicie czoło Lodowca Franciszka Józefa schodzi aż do strefy lasów podzwrotnikowych na wysokość około 200 m n.p.m. Lodowiec ten porusza się z prędkością około 5 m na dobę, co jest prędkością znaczną. Wysokie (ale nie należące do najwyższych gór świata) i strome Alpy Nowozelandzkie wywierają więc znaczny wpływ na klimaty poszczególnych regionów tego niewielkiego, w porównaniu z powierzchnią innych kontynentów, skrawka lądu. 1.7.3. Góry Oceanii Na niezmiernie rozległej powierzchni Oceanu Spokojnego znajdują się tysiące wysp i wysepek zgrupowanych najczęściej w archipelagi. Wulkaniczne wyspy odznaczają się niekiedy znacznymi wysokościami. Pomijamy tu Nową Gwineę, której góry opisano w rozdziale „Góry w Azji”, oraz wyspy z niewysokimi wzniesieniami, natomiast koniecznie trzeba wspomnieć o górzystych wyspach, które odznaczają się swoistymi cechami klimatycznymi. Wysokie góry zmieniają przede wszystkim rozkład przestrzenny opadów, są często „łapaczami” opadów. Wyraźnie zaznacza się asymetria opadowa na stokach nawietrznych i zawietrznych, a także silnie rozwinięty system bryz morskich i lądowych na górzystych wybrzeżach. Większość górzystych obszarów wysp Oceanii odznacza się klimatem właściwym dla strefy geograficznej, w której są położone. Niemniej jednak dość wyraźna jest piętrowość klimatyczna, szczególnie tam, gdzie góry są wysokie, przekraczające 1000 m n.p.m. Do najwyższych ugrupowań górskich należą wulkany (wygasłe i czynne) na Hawajach. Ten polinezyjski archipelag, należący do Stanów Zjednoczonych, został dość dobrze zbadany pod względem klimatycznym. Najwyższe wulkany znajdują się na wyspie Hawaii - Mauna Kea (Biała Góra, 4204 m n.p.m.) i Mauna Loa (4168 m). Środowisko przyrodnicze na tym obszarze jest objęte ochroną przez utworzenie parku narodowego „Hawaii Volcanoes National Park”. Wyspa zyskała poetyczną nazwę „wyspy wiecznego czerwca z zimą na szczycie”, ze względu na wieczne śniegi i zlodzenie w partiach szczytowych. Szczególnie wysokie opady otrzymują stoki nawietrzne, wtedy gdy wieje pasat zwany „maoae”, przynoszący ciepłe, wilgotne powietrze od strony oceanu, od października do kwietnia. Stoki wulkanów otrzymują wtedy kolosalne ilości opadów, przekraczające rocznie sumę 10000 mm. Są to opady o wybitnie orograficznej genezie. Góry przekraczające wysokość 2000 m n.p.m. występują na Wyspie Bougainvillc’a w archipelagu Salomona (Melanezja). Najwyższy jest tu szczyt Balba, o wysokości 3123 m. Klimat tych wysp kształtowany jest przez gorące, wilgotne masy powietrza. Nic więc dziwnego, że bardzo obfite deszcze w górach dają sumę roczną do 8000 mm. Najwyższe są w styczniu w południowej części archipelagu. Mniejsze opady, ale także duże (do 2500 mm rocznie), występują w części północnej. Większość górzystych wysp Oceanii, należących zarówno do Melanezji, jak i Polinezji, podobnie wpływa na przepływ mas powietrza. Nawet pojedyncze wzniesienia deformują przepływy pasatów. Powstającharakterystyczne układy prądów powietrznych opływających wzniesienia, wzniecających fale orograficzne i generujących chmury, z daleka widoczne w postaci kołnierza chmurowego nad pojedynczymi wyspami. Górzyste wybrzeża zmieniają system bryz morskich i lądowych, czego skutkiem mogą być szkwały -nagłe, porywiste wiatry spadające z wysokich, stromych klifów w stronę oceanu. 36 1.8. Góry na Antarktydzie Opinia, że góry lądolodu Antarktydy i otaczających ją wysp antarktycznych i suban-tarktycznych są niezbyt interesujące pod względem klimatycznym, może być uzasadniona tym, że znajdują się właściwie w jednym piętrze klimatycznym. Jest to siłą faktu piętro niwalno-glacjalnc, obejmujące swoim zasięgiem wysokie wzniesienia od podnóży po wysokie szczyty. Aż 98% powierzchni ogromnego kontynentu Antarktydy przykrywa potężny lądo-lód. Poszczególne czasze lodowe odznaczają się przeciętną grubością ponad 2000 m. Ponad lądolodem widoczne są w wielu regionach, wystające skaliste nunataki. Skalisto-lodowc formy wznoszą się około 500-600 m ponad lodowymi obszarami. Tak więc góry Antarktydy są systemami podlowymi. Najwyższe na Antarktydzie są Góry Sentinel. Jest to jedno z pasm Gór Ellswortha. Najwyższym szczytem jest Mt. Vinson, 5140 m. Częściowo widoczny ponad pokrywą lodową jest długi łańcuch Gór Transantarktycz-nych, biegnący od zachodniego wybrzeża Morza Rossa do wschodniego brzegu Morza Wcddcla. Pasmo to ma szerokość 200-600 km, z najwyższym szczytem - Górą Kirkpa-tricka, 4530 m. Nunataki także są najwyższymi wzniesieniami Gór Księcia Karola (do 3355 m n.p.m.) oraz kulminują na Ziemi Królowej Maud (do 3630 m). Wyniesienie czaszy lodowej powoduje obniżenie temperatury. Zalegająca nad wypukłą czaszą bardzo mroźna masa powietrza w postaci układu wyżowego odznacza się silną dywergencją. Wynikający z kierunku siły gradientu ruch peryferyjnych części tej olbrzymiej masy powietrza jest wzmacniany przez silne prądy katabatyczne - spływowe. Są one przyczyną nieustannych bardzo silnych wiatrów, z których słyną wybrzeża Antarktydy. Według ciągle jeszcze niewystarczających badań meteorologicznych na tym kontynencie, najsurowszymi warunkami klimatycznymi odznacza się rejon stacji Wostok, na wysokości 3488 m. Wszystkie wyspy antarktyczne i subantarktyczne są górzyste. Góry są często pochodzenia wulkanicznego. Pasma górskie są bardzo silnie zalodzone i pokryte wiecznymi śniegami. Jedna z większych wysp - Georgia Południowa - ma szczyty wznoszące się ponad 2900 m. W górach ukształtowały się lodowce. Wyspa odznacza się mroźnym, wietrznym klimatem, a także - co jest wyjątkiem - dużymi opadami śnieżnymi (rzadko deszczowymi), średnio do 1400 mm w ciągu roku. Na wyspie Coronation w archipelagu Orkadów Południowych najwyższy szczyt liczy 1650 m. Na Wyspie Livingstonc’a, należącej do Szetlandów Południowych, wulkaniczny wierzchołek sięga 1798 m. Bardziej oddalone od lądu Antarktydy subantarktyczne archipelagi odznaczają się również /lodzeniem i niezwykłą wietrznością, wzmaganą przez wysokie szczyty górskie. Na największej spośród wysp antarktycznych - Wyspie Aleksandra 1 - wznoszą się góry Duglas, z najwyższym szczytem Mt. Stephenson (2987 m). Badania terenowe na Wyspie Crozcta, gdzie szczyty górskie sięgają do wysokości 1987 m, wykazały, że granica wiecznego śniegu kształtuje się na wysokości 300 m n.p.m. Stożek wulkaniczny, którym jest Wyspa Heard, samotnie górujący nad wodami Oceanu Indyjskiego, sięga do wysokości 2745 m. 37 ROZDZIAŁ 2 Dopływ energii promienistej do atmosfery górskiej i podłoża 2.1. Przenikanie energii promienistej przez atmosferę W studiach nad dopływem energii promienistej od Słońca podstawowym założeniem jest zwykle ustawienie powierzchni, na którą padają promienie słoneczne, jako płaszczyzny prostopadłej do nich. We wzorach, dających możliwość obliczenia ilości energii promienistej przenikającej do powierzchni Ziemi, podstawowym założeniem jest przyjęcie poziomej powierzchni Ziemi (J. Tamulewicz, 1997; S. Bac, M. Rojek, 1999). Rozwiązywanie równań bilansu promieniowania w obszarach górskich staje się więc sprawą skomplikowaną, gdyż ekspozycja i nachylenie powierzchni stoków jest niezmiernie zróżnicowane. Wyniesienie gór powoduje również zmianę grubości atmosfery, czyli zmniejszenie masy optycznej atmosfery, przez którą przechodzi wiązka promieni. Promieniowanie bezpośrednie Sjest strumieniem energii promienistej, która przez atmosferę dociera od Słońca do powierzchni Ziemi w postaci wiązki promieni równoległych. Promieniowanie rozproszone D - to ta część energii promienistej, która ulega rozproszeniu na aerozolach i cząstkach pary wodnej w atmosferze i dochodzi do powierzchni od całego sklepienia niebieskiego. Promieniowanie całkowite T - to suma energii promieniowania bezpośredniego i rozproszonego. Natężenie promieniowania docierającego do płaszczyzny poziomej, położonej przy powierzchni Ziemi prostopadle do kierunku padania, można wyliczyć z wzoru Bougu-cra: gdzie: I - wartość stałej słonecznej, p - współczynnik przezroczystości atmosfery, m - liczba mas optycznych atmosfery. Promieniowanie słoneczne w atmosferze ulega osłabieniu wskutek ekstynkcji, której przyczyną jest rozpraszanie i pochłanianie przez powietrze. Ekstynkcję można opisać wzorem (2.1.1.). Masa optyczna m atmosfery to warstwa, którą przenikają promienie słoneczne, zanim dotrą do powierzchni Ziemi. Jednostką masy optycznej jest grubość warstwy powic- 38 400 zachmurzenie [%] Ryc. 2.1. Całkowite promieniowanie słoneczne w czerwcu i w grudniu na wysokości 1000--3000 m n.p.m. w Alpach (Austria) w zależności od stopnia zachmurzenia (według F. Sauberera i 1. Dirmhim, 1958) trza, jaką pokonują promienie słoneczne przy zenitalnym położeniu Słońca i wtedy m=l. Jeżeli uwzględni się wpływ wysokości, na której leży płaszczyzna prostopadła do wiązki promieni słonecznych to zmienia się masa optyczna atmosfery. Przedstawia to tab. 2.1. Dostawa energii promienistej od Słońca jest zależna od długości dnia, określonej jako liczba godzin i minut pomiędzy wschodem i zachodem Słońca. Na półkuli północnej najdłuższym dniem jest 21 czerwca, a najkrótszym dniem - 21/22 grudnia (na półkuli południowej odwrotnie). Terminem równonocy wiosennej (na półkuli południowej jesiennej) jest 21 marca, a termin równonocy jesiennej - 22/23 września (na półkuli południowej - daty równonocy wiosennej). Teoretycznie, z roczników astronomicznych można wyznaczyć uslonecznienie możliwe dla każdego punktu na Ziemi. W praktyce, wskutek zachmurzenia różnego w każdym badanym miejscu na Ziemi, określa się instrumentalnie uslonecznienie rzeczywiste, mniejsze (w niezwykle rzadkich przypadkach równe) od możliwego. Stosunek usłonecznienia rzeczywistego do możliwego to uslonecznienie względne, często stosowany wskaźnik dopływu energii słonecznej do powierzchni ziemskiej. W miarę wzrostu długości drogi w atmosferze (liczby mas optycznych) większa część promieniowania dociera jako rozproszone. Liczne badania pionowego rozkładu energii słonecznej (wiązki promieniowania bezpośredniego) były prowadzone od czasu wynalezienia solarymetrów (ówczesna nazwa: bolómetry), tj. od około roku 1875. Zdawano sobie sprawę z tego, że pomiary natężenia bezpośredniego promieniowania słonecznego 39 Tabela 2.1 WPŁYW WYSOKOŚCI N.P.M. NA WARTOŚĆ BEZPOŚREDNIEGO PROMIENIOWANIA SŁONECZNEGO W IDEALNEJ ATMOSFERZE Wysokość 90° 30° 19.3° 9,3" Wysokość powierzchni Słońca izobarycznej Liczba mas 1 2 3 4 (hPa) (metry) optycznych in 1233 1136 1064 914 1000 110 Natężenie 1258 1178 1113 976 750 2480 promieniowania 1288 1227 1173 1053 500 5574 (W.m') 1358 1347 1338 1323 górna granica powinny być wykonywane na górnej granicy atmosfery, aby uniknąć wyliczania strat na rozpraszanie przez parę wodną i aerozole. Wobec tego często prowadzono je w wysokich górach, gdzie atmosfera wydawała się bardzo czysta. Przykładowo: w Alpach francuskich pomiary aktynometryczne prowadził J. Violle w roku 1875; na Mt. Whitney w Kalifornii - S.P. Langley w latach 1882-1884; na szczycie Tcidc (3683 m, na Tcncry-fie) - geofizyk szwedzki A.K. Angstrom w roku 1900; na Małym Araracie (3800 m) -D.F. Niezdjuriow w roku 1907. Do tej pory Amerykanie używają jednostki dopływu energii promienistej na określoną powierzchnię zwanej od nazwiska uczonego lang-leyem. Rezultatem tych badań aktynometrycznych było wyznaczenie stałej słonecznej. Obecnie wartość stałej słonecznej (IJ przyjmuje się za mieszczącą się w granicach 1380— -1350 W.m² (1,94 cal/cm².min). Stwierdzono, że w warunkach górskich nic ulega zmniejszeniu absoipcja promieniowania i rozpraszanie przez parę wodną i aerozole. Jednakże najwięcej pary wodnej w troposferze znajduje się poniżej powierzchni izobarycznej 700 hPa i dlatego do niższych warstw troposfery dociera znacznie zmniejszona dawka promieniowania bezpośredniego. Ciemnoniebieska, niekiedy granatowa barwa nieba w wysokich górach jest spowodowana mniejszą miąższością atmosfery i znacznie mniejszym rozpraszaniem promieniowania widzialnego i ultrafioletowego w atmosferze wysokogórskiej, właśnie z powodu małej ilości pary wodnej i aerozoli. 2.2. Albedo, promieniowanie odbite i bilans (saldo) promieniowania Część dopływającej energii promienistej jest odbijana od powierzchni na którą pada, zgodnie ze stosunkiem energii odbitej do padającej określonym przez albedo A. Wartość albeda naturalnych powierzchni jest bardzo różna (tab. 2.2). Albedo zmienia się zarówno w ciągu doby (szczególnie powierzchni wodnych), jak i w ciągu roku. W górach zmienia się pokrycie podłoża, wraz ze zmieniającą się barwą i gęstością szaty roślinnej oraz poja 40 wianiem się pokrywy śnieżnej. Zmierzona zmiana albeda wynosi na Kaukazie od 0,28 na wysokości 2130 m do 0,74 na wysokości 5300 m. Ogólnie - zmiana albeda wraz z wysokością kształtuje się w granicach kilkudziesięciu procent, a jednocześnie z jego zmianą różnicuje się ilość promieniowania odbitego. Np. w polskich Karpatach w styczniu promieniowanie odbite na obszarach bezleśnych rośnie dość równomiernie od 49 MJ.m ² u podnóży do 100 MJ.m⁻² na szczytach, podczas gdy w lipcu bardzo się zmienia w profilu pionowym - od 118 MJ.m ² na dole poprzez 88 MJ.m ² na poziomie 1800 m do 138 MJ.m ² na najwyższych szczytach. WARTOŚĆ ALBEDA POWIERZCHNI NATURALNYCH Rodzaj powierzchni Albedo tt Chmury wysokie 0,50-0,60 Chmury kłębiaste 0,50-0,65 Chmury deszczowe grube 0,80-0,90 Świeży śnieg 0,95 Zleżały śnieg 0,40-0,55 Lód lodowcowy 0.20-0,40 Lita skała 0,12-0,15 Granit 0,29-0,31 Piasek 0,28-0,38 Woda 0,03-0,10 Bagno 0,15 Las liściasty 0,10-0,20 Las iglasty 0,05-0,15 Trawa długa (1 m) 0,16 Trawa krótka (0.02 m) 0,26 Bilans to wynik rachunku zysków i strat. Bilans promieniowania krótkofalowego Qₛ można obliczyć na podstawie wzoru (oznaczenia wg S. Baca, M. Rojka, 1999): Q=T-R (2.2.1.) gdzie: T - natężenie promieniowania całkowitego. R - natężenie promieniowania odbitego. Równanie bilansu (salda) promieniowania, które jest powszechnie używane w meteorologii i klimatologii, daje możliwość wyliczenia różnicy między przychodem i rozchodem ciepła drogą promieniowania. Wzór (2.2.1.) dotyczy dopływu wiązki promieni słonecznych na powierzchnię prostopadłą do kąta padania promieni, czyli określa wartość 41 promieniowania krótkofalowego, natomiast przy obliczaniu bilansu promieniowania powinno się jeszcze uwzględniać promieniowanie długofalowe atmosfery, które określa tzw. promieniowanie efektywne. Jest ono definiowane jako różnica między własnym promieniowaniem Ziemi (I ) i zwrotnym promieniowaniem atmosfery (IJ. Wobec tego równanie bilansu (salda) promieniowania długofalowego promieniowania Q, należy napisać: (2-2.2.) gdzie: Q, - saldo promieniowania długofalowego, I - natężenie promieniowania emitowanego przez powierzchnię Ziemi, 1 - natężenie promieniowania emitowanego przez atmosferę w kierunku Ziemi. Przepływ strumieni promieniowania długofalowego odbywa się zarówno w dzień, jak i w nocy. Przy bezchmurnym niebie w nocy jego straty są duże i podłoże szybko ochładza się. Chmury na nieboskłonie, także zbocza dolin i liczne „przedmioty terenowe” jak drzewa, turnic, iglice skalne, zmniejszają straty promieniowania długofalowego, bowiem podłoże zostaje dodatkowo napromieniowane przez te obiekty przesłaniające horyzont. Ilość wysyłanego promieniowania przez te obiekty zależy od jej położenia nad horyzontem i wysokości, maleje wraz ze wzrostem odległości od podłoża. Badania wielkości napromieniowania powierzchni przez obiekty terenowe w porównaniu z wielkością napromieniowania przez atmosferę swobodną wykazały, że wielkości te mają się do siebie w stosunku 1 do 0,75. Duży wpływ na promieniowanie zwrotne atmosfery wywiera również zachmurzenie nieba. Przy niebie zachmurzonym w połowie strata promieniowania wynosi 1/3 promieniowania przy niebie bezchmurnym, a przy całkowitym zachmurzeniu strata ta wynosi już tylko 1/5. Pewne znaczenie może mieć także wysokość podstawy chmur nad podłożem. Przy niskich chmurach, zamgleniu i mgle strumień promieniowania długofalowego może być skierowany w dół. Wystąpi dodatni przepływ promieniowania długofalowego. Są to jednak wyjątkowe przypadki, bowiem normalnie saldo promieniowania w nocy ma wartość ujemną. Strata energii cieplnej jest tym większa, im bardziej nagrzane było podłoże w ciągu dnia, im bardziej chłodne powietrze i mniej zanieczyszczone powietrze napłynie nad stoki (F. Schnelle, 1968). Wpływ zachmurzenia na wielkość nocnych strat promieniowania przedstawiony jest w tab. 2.3. Promieniowanie emitowane przez przeszkody terenowe, które nie dochodzi do podłoża, zostaje pochłonięte przez atmosferę górską. Powoduje to, że bilans promieniowania NOCNA STRATA PROMIENIOWANIA DŁUGOFALOWEGO W ZALEŻNOŚCI OD STOPNIA ZACHMURZENIA [W %] (WG F. SAUBERERA; ZA F. SCHNELLEM. 1968) Stopień zachmurzenia 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Procentowa strata 100 95 90 82 75 68 60 50 42 30 18 promieniowania 42 stoków nie odbiega bardzo znacząco od bilansu promieniowania na płaszczyźnie poziomej. Porównawcze wielkości bilansu przedstawione są w tab. 2.4. (F. Schnelle, 1968). Tabela 2.4. PROCENTOWE WARTOŚCI BILANSU PROMIENIOWANIA NA STOKACH O RÓŻNYM NACHYLENIU (WG F. SAUBERERA I 1. D1RMHIRN; ZA F. SCHNELLEM. 1968) Nachylenie stoku (°) 10 20 30 40 50 Bilans promieniowania (%) 99 95 90 83 73 Równanie całkowitego bilansu (salda) promieniowania Q można wyliczyć, podstawiając do wzoru (2.2.3.) wyliczone wartości bilansu promieniowania krótkofalowego (2.2.1.) i długofalowego (2.2.2.): Q = QS+Q, (2.2.3.) Ogólne wnioski z badań nad dopływem promieniowania krótkofalowego i długofalowego w warunkach górskich, wynikające z badań terenowych, zostały potwierdzone w późniejszych symulacjach komputerowych (R. Barry, 1981; C.D. Whiteman, 2000). Do najważniejszych z nich należą stwierdzenia: - dopływ bezpośredniego promieniowania słonecznego zwiększa się z wysokością, podczas gdy promieniowanie rozproszone maleje, - promieniowanie efektywne wzrasta, ale tylko do określonej wysokości (około 3000 m), powyżej maleje, - wraz z wysokością zwiększają się różnice między promieniowaniem krótkofalowym w dzień i długofalowym w nocy, - wraz z wysokością rośnie zróżnicowanie promieniowania w miejscach nasłonecznionych i zacienionych, - wraz z wysokością zwiększa się udział promieniowania ultrafioletowego, od 1,8 do 2,5 razy (zależnie od długości fali) na wysokości około 4 km. Wysokie partie gór pokryte śniegiem i powierzchnie lodowców (bez moren) mają wysokie albedo. Dochodzi więc konieczność uwzględnienia wiązki promieniowania odbitego od nich, również od chmur do których może trafić ta wiązka. Poniższe równanie (E. Linacre, 1992) pozwala uwzględnić ten rodzaj promieniowania krótkofalowego Qₛ/Qw = 1 + A .as + (A. as)² + (A .as)³ +......etc. (2.2.4.) gdzie: A - albedo podłoża, as - promieniowanie odbite od nieba, Q - współczynnik odbicia. 43 2.3. Związek wysokości, nachylenia i ekspozycji stoków z natężeniem promieniowania i wielkością usłonecznienia na obszarach górskich Łatwo można wywnioskować, że bezpośrednie promieniowanie słoneczne wzrasta z wysokością. Intensywne badania terenowe i studia porównawcze wykazały, że powyżej 3 km wzrost promieniowania całkowitego wynosi około 7-10% na 1 km pod pogodnym niebem i 9-11% na 1 km pod zachmurzonym niebem (R. Barry, 1981). Prostą konsekwencją wzrostu promieniowania bezpośredniego z wysokością jest zmniejszanie się promieniowania rozproszonego. Udział promieniowania rozproszonego jako składowej w równaniu promieniowania całkowitego jest dość różny, zależny oczywiście od wielkości zachmurzenia i może wynosić 50-55% wartości promieniowania całkowitego. Według wyników pomiarów prowadzonych w obserwatorium na górze Sonnblick (Wysokie Taury, 3106 m n.p.m) promieniowanie rozproszone w pochmurnym maju wynosiło 70% całkowitego, a w słonecznym październiku - 32% całkowitego (R. Barry, 1981). W wysokich górach, których górne partie są pokryte wiecznymi śniegami i lodowcami, wiązka promieniowania bezpośredniego ulega rozproszeniu i różnokierunkowym zmianom wskutek wielokrotnego odbicia od pyłu śnieżnego, kryształków lodu w atmosferze i odbicia od często bardzo nierównomiernej powierzchni pokrywy lodowej i śnieżnej. A więc geometria dopływu promieniowania całkowitego do powierzchni stoków jest ogromnie skomplikowana. Wielką rolę w napromieniowaniu stoków (irradiacji) odgrywa ekspozycja stoków. Ten wpływ jest bardzo duży, zwłaszcza przy małych wysokościach Słońca, czyli w wysokich szerokościach geograficznych i w porze zimowej w szerokościach umiarkowanych. Istotną wartościąjcst także kąt nachylenia stoków, szczególnie gdy dotyczy to gór wysokich, gdzie nachylenie nierzadko bardzo długich stoków zmienia się nader często w terenie. Do obliczenia wartości względnej dopływu promieniowania bezpośredniego przy uwzględnieniu zmieniającej się wysokości Słońca, nachylenia i ekspozycji stoków przydatny jest wzór: cos I = cos S cos Z@ + sin S sin Z@ cos (A - AJ (2.3.1.) gdzie: l - kąt między promieniami Słońca a normalną do stoku, Zₛ - odległość zenitalna Słońca (90° - hₒ), S - kąt nachylenia stoku (między pionem a normalną do stoku), - azymut Słońca, A - azymut głównego spadku stoku (ekspozycja). cos Z@ = sin 6Q sin cp + cos 5@ cos tp cos t@ (2.3.2.) gdzie: (p szerokość geograficzna, 5 - deklinacja Słońca, p - kąt godzinny Słońca. 44 Zróżnicowanie procentowe promieniowania bezpośredniego na szerokości geograficznej północnej 49°30’ (równoleżnik przechodzący przez Polskie Karpaty) w zależności od wysokości Słońca (h = 20°, 40° i 60°) na stoki o różnym nachyleniu i ekspozycji przedstawiają ryc. 2.2., 2.3., 2.4. W rzeczywistości taki idealny dopływ promieniowania nie ma miejsca. Głównym czynnikiem zakłócającym ten obraz jest rozkład zachmurzenia. Jest to trudno przewidywalny element meteorologiczny, określany zresztą głównie na podstawie nie zawsze dokładnych obserwacji wizualnych. Zachmurzenie jest często zestawiane łącznie z usłonecznieniem, które wyrażane jest liczbą godzin słonecznych w ciągu dnia. Prosty przyrząd, ale wystarczająco dokładnie mierzący usłonccznicnic (z dokładnością do 6 minut), zwany heliografem, pozwala dość dobrze wyliczyć liczbę godzin ze Słońcem w danym punkcie i wyznaczyć w piętrach górskich strefy mniej i bardziej słoneczne (rozdział 7). Pionowy profil liczby godzin ze Słońcem jest dość zróżnicowany i bardzo zależny od strefy klimatycznej. Często używa się wskaźnika zwanego usłonecznieniem względnym, tj. stosunku liczby godzin rzeczywistych do możliwych. Tc ostatnie liczone są dla każdego dnia w roku osobno, od wschodu do zachodu Słońca. W Karpatach Zachodnich sumy roczne usłonecznicnia wynoszą od 1480 do 1500 godzin u podnóży i w dolnych częściach, około 1100 do 1200 godzin w środkowych piętrach, a na najwyższych szczytach przekraczają 1700 godzin. ekspozycja stoków Wysokość Słońca = 20 stopni Ryc. 2.2. Zróżnicowanie bezpośredniego promieniowania słonecznego padającego na powierzchnię stoków górskich o nachyleniu od 10° do 80°, o różnej ekspozycji, na szerokości geograficznej 49°30’N, przy wysokości Słońca h=20°. Oś pozioma - ekspozycja stoku, oś pionowa - udział procentowy promieniowania * 100%, legenda - kąt nachylenia stoku w stopniach 45 Ryc. 2.3. Zróżnicowanie bezpośredniego promieniowania słonecznego padającego na powierzchnię stoków górskich o nachyleniu od 10° do 80°, o różnej ekspozycji, na szerokości geograficznej 49°30’N, przy wysokości Słońca h=40°. Oś pozioma - ekspozycja stoku, oś pionowa - udział procentowy promieniowania * 100%, legenda - kąt nachylenia stoku w stopniach Wysokość Słońca - 60 stopni Ryc. 2.4. Zróżnicowanie bezpośredniego promieniowania słonecznego padającego na powierzchnię stoków górskich o nachyleniu od 10° do 80°, o różnej ekspozycji, na szerokości geograficznej 49°30’N, przy wysokości Słońca h=60°. Oś pozioma - ekspozycja stoku, oś pionowa - udział procentowy promieniowania * 100%, legenda - kąt nachylenia stoku w stopniach 46 Przy wysokości Słońca 60° (i zbliżonej wysokości), tj. w lecie, stoki północne są w nieco korzystniejszej sytuacji (ryc. 2.4.), ale w zimie, przy niskim położeniu Słońca (ryc. 2.2.), dopływ promieniowania na stoki północne jest prawie zerowy. Względny zysk lub strata w dopływie promieniowania najmniej zaznacza się w lecie i rośnie w miarę zbliżania się do połowy zimy. W tej szerokości geograficznej (na półkuli północnej!) południowa ekspozycja daje wzrost natężenia promieniowania o około 3% w połowic lata, o 29% w momentach równonocy wiosennej i jesiennej i o 93% w połowie zimy. Północna ekspozycja stoku zmienia znacznie dopływ promieniowania odpowiednio o około 14% w lecie, 39% w momentach równonocy i o 97% w zimie. Na stokach wystawionych na południe wzrost promieniowania jest większy niż wzrost związany z położeniem w niższej szerokości geograficznej. Taki wpływ ekspozycji stoku jest określany jako równoważnik szerokości geograficznej (PR. Crowc, 1987). Zróżnicowanie dopływu ilości energii promienistej wraz z szerokością geograficzną jest bardzo duże w różnych porach roku, a więc i określenie wpływu ekspozycji nie może być jednoznaczne. W obszarach górskich o dużej irradiacji, ekspozycja stoków staje się najważniejszym wyróżnikiem klimatu lokalnego, a także jest przydatna do określania warunków życia charakterystycznych zbiorowisk roślinnych. Stoki zacienione mogą otrzymywać tylko promieniowanie rozproszone, przy czym tracą szybko energię cieplną. Nic więc dziwnego, że w zacienionych miejscach na stromych stokach zalega dłużej śnieg i pokrywa śnieżna i wolniej zachodzi proces parowania. 2.4. Wartości natężenia promieniowania Wraz z wysokością rośnie natężenie promieniowania bezpośredniego, maleje promieniowanie rozproszone, a więc tym samym rośnie natężenie promieniowania całkowitego. Wyliczone sumy roczne na podstawie pomiarów w polskich Karpatach zmieniają się od 3662 MJ.m ² u podnóża gór do 4144 MJ.m ² w partiach szczytowych. Średni wzrost sum promieniowania całkowitego wynosi 20 MJ.m :/100 m. Wzrost promieniowania obserwuje się od października do kwietnia w całym profilu pionowym. W porze ciepłej -od maja do września - wartości promieniowania całkowitego mają inny rozkład, mianowicie zmniejszają się od podnóży gór do poziomu 1500-1800 m i dopiero powyżej tego piętra sumy rosną. Wartości sum promieniowania bezpośredniego, odbitego i całkowitego, wyliczone według pomiarów na stacjach aktynometrycznych w Karpatach polskich, zaczerpnięto z pracy Z. Oleckiego (1989) i B. Obrębskicj-Starklowcj et al. (rozdział Klimat w opracowaniu zbiorowym, 1995). Wartości te są obliczane w stosunku do powierzchni poziomej. Jak już zaznaczono powyżej, uwzględnienie zmieniającego się wzdłuż linii stoku kąta jego nachylenia, zmieniającej się ekspozycji w przekroju poprzecznym stoku oraz dodatkowo - zmieniającego się albeda, należy do niełatwych zadań. Szczególne trudności sprawia sporządzanie map dopływu promieniowania, gdyż każda z takich map musi być sporządzona na określoną godzinę i datę. Obecnie wykreślane są takie mapy z danych przetwarzanych komputerowo według wypracowanych modeli. Sposób konstrukcji takiej mapy 47 przytacza R. Barry (1981). Mapa ta przedstawia teoretyczny dopływ promieniowania między wschodem Słońca a godziną 10.00, z uwzględnieniem nachylenia i ekspozycji stoków Mt. Wilhelm na Nowej Gwinei. Dodatkowo, w procedurze obliczeniowej uwzględniono współczynnik przezroczystości atmosfery oraz wskaźnik osłonięcia horyzontu przez sąsiednie góry. Przykład względnie prostego modelu dopływu promieniowania dla obszaru Węgier, zastosowanego do skonstruowania mapy, podają autorzy A. Rimoczi-Paal i R. Randra-mampianina (1996). Wykorzystano tu wartości bilansu promieniowania przy zastosowaniu zdigitalizowanych obrazów z satelity METEOSAT i map synoptycznych. Wykresy obrazujące teoretyczne natężenie promieniowania w W.m ² na 40° szerokości geograficznej północnej, na stokach o różnym nachyleniu (od 0 do 90°) i o ekspozycji od N - W - E do S, w różnych godzinach, w dniu roku najkrótszym, najdłuższym i w dniach równonocy, są zawarte w pracy C.D. Whitemana (2000). Autor ten podaje również algorytmy, według których można wyliczyć natężenie promieniowania słonecznego. Zastosowanie elektronicznej techniki obliczeniowej, obrazów satelitarnych, specjalnie skonstruowanych programów, umożliwia „uchwycenie” promieniowania na różnych poziomach izobarycznych w atmosferze swobodnej i na różnie nachylonych i eksponowanych terenach górskich, i tylko tą drogą można otrzymać wartości liczbowe ogromnie często zmieniającego się natężenia promieniowania. Wobec braku pomiarów aktynometrycznych na dużych wysokościach stosuje się więc różne metody pośrednie do wyliczenia wartości promieniowania, które oprócz geometrycznych związków zachodzących pomiędzy wysokością Słońca, nachyleniem i ekspozycją stoku uwzględniają także kąt odbicia promieniowania od otaczających stoków, często o bardzo różnym pokryciu - przez pokrywę śnieżną, lodową lub litą skałę. Konkretne miejsca w górach mają różne osłonięcie linii horyzontu, co wpływa na wielkość promieniowania odbitego. Wszystkie te dodatkowe składowe bilansu promieniowania dla obszarów górskich pozwalają zrozumieć, dlaczego bardzo rzadko pojawiają się w opracowaniach klimatologicznych mapy przedstawiające rozkład promieniowania w obszarach górskich. Ekspozycja i nachylenie stoków są bardzo istotne nic tylko przy rozpatrywaniu pojedynczych wzniesień, lecz także dla ogólnych warunków klimatycznych całych pasm górskich, a wśród nich kompleksów form wypukłych i wklęsłych. W zależności od równoleżnikowego lub południkowego usytuowania takich kompleksów, warunki oświetleniowe i irradiacyjne będą mniej lub bardziej sprzyjające dla rozwoju bardzo nietypowych form lodowcowych, niwalnych, nawet morfologicznych (np. grzyby skalno-lodowe na lodowcach), a także wpływające na osadnictwo i działalność człowieka w obszarach górskich. 48 2.5. Bilans cieplny w obszarach górskich Bilans cieplny na terenach górskich jest wyliczany według znanego równania odnoszącego się do powierzchni płaskich. ± Q ± G ± A ± LE = 0 (2.5.1.) gdzie: Q - równanie salda promieniowania (całkowity bilans promieniowania), A - strumień ciepła jawnego, G - strumień ciepła z wymiany z podłożem, LE - strumień ciepła utajonego, pochodzącego z przemian fazowych wody. (oznaczenia wg S. Baca, M. Rojka, 1999) Największy udział w przepływie energii cieplnej ma oczywiście zbilansowany dopływ promieniowania krótkofalowego i długofalowego (Q), wyliczony przy zastosowaniu równania bilansu promieniowania (2.2.2.). Przy dodatnich wartościach Q (w ciągu dnia), przy braku parowania (-LE) energia cieplna zużywana jest na ogrzewanie podłoża (-G) i atmosfery (-A). Przy braku ogrzewania podłoża, energia cieplna zostaje zużyta na parowanie (-LE) i ogrzewanie powietrza. Równanie bilansu cieplnego ma wtedy postać: Q - G - A - LE = 0 (2.5.2.) W nocy, przy braku strumieni promieniowania krótkofalowego od Słońca, równanie bilansu cieplnego kształtuje się następująco: -Q + G + A + LE = 0 (2.5.3.) Brak dopływu energii cieplnej (-Q) przekształconej z energii promienistej od Słońca powoduje ochłodzenie podłoża. Następuje jednak przepływ energii z ogrzanej powierzchni (+G) do najniższej warstwy atmosfery i od tej warstwy w kierunku podłoża (+A). Dodatkowo, gdy wystąpi kondensacja pary wodnej zawartej w powietrzu, do atmosfery dopłynie strumień energii z tej przemiany fazowej wody (+LE). W podrozdziale 2.3. wskazano na trudności w zbilansowaniu dopływu promieniowania w skomplikowanym górskim terenie. Najbardziej sensowne jest używanie modeli do konstrukcji map i wyliczeń wartości dopływu ciepła do atmosfery górskiej, przy zastosowaniu układów równań, uwzględniających wskazane właściwości fizyczne atmosfery i geometrię składowych bilansu promieniowania. Przychód i rozchód promieniowania długofalowego są wyliczane w odniesieniu do atmosferycznej warstwy granicznej (ABL - almospheric boundary layer). Jest to najniższa warstwa atmosfery, w której temperatura i wilgotność są zależne od przenoszenia ciepła i pary wodnej do i od powierzchni podłoża. Warstwa ta jest ogrzewana przez ciepło skierowane do góry w ciągu dnia i oziębiana przez transfer ciepła z atmosfery do podłoża w ciągu nocy. Przepływ wilgoci między atmosferą a gruntem powoduje osuszanie powietrza, gdy para wodna skrapla się na powierzchni gleby, skał czy roślin. Warstwa 49 graniczna w warunkach atmosfery górskiej ma bardzo różną miąższość - od zaledwie 100 m do 1000 m, a nawet 3000 m ponad podłożem. Jest silnie zależna od tarcia powierzchniowego. Badania terenowe i teoretyczne struktury termicznej warstwy granicznej wykazały dużą jej niestabilność w ciągu pogodnego dnia. Zasięg jej może się zmieniać także na niewielkiej odległości, w zależności od powstających prądów konwekcyjnych, tak częstych w obszarach górskich. W godzinach nocnych warstwa graniczna odznacza się większą stabilnością. 50 ROZDZIAŁ 3 Zmiana ciśnienia atmosferycznego z wysokością i atmosfera górska Wszystkie cechy fizyczne atmosfery ziemskiej opisywane są w odniesieniu do tzw. atmosfery standardowej. Jest to pojęcie teoretyczne, bowiem taka atmosfera, która ma jednolite właściwości fizyczne w całym przekroju pionowym, w rzeczywistości nic istnieje. W pracach meteorologicznych używa się także pojęć - „atmosfera standardowa ICAO” (ICAO - International Civil Aviation Organization) oraz „atmosfera standardowa ICAN” (International Commision for Air Navigation), które zostały wprowadzone dla potrzeb praktycznych, głównie komunikacji lotniczej. Założenia atmosfery standardowej są następujące: - skład chemiczny powietrza atmosferycznego nie ulega zmianie z wysokością, - ciśnienie na poziomie morza przy temperaturze 288 K. wynosi 1013,25 hPa, - pionowy gradient ciśnienia jest idealizowaną krzywą (zgodną z wyliczeniami teoretycznymi), - pionowy gradient temperatury wynosi 6,5K/1 km do wysokości 11 km i od tego poziomu temperatura obniża się do 217 K, czyli powietrze do wysokości tropopauzy nic zawiera pary wodnej. 3.1. Spadek ciśnienia powietrza z wysokością W przekroju atmosfery na różnych wysokościach n.p.m. są wyróżniane pola ciśnienia atmosferycznego opisywane przez powierzchnie izobaryczne, wyznaczane przez jednakowe wartości ciśnienia. Zmiana ciśnienia wraz z wysokością w powietrzu chłodnym jest większa niż w powietrzu ciepłym, co oznacza, że powierzchnie izobaryczne w szerokościach niższych, w powietrzu ciepłym, będą położone wyżej. W atmosferze podzwrotnikowej ciśnienie jest około 15 hPa wyższe na poziomie 3000 m i około 20 hPa wyższe na poziomic 5000 m niż na tych samych wysokościach w atmosferze polarnej. Nad obszarami polarnymi powierzchnie izobaryczne są do siebie zbliżone, natomiast w niższych szerokościach geograficznych są od siebie oddalone. W celu określenia chwilowego stanu rozkładu ciśnienia w atmosferze, wykreślane są mapy bezwzględnej topografii barycznej (od poziomu morza) i względnej topografii (od poziomu 1000 hPa). Otrzymany w ten sposób układ wyżów i niżów jest podstawą map synoptycznych. Okazuje się, że łańcuchy górskie bardzo zakłócają podstawowe modele rozkładu ciśnienia atmosferycznego, przede wszystkim poprzez silną modyfikację przepływów powietrza, zwłaszcza gdy góry odznaczają się znaczną wysokością i długością. 51 Zmienia się położenie powierzchni izobarycznych, zaburzona zostaje prędkość przepływu powietrza, co prowadzi często do powstania układów ciśnienia takich, które nie utworzyłyby się, gdyby nie istniały łańcuchy górskie. Znakomitym przykładem może być proces tworzenia się niżów i wyżów po zawietrznej stronie gór, tzw. cyklogcneza i anty-cyklogeneza po zawietrznej (rozdział 5.4.). W dolnej części atmosfery wyznaczono standardowe poziomy (w metrach geopo-tencjalnych gpm) powierzchni izobarycznych o wartościach: 1000, 850, 700, 500, 300 hPa. Jak powiedziano powyżej, wysokość położenia tych powierzchni zależy od temperatury powietrza. I tak w powietrzu chłodnym powierzchnia np. 700 hPa leży na wysokości 2849 m, w powietrzu ciepłym - na wysokości 3175 m n.p.m (tab. 3.1.1). Według pomiarów aerologicznych (w latach 1991-1998) na stacji w Warszawie, Wrocławiu i Popradzie średnia wysokość powierzchni izobarycznej 700 hPa wynosiła: w Warszawie 3003 gpm, we Wrocławiu 3016 gpm, a w Popradzie 3023 gpm. Położenie wyższych powierzchni (500 i 300 hPa) wskazywało również na ich podniesienie się w kierunku południowym od 5 do około 50 gpm/100 km odległości (R. Bąkowski, 2001). Prawie cała (aż 98%) atmosfera standardowa jest zawarta między poziomami na wysokości 85 i 30 260 m. Najbardziej aktywna część atmosfery ma miąższość około 30 km, a więc wszystkie najwyższe wzniesienia górskie i wyżyny na świecie mieszczą się w tej warstwie i to poniżej tropopauzy. Warto pamiętać o tym, że na najwyższym szczycie Ziemi, Mt. Evereście (8850 m n.p.m.) średnie ciśnienie wynosi około 314 hPa, a więc tylko 31% pionowego przekroju masy atmosfery znajduje się ponad nim. Nie jest to miejsce, w którym organizm człowieka może egzystować. Jedynie długotrwała aklimatyzacja może sprzyjać krótkotrwałemu pobytowi człowieka w tak rozrzedzonym powietrzu (rozdział 12). Średnia roczna wartość ciśnienia na szczycie Cristo Redentor, 3829 m n.p.m. Tabela .3.1.1 WYSOKOŚĆ POWIERZCHNI IZOBARYCZNYCH W ATMOSFERZE STANDARDOWEJ, CHŁODNEJ I CIEPŁEJ (P.R. CROWE, 1987) Atmosfera Powierzchnia 1 .standardowa 2.chłodna 3. ciepła izobaryczna T=288K T=273 K T=3O3 K T na poziomie morza hPa m m m 1000 111 105 117 900 988 935 1041 800 1949 1845 2053 700 3012 2849 3175 600 4206 3975 4437 500 5574 5263 5885 400 7185 6777 7593 300 9164 8631 9697 52 w Andach Argentyńskich, wynosi 640 hPa (W. Schwcrdtfcgcr, 1976, World Survey of Climatology vol. 12) P.R. Crowe (1987) proponuje podział atmosfery standardowej, obejmującej całą tro-posferę i tylko częściowo wkraczającą w stratosferę, na dziewięć „dekasfer”, o zmieniających się wraz z wysokością wartościach ciśnienia, gęstości i temperatury (tab. 3.1.2.). W ten sposób można ułatwić badania nad rozkładem ciśnienia w górach wysokich, a także badania biometeorologiczne dotyczące wpływu niskiego ciśnienia na życie i działania człowieka w wysokich górach. Tabela 3.1.2. CECHY FIZYCZNE DZIEWIĘCIU DEKASFER ATMOSFERY STANDARDOWEJ (WG CROWE’A) Górna granica każdej warstwy Dekas tera ciśnienie temperatura wys. Grubość Średnic temp. Średnia n.p.m. warstwy gęstość hPa UC UK km km °C °K kg/nr' Dziewiąta 101 -55.0 218 16.15 4,42 -55,0 218 0,24 Ósma 203 -55,0 248 11,73 2,66 -51,0 222 0,40 Siódma 304 -44,0 229 9,07 1,98 -37,5 236 0,52 Szósta 405 -31,0 242 7,09 1,62 -26,0 247 0,64 Piąta 507 -20,5 252,5 5,47 1,37 -16,0 257 0,76 Czwarta 608 -12,0 261 4,10 1,19 -8.0 265 0,86 Trzecia 709 -4.0 269 2,91 1,07 -0,5 272 0.97 Druga 811 3.0 276 1,84 0.96 6,0 279 1.07 Pierwsza 912 9,5 282,5 0,88 0,88 12.0 285 1.18 Poziom 1013.25 15,0 288 1.225 morza Można także od razu zorientować się, jakie parametry fizyczne są właściwe w danej dekasferze. Powierzchnie izobaryczne, oddzielające poszczególne dckasfcry, są pochylone od strony cieplejszego powietrza w kierunku powietrza chłodnego pod kątem rosnącym z wysokością. Największe różnice ciśnienia występują pomiędzy 6 a 12 kilometrem wysokości. Spadek ciśnienia z wysokością dokonuje się zgodnie ze skalą logarytmiczną i zgodnie z tym, co przedstawiono powyżej - jest wolniejszy w powietrzu cieplejszym. Odnosi się to do warstwy powietrza, w której zmiany temperatury zachodzą adiabatycznie, co w praktyce oznacza stan równowagi stałej tej warstwy. Ściśliwość gazów atmosferycznych powoduje mnóstwo komplikacji w ustalaniu stratyfikacji w atmosferze, gdyż powietrze może otrzymać dodatkowe ilości ciepła poprzez dostarczanie energii cieplnej z podłoża lub może otrzymać dostawę pary wodnej, co zmienia pionowy gradient termiczny i gęstość powietrza. Wpływ tarcia o podłoże lub zmiana lepkości warstwy powietrza (tarcia wewnętrznego) może prowadzić do zmiany procesów osiadania czy wznoszenia się powietrza, co spowoduje zmianę kierunku przepływu strumieni powietrza. Od 53 razu trzeba przypomnieć, że gęstość i temperatura powietrza są funkcją ciśnienia, a ustalenie temperatury i równowagi wewnętrznej w atmosferze jest dość skomplikowane i w praktyce niemożliwe do wyliczenia w danym momencie. W tym celu wprowadzono pewną teoretyczną wielkość - temperaturę potencjalną (0). Jest to umowna temperatura elementarnej objętości powietrza przemieszczonej suchoadiabatycznie od poziomu o ciśnieniu p do poziomu o ciśnieniu pₒ=1000 hPa. 0 = T (1000/p)R/Cp (3.1.1.) gdzie: T - temperatura powietrza (K), p - ciśnienie powietrza (hPa), R - stała gazowa powietrza suchego, Cp - ciepło właściwe powietrza suchego przy stałym ciśnieniu. Gdy pewna porcja powietrza przemieszcza się adiabatycznie (bez wymiany ciepła z otoczeniem), to jej temperatura potencjalna jest stała, a temperatura molekularna zmienia się. Tę właściwość (teoretyczną) zachowania temperatury potencjalnej wykorzystuje się w praktyce do charakterystyki porównawczej mas powietrza i oceny pionowego przemieszczania określonych części powietrza oraz ustalania się stanu równowagi powietrza. Rozważania te będą kontynuowane w rozdziale o rozkładzie temperatury z wysokością. Spadek ciśnienia z wysokością w atmosferze swobodnej odbywa się zgodnie z prawem barometrycznym (R.M. Goody, J.C.G. Walker, 1978), które sformułowano następująco: gęstość atmosfery i ciśnienie atmosferyczne zmniejszają się e razy zawsze, gdy wysokość wzrasta o jedną skalę wysokości. Skala wysokości (H) - to grubość warstwy powietrza, w obrębie której ciśnienie zmniejsza się e=2,7182 razy. Prawo baromctrycznc w postaci funkcji wykładniczej przedstawia się następująco: Pfz/P«., = e Z" i³-¹-²-) gdzie: p - ciśnienie na wysokości z, p - ciśnienie przy powierzchni Ziemi, H - skala wysokości. Jeśli za z będziemy kolejno podstawiać 0, 1H, 2H, 3H itd., to stwierdzimy, że P₍,/P<ᵤ równa się 1, e ', e'², e ’, itd. Wzór ten jest prawdziwy tylko dla atmosfery izotcrmiczncj, tj. takiej, w której temperatura nie zmienia się z wysokością. Odpowiednie wyliczenia skali wysokości są możliwe przy zastosowaniu wzoru: H = R.T/g (3.1.3.) gdzie: R - stała gazowa powietrza suchego =2.87.10² J kg ¹ K. ', T = 288 K, g - przyspieszenie siły ciężkości =9,81 m.s ². 54 Z tych zależności wynika, że skala wysokości atmosfery H w pobliżu powierzchni Ziemi wynosi 8400 m, a więc w atmosferze na wysokości 8,4 km ciśnienie wynosi tylko około 38%, czyli 100/2,7182 jego wartości przy powierzchni. Warto zwrócić uwagę na to, że jest to wysokość szczytowych stref w łańcuchu Himalajów i Karakorum (ryc. 3.1.). Średni pionowy gradient baryczny blisko powierzchni Ziemi wynosi 13 hPa/100 m. Jakjuż przedstawiono powyżej, największe różnice ciśnienia występują pomiędzy 6 a 12 kilometrem wysokości, zmienia się położenie pól ciśnienia, ale nie wpływa to w bardzo istotny sposób na wielkość gradientu. Przy przebywaniu na dużych wysokościach trzeba jednak pamiętać o tym, że do zagotowania wody, czyli osiągnięcia progu przejścia wody w stan gazu wystarczy temperatura niższa od 100°C, z powodu niższego ciśnienia. Na wysokości 2000 m n.p.m. wystarczy około 93°, na wysokości 3000 m - 90°, a na 4000 m już tylko 87,3°C. Nic więc dziwnego, że w obozach wysokogórskich w Himalajach czy Andach trudno jest ugotować produkty żywnościowe o zbitej konsystencji jak twarde mięso czy fasolę... W warunkach górskich właściwości fizyczne powietrza na poszczególnych poziomach zmieniają się inaczej niż w atmosferze swobodnej. Następuje modyfikacja poziomych przepływów w atmosferze oraz powstają szczególne prądy wskutek ożywie- Ryc. 3.1. Zmiana ciśnienia atmosferycznego z wysokością 55 nia procesów termodynamicznych nad górskimi stokami i wierzchowinami. Zmienia się stratyfikacja atmosfery, tworzą się nowe układy ciśnienia, co w konsekwencji prowadzi do ukształtowania się zróżnicowanych typów pogody w skali synoptycznej (kilku dni) i mozaiki topoklimatów w skali przestrzennej (odległości kilkuset metrów w pionie i kilku kilometrów na tym samym poziomie wysokościowym). Warunki pogodowe szybko i bardzo znacząco mogą być zmieniane pod wpływem wysokości i ukształtowania w obrębie jednego pasma górskiego. 3.2. Atmosfera górska R. Barry (1981) przytacza wyniki rozważań wielu autorów, którzy zgodnie dochodzili do wniosku, żc atmosfera nad obszarem górskim może być izolowana od atmosfery swobodnej. Co więcej, w atmosferze nazwanej „górską” (rye. 3.2.), która może dochodzić do kilkuset metrów grubości, klimatolodzy wyróżnili dalsze składowe części, tj. atmosferę bezpośrednio przylegającą do stoków i atmosferę wypełniającą doliny. Atmosfera „stokowa”, będąca pod silnym wpływem zmieniającego się w ciągu dnia promieniowania słonecznego, podlega nieustannej zmianie właściwości termiczno-wilgot-nościowych. Gdy nastąpi zmniejszenie się warstwy atmosfery górskiej, np. przy silnych wiatrach, to wtedy atmosfera stokowa bezpośrednio przechodzi w atmosferę swobodną. Podczas odpowiednich warunków pogodowych, tj. braku silniejszych wiatrów, atmosfera dolinna i stokowa mogę znacznie się różnić od atmosfery górskiej i swobodnej. Takie zróżnicowanie właściwości może odbywać się sezonowo. W atmosferze dolinnej główną rolę modyfikującą jej właściwości odgrywa turbulencja termiczna i dynamiczna. Ten stosunkowo prosty podział umożliwia wprowadzenie pewnej hierarchii procesów i skali ich wielkości. Może stać się podstawą wydzielania mezoklimatów (topoklimatów) i mikroklimatów, które w bardzo urozmaiconym górskim terenie tworzą praw- 56 dziwą mozaikę klimatyczną, zwykle trudną do przestrzennego odzwierciedlenia (M.M. Yoshino, 1975). 3.3. Przezroczystość atmosfery i widzialność w idealnie czystym powietrzu Powietrze w górach odznacza się mniejszą zawartością aerozoli, także znacznie mniejszą zawartością pary wodnej, a więc współczynnik zmętnienia ma niewielką wartość. W prawie idealnie czystej atmosferze górskiej zasięg widzialności poziomej jest znaczny. Określenie zasięgu widzialności jest możliwe ze szczytowego punktu wyniosłego wzniesienia, przy odpowiednich warunkach pogodowych (pogodzie słonecznej i braku wiatru), najlepiej, gdy wzniesienie znajduje się stosunkowo blisko morza. Poniższe wzory (J. Mietelski, 2001) pozwalają wyliczyć odległość widzenia w zależności od wysokości punktu, na który się wspięliśmy: a = 3,óVh (3.3.1) a’ = 3,9< (3.3.2) gdzie: a - zasięg widzialności (km), a’- zasięg widzialności w km z uwzględnieniem refrakcji, h - wysokość wzniesienia (metry). Interesuje nas np. maksymalna odległość a’, z której obserwator znajdujący się na wysokości h, m dostrzeże obiekt na wysokości h,m na powierzchni Ziemi. Zasięg a’= 3,9 ( Pmo ⁼ AnA pₘ - współczynnik przezroczystości przy masie optycznej atmosfery = m, I , 1 , , 1 - natężenie promieniowania w powietrzu zapylonym przy masie optycznej atmosfery = m oraz przy masie = 0. Masa optyczna atmosfery zależy od wysokości Słońca (rozdział 2). 58 ROZDZIAŁ 4 Temperatura i wilgotność powietrza w atmosferze górskiej Zmiana temperatury z wysokością nad poziomem morza jest jedną z charakterystycznych cech atmosfery ziemskiej. Ogólnie przyjmuje się, że temperatura powietrza w górach, w warunkach określonej masy powietrza, jest funkcją wysokości, ekspozycji i ukształtowania terenu. Na wielkość zmiany temperatury z wysokością, tym samym pionowych gradientów termicznych i stanu równowagi powietrza, decydująco wpływa zawartość pary wodnej w powietrzu. Najczęściej wartości gradientów termicznych mieszczą się w granicach od 0,1 do l,0°C na 100 m wysokości. Przy częstych w obszarach górskich inwersjach termicznych należy uwzględnić wzrost temperatury z wysokością (wtedy wartość gradientu podajc się ze znakiem ujemnym). 4.1. Zależność spadku temperatury z wysokością od zawartości pary wodnej w powietrzu Rozkład przestrzenny temperatury w atmosferze górskiej bardzo silnie zależny jest od podłoża, które może mieć różne albedo (rozdział 2.2.). Podłożem tym są zalesione stoki, wilgotne górskie łąki, nagie skały o różnym stopniu nachylenia i ekspozycji, pokrywa śnieżna i lodowa. Płaskie podłoże, a więc dna dolin i śródgórskich kotlin, wpływa także na zróżnicowanie wymiany ciepła między nim a atmosferą. Szczególnym przypadkiem zróżnicowania podłoża są powierzchnie jezior śródgórskich i lodowców. Nagrzewanie i ochładzanie powierzchni wodnych i lodowych powoduje liczne perturbacje w bilansie cieplnym podłoża. Przy badaniu termiki w obszarach górskich należy uwzględnić jej dużą zmienność w cyklu dobowym i rocznym. Cykl dobowy silnie wpływa na stan równowagi atmosfery, a tym samym możliwość wystąpienia inwersji termicznych (w nocy) i silnej turbulencji (w ciągu dnia). W nocy podłoże oddaje ciepło, szybko stygnie, co powoduje obniżenie temperatury najniższych warstw powietrza i utworzenie się warstwy inwersyjnej. W porze dziennej dopływ energii promienistej od Słońca powoduje ogrzanie się podłoża i temperatura powietrza w jego pobliżu jest wyższa. Charakterystyczny jest duży dopływ ciepła do górnych warstw podłoża atmosfery w ciągu dnia - największy na stokach południowych i południowo-wschodnich, oczywiście w górach na półkuli północnej. Wierzchnia warstwa gleby w lecie na tych stokach jest cieplejsza przeciętnie o 4,5°, w zimie -o 2,5°C niż na powierzchniach płaskich (B.P. Alisow et al., 1952). 59 Podobne efekty można zaobserwować podczas zimy i lata w klimatach strefy umiarkowanej, oczywiście w innej skali czasowej - w cyklu rocznym. W związku z obserwowanymi efektami rozchodzenia się i wymiany ciepła, ogromnie zintensyfikowano teoretyczne wzorce struktury atmosferycznej warstwy granicznej (ABL). Jest ona definiowana jako najniższa warstwa atmosfery, która podlega ogrzewaniu lub oziębianiu przez transfer ciepła od i do powierzchni podłoża (rozdział 2.5.). Warstwa ta odznacza się większą stabilnością w nocy i mniejszą w ciągu dnia (C.D. Whiteman, 2000). Stan wilgotności atmosfery górskiej zależy od temperatury i zawartości pary wodnej w powietrzu zalegającym nad górami i napływającym nad region górski. Gdy masa powietrza przemieszcza się nad górzystym obszarem, można zaobserwować (dosłownie -zaobserwować, gdyż mogą utworzyć się charakterystyczne chmury nad szczytami) różne efekty tej adwekcji, w zależności od stabilności termicznej atmosfery. Stabilność termiczna atmosfery to pewien jej opór do generowania pionowych ruchów. Określają pionowy gradient temperatury. W wyniku unoszenia się w atmosferze nienasyconej porcji powietrza następuje jej rozprężanie wskutek niższego ciśnienia. Powoduje to z kolei obniżenie się temperatury i zmianę wartości gradientu pionowego. Charakterystyczne cechy przepływu masy powietrza nad obszarem górskim są zależne od aktualnego gradientu termicznego. Gdy jego wartość jest zbliżona do wartości gradientu suchoadiabatycznego i pewna masa powietrza wślizguje się po stokach do góry, to na szczycie będzie ona chłodniejsza od powietrza otaczającego i zsunie się po stoku przeciwnym w dół. Gdy pionowy gradient temperatury napływającej masy będzie zbliżony do wilgotnoadiabatycznego (w powietrzu z pewną zawartością pary wodnej), to masa ta może okazać się cieplejsza od powietrza otaczającego. Atmosfera górska znajdzie się w stanie równowagi chwiejnej i powietrze nad partią szczytową wzniesień będzie odznaczać się tendencją do dalszego wznoszenia się w troposferzc (rozdział 5.3.). Proces kondensacji pary wodnej w chłodniejszych, wyższych warstwach powietrza powoduje, że podstawy chmur powstających wskutek tego procesu znajdą się na różnych poziomach i często będą „uczepione” w pewnych miejscach na stokach. Nad śródgór-skim jeziorem Bajkał zaobserwowano w lecie, że ciśnienie pary wodnej było mniejsze o 1-4 hPa nad środkiem powierzchni wodnej jeziora (według pomiarów na wysokości 2 m nad powierzchnią wodną) niż przy jego stromych brzegach, czyli powietrze nad środkiem jeziora było bardziej suche. W innych przypadkach, przy wyższej temperaturze powietrza, zdarzyło się, że parowanie z odkrytych powierzchni wodnych spowodowało dostarczanie pary wodnej do atmosfery górskiej w większych ilościach nad środkiem jeziora śródgórskiego niż nad jego brzegami, o czym z kolei świadczyła wyższa temperatura powietrza nad środkową częścią jeziora. Potwierdziły to badania przeprowadzane także nad jeziorem Bajkał, w zimie, które wykazały jeszcze jedną interesującą właściwość dotyczącą procesu parowania i sublimacji, mianowicie ich przewagę w chłodniejszej, ale suchej porze roku (Atłas Bajkała, 1969). Proces parowania z podłoża powoduje z kolei zróżnicowanie wartości pionowego gradientu wilgotnoadiabatycznego. Od niego zależny jest wspomniany poziom kondensacji i powstawanie chmur. Bardzo urozmaicone górskie podłoże powoduje, że wyznaczenie wartości tego gradientu jest niezwykle skomplikowane, zarówno w niewielkich odległościach w terenie górskim, jak i w cyklu dobowym i rocznym. Średnia wartość pionowego gradientu temperatury przyjmowana jest dla atmosfery górskiej jako 60 0,5°C/100 m (5K/1 km). Ta wartość często jest uważana za adiabatyczny spadek temperatury z wysokością (B.P. Alisow et al., 1952). Jednakże wyraźnie należy zaznaczyć, że spadek temperatury z wysokością może sięgać aż 9,8K/1 km albo może być niższy od adiabatycznego. W pierwszym przypadku będzie to gradient suchoadiabatyczny, w drugim - wilgotnoadiabatyczny. W wilgotnym powietrzu stosunek spadku temperatury w słupie powietrza do odległości w pionie zależy od temperatury powietrza w warstwie przyziemnej, ale zawsze jest niższy od suchoadiabatycznego. W temperaturze poniżej 0°C zawartość pary wodnej w powietrzu jest bardzo mała. Można przyjąć, że tylko proces parowania w powietrzu przez pobieranie ciepła utajonego i obniżanie w ten sposób temperatury powietrza może zasilić powietrze w parę wodną. Przy wartości -40°C gradient termiczny wilgotnoadiabatyczny jest prawie zawsze równy gradientowi suchoadiabatycznemu. W wysokich górach powietrze bardzo często będzie zawierało niewiele pary wodnej i nawet przy występowaniu opadów śniegu będzie się miało wrażenie jego dużej suchości. Przeciętna wartość pionowego gradientu termicznego w poszczególnych strefach klimatycznych jest różna zarówno w przebiegu rocznym, jak i w rozkładzie przestrzennym. Pomiary temperatury powietrza w Apeninach wykazały, że na niższych poziomach gradienty były mniejsze, a ich wartość średnia wynosiła 0,5°/100 m, natomiast tzw. gradienty szczytowe były większe, mianowicie - l,26°/100 m. W Alpach włoskich, w grupie górskiej Grigno, stwierdzono podobne kształtowanie się wartości gradientów pionowych. W górach środkowej Sardynii (La Marmora), według pomiarów na stacjach położonych na wysokości między 1010 m a 1834 m n.p.m., gradienty temperatury powietrza były bardzo zróżnicowane, w zależności od ekspozycji stoków. Na stokach wschodnich miały średnią wartość od 0,84°/100 m w grudniu do 0,44°/100 m w lipcu, a na stokach zachodnich od 0,547100 m w grudniu do 0,277100 m w lipcu (M.A. Pulina, 1988). Wartości gradientów są duże w górach w klimatach suchych, nad obszarami pustyń wysokogórskich, nad wysoko wyniesionymi płaskowyżami (Wyżyna Tybetańska, Altiplano w Andach). Natomiast duże ujemne gradienty termiczne kształtują się w klimatach zimnych, tam gdzie w chłodnej porze roku zalegają niskie, zimne wyże, np. w górach wschodniej Syberii, w górach Alaski i północno-zachodniej Kanady. W atmosferze górskiej powietrze może łatwiej ulec mieszaniu się niż w atmosferze swobodnej. Proces ten jest zależny od pory doby i pory roku, gdyż ilość ciepła oddawanego przez powierzchnię podłoża w górach jest ściśle z nimi związana. Za główne procesy przyczyniające się do ocieplenia atmosfery górskiej można uważać: - przepływ ciepła z podłoża, - dostawę utajonego ciepła kondensacji w powietrzu, - powstawanie chmur, często o dużej wodności. Nie dotyczy to obszarów wierzchowin i szczytów pokrytych wiecznym śniegiem i lodem, które z kolei działają oziębiająco na otulającą je powłokę powietrzną. R. Barry (1981) przytacza wyniki badań rosyjskich meteorologów, którzy podają, żc w ciągu 15 dni lata w roku 1956 temperatura zmierzona między poziomem 4700 a 7000 m na Piku Pobiedy w górach Tien Szan była średnio o 1,8°C niższa niż w atmosferze swobodnej. Nad dolną częścią wilgotnych stoków przeciętny gradient temperatury miał wartość 0,657100 m, nad stokami suchymi był większy i wynosił 0,97100 m (Alisow et al., 1952). 61 Innym czynnikiem, który wpływa na wielkość gradientu termicznego, jest kierunek adwekcji masy powietrza. Zauważono, że na półkuli północnej spadek temperatury z wysokością jest ogólnie wyższy przy wiatrach z sektora północnego. M.M. Yoshino (1975) podaje, że przy napływie polarnej kontynentalnej masy powietrza w górach Japonii (Fuji i Kofu) w lutym średni gradient wynosił 6,1 K/km, a w listopadzie tylko 5,4 K/km. Gradient w atmosferze stokowej był więc silnie modyfikowany przez radiacyjną i turbulencyjną wymianę ciepła. Inne przykłady podaje E. Linacre (1992) z obszaru Alp: poniżej 1400 m - gradient [At]=4,2°C/km;. wyżej [At]=6,1°C/ km, w górach Nowej Zelandii poniżej 600 m [Atj=4,2°C/ km, powyżej tego poziomu [At]=7,3°C/ km. W lccie gradienty termiczne są większe, w zimie mogą mieć wartość ujemną z powodu silnych inwersji temperatury. Zebrany materiał badawczy ze stoków Monte Cimonc w Apeninach i obserwatorium wysokogórskiego na tej górze (C. Rapetti et al., 1988) pozwolił wyznaczyć wysokość położenia izotermy 0°C w zależności od wartości gradientu termicznego, wzdłuż przekroju Livorno - Modena. Zmodyfikowaną formułę (4.1.1.), opartą na wynikach pomiarów w różnych górach świata, można uważać za uniwersalną: H₀ = H/(At. lₛ/100)+H (4.1.1.) gdzie: H - wysokość określonej izotermy, Hₙ - wysokość izotermy 0° (w setkach metrów), At - gradient termiczny (w kelwinach na I km), 1 - liczba setek metrów, t - wartość określonej izotenny (w °C) na wysokości H. Przykładowo: izoterma o średniej wartości t=10°C przebiega na wysokości H=900 m, 1=9, gradient termiczny średni At=6°/1 km. Izoterma 0°C będzie przebiegać na wysokości H₍ₗ=2567 m. Sezonowe średnic zmiany gradientów termicznych oscylują wokół wartości 2°C/1 km. W Górach Skandynawskich, w Norwegii, wykazano, że spadek temperatury był większy do wysokości około 500 m n.p.m., a powyżej - spadek temperatury był mniejszy. Wyżej więc spadek temperatury odbywał się zgodnie z wilgotnoadiabatycznym gradientem temperatury. W Tatrach gradienty temperatury są różne w zimie i w lecie, w ciągu doby, a także w zależności od ekspozycji stoków i wysokości (Klimat Tatr, 1974). Na stokach południowych [At] wynosi w styczniu od 4,3 K/l km do 17 K/l km, w pogodne dni od 7,4 K/ /1 km do -4,4 K/l km, a w lecie od 4,3 K/l km do -2,2 K/l km. Na stokach północnych w zimie i w lecie górne inwersje termiczne są słabe. 62 4.2. Inwersje termiczne i występowanie przymrozków Inwersje termiczne w obszarach górskich są tak częste, że wyraźnie rzutują na średnie miesięczne wartości temperatury powietrza, czyli wpływają bardzo znacząco na warunki klimatyczne. Szczególnie często występują zimą, a formują się najczęściej w godzinach nocnych. W wysokich górach, np. w Alpach (wg Aulitzky’cgo, R. Barry, 1981), średnic położenie pasa termicznego kształtuje się na wysokości 350 m ponad dnem dolin. W górskich obszarach Syberii inwersje termiczne w kotlinach śródgórskich i rozległych dolinach obejmują dolną warstwę powietrza o zadziwiająco dużej miąższości 1500 do 2000 metrów. Akumulacja zimnego, gęstego powietrza jest przyczyną silnych spadków temperatury w niżej położonych miejscowościach. W leżącym na wysokości 120 m n.p.m. Wierchojańsku średnia temperatura powietrza w lutym wynosi -48,8°C, a w położonym w pobliżu na wysokości 1020 m punkcie obserwacyjnym „Kopalnia Siemieniowska” średnia lutego wynosi już „tylko”-3O,5°C (B.P. Alisow el. al., 1952). Ponad chłodnymi dolinami i obniżeniami śródgórskimi z zastoiskami zimnego powietrza można wyróżnić tzw. pasy termiczne, które odznaczają się wyższą temperaturą w dolnej części, stopniowo obniżającą się ku górze. Z obserwacji tatrzańskich wynika, że wysokość podstawy tego pasa jest wyższa - niekiedy przekracza 500 m. W Beskidach (według badań B. Obrębskiej-Starklowcj, 1969) tzw. strefa termiczna powstaje na wysokości 100—400 m nad dnem dolin. Temperatura powietrza w tej strefie jest średnio kilka stopni wyższa (o 1,5°C w locie i 3°C w zimie) od temperatury powietrza zalegającego niżej. Nad ponadinwersyjnymi, ciepłymi stokami wahania temperatury powietrza są niewielkie. Dla kształtowania się pasa termicznego znacznie ważniejszy niż względna wysokość wzniesień jest profil doliny. W głęboko wciętych dolinach tworzą się zastoiska zimnego powietrza, szczególnie trwałe zimą, przy wyżowej pogodzie. Związane jest to z ustalaniem się równowagi stałej, częściej w chłodnej porze roku. W lccic duża chwiej-ność powietrza i zmienność wartości gradientów w ciągu dnia, zwłaszcza dnia pogodnego, zapobiegają tworzeniu się warstwy inwersyjnej. Podczas słonecznego dnia nad nagrzanymi stokami powstają bąble i warstwy ocieplonego powietrza. Natężenie i miąższość inwersji termicznej zależy od wielkości zachmurzenia i prędkości wiatru. Przy bezchmurnej i bezwietrznej pogodzie różnica temperatury powietrza między warstwą inwersyjną i wyższą może przekraczać 10°C. Istotne znaczenie dla temperatury powietrza w nocy mają rzeźba terenu, zmiana ukształtowania dolin. Pod ich wpływem najbardziej zmieniają się wartości temperatury minimalnej, maksymalnej i dobowe amplitudy temperatury. W dzień większy wpływ na kształtowanie się termiki ma ekspozycja stoków, ale wtedy zróżnicowanie temperatury w profilu pionowym jest mniejsze (T. Niedźwiedź, 1973). Ciekawym przypadkiem utrwalenia się granicy pasa termicznego było zaobserwowane przez autorkę zjawisko w zachodnich Bieszczadach podczas pierwszych dni maja. W dolinie o przebiegu południe - północ, na świeżo ulistnionych bukach można było zauważyć na wysokości około 12 metrów nad dnem doliny linię, poniżej której słabo rozwinięte liście były zmrożone. Powyżej tej linii młode ulistnicnie nie wykazywało śladów mrozowych. Nie ulega wątpliwości, że ta równoległa do spadku doliny linia wyznaczyła granicę nocnego zastoiska mrozowego, a tym samym - silnej inwersji termicznej. 63 W niższej części doliny linia wymarznięcia liści buków rozdwajała się, co świadczy o różnych grubościach warstwy mroźnego powietrza (ryc. 4.2.1.). Częstość inwersji w obszarach górskich strefy umiarkowanej jest znaczna. W niektórych obszarach Alp sięga aż 60% dni w roku. Roczna liczba dni z inwersją temperatury na Podhalu wynosi średnio 199, według pomiarów w Zakopanem i w Nowym Targu. Najwięcej takich przypadków jest w grudniu, aż 22 dni, najmniej w czerwcu - 12 dni. Natomiast wyniki równoległych pomiarów na Kasprowym Wierchu i w Zakopanem wykazują, że średnia roczna liczba dni z inwersją termiczną w Rowie Tatrzańskim wynosi 67 dni, z największą średnią w październiku - 14 dni (Klimat Tatr, 1974). W pojedynczych przypadkach wielkość różnicy temperatury między górnymi i dolnymi punktami pomiarowymi może wynieść nawet ponad 30°C. W polskich Tatrach wielkość inwersji, na podstawie pomiarów między szczytem Kasprowego Wierchu i stacją meteorologiczną w Nowym Targu, sięga 30°C. Głównymi przyczynami inwersji temperatury są: oziębienie radiacyjne powierzchni stoków i dolin, osiadanie zimnego powietrza spływającego ze stoków (sprzyjają temu wiatry katabatyczne) oraz adwekcja cieplejszego powietrza nad chłodniejszą warstwę zalegającą w obniżeniach i dolinach. Różnica gęstości powietrza zalegającego niżej i w pasie termicznym kształtującym się powyżej powoduje utrzymywanie się inwersji, zwłaszcza wtedy gdy mieszanie się i ruchy poziome w powietrzu, a więc wiatr - są słabe. Zdaniem niektórych autorów - faktyczny gradient pionowy temperatury powietrza w górach jest prawie niemożliwy do określenia, gdyż urozmaicona rzeźba, różnice wysokości, dynamika systemu cyrkulacji górskiej, uruchamiające się spływy katabatyczne zakłócają rozkład temperatury powietrza w przekroju pionowym. Jedynie w warstwach inwcrsyjnych pomiary gradientów temperatury mogą być wiarygodne, ale ich wartości, liczone dla całego przekroju atmosfery górskiej, mogą być wtedy silnie zawyżone. Z licznych prac polskich klimatologów (M. Hess, 1969; B. Obrębska-Starklowa, 1969) wynika, że nieodzowne jest wskazanie nie tylko wysokości miejsca pomiaru n.p.m. przy wyzna- Ryc. 4.2.1. Wiosenna inwersja termiczna w Bieszczadach Zachodnich. Spadek temperatury powietrza poniżej 0“C spowodował wymarznięcie liści buków poniżej zaznaczonej linii. Warstwa inwersyjna o kącie nachylenia zaznaczonym linią przerywaną, nie jest zgodna z nachyleniem stoku 64 czaniu średniej dobowej i rocznej temperatury powietrza, dobowych i rocznych amplitud temperatury, ale także formy terenowej. W badaniach klimatologicznych na obszarze polskich Karpat uwzględnia się wyraźny podział na formy terenowe wypukłe (wyniosłe) i wklęsłe (depresyjne). Pionowy gradient temperatury powietrza na wypukłych formach wynosi średnio 0,5°C/100 m wysokości i waha się od 0,36°/100 m w miesiącach zimowych do 0,64°/100 m w kwietniu i maju. We wklęsłych formach terenowych gradient ten odznacza się wyższymi wartościami. W górach strefy umiarkowanej i w górach wysokich na całym globie rozkład temperatury jest bardzo skomplikowany, trudny do modelowej prezentacji. Wpływa na to zarówno wysokość gór, jak i rzeźba podłoża, ekspozycja, nachylenie stoków oraz warunki cyrkulacyjne. Wielkość łańcucha górskiego, ogromne zróżnicowanie rzeźby, dajc podstawę do wyróżniania w piętrach wysokościowych klimatów lokalnych, w polskiej literaturze klimatologicznej często określany jako mezoklimaty lub topoklimaty. Takie podziały są przyjęte w literaturze współczesnej (M.M. Yoshino, 1975; E. Linacre, 1992). Nieco kontrowersyjny model inwersji został sporządzony przez T. Vrhoveca i A. Hra-bara (1996). Autorzy rozpatrywali symulację różnych przypadków utrzymywania się suchego zimnego powietrza. W porze zimowej, w czasie niskiego położenia Słońca, natężenie bezpośredniego promieniowania słonecznego nic jest wystarczające do ogrzania niższej części atmosfery i spowodowania mieszania warstw inwcrsyjnych, z wyjątkiem nasłonecznionych stoków, czyli tam, gdzie warstwa zimnego powietrza jest cienka. W głębokich kotlinach dyssypacja jest niemożliwa, jeżeli grunt jest pokryty śniegiem. Tylko adwekcja zimnego powietrza może poruszyć zimną warstwę już zalegającą w kotlinie, przy czym napływające powietrze musi być zimniejsze od zalegającego. Turbulencyjna dyssypacja następuje wtedy, gdy prędkość wiatru będzie wzrastać. W przedstawianym modelu czas rozpraszania inwersji oszacowano na 4 godziny, przy wzroście prędkości wiatru w ciągu jednej godziny od 2,5 do 5 m/s. Wspomnianą kontrowersję wywołuje założenie, że dyssypacja suchego, zimnego powietrza jest możliwa tylko w cieplejszej połowic roku. Częste u podnóży stoków i w dnach dolin spływy zimnego powietrza, generujące inwersje termiczne, sprzyjają występowaniu przymrozków, nawet w górach strefy podzwrotnikowej. Do dni z przymrozkiem zalicza się dni, w których temperatura minimalna jest niższa od 0°, a średnia dobowa jest wyższa od 0°C. Możliwość pojawienia się przymrozków szczególnie interesuje mieszkańców podgórskich i śródgórskich miejscowości, którzy zajmują się uprawami sadowniczymi lub warzywnymi. Ze względu na przyczynę powstania można wyróżnić przymrozki radiacyjne i adwekcyjne. Pierwszy rodzaj jest wynikiem silnego wypromieniowania ciepła z podłoża i jest silnie zależny od wklęsłości terenu. Te przymrozki powstają przy powolnych spływach powietrza, mają znaczenie lokalne. Nawet w niewielkich zagłębieniach terenu, głębokości rzędu kilkudziesięciu cm, może gromadzić się mroźne powietrze, zagrażające roślinom mniej wytrzymałym na mróz. Niska temperatura utrzymuje się w ciągu nocy, po wschodzie Słońca przy powierzchni gruntu podnosi się i przymrozek zanika. Przymrozki adwekcyjne powodowane są przez napływ masy zimnego powietrza i zwykle występują na większym obszarze. Przymrozki te, silnie związane z określoną sytuacją synoptyczną, są też nazywane „przymrozkami z wiatrem”. Mogą pojawić się bardzo szybko, w zależności od prędkości ruchu masy powietrza, ale dla roślin uprawnych, także dla szkółek leśnych z młodymi sadzonkami, są 65 niezwykle niebezpieczne. Częstość ich występowania zależy od wysokości punktu obserwacyjnego. Dość dobrze obrazuje wpływ wysokości na położenie izotermy zerowej w górach Europy Środkowej tabela zamieszczona w publikacji F. Schnellego (1969), przytoczona jako tab. 4.1. Tabela 4.1. ŚREDNIA WYSOKOŚĆ IZOTERMY 0°C (H„) W EUROPIE ŚRODKOWEJ PRZY ADWEKCJI POWIETRZA ARKTYCZNEGO (WG F. SCHNELLEGO, 1969) Pora roku Miesiąc H„ (m n.p.m.) marzec wiosna kwiecień 390 maj 920 wrzesień 1560 jesień październik 880 listopad 430 Podano w niej wartości średnie, natomiast odchylenia od średniej mogą przekraczać 100 metrów. Zwraca uwagę wyższe położenie izotermy 0°C w jesieni niż w miesiącach wiosennych. Przymrozki jesienne są na ogół przymrozkami radiacyjnymi, natomiast wiosenne tworzą się głównie wskutek adwekcji zimnych mas powietrza, „mają charakter odpowiadający rewolucyjnej porze roku” (F. Schnelle, 1969). W tab. 4.2. zamieszczono średnie wartości temperatury i wilgotności względnej powietrza przy adwekcji arktycznych mas powietrza nad obszarNiemiec (F. Schnelle, 1969). ŚREDNIE WARTOŚCI TEMPERATURY I WILGOTNOŚCI WZGLĘDNEJ POWIETRZA W MASACH POWIETRZA ARKTYCZNEGO NAD NIEMCAMI (WG F. SCHNELLEGO, 1969) Temperatura powietrza Przełom w °C na wysokości n.p.m. Wilgotność miesięcy 0 m | 1000 m 2000 m względna (%) II/III -1,9 -9,1 -16,8 80 III/IV 1,4 -6,2 -14,0 79 IV/V 5,0 -2,6 -10,4 76 V/VI 8,8 1,0 -6,8 71 VIII/IX 12,3 4,6 -3,2 77 IX/X 9,1 1,6 -5,8 79 X/XI 5,0 -2,6 -10,2 81 XI/XII 1.4 -6,5 -14,3 83 66 4.3. Modele rozkładu przestrzennego temperatury i wilgotności powietrza W przypadku równowagi obojętnej porcja powietrza w przekroju pionowym będzie miała stałą temperaturę potencjalną (rozdział 3), równą temperaturze otaczającego powietrza, nie będzie występowała różnica gęstości i nie będą działały na nią żadne siły wypornościowe skierowane w dół lub w górę. Taka transformacja nosi nazwę izentropo-wej. Gdy temperatura potencjalna obniża się wraz z wysokością, mamy do czynienia z równowagą chwiejną, a gdy rośnie - z równowagą stałą. W atmosferze zjawisko unoszenia i konwergencja przepływu prowadzą do zaniku równowagi stałej, natomiast osiadanie i dywergencja przepływu powietrza - do umocnienia równowagi stałej. Intensywność tych mchów jest bardzo silnie zależna od zawartości pary wodnej w powietrzu. W prawic każdej porcji powietrza znajduje się pewna ilość pary wodnej, która powoduje zmniejszenie gęstości tej porcji powietrza i poruszanie się jej według innych zasad. Różnica gęstości z kolei jest przyczyną tego, że powietrze nasycone parą wodną prawic nigdy nie miesza się z powietrzem suchym. W celu łatwiejszego operowania zależnościami wynikającymi z takiego zróżnicowania właściwości powietrza wprowadzono pojęcie temperatury wirtualnej - Tᵥ, zdefiniowanej jako temperatura, którą miałoby powietrze suche przy tym samym ciśnieniu i gęstości co powietrze wilgotne. T =T(1+0,608 q) (4.3.1) gdzie: T - temperatura wirtualna, T - temperatura molekularna, q - ilość pary wodnej w jednostce wilgotnego powietrza. T>T (4.3.2) Przy jednakowej temperaturze i ciśnieniu gęstość powietrza wilgotnego będzie zawsze mniejsza od gęstości suchego powietrza. Z punktu widzenia fizyki oznacza to, że para wodna wypiera z danej objętości powietrza część suchego powietrza, a z punktu widzenia meteorologii oznacza to daleko idące zmiany pogodowe, szczególnie w obszarach górskich, gdzie nieustannie dochodzi do styku powietrza o różnym stopniu nasycenia parą wodną. Model rozkładu temperatury powietrza w obszarach górskich może być opisany przez sporządzenie analizy rozkładu temperatury potencjalnej na różnych poziomach. Powierzchnie wyznaczone przez izolinie łączące jednakowe wartości temperatury potencjalnej (G) to tzw. powierzchnie izentropowe. Położenie ich przedstawia drogę porcji powietrza unoszącego się adiabatycznie, szczególnie przy słabo zróżnicowanych gradientach ciśnienia. W sezonie letnim, w godzinach porannych, przy stratyfikacji stałej, powierzchnie te są równoległe do siebie. Gdy w ciągu dnia stok ogrzewa się i zmienia się stratyfikacja powietrza zalegającego nad nim (ryc. 4.3.1.), powierzchnie izentropowe zmieniają konfigurację i zmierzają do przecięcia się zc stokiem (R. Barry, 1981). 67 Izentropy Ryc. 4.3.1. Przekrój przez powierzchnie izentropowe: A. przy nagrzaniu insolacyjnym, B. przy ochładzaniu radiacyjnym Powierzchnie izentropowe mogą wyznaczać również niezgodność termiczną atmosfery, taką jak fronty atmosferyczne, cyrkulację górską i dolinną i inne (rozdział 5.3., także 6.2., 6.3.). Sporą trudność sprawia dokładne wyliczenie średniej zawartości pary wodnej w powietrzu w określonej grupie górskiej, ze względu na ogromną zmienność parametrów wilgotności. Najczęściej używany parametr - ciśnienie pary wodnej - wykazuje spadek z wysokością, o czym wiadomo z rozważań teoretycznych, bezpośrednich obserwacji i z sondaży troposfery. Spadek ciśnienia pary wodnej w powietrzu (e,) z wysokością można wyznaczyć empirycznie, stosując wzory (wg R. Barry’cgo, 1981): ez = eₒ exp (—₽z) (4.3.3.) gdzie: eₒ - cząstkowe ciśnienie pary wodnej na powierzchni, z - wysokość n.p.m. w km, 0 - 0,44 km ' lub e=eₙ.10-ⁿz (4.3.4.) gdzie: a = 0,20 w atmosferze swobodnej, a = 0,159 w atmosferze górskiej w górach środkowej Azji. Zarówno wzór z zastosowaniem funkcji wykładniczej (4.3.3.), jak i wzór dla gór azjatyckich (4.3.4.) dają tylko przybliżone miary zawartości pary wodnej, gdyż nie uwzględniają wpływu podłoża i zmiennych sytuacji synoptycznych. Wszystkie wyniki 68 wskazują jednak na zmniejszanie się ciśnienia pary wodnej w atmosferze górskiej, w dolnej części (do 1000 m n.p.m.) nieco słabsze, w górnej - silniejsze. Według porównań pomiarów w Alpach w Austrii spadek ten wynosi średnio między 3^4 hPa na 1000 m. Należy jednak zaznaczyć, że podczas cyrkulacji górskiej i dolinnej parametr ten może ulegać dużym zmianom. W ciągu pogodnego dnia, przy wiatrach dolinnych, mogą być wyniesione do góry strumienie powietrza z większą zawartością pary wodnej. Nad polami firnowymi, jęzorami lodowcowymi i polami trwałej pokrywy śnieżnej zawartość pary wodnej może się drastycznie zmniejszać. W górach i na wyżynach Afryki wykonywano pomiary, których wyniki zostały ujęte w empiryczny wzór, stosowany tylko na obszarze, z którego pochodziły pomiary (Malawi, Rodezja, Zambia, wg J.D. Torrance’a, World Survey of Climatology, vol. 10, Chapter 13, 1972). Wzór (4.3.5.) wiąże temperaturę z niedosytem wilgotności: ZE = K n (at + bd + c) (4.3.5.) gdzie: ZE - miesięczna suma parowania, n - liczba dni w miesiącu, T - średnia miesięczna temperatura w stopniach C, d - średnia miesięczna wartość niedosytu wilgotności, K - stała, zależna od szerokości geograficznej tp i wysokości h n.p.m., K = 3,0 [6,5 sintp + (h + 0,61)² + 2,5] . 10 ' h w tysiącach m, a= 12, b = 10, c = -87. Badanie zawartości pary wodnej w atmosferze górskiej jest istotne z klimatycznego punktu widzenia, gdyż: - brak pary wodnej zwiększa przezroczystość powietrza, a tym samym natężenie bezpośredniego promieniowania słonecznego, - większa ilość pary wodnej w powietrzu zapobiega ucieczce ciepła z podłoża, - zawartość pary wodnej wpływa na wielkość niedosytu wilgotności - parametru często używanego w badaniach agro- i biometeorologicznych, zwanego także „siłą osuszania”. W klimatologii, szczególnie w bioklimatologii, przyjmuje się cztery zasadnicze przedziały wilgotności względnej (f) do określania stanu powietrza: - f<55% - powietrze suche, - f w granicach 56-70% - powietrze umiarkowanie suche, - f w granicach 71-85% - powietrze wilgotne, - f>85% - powietrze bardzo wilgotne. Średnia miesięczna wartość wilgotności względnej w Tatrach jest duża. Na Kasprowym Wierchu wynosi ponad 90% w lecic i 76% w zimie, w Zakopanem - około 80%. Po południowej stronic Tatr, w Starym Smokowcu, waha się między 70 a 80% (Klimat Tatr, 1974). Średnie miesięczne jednak niewiele mówią o faktycznym kształtowaniu się tego parametru, bowiem odznacza się on dużą zmiennością zarówno w ciągu doby, jak i w ciągu roku. 69 4.4. Zmiana temperatury powietrza w profilu pionowym atmosfery górskiej w ujęciu klimatologicznym Szczegółowe badania termiki atmosfery w przekroju pionowym odnoszą się głównie do atmosfery swobodnej. Wskazano już na trudności w określeniu faktycznego gradientu temperatury w atmosferze górskiej, stokowej i dolinnej, wynikające z bardzo zróżnicowanego podłoża, prądów katabatycznych i anabatycznych modyfikujących termikę powietrza otaczającego góry. W klimatologii dąży się do przedstawienia ogólnych, uśrednionych prawidłowości, które mająjednak swój zasięg terytorialny. 4.4.1. Równania zmiany temperatury powietrza z wysokością Duża zmienność pionowych gradientów temperatury w górach zobowiązuje do uwzględnienia tej zmienności przy opisach klimatycznych. Nie zawsze jednak są możliwe pomiary parametrów wilgotności w danym punkcie i dlatego często spotyka się próby liczbowego określenia wpływu wysokości na wartość temperatury w ujęciu uśrednionym. Spośród licznych wzorów empirycznych wybrano tu jeden wzór - odnoszący się do gór egzotycznych i drugi wzór - odnoszący się do polskiej części Karpat, jako przykłady wyliczenia wielkości zmiany temperatury powietrza z wysokością. W klimacie równikowym związek temperatury z wysokością, według pomiarów w obszarach górskich na Jawie, przedstawia się następująco (World Survey of Climatology, vol. 8, Chapter 4, 1969): t = 26,3-0,61 h (4.4.1.) gdzie: t - średnia roczna temperatura powietrza, h - wysokość n.p.m. (w hektometrach). W umiarkowanym, chłodnym klimacie Karpat, wyliczanie zmiany temperatury z wysokością n.p.m. wiążc się z podziałem na piętra klimatyczne. Podział ten obejmuje całą północną część Karpat (M. Hess, 1965, 1969; B. Obrębska-Starklowa et al., 1995). Na dowolnie wybranej wysokości i w określonej formie terenowej, z uwzględnieniem położenia geograficznego, można obliczyć średnią roczną temperaturę tᵣ, a następnie -również inne parametry klimatyczne. t = 32,7 - 0,44cp - 0,07 X - 0,0050 h dla form wypukłych, (4.4.2.) tᵣ = 22,3 - 0,22tp - 0,12 X-0,0050 h dla form wklęsłych (4.4.3.) gdzie:

1 wtedy zaliczany jest do superkry-tycznych. Urbanćić (1988) wyróżnia dziewięć typów przepływów (ryc. 6.1.6.), w których istotne znaczenie ma pojawienie się „skoku hydraulicznego” - nagłej zmiany kierunku i prędkości przepływu. Wywołuje on spływ zimnego, suchego powietrza przed lub za przeszkodą górską. Duży kłopot może sprawiać wyliczenie liczby Froudego, bowiem dane odznaczają się dużą niepewnością. Przy różnych wartościach liczby F, mianowicie F<0,4 do F»l,0, przepływy wykazują odrębne cechy. Przy rosnącej wartości F po stronie zawietrznej, na krawędziach przepływu strumienia mogą utworzyć się odrębne wiry z chmurami. Opisane efekty były obserwowane przy eksperymentalnych próbach badania przepływów strumienia powietrza wokół izolowanego wzniesienia San Antonio Mt., wyso- 97 Ryc. 6.1.6. Schemat przepływów strumieni powietrza nad górami sprzyjających powstawaniu bory według teorii skoku hydraulicznego. Fᵣ - liczba Froudego, h - wysokość gór, h - wysokość strumienia powietrza 98 kości 3325 m n.p.m., w północnej części Nowego Meksyku (USA) przez L.Wooldrid-ge’a, B.Connel, D.G. Foxa (1988). Na wzmocnienie przepływu powietrza przez pasmo górskie wpływa efekt tunelowy. Przeciskanie się powietrza przez wąskie, głęboko wcięte przełęcze i obniżenia powoduje przyspieszenie przepływu. Bardziej istotna może być jednak niska temperatura przepływającego powietrza oraz prędkość, jaką może uzyskać spadający strumień dzięki różnicy temperatury i gęstości powietrza między strumieniem spływającym katabatycznie a powietrzem otaczającym góry. Przypadki „przeciskania” się strumieni powietrza przez obniżenia śródgórskie obserwowano w wielu miejscach na wybrzeżu dalmatyńskim oraz przy występowaniu bory noworosyjskiej, w obszarach szczególnie narażonych na uderzenia zimnego suchego wiatru znad górzystego lądu. Wiatry bora spływają często na obszary nisko położone, równinne, tak jak to obserwowane jest w przypadku wiatru mi-stral, który wieje przez Prowansję w stronę Morza Śródziemnego, osiągając największe prędkości w pobliżu ujścia Rodanu. Przy niżu z ośrodkiem nad Adriatykiem w Górach Dynarskich rozwija się niezwykle intensywny spływ zimnego powietrza, po którym występują opady. Jest to tzw. bora scura (bora ciemna). W fiordach Norwegii zimne spływy katabatyczne noszą nazwę elvegust lub sno. Szczególnie częste miejsca występowania bory to niewysokie góry przebiegające równolegle do wybrzeża. Takie warunki są po adriatyckiej stronie Gór Dynarskich, na Krymie, na czarnomorskim przedpolu Kaukazu, na oceanicznym, fiordowym wybrzeżu na Półwyspie Skandynawskim, w Górach Pennińskich (wiatr hełm), na japońskiej wyspie Honsiu (wiatr oroszi). Bora jest bardziej intensywna w chłodnej porze roku. Może przekraczać prędkość 40 m/s, przy czym największą prędkość osiąga zwykle w najchłodniejszej porze doby -mianowicie w godzinach porannych. W Colorado (USA) zimny wiatr typu bory w 85% przypadków występuje od listopada do marca, przy czym w styczniu najsilniejsza wichura zdarza się w godzinach nocnych. Wieje w ciągu 12-20 godzin, ale znane są przypadki nieustannego wiatru w ciągu 7 dni. Temperatura powietrza spada, często poniżej 0°C, wilgotność względna obniża się nawet do 10%. W Górach Skalistych obserwowano nagłe spadki wilgotności względnej o 40%. W pewnych przypadkach zimny wiatr bora może przeobrazić się w ciepły wiatr fenowy. Dzieje się tak przy zmianie cech elementów meteorologicznych i prędkości wiatru. Jeżeli przepływ strumienia zimnego, ale stosunkowo wilgotnego powietrza zostanie po stronie nawietrznej zablokowany (w znaczeniu „wyhamowany”, bowiem jakjuż podkreślano, całkowite zatrzymanie wiatru i napierającej masy powietrza nie może mieć miejsca) przez wysoki masyw górski, wtedy zamiast opadającego zimnego strumienia powietrza wystąpi rozwój efektów fenowych. Ocieplenie adiabatyczne przy spływie strumienia powietrza może spowodować rozerwanie inwersyjnej warstwy i powietrze to przedostanie się do podnóża masywu. Może się także zdarzyć, że opadające i ocieplające się powietrze, zanim przebije warstwę inwersyjną, będzie się ślizgać po powierzchni inwersyjnej, ponownie się oziębiając. Zatem ryc. 6.1.4., oddająca stosunkowo poprawnie mechanizm bory, może okazać się niewystarczająca do zobrazowania zdarzającego się dwuwarstwowego przekroju pionowego układu, w którym rozwija się wiatr bora. Ogólnie należy stwierdzić, że występowanie wiatrów bora poprzedzają dość skomplikowane warunki synoptyczne. 99 6.2. Cyrkulacja górska i dolinna Wiatry systemu cyrkulacji górsko-dolinnej są to tzw. „wiatry okresowe”, gdyż występują dość regularnie w cyklu dobowym, w określonych warunkach synoptycznych, tj. podczas pogody wyżowej. Należą do nich wiatry dolinne, powstające w ciągu dnia wskutek różnicy temperatury między nagrzanymi powierzchniami zboczy, den dolinnych i przedpola gór a nieco mniej nagrzanymi, odsłoniętymi szczytowymi partiami stoków i wierzchowin. Ciepłe powietrze unosi się do góry i odpływa, a w dolinach skupia się większa masa powietrza niż nad szczytami. W rezultacie takiego układu wiatry w ciągu dnia wieją w górę doliny. W nocy sytuacja się odwraca - powietrze oziębiane w górnych partiach stoków i na szczytach spływa w doliny i rozwija się grawitacyjny, kata-batyczny spływ chłodnego powietrza. Spływ taki może nastąpić na stokach o nachyleniu zaledwie 2°. Określane są wtedy jako wiatry górskie. Pierwotną przyczyną przedstawionej cyrkulacji jest więc zaistnienie różnicy temperatury, a wtómą - wystąpienie gradientu ciśnienia między dolną i górną częścią doliny. System wiatrów górskich i dolinnych przedstawił V. Bjerknes, który wiązał cyrkulację termiczną na dole doliny i w jej górnej partii z poziomym gradientem termicznym. Pełny model cyrkulacji górskiej i dolinnej przedstawił już w latach trzydziestych XX wieku F. Defant (P.R. Crowe, 1987; The Encyclopaedia of Climatology, 1987; C.D. Whiteman, 2000), który badał wiatry w dolinie rzeki Inn w Alpach, wyliczając przy tym objętość masy powietrza biorącej udział w zmiennej cyrkulacji w ciągu doby. Uwzględniał również prądy stokowe biorące udział w dobowym rozwoju prądów powietrznych. Pod wpływem promieniowania słonecznego powietrze otulające stoki zostaje silnie nagrzane. Różnica temperatury między powietrzem zalegającym niżej i w wyższej części stoków wymusza ruch powietrza do góry. Powstaje dodatkowy system prądów wstępujących, przemieszczających się zgodnie z pozorną wędrówką Słońca, zależny od stopnia ogrzania powietrza i podłoża, które oddaje ciepło. Model Defanta (ryc. 6.2.1.), przytaczany w różnych wersjach w wielu podręcznikach klimatologii, aczkolwiek uproszczony, jest bardzo czytelny. Autor wiąże element przestrzeni i czasu, uwzględniając cały przekrój doliny i różne pory doby. Ponieważ cyrkulacja ta rozpatrywana jest w skali lokalnej, na niewielkim obszarze, wartość poziomej składowej siły Coriolisa jest pomijana jako nieistotna, natomiast ważna może się okazać składowa pionowa. Stadia rozwoju cyrkulacji górskiej i dolinnej w kolejnych godzinach doby (ryc. 6.2.1.) przedstawiają się następująco: A - po wschodzie Słońca strumienie zimnego powietrza spływają w dół wzdłuż stoków i dna doliny, jako prądy zstępujące; B - w godzinach przedpołudniowych nagrzane nad stokami powietrze unosi się, ale powietrze oziębione w osi spadku doliny opada; C - w południe wyraźnie przeważają ruchy wznoszące powietrza, wzdłuż stoków bardziej nagrzanych; D - późnym popołudniem temperatura strumieni powietrza nad stokami i dnem doliny wyrównuje się i porywy wiatru ustają; E - wczesnym wieczorem powietrze w osi spadku doliny jeszcze unosi się w górę, ale na stokach uruchamiają się spływy katabatyczne; F - późnym wieczorem zanikają ruchy wzdłuż dna doliny, natomiast tworzą się komórki cyrkulacyjne w przekroju poprzecznym doliny; G - w nocy występują tylko spływy zimnego powietrza wzdłuż dna i stoków; H - późną nocą strumienie zimnego powietrza spływają zgodnie ze spadkiem doliny. 100 po wschodzie Słońca przed południem wczesny wieczór późny wieczór północ przed wschodem Słońca Ryc. 6.2.1. Związek cyrkulacji dolinnej i stokowej (wg F. Defanta). Objaśnienia w tekście 101 Krytycy zarzucają autorowi modelu takie uproszczenia, jak: - „bryłowatą” formę doliny, bez uwzględnienia naturalnych załomów i zakrętów, co oczywiście może wyhamować lub wzmagać prędkość wiatru; - założenie stosunkowo małego nachylenia stoków górskich; - założenie jednostajnego spływu powietrza; - pomijanie wpływu adwekcji powietrza z zewnątrz; - brak uwzględnienia wpływu ocieplenia lub oziębienia adiabatycznego przy zmianie wysokości przepływającego strumienia powietrza. Ulepszony model Defanta uwzględnia adwekcję powietrza i możliwość mieszania się wiatrów stokowych z powietrzem napływającym. Model ten został uzupełniony przez równanie dla prędkości v spływu katabatycznego na stokach o nachyleniu a z rozpatrzeniem wpływu tarcia i grubości warstwy zimnego powietrza. v = Az (6,-0,) . g-------=---¹ sin a cd e₂ (6.2.1.) gdzie: g - przyspieszenie siły ciężkości (9,81m/s²), Az - grubość strumienia zimnego powietrza (m), 0, - temperatura potencjalna niższej warstwy powietrza ( K), 0,- temperatura potencjalna wyższej warstwy powietrza (K), C,- współczynnik tarcia (bezwymiarowy) C₍|=0,0025, a - kąt nachylenia stoku. Taka stosunkowo prosta zależność między prędkością wiatru a kątem (sinusem kąta) nachylenia stoku nie zawsze była adekwatna do obserwowanych prędkości spływów ka-tabatycznych. Dalsze szczegółowe badania przepływów powietrza nad doliną wykazały konieczność uwzględnienia długości stoku, gdyż wykazano, że z krótkich stoków spływ zimnego powietrza będzie zauważalny tylko w skali mikroklimatycznej. E.N. Lawrence (1954, wg R. Barry’ego, 1981) zaproponował zatem wzór na prędkość spływu v: v = (2 g.L.sin a) (T’-T)”|l/² T’ (6.2.2.) gdzie: g - przyspieszenie siły ciężkości (9,81 m/s?), L - długość stoku, a - kąt nachylenia stoku, T - temperatura strumienia powietrza płynącego nad stokiem (K), T’ - temperatura warstwy powietrza otaczającego (K). W późniejszych rozważaniach brano pod uwagę dodatkowo wielkość ocieplenia adiabatycznego przy spływie powietrza w dół stoku lub doliny, z uwzględnieniem różnicy między wartościami gradientów termicznych powietrza spływającego i otaczającego oraz 102 spadku temperatury powietrza wskutek wypromieniowania ciepła z podłoża. Dotyczy to prędkości nocnych spływów, których model opracowali Z. Petkovsek i A. Hocevar (1971, za R. Barrym, 1981): v = (C/({r-y’} sin a) [ 1 - exp (-gt/Cd T (r-y’) sin² a)] (6.2.3.) gdzie: C = (1/Cₚ) (dL/dt) - średnie radiacyjne ochłodzenie warstwy powietrza, Cₚ - ciepło właściwe suchego powietrza przy stałym ciśnieniu, L - strata ciepła przez promieniowanie długofalowe, r - gradient temperatury powietrza opadającego, y’ - gradient temperatury powietrza otaczającego (. 10 ²), Cd - współczynnik tarcia, T - temperatura powietrza otaczającego, bardziej ciepłego, a - kąt nachylenia stoku, t - czas. Prędkość wiatru rośnie wraz z pionowym gradientem temperatury otaczającego powietrza i kątem nachylenia stoku, ale jest odwrotnie proporcjonalna do współczynnika tarcia. Duże prędkości wiatru obserwuje się więc przy katabatycznych spływach na skraju lodowej pokrywy Grenlandii i Antarktydy, gdzie tarcie jest małe. W skali synoptycznej omawiane spływy powietrza mogą być rozpatrywane jako tendencja do obniżania się powierzchni izobarycznych nad obszarami wyniesionymi w ciągu dnia i podwyższania się tych powierzchni w ciągu nocy. Interesująca jest grubość warstwy powietrza wznoszącego się anabatycznie z obszarów położonych niżej. Szacuje się, że grubość warstwy dziennej biorącej udział w ruchu (wiatr dolinny) jest znacznie większa niż grubość warstwy powietrza spływającego katabatycznie (wiatr górski). Grubość ta może wynosić 20-50 m w Alpach, ale z pewnością jest różna w różnych górach świata. Prędkość wiatru dolinnego wynosi 4-6 m/s, a prędkość katabatycznych ruchów powinna być większa. Czas trwania zmiany kierunku ruchu rano i wieczorem (ryc. 6.2.1.) wynosi od 20 do 60 minut. Badanie dopływu ciepła w cyklu dobowym na przepływy powietrza w atmosferze górskiej było rozpatrywane numerycznie przez konstrukcję modeli cyrkulacji w mezo-skali. Do takich modeli, podobnie jak w wyżej przedstawionych, wymagane są dane dotyczące temperatury, pionowych gradientów temperatury, ciśnienia powietrza i szorstkości podłoża, współczynnika lepkości, prędkości wiatru geostroficznego, także rozmiarów pasma górskiego. Modele takie można znaleźć m.in. w pracach klimatologów amerykańskich. Dla powstających ruchów pionowych prądów powietrznych w ciągu dnia góry działają jak wyniesione wysoko źródło ciepła. Szczególnie wysoko jest wyniesione to źródło nad stokiem nawietrznym i nagrzewanym. Znacznie słabsze jest nad stokiem zawietrznym. W nocy opadanie powietrza na zawietrznej wzrasta, gdyż jest wtedy wspomagane przez efekt wzrostu gradientu ciśnienia z powodu oziębienia w szczytowych partiach. Z tego też powodu planetarna warstwa graniczna jest teoretycznie usadawiana na poziomie 600-900 m niżej, na stronie opadającej w dół, niż na nawietrznej. Modyfika 103 cja pola wiatru przez termikę przyziemnej warstwy powietrza i wpływ tarcia podłoża są rozpatrywane na podstawie dywergencji prądów powietrznych, przy zaniedbaniu adwekcji. Z kolei P.C. Manins i B.L. Sawford (1979; za R. Barrym, 1981) rozważali wpływ powierzchni i oziębienia radiacyjnego na ruchy katabatyczne powietrza oraz na modyfikację spływu w dół stoku z powodu turbulencji. Zasadniczym wynikiem ich prac było stwierdzenie, że taki spływ z mocną stratyfikacją blisko podłoża ma charakter dynamiczny, izolowany od powierzchni, a jej wpływ, rozumiany jako „opór powierzchni”, może być zaniedbany. Modele opracowane przez wymienionych autorów uwidaczniają, że grubość warstwy powietrza biorącej udział w ruchu powoli rośnie liniowo z rozprzestrzenianiem się strumieni powietrza (dywergencją) i odległością w dół stoku. Wahania przepływu powietrza stopniowo maleją poprzez zmianę stratyfikacji warstwy powietrza, z powodu włączenia do ruchu powietrza otaczającego badaną warstwę. Zwraca uwagę duża niesymetryczność rozwoju cyrkulacji dziennej, gdyż - w zależności od ekspozycji stoku - w każdej dolinie cyrkulacja rozwija się dość indywidualnie. Nawet w dolinach przebiegających południkowo nasłonecznienie stoku wschodniego i zachodniego może być bardzo nierównomierne, z powodu rozwijającego się w ciągu dnia zachmurzenia. Prędkość spływu strumienia powietrza zależy, jak już wiadomo, od kąta spadku dna doliny i wysokości grzbietów otaczających gómą część doliny. Np. w łagodnie nachylonej dolinie spływ powietrza odbywa się pulsacyjnie, gdyż każdej porcji chłodnego powietrza spływającego w dół odpowiada ruch porcji powietrza wypieranego przez nie do góry, przemieszczającego się w przeciwnym kierunku. Do cyrkulacji górsko-dolinnej zaliczane są wiatry stokowe, zgodnie z modelem De-fanta (ryc. 6.2.1.). Prądy anabatyczne, podążające w górę stoków, najsilniej rozwijają się na stokach południowych (na półkuli północnej) i mają tendencję do przepływów w wąskich strefach określanych jako „kanały wiatrowe”. Bardzo ciekawym przypadkiem silnych ruchów anabatycznych, głównie na stokach południowych, są ciepłe prądy przekraczające obniżenia i przełęcze w paśmie górskim i spływające na stronę przeciwległą. W Alpach takie ciepłe wiatry są znane jako „wiatry engadyńskie”. Górski wiatr wiejący z dużą prędkością między Engadinc a Bergcll w Alpach Retyckich pojawia się w ciągu dnia, wzmocniony po przerzuceniu się przez przełęcz Maloja (1817 m). Wzmocnienie to następuje prawdopodobnie przez połączenie się z cieplejszym powietrzem w dolinie poniżej przełęczy. Silny i ciepły wiatr Maloja nad przełęczą i poniżej, będzie tu wyjątkowo wiatrem górskim (ryc. 6.2.2.). W Tatrach zjawisko to znane jest pod nazwą wiatrów liptowskich. Są one związane z pokonywaniem niższych przełęczy tatrzańskich przez ciepłe wiatry będące efektem cyrkulacji dolinnej w ciągu dnia, w dolinach otwartych na południe. Ciepłe powietrze napływa z południa na stronę północną, np. z rozległej Doliny Cichej w Tatrach Zachodnich do Doliny Kondratowej i Doliny Kasprowej, otwartych na północ. Kryteria wyróżniania wiatrów górskich i dolinnych na obszarze Tatr przedstawił R. Bąkowski (2000). Należą do nich: - antycyklonalna sytuacja synoptyczna, - kierunek wiatru górskiego (o godz. 7.00 i 19.00) zawarty w przedziale 180°-270°, - kierunek wiatru dolinnego (o godz. 13.00) zawarty w przedziale 360°-90°, 104 - prędkość wiatru (na standardowej wysokości wiatromierza) nic większa niż 5 m/s. - zmiana kierunku wiatru na przeciwny w ciągu doby. W przypadku nocnych spływów strumieni chłodnego powietrza powstają zastoiska zimnego powietrza określane jako „dziury mrozowe” lub „kieszenie powietrzne” w zagłębieniach dolinnych. Należy mniemać, że tak częste w polskich Karpatach nazwy „Zimna Dziura”, przysiółków czy polanek u podnóża masywów górskich, mają swoją przyczynę właśnie w tych spływach zimnego powietrza od strony grzbietów górskich... Bardziej szczegółowe badania w górach Japonii (M.M. Yoshino, 1975) wykazały, żc podczas nocnej cyrkulacji, na wysokości między 515 a 830 m n.p.m., może wystąpić zaburzenie spływu powietrza, gdyż istnieje związek pomiędzy cyrkulacją i wyższymi wartościami temperatury na stoku, gdy powietrze wspina się ku górze nad warstwą in-wersyjną. Podwyższona temperatura cechuje tzw. „pas termalny” (rozdział 4). Ruch ten trwa około 4 godzin. W innych górach świata (w Kazachstanie) stwierdzono wytwarzanie się Jeziora” zimnego powietrza u stóp wzniesień, do wysokości około 1/4 wzniesienia. Przyczyną tworzenia się swoistego mechanizmu zarówno ciepłych, jak i zimnych prądów powietrza są różnice gęstości powietrza o różnej temperaturze i różnice w natężeniu bezpośredniego promieniowania słonecznego, otrzymywanego przez stoki o różnej ekspozycji. Ciepłe wiatry dolinne mają tendencję do wzmacniania się częściej w warunkach letniej, ciepłej pogody niż podczas zimy. Prądy zimne są zbyt słabe, aby wyrównać niejednakowe parametry gęstości powietrza, spotęgowane przez zróżnicowane formy 105 podłoża. Istnienie form wypukłych i wklęsłych sprzyja powstawaniu silnych inwersji termicznych. Opisane przez Defanta i późniejszych autorów modele cyrkulacji górsko-dolinncj wskazują na silną zależność tego mechanizmu od ukształtowania doliny. Schemat dziennej cyrkulacji wykazuje dużą regularność w wąskich dolinach o stosunkowo prostym przebiegu. Przepływy wzdłuż doliny są silniejsze niż prądy powietrzne rozwijające się nad stokami, chociaż kąt nachylenia den dolin jest zwykle dużo mniejszy niż kąt nachylenia stoków. W dolinie alpejskiej rzeki Inn wiatr górski wieje do wysokości około 400 m nad dnem doliny. Ponad grzbietami górskimi, przy wiatrach stokowych mogą występować tzw. prądy kompensacyjne, zwane też „antywiatrami”. Są to strumienie powietrza skierowane w przeciwną stronę niż wiatry stokowe, jako rezultat dążenia powietrza do wyrównania gęstości. Nad stokiem może rozwinąć się osobna komórka cyrkulacyjna, „bąbel” ciepłego powietrza wzmocniony przez góme prądy, związane ze zróżnicowaniem nagrzania stoku. Wpływy termiczne zmieniają się, jak już to podkreślono, w cyklu dobowym i sezonowo, wraz ze zmianami dopływu ciepła na stokach i strukturą termiczną w niższej warstwie. Wiatry kompensacyjne są opisywane w górach Ałtaj, w dolinie rzeki Katuń. Należy wspomnieć, że mianem wiatrów kompensacyjnych są określane także wiatry klasyfikowane jako wiatry w skali regionalnej, wiejące od pustyń w stronę wysokich gór Azji Środkowej. Przykładem są wiatry obserwowane na północnych stokach Kun Lun (rozdział 1.1.3.) na wysokości 3000 m n.p.m. Wiatry te wiejąpod kątem 5-10° w stosunku do linii horyzontu, od strony pustyni Takla Makan, z prędkością około 15 m/s (B.P. Alisow et al., 1952). Największe prędkości wiatru dolinnego obserwowano na wysokości od 1/3 do 1/4 wysokości stoku. Istotny jest tu wpływ asymetrii stoków, wymieniony już wpływ współczynnika szorstkości podłoża oraz godzina wschodu i zachodu Słońca, różna w ciągu roku. W terenie więc rośnie stopień komplikacji kształtowania się prądów powietrznych, a modele cyrkulacji stają się tak skomplikowane, że zachodzi konieczność opracowania modelu oddzielnie dla każdego obszaru górskiego, a nawet dla każdej doliny. W tej sytuacji rozpatrywanie cyrkulacji górsko-dolinnej na podstawie modelu Defanta wydaje się bardzo rozsądne. Wyrazem niejednoznaczności systemu wiatrów górskich i dolinnych są bardzo liczne nazwy nadawane takim wiatrom w różnych górach świata. Najwięcej takich „własnych” wiatrów mają doliny alpejskie, ale w każdych górach można znaleźć rodzaj cyrkulacji lokalnej, odznaczającej się pewną odrębnością. Przykładowo: Bayrischer wind to wiatr dolinny w dolinie Ötz, breva di Como, breva di Lecco to wiatry dzienne, wiejące w górę dolin, powyżej dużych jezior alpejskich, tivano to nocny, górski wiatr nad jeziorem Como, Mitternachtswind to ogólna nazwa nocnych stokowych wiatrów w Alpach Bawarskich, Viehtauer Wind, Vintschgauer - to nazwy wiatrów nocnych w dolinach Alp w Austrii, kynuria to chłodny wieczorny wiatr w górach Peloponezu, Talwind- nazwa zstępujących z gór wiatrów w Alzacji i wreszcie terral - nocny, górski wiatr w Andach Chilijskich (D. Martyn, 1977). System lokalnych wiatrów górskich i dolinnych odgrywa istotną rolę wentylacyjną dla mieszkańców osiedli i miast położonych w dolinach lub u wylotu dolin. Przykład szczegółowych badań wpływu chłodnego górskiego, nocnego wiatru na warunki życia we Freiburgu, położonego na zachodniej krawędzi Schwarzwaldu, został przedstawiony 106 w opracowaniu opublikowanym przez zespół autorów (A. Schwab et al., 1996). Zastosowanie sodaru w ciągu pięcioletnich badań doprowadziło do skonstruowania modelu wiatru górskiego Hóllentaller w dolinie górnego Renu, opracowania częstości i zasięgu jego występowania. System cyrkulacji górskiej i dolinnej niekiedy bywa nazywany „bryzą doliny i stoku”. Bardziej jednak przyjęła się nazwa „wiatry górsko-dolinne”. 6.3. Wiatry lodowcowe Do wiatrów powstających nad powierzchniami lodowymi zaliczono wiatry tworzące się nad rozległymi, gładkimi lub bardzo urozmaiconymi powierzchniami lądolodów, a także prądy powietrzne powstające w dolinach górskich, często głęboko wciętych, zajmowanych przez lodowce. 6.3.1. Wiatry nad lądolodami Wiatry opisane w tym rozdziale można zaliczyć do wiatrów górskich ze względu na to, że powstają na spadzistych obszarach, chociaż niekoniecznie są to obszary górskie, a raczej wielkie płaskowyże lodowe lub lodowo-śnieżne. W obszarach polarnych i sub-polamych często mają one bardzo urozmaiconą rzeźbę lodowo-niwalną lub skalną, gdy spod pokrywy lodowej sterczą odporne skały nunataków. Wiatry, które spływają po rozległych powierzchniach ogromnych pokryw lodowych lądolodów i wielkich lodowców w strefach polarnych i w największych górach świata, należą do wiatrów katabatycznych, grawitacyjnych, o charakterze spadowym na skutek dużej gęstości powietrza, niosących mroźne powietrze. Na lodowych pustkowiach Arktyki i Antarktydy spływ może wystąpić nawet na odosobnionych niewielkich wyniesieniach i mroźne powietrze przedostaje się na płaskowyże i tereny niżej położone. Wiatry dostosowują prędkość i kierunek do obniżeń terenowych, mroźne powietrze wypełnia więc wszystkie wklęsłe formy. Są to spływy bardzo zróżnicowane, ale najsilniejsze wiatry pojawiają się zwykle w strefie brzeżnej lądolodów i lodowców i mogą mieć cechy wiatrów fenowych lub bory o bardzo dużej porywistości. Niskopoziomowa inwersja termiczna przyspiesza przepływy strumieni powietrza. Klasyczne opisy wiatrów lodowcowych odnoszą się do wybrzeży Antarktydy. W okolicach Cape Dennison (67°S, 143°E) oraz w innym miejscu na wybrzeżu antark-tycznym, w Mawson (67°S, 63°E), obserwowano wiatry o średniej prędkości przekraczającej 18 m/s, o znacznej stałości kierunku spływu. Wiatry te są rezultatem dużego gradientu ciśnienia, wywołanego intensywną działalnością cyklonalną w rejonie wybrzeży i jednocześnie ześlizgiwaniem się strumieni zimnego powietrza ze stoków lądolodu w stronę oceanu. Silne spływy katabatyczne mogą być zaliczone do jednego z trzech typów wiatrów. A.K. Sterten et al., 1974 (za R. Barry’m, 1981), wyróżniają: 107 - „normalny” spływ katabatyczny, gdy wpływy synoptyczne są raczej słabe, a prędkość wiatru wynosi około 10 m/s w najniższej warstwie powietrza, o grubości około 300 m. Niekiedy spływ katabatyczny może pojawić się nad najniższą warstwą z prędkością wynoszącą około 10 m/s na wysokości 1200-1500 m nad podłożem; - blizzardy - wiatry, których przepływ jest przyspieszony większym gradientem ciśnienia, wskutek uformowania się głębokiego niżu. Efekt wiatrów spadowych jest wtedy zwiększony. Mogą osiągnąć prędkość około 30 m/s; - wiatry o charakterze pulsacyjnym, skokowym (standingjump). Pojawiają się zawirowania widoczne jako ściany pyłu śnieżnego w przemieszczającym się szybko powietrzu z przerwami w postaci ciszy. Tego rodzaju wiatry uformują się wtedy, gdy wystąpi duży gradient temperatury między zimną warstwą opadającego strumienia a cieplejszą warstwą zalegającą wyżej. Chwile ciszy w niżej leżącej mroźnej warstwie można wyjaśnić tym, że powstający wiatr termiczny objawia się w warstwie leżącej kilkaset metrów nad warstwą mroźną, chociaż wiatr ten jest silnie związany z przyziemną inwersją. Widoczne ściany śniegu, wysokości 30-50 m, wskazują na niezwykle silne porywy wiatru, „pulsacje” w przepływie strumieni powietrza. Częste są na wybrzeżach Antarktydy, prędkość tych wiatrów przekracza 50 m/s. Na lądolodzie Grenlandii wiatry katabatyczne odznaczają się mniejszą stałością niż nad Antarktydą. W głębokich fiordach wschodniej Grenlandii występują w około 20% dni w roku. 6.3.2. Wiatry nad lodowcami górskimi Wiatry takie są również zależne od warunków termicznych. Powietrze silnie oziębione nad lodowcem i jego polem firnowym spływa jako zimne. Przy antycyklonalnej sytuacji barycznej, w porze dziennej doby, wtedy gdy istnieją warunki do uruchomienia się wiatru dolinnego, tj. płynącego od dołu doliny, strumienie zimnego powietrza spływają również w dół, zgodnie ze spadkiem doliny z lodowcem. Wypierają one cieplejsze powietrze płynące z dołu, które przemieszcza się wtedy nad zimną warstwą powietrza, ochłodzoną od powierzchni lodowca. Warstwa ciepła, niekiedy kilka warstw, jest na ogół cienka (grubości około 100 m), ale pojedyncze komórki mogą osiągać grubość kilkuset metrów. Nad lodowcem, często w głęboko wciętej i zacienionej dolinie, konwekcja szybko zostaje wygaszona. Tworzenie się chmur konwekcyjnych w tych warunkach nie jest możliwe. Przy większej wilgotności powietrza nad lodowcem może zalegać niska chmura Stratus i mgła. Powyżej, często ponad linią szczytów otaczających dolinę, obserwuje się przepływ wiatru gradientowego. Wiatr lodowcowy jest to więc spływ stosunkowo cienkiego strumienia powietrza, często „zduszonego” przez wiatr powstający w dolnych partiach doliny, nad moreną lub płaszczem roślinności o albedo bardzo różnym od albedo powierzchni jęzora lodowcowego. Taki rozkład prądów powietrznych najlepiej obrazuje trójwarstwowy model (ryc. 6.3.1.). W nocy, gdy wiatr lodowcowy łączy się z wiatrem górskim, spływającym w dół doliny ze szczytów i stoków, strumień powietrza pogrubia się. Wiatr nasila się jako zimny i suchy, porównywalny z efektami wiatru bora. Najmocniejsze i obejmujące największą warstwę powietrza (od 50 do 300 m) wiatry lodowcowe mogą wystąpić wczesnym, 108 Rye. 6.3.1. Wiatr lodowcowy (dzienny) niekiedy późnym popołudniem, gdy ustali się największa różnica temperatury między zimnym podłożem a zalegającym powietrzem. W Alpach obserwowano dwa maksima dobowe różnicy temperatury (przed wschodem i przed zachodem Słońca) i dwa minima (przed północą i przed południem). Tego rodzaju wiatry obserwowano w Alpach, w Górach Skandynawskich, w górach północnej Alaski. Noszą charakterystyczne nazwy odnoszące się do źródeł ich powstania: Firn Wind, Gletscher Wind (w Alpach), glacier wind (w Górach Skalistych), firn wind w Sierra Nevada. Niekiedy, gdy powietrze jest bardziej wilgotne, nad lodowcem utrzymuje się mgła, lub chmura Stratus, pomimo wiatru. Mgliste wiatry’ -Jog wind - są obserwowane jak spływy ze wschodnich stoków andyjskich do kotliny, w której położone jest jezioro Titicaca. 6.4. Bryzy morskie i lądowe na górzystych wybrzeżach morskich Mechanizm tworzenia się wiatrów okresowych, tj. regularnie pojawiających się w pewnym określonym czasie - jest stosunkowo prosty. Zasadniczą przyczyną bryzy morskiej (dziennej) i lądowej (nocnej) jest różnicowanie się temperatury w warstwie powietrza nad zbiornikiem wodnym i nad wybrzeżem lądowym w cyklu dobowym. Pociąga to za sobą zmianę kierunku poziomego gradientu ciśnienia i przepływu strumienia powietrza. Nad płaskim, niewysokim wybrzeżem morskim czy jeziornym zwykle zasięg pionowy bryzy nie przekracza 200-300 m. Inaczej jednak kształtuje się układ prądów powietrznych nad stromym, urwistym i wysokim wybrzeżem lądu czy wyspy. Muszą wtedy wystąpić dodatkowe prądy powietrzne, a cykl dobowy zostaje utrzymany, chociaż staje się funkcją wysokości względnej brzegu morskiego i jego ekspozycji. Sytuacja przedstawiona na ryc. 6.4.1. powstaje najczęściej w strefie zwrotnikowej i podzwrotnikowej, tam gdzie dopływ energii promienistej od Słońca jest stosunkowo wyrównany, a długość dnia i nocy mało zróżnicowana. Podczas bryzy dziennej wiatr od strony zbiornika wodnego formuje się około godziny 8 rano, wiejc w stronę lądu i pokonuje jako prąd anabatyczny wysokie wybrzeże 109 c Ryc. 6.4.1. Bryza morska i lądowa na górzystym wybrzeżu: a - Bryza dzienna, morska w godzinach przedpołudniowych: A - wiatr anabatyczny w warstwie kilkusetmetrowej, na stokach tworzą się chmury Cu hum, B - górny strumień wiatru bryzowego, C - wiatr synoptyczny; b - bryza dzienna w godzinach popołudniowych: A - słabnący wiatr anabatyczny, B - górny strumień bryzy, połączony z wiatrem dolinnym, C - wiatr synoptyczny; c - bryza nocna: A - wiatr katabatyczny oddzielony warstwą inwersyjną D od górnego strumienia bryzowego B łączącego się z wiatrem synoptycznym C 110 z średnią prędkością poniżej lm/s. Około godziny 9, zgodnie z tym, co przedstawiono według modelu Defanta (ryc. 6.2.1.), pojawia się wiatr dolinny zmierzający ku wyższym partiom stoku i wtedy oba strumienie powietrza (bryza i wiatr dolinny) mogą się połączyć. Około południa wiatr może być dość silny. Po południu bryza morska zanika, z tym że najpierw to uspokojenie się przepływu powietrza odbywa się w gómej części stoku. Rozpoczyna się, zgodny z mechanizmem bryzy i cyrkulacji górsko-dolinnej, wieczorny spływ powietrza według prawideł ruchu katabatycznego. Łączą się wtedy strumienie powietrza powstające jako bryza nocna (spływ z góry) i wiatru górskiego (również spływ z góry). Wiatr wiejący w stronę powierzchni wodnej utrzymuje się dwukrotnie dłużej (16 godzin) niż wiatr dzienny pokonujący wysokie wybrzeże. Strumień powietrza wspinającego się jest jednocześnie prawie dwukrotnie węższy niż strumień powietrza opadającego. Jednak bryza morska dociera nieco dalej w głąb lądu niż bryza lądowa nad powierzchnię wody. Niewykluczona jest tu silna dywergencja opadającego strumienia powietrza nad szeroką powierzchnią wodną. 6.5. Fala orograficzna Przy przepływie powietrza z pewną prędkością nad obszarem górskim następuje jego zafalowanie. Ruchy falowe mogą powstawać wyłącznie na granicy dwóch różnych co do gęstości ośrodków, nigdy wewnątrz jednego. A więc w atmosferze dochodzi do zafalowania na granicy warstw powietrza o różnej gęstości, a tym samym o różnej temperaturze. Takie warstwowanie powietrza często zachodzi przy zróżnicowaniu gradientów termicznych pionowych, wtedy, gdy na pewnej wysokości w troposferze ustalą się warunki sprzyjające stałej stratyfikacji. Fale mogą mieć długość od kilkuset metrów do kilkudziesięciu kilometrów. W odróżnieniu od fal powstających w atmosferze swobodnej i zwanych falami swobodnymi, fale nad barierami górskimi są określane jako fale wymuszone lub usidlone. Przy przepływie powietrza nad wzniesieniem następuje wzrost jego prędkości i spadek ciśnienia. Wzrost prędkości poziomej wystąpi przy zwężeniu przekroju przepływu, natomiast spadek - przy jego rozszerzeniu. Wzrostowi prędkości towarzyszy zafalowanie poziomego przepływu, a spadkowi prędkości towarzyszą ruchy zstępujące. Nad miejscem tych ostatnich powinny istnieć ruchy powietrza skierowane ku górze wskutek spiętrzenia powietrza. W wyniku działania tych sił nastąpi zassanie powietrza w stronę stoku góry, a potem przepchnięcie go ku dołowi, co przybiera postać fali. Nad zagłębieniami terenowymi wzrasta ciśnienie powietrza, zwiększa się tym samym jego gradient pionowy i nastąpi odkształcenie strumienia powietrza ku górze. Kilka teorii, które powstały w latach czterdziestych i pięćdziesiątych XX stulecia, przedstawia genezę fali górskiej. W późniejszych pracach przedstawiono liczne rozszerzenia i interpretacje tych teorii, dlatego dokonano tu pewnego wyboru opracowań i pozycji literatury. Korzystano głównie z publikacji W. Parczewskiego (1953), R. Barry’ego (1981), M. Schmidta (1982), C.D. Whitemana (2000). Wszyscy autorzy korzystali z wcześniej przedstawianych w literaturze koncepcji teoretycznych i wyników badań w terenie górskim, a powstała kompilacja jest wypadkową wielu dociekań. 111 W koncepcji J. Kiittnera ważną rolę odgrywa założenie, że powietrze jest gazem nieściśliwym, a w przekroju atmosfery można wyróżnić dwie warstwy nieciągłości, powyżej których występuje inwersja termiczna. Ten schemat przedstawia ryc. 6.5.1. Inną teorię przedstawił G. Lyra. Założeniem w jego teorii była dynamika płynącego poziomo, ale jednostajnie, strumienia powietrza jako ośrodka gazowego ściśliwego. Jeżeli taki strumień napotka przeszkodę górską, to musi ulec zafalowaniu, przy czym wystąpi ono w górnej warstwie powietrza, daleko przed przeszkodą górską. Im niżej warstwa ulegnie zafalowaniu, tym bliżej gór to zafalowanie wystąpi. Można w ten sposób wyróżnić prądy wstępujące i zstępujące o różnej amplitudzie, przesunięte w fazie, zależnie od wysokości. Obszar najsilniejszych ruchów wznoszących występuje na wysokości powyżej 4 km - za przeszkodą i na wysokości powyżej 8 km - przed przeszkodą. Model ten został nazwany wykresem pionowych prędkości w przepływie falowym nad pasmem górskim (ryc. 6.5.2.). Określono w nim przebieg zmian pionowego wznoszenia się cząstek powietrza w zależności od położenia względem bariery górskiej. Grzbiety i doliny fal przedstawiają wielkość składowej pionowej prędkości cząstki powietrza w danym punkcie. Cienkie linie wyznaczają granice pola wznoszenia i opadania. Na poziomie najniższym, na wysokości około 1000 m przed pasmem górskim, fala o największej amplitudzie powstaje przed barierą górską. Jednym z teoretyków fali orograficznej był R.S. Scorer. W licznych pracach kolejno rozszerzał swoje hipotezy dotyczące przepływów powietrza nad górami. Według niego warunkiem wystąpienia fali orograficznej jest istnienie równowagi stałej w szerokiej warstwie powietrza, a ściślej - zmniejszanie się stałości równowagi wraz ze wzrostem wysokości i zwiększanie się prędkości wiatru z wysokością. Takich warstw powietrza może być kilka lub - w wyjątkowych przypadkach - nawet kilkanaście (ryc. 6.5.3.). Gdy strumień powietrza w wymuszony sposób, z powodu istniejącej przeszkody górskiej, zostanie zwężony lub rozszerzony, to musi zmienić prędkość przepływu. Przy ciaśniej-szym przekroju przepływu prędkość przepływu rośnie, a przy szerszym przekroju - maleje. Wystąpi zafalowanie strumienia powietrza z prądami wstępującymi i zstępującymi. 112 Fot. 8. Chmury Stratocumulus mammatus, Masyw Centralny, Europa, fot. Izabella Staszczyk Ryc. 6.5.3. Fala orograficzna wg Scorera 113 Jednakże nad obszarem prądów wstępujących powstaną ruchy o kierunku przeciwnym, czyli zstępujące i dlatego w licznych warstwach przepływu ruchy poziome muszą mieć powierzchnie hamujące. Są nimi powierzchnie inwersji termicznych poniżej rozpatrywanych poszczególnych warstw powietrza. Długość fal w atmosferze powstających wzdłuż warstw inwersyjnych można obliczyć w przybliżeniu na podstawie wzoru (W. Parczewski, 1953): X = (TC . Av²/ 2g) [(T + T’)/(T - T’)] (6.5.1) gdzie: X - długość fali w atmosferze, Av - wektorowa różnica prędkości wiatru, T - temperatura w warstwie inwersyjnej (K), T’ - temperatura w warstwie podinwersyjnej (K), g - przyspieszenie siły ciężkości, 9,81 m/s². Jedno z założeń przy korzystaniu z tego wzoru wymaga, by rozpatrywać warstwę podinwersyjną powietrza jako nieruchomą, o stałej temperaturze 273K (0°C). Długość fal rośnie wraz ze zmniejszaniem się różnicy temperatury warstw. Znaczniejszy wzrost długości fali wystąpi ze wzrostem wektorowej różnicy prędkości wiatru między warstwami powietrza. Dłuższym falom na ogół towarzyszą silniejsze ruchy pionowe w porównaniu z ruchami fal krótkich. W warunkach równowagi stałej lub przy inwersyjnym wzroście temperatury cząstka powietrza pobudzona do ruchu falowego dość szybko powraca do pierwotnego położenia, czego skutkiem są fale o mniejszej długości. Przy większym pionowym gradiencie temperatury cząstki wolniej powracają do pierwotnego położenia, co objawia się wzrostem długości fali. Gdy pionowy gradient temperatury zmieni się i w powietrzu panuje równowaga chwiejna, to cząstki powietrza pobudzone do ruchu nie wracają do położenia wyjściowego, lecz dążą w górę i ruch falowy zanika. Długość fal rośnie w ciągu dnia. Następuje to w związku ze zmianą temperatury w ciągu dnia w niższej troposferze. Wieczorem długość fal może się stopniowo zmniejszać. Długość fal jest różna na różnych poziomach - od 2 do kilkunastu kilometrów. Z rozpatrywanych parametrów fali, jej długość wydaje się najbardziej interesująca, ale z ruchu cząstek powietrza, w którym formują się chmury, można wyliczyć okres fali, zależnej od prędkości przepływu powietrza - ściślej od składowych poziomych i pionowych prędkości przepływu strumienia powietrza. Prędkość wznoszenia jest zależna od składowej pionowej i będzie większa na fali o większej amplitudzie, ale jednocześnie wpływa na nią wielkość bariery terenowej. W wysokich górach amplitudy fali mogą być większe, a tym samym większa ich prędkość wznoszenia się. Od wysokości gór zależy maksymalny zasięg fali. Falowanie może sięgać wysokości równej 21 -krotnej wysokości względnej góry. Jeżeli przepływ odbywa się w stosunkowo cienkiej warstwie (grubości 2-4 km), to po stronie zawietrznej góry mogą powstać charakterystyczne wiry zwane rotorami, natomiast nie wykształci się fala. W warunkach zróżnicowanej topografii potężnego łańcucha górskiego może dojść do interferencji fal, tj. wzmocnienia lub osłabienia biegnących jedna za drugą fal, które powstały za poszczególnymi grupami szczytów (ryc. 6.5.4.). 114 A B Ryc. 6.5.4. Interferencja fal orograficznych Scorer rozpatrywał falę orograficzną na zawietrznej jako falę wymuszoną, którą można traktować jako strumień powietrza skierowany w dół wzdłuż stoków górskich i z kolei wznoszący się po przebyciu pewnej odległości. Wyprowadził teoretyczny parametr l (lub L), który określono jako czynnik stałości stabilności atmosfery. f-= l/v² [g/T (f-y)] (6.5.2) gdzie: v - prędkość horyzontalnego przepływu strumienia powietrza, prostopadłego do bariery górskiej, g - przyspieszenie ziemskie, 9,81 m/s², r - gradient temperatury powietrza adiabatyczny, y - gradient temperatury powietrza zmierzony, T - temperatura powietrza (K). Parametr P (pomnożony przez 10⁶) najczęściej przybiera wartości w przedziale od około 1 do 0,05 km¹, w przekroju pionowym. W parametrze /², nazwanym parametrem Scorera, często dodatkowo podawana jest wartość charakteryzująca prędkość wznoszącego się prądu powietrznego (o²v/uz² - przy 115 rost prędkości v na pewną odległość z). Jeżeli parametr P maleje z wysokością, to fala orograficzna utrzymuje się, przy jednoczesnym wzroście prędkości wiatru, jeżeli natomiast parametr ten rośnie z wysokością - to falowanie zanika. W tych okolicznościach powietrze o małej zawartości pary wodnej, które spłynie w dół po zawietrznej, może ulec adiabatycznemu ogrzaniu się i wtedy w górach wystąpią efekty fenowe. Jeszcze inny model przedstawiający możliwości wystąpienia fali orograficznej przedstawił czeski meteorolog J. Fórchtgott, wykorzystując wcześniejsze badania Karmana i Petrenki (według R.Barry’ego, 1981; M. Schmidta, 1982). Model ten został opracowany na podstawie teoretycznych rozważań i empirycznych badań (ryc. 6.5.5.). Strumienie powietrza o niewielkiej prędkości v, zmierzające w stronę bariery górskiej, przepływając spokojnie nad nią, ulegają stosunkowo słabym odkształceniom nad górami. Po stronie zawietrznej linie prądów wracajądo poziomego przepływu (ryc. 6.5.5. A). Jest to przepływ laminarny z ugięciem warstw powietrza nad barierą. Gdy prędkość wiatru v zwiększa się i następuje wyraźne przyspieszenie przepływu wraz ze wzrostem wysokości, ale prędkość jest raczej umiarkowana, wtedy po zawietrznej strumienie powietrza ulegają skręceniu i mogą powstać wiry o poziomych osiach równoległych do pasma górskiego, o walcowatym kształcie (ryc. 6.5.5.B). Ten rodzaj przepływu jest określany jako przepływ falowy lub przepływ ze stojącym wirem. Gdy prędkość wiatru rośnie jeszcze bardziej, ale wysokość przepływającego strumienia powietrza nie osiąga czterokrotnej wysokości pasma górskiego - powstaje zafalowanie, które może rozciągać się nawet na dziesiątki kilometrów. Zafalowanie może objąć także górne warstwy tropos-fery, o ile zostanie zachowany warunek zmniejszania się stałości stratyfikacji powietrza. W wysokiej troposferze powstają chmury Altocumulus lenticularis, przy wirach mogą utworzyć się chmury Cumulus fractus, najczęściej określane jako Cumulus rotorus. Taki rodzaj przepływu został zakwalifikowany jako przepływ wirowy (ryc. 6.5.5.C). W dolinach fal powstaną wiry o cyklonalnym układzie prądów, a w grzbietach fal - wiry o układzie antycyklonalnym. Przy tym rodzaju przepływu zmiana poziomej składowej wiatru jest większa tylko w dolnych warstwach powietrza, natomiast prędkość wiatru v w wyższych warstwach zmienia się nieznacznie. Gdy prędkość przepływu powietrza w niższych warstwach (do linii szczytów górskich) jest bardziej stała, wtedy po zawietrznej stronie rozwijają się wyraźne wiry zwane rotorami, których zagęszczenie po tej stronie gór może być znaczne, co więcej - przeciwskrętne wiry mogą powstać na tym samym poziomie. Taki rodzaj przepływu jest nazywany przepływem rotorowym (ryc. 6.5.5.D). W modelu Fórchtgotta znaczną rolę odgrywają więc następujące cechy przepływu: - prędkość wiatru w pionowym profilu troposfery, - grubość przemieszczającego się strumienia powietrza, zwłaszcza w stosunku do wysokości bariery górskiej, - wysokość i kształt bariery górskiej. Gdy grubość przemieszczającej się warstwy powietrza spadnie poniżej wartości pół-torakrotnej wysokości pasma górskiego, może ukształtować się nieregularny przepływ z rotorami, bez cech stabilności. Jest to rodzaj przepływu chaotycznego. Opisany model został wykorzystany do skonstruowania nomogramu mającego zastosowanie przy planowaniu lotów szybowcowych (ryc. 6.5.6.). Z nomogramu można określić rodzaj przepływu strumienia powietrza nad górami nawet o znacznej wysokości, przy założeniu, że jego prędkość jest większa od 5 m/s. 116 Ryc. 6.5.5. Rodzaje przepływów powietrza nad barierą górską (wg Fórchtgotta). Objaśnienia w tekście 117 Ryc. 6.5.6. Nomogram Forchtgótta do określania rodzajów przepływów powietrza w troposferze. Objaśnienia w tekście Na osi poziomej nomogramu zaznaczono prędkość wiatru w m/s. Lewa oś pionowa opisuje wysokość przeszkody górskiej (h). Prawa oś pionowa opisuje grubość strumienia powietrza przemieszczającego się nad górami (H). Dodatkowo, z boku prawej strony nomogramu, narysowany jest wykres pomocniczy - oś (H+h), który pozwala określić wartość H ze znanej w konkretnym przypadku wartości (H+h). Krzywa prędkości wiatru E rozdziela pola oznaczone I, II, III odpowiadające tym rodzajom przepływów od pola po prawej stronie wyznaczającego możliwość przepływu według rodzaju IV (rotorowego). Np. (przykład wg M. Schmidta, 1982) - wysokość góry wynosi 0,5 km i od punktu oznaczającego tę wysokość prowadzi się prostą równoległą C do osi poziomej. Położenie punktu na polu po prawej stronie od krzywej E i powyżej prostej C oznacza możliwość przepływu rotorowego, natomiast prosta równoległa do osi h poprowadzona od punktu C oddziela pola wyznaczające możliwość przepływu rotorowego od pól wyznaczających przepływ wirowy i falowy. Podstawą do określenia rodzaju przepływu jest więc znajomość wysokości gór i prędkości wiatru. Pewną niedogodnością jest założenie stałej prędkości wiatru, co w praktyce jest rzadko spotykane. Nomogram ten został skonstruowany przede wszystkim dla szybowników, wykorzystujących prądy powietrzne, ale przydatny jest także dla innych użytkowników przestrzeni powietrznej w obszarach górskich w celu określenia warunków atmosferycznych w planowanym czasie lotów. 118 6.6. Wiatry przełęczowe i tunelowe Wiatry takie powstają wskutek przyspieszonego przepływu powietrza w zwężeniach, które stwarza urozmaicona rzeźba górska. Bardzo często wiatr przełęczowy powstaje jako integralna część wiatru dolinnego, wiejącego w górę doliny, a potem spadającego raptownie w dół doliny po przeciwnej stronie grzbietu. Zgodnie z efektem Bemoulliego (Venturiego-Bemoulliego), przepływ ulega przyspieszeniu tym większemu, im bardziej wzmaga się prędkość wiatru (ryc. 6.6.1.). Duże prędkości takich wiatrów mogą generować na stokach, lub w górnych częściach dolin, pojedyncze wiry o niewielkich średnicach i osiach pionowych. Wiatr ten odznacza się dużą porywistością. Liczne ludowe nazwy spotykane w Karpatach (wiater, lej, halniak, wietrznica, dujawica) odnoszą się do gwałtownych porywów o niewielkim zasięgu. Podobne oddziaływanie mogą mieć wiatry stokowe, o ile osiągną odpowiednią prędkość. Wiatry powstające w głęboko wciętych przełęczach określane są często jako tunelowe. Przepływ powietrza osiąga wtedy duże prędkości. Wiatr taki może porwać przebywających tam ludzi, utrudnia poruszanie się, a w wysokich górach uniemożliwia oddychanie. Alpiniści przedostający się na drugą stronę grani opisują niesamowite kontrasty, związane z efektem osłonowym grzbietu - po jednej stronie grzbietu górskiego cisza i spokojne powietrze, po zawietrznej - ogromna prędkość i huk przewalającego się strumienia powietrznego, zwłaszcza przez wąskie przełęcze. W Andach wiatry przełęczowe zwane sąjunta. Górski lub dolinny wiatr wiejący w głębokich kanionach, ulegający wzmocnieniu wskutek ograniczenia przepływu przez wysokie ściany takiej doliny, został nazwany wiatrem kanionowym lub wąwozowym. Jeżeli dolina ma kręty przebieg, wtedy prędkość wiatru jest bardzo zmienna - w niektórych miejscach, chronionych załomem zbocza panuje cisza, a w innych - nagłe, gwałtowne uderzenia. Wiatr gradientowy, wiejący wzdłuż pasma górskiego, może ulec dywergencji nad dolinami i wtedy dochodzi do gwałtownych zawirowań w ich obrębie (ryc. 6.6.2.). W większej skali, w Azji, na znacznej przestrzeni kilkuset kilometrów wieje ibe, zaliczany do wiatrów tunelowych o cechach feno- 119 Wyż Ryc. 6.6.2. Wiatr tunelowy wych, wiejący w Bramie Dżungarskiej ze wschodu i południowego wschodu. W alpejskiej dolinie Maurienne (Alpy Francuskie) powstaje silny, zachodni wiatr dolinny mau-rienne, wzmagany przez efekt tunelowy w łukowato biegnącej, głęboko wciętej dolinie. Do wiatrów tunelowych można zaliczyć także wiatry jaskiniowe. Są to strumienie powietrza wydobywające się z jaskiń wtedy, gdy powietrze w jaskini jest znacznie chłodniejsze od powietrza zewnętrznego. Strumień powietrza może osiągnąć dużą prędkość, jeżeli otwór w jaskini jest szczeliną pionowo przecinającą skałę. 120 ROZDZIAŁ 7 Warunki nefologiczne w górach Na podstawie licznych obserwacji wizualnych zachmurzenia wyróżniono nietypowe gatunki i odmiany chmur oraz stwierdzono bardzo zmienny stopień zachmurzenia w obszarach górskich na wszystkich kontynentach. Przyczyny tego zjawiska związane są z intensywnymi procesami fizycznymi zachodzącymi w atmosferze górskiej. Należy do nich konwekcja - prowadząca do kondensacji pary wodnej na różnych poziomach oraz cyrkulacja - prowadząca do zmiany warunków synoptycznych przez adwekcję mas powietrza o innych właściwościach fizycznych, modyfikowanych przez bariery górskie. Wysokość podstawy chmur i powstawanie ich w niektórych eksponowanych miejscach niemal w ciągły sposób, wiążą się także z czynnikami pozacyrkulacyjnymi. Wyniesienie gór, zwłaszcza zróżnicowanie ich wysokości, także ekspozycja stoków i ich orientacja w stosunku do przeważających kierunków wiatrów należą do czynników pierwszorzędnych. Drugorzędną, ale bardzo istotną rolę odgrywają właściwości podłoża, w tym przede wszystkim jego niejednorodność. Bardzo urozmaicona topografia gór, a więc duża ilość obniżeń, zagłębień, przewężeń, ostrych turni, rozległość zdenudowanych powierzchni, stoki skalne lub zaśnieżone o różnej długości i ekspozycji dają całą gamę jakościowych wpływów na kształtowanie się bilansu energetycznego systemu litosfera - atmosfera. Niemały jest także wpływ części biosfery, bowiem niejednorodna pokrywa roślinna -lasy, łąki, roślinność tundrowa w wyższych piętrach górskich - wpływa na zróżnicowanie ewapotranspiracji, a pośrednio na szczególne warunki nefologiczne. Wymienione czynniki powodują lokalne ruchy konwekcyjne, intensywną turbulencję dynamiczną i termiczną. Takie procesy prowadzą nieuchronnie do rozwoju chmur, często burzowych, i występowania opadów. W klimatach podzwrotnikowych podstawa chmur niskich kształtuje się na wysokości 500-700 m na wybrzeżach i na wysokości 600-1000 m w głębi lądu. Nad wyżynami i płaskowyżami powstająchmury podobne do „nizinnych”, ale wielu obserwatorów zwraca uwagę na charakterystyczne podwyższenie się ich podstawy w troposferze. Wysokość względna chmur kłębiastych wynosi np. 800-1500 m nad podłożem, ale oczywiście do ich wysokości bezwzględnej należy dodać wysokość płaskowyżu n.p.m., co niejednokrotnie podwyższa wysokość podstawy tych niskich chmur nawet ponad 3000 m. 7.1. Chmury orograficzne Szczegółowe badania w różnych obszarach górskich na świecie doprowadziły do wyróżnienia chmur konwekcyjnych (cumuliformis), turbulencyjnych (np. Stratocumulus orographicus) i strzępiastych {fractus\ Nie zawsze jest możliwe rozróżnienie wpływu 121 Ryc. 7.1.1. Rodzaje chmur w troposferze warunków lokalnych i sytuacji synoptycznych na powstanie określonych rodzajów chmur w górach. Formowanie się niektórych chmur, a raczej zespołów chmur, może być ściśle związane z przepływem masy powietrza nad górami. Takie chmury określane są jako orograficzne, a przyczyny ich występowania są dość dobrze zbadane. Są one zaliczane do chmur stacjonarnych, ulegających transformacji nad powierzchnią szczytów górskich i zanikających po zawietrznej stronie gór, lub pojawiających się tylko po zawietrznej. Gdy powietrze o określonej zawartości pary wodnej jest zmuszone do pokonywania bariery górskiej i osiągnie poziom kondensacji wyznaczający zwykle poziom podstawy chmur, wtedy powstaje tzw. wał fenowy - zespół chmur tworzący widoczną czapę chmur, ściśle przylegającą do stoków i przełęczy, a dającą wrażenie „przelewania się” chmur przez obniżenia. Odmianą wału fenowego jest „mur halny”, często obserwowany po obu stronach Tatr. Są to chmury Sc o dużej rozciągłości poziomej, często przekształcające się w chmury Ns, a nawet Cb (ryc. 7.1.2.), dające opad. Jeśli wodność chmur nie jest wystarczająca, może dojść do utworzenia się wału fenowego zarówno po stronie nawietrznej, jak i zawietrznej. Gdy opad wystąpi po stronie nawietrznej, to na stronę przeciwną będzie się przemieszczać już osuszone powietrze. Przy opadaniu podlega ono adiabatycznemu ogrzewaniu. Chmury najczęściej zanikną lub przybiorą postać odmiany fibratus. Wyniosłe górskie szczyty wpływają na przemieszczające się powietrze w ten sposób, że utworzy się „sztandar chmurowy”, urozmaicający krajobraz górski, fotografowany często w Alpach czy Himalajach. Wysokie chmury „przyczepione” do szczytów zaliczane są do odmiany Altocumulus cirriformis. Nad Etną na Sycylii takie malownicze chmury noszą nazwę contessa del vento. Często układają się równolegle do pasma górskiego lub nad samym pasmem. Rozległość tych chmur i powtarzanie się ich charakterystycznych form w pewnych odległościach w troposferze zależy od wilgotności powietrza. 122 Chmury falowe - Altocumulus lenticularis (Ac len) Na wysokości kilku kilometrów po stronie zawietrznej przy zafalowaniu powietrza powstają bardzo charakterystyczne dla obszarów górskich chmury o soczcwkowatej postaci -Altocumulus lenticularis (Ac len). Chmury te często określane są jako stacjonarne lub quasistacjonarne z powodu dość długiego utrzymywania się w troposferze. Najwyraźniejszy kształt mają wtedy, gdy wilgotność względna powietrza wynosi 30-60%. Niekiedy widoczna jest tylko jedna soczewkowata chmura nad szczytem górskim, czasem jest to układ chmur - jedna nad drugą. Daje to formację spiętrzonych talerzy lub misek nad szczytem, często opalizujących na brzegach (piles of plates - stos talerzy). Takie piętrowe układy występują, gdy zafalowanie obejmuje kilka warstw powietrza o zróżnicowanej gęstości. Często są obserwowane w warunkach polarnych, szczególnie na wybrzeżach Antarktydy. Chmury Ac len powstają zwykle na wysokości powyżej 3 km (4-7 km), ale identyfikowano je nawet na wysokości 10 km. Rozciągłość pozioma w troposferze dochodzi do 100 km. Grubość takiej chmury wynosi średnio 200-600 m, czasem nawet 1000 m. Niekiedy soczewkowatym chmurom towarzyszą chmury innego rodzaju, np. Sc, lub odmiana Ac cirriformis. W przypadku gdy dojdzie do powstania fali orograficznej, mogą utworzyć się także chmury niskie Cu rot. Przednie, ostro zakończone brzegi chmury są wyżej wzniesione od tylnych o około 100-200 m. Te krawędzie chmury zazwyczaj są silnie postrzępione, dlatego że część chmury po znalezieniu się poniżej poziomu kondensacji wyparowuje dopiero po pewnym czasie. Rozległość i grubość tych chmur zależy od wystąpienia zafalowania, położenia poziomu kondesacji w troposferze, a tym samym od ilości pary wodnej w powietrzu. Gdy poziom kondensacji zalega ponad grzbietami fali orograficznej, wówczas chmura nie powstanie, natomiast gdy poziom kondensacji przecina część grzbietu fali, a doliny fali znajdą się poniżej tego poziomu, wówczas powstaną Ac len ukształtowane jako pojedyn 123 cze soczewki. Gdy poziom kondensacji zalega bardzo nisko, to zarówno grzbiety, jak i doliny fali znajdą się ponad tym poziomem i na niebie rozciągnie się jednolita warstwa chmur z jaśniejszymi i ciemniejszymi pasmami. Układ chmur Ac len utrzymuje się tak długo, jak długo trwa określony stan troposfery, a więc stan równowagi, wilgotność, prędkość przepływu powietrza. Po zmianie warunków w atmosferze, np. po przyspieszeniu wiatru, może dojść do zmiany parametrów fali. Grzbiet jej oddali się od pasma górskiego i nastąpi przemieszczenie się soczewkowatej chmury. Chmury soczewkowate mogą tworzyć się w dwojaki sposób (W. Parczewski, 1953). Większość z nich związana jest z wymuszonymi ruchami falowymi, zgodnie z tym, co przedstawiono powyżej. Niektóre z nich mogą powstać z przeistoczenia się już powstałych chmur, wtedy gdy znajdą się w zasięgu wymuszonych ruchów falowych. To wyjaśnia obserwowane formy soczewkowate (Ac len) w chmurach As. Układ tych chmur może podlegać ruchom oscylacyjnym i utrzymywać się tak długo, jak na to pozwalają określone warunki termiczno-wilgotnościowe, tj. stan równowagi, a także prędkość wiatru. Gdy nastąpi pewna zmiana warunków, np. zmiana prędkości wiatru, wtedy może dojść do wydłużenia fali, a jej grzbiet oddali się od pasma górskiego. Przesunięcie się grzbietu fali powoduje jednoczesne przesunięcie się całej soczewki. Chmury te mogą również tworzyć się w warunkach zafalowania w atmosferze swobodnej, przy falach niewymuszonych. Warunkiem jest istnienie dużego pionowego gradientu termicznego w warstwach termicznych w atmosferze. Fragmenty chmur niskich lub średnich znajdujących się przy podstawie mogą przybrać charakterystyczne zaokrąglone kształty przypominające wymiona lub duże grona. Tworzy się odmiana zwana mammatus. Zdarzają się także inne postacie chmur przeobrażonych z chmur soczewkowatych. Mianowicie od podstawy chmur wyrastają smukłe niewielkie wieżyczki, określane jako castellatus. W. Parczewski (1953) wyróżnia jeszcze inną odmianę chmur soczewkowatych, które nazywa antymmatus. Odznaczają się wypukłościami zwróconymi ponad podstawę chmur, zalegających poniżej. Przy całkowitym pokryciu nieba przez chmury mogą być jedyną oznaką wymuszonych ruchach falowych. Na ogół chmury soczewkowate są zapowiedzią pogorszenia się pogody. Chmury rotorowe - Cumulus rotorus (Cu rot) Chmury te towarzyszą fali orograficznej przy określonej prędkości wiatru (ryc. 6.5.5.) i rodzaju przepływu powietrza. Po zawietrznej stronie występują prądy opadające z prędkością 5-10 m/s. Tworzą się wiry o osiach ułożonych poziomo, czyli rotory. Na ich krawędziach pojawiają się białe strzępki, najczęściej zaliczane do rodzaju Cumulus fractus (Cu fra), ale jako ściśle związane z rotorami uzyskały nazwę chmur rotorowych (Cu rot). Podstawa tych chmur to poziom 1000-1500 m. Nieustannie zmieniają swój kształt, pojawiają się i zanikają, co świadczy o silnej turbulencji w troposferze. Podstawy tych chmur znajdują się nisko, pod chmurami Ac len, czyli pod grzbietami fal, ale na szczytach rotorów. Po oderwaniu się rotoru po zawietrznej na ogół szybko zanikają. Gdy wiatr wieje w kierunku zbliżonym do równoległego do pasma górskiego, następuje zsuwanie się strzępów chmur Cu rot wzdłuż poziomej osi rotoru, równoległej do przebiegu gór. Mogą 124 wtedy układać się w postaci wałków nanizanych na niewidzialną oś. Dzieje się tak wtedy, gdy wewnątrz rotorów prędkość prądów wstępujących i zstępujących jest taka sama. Parczewski (1953) podaje, że tzw. szlaki chmur Cu na obszarze Karpat i na ich prze-polu występują najczęściej przy wietrze północno-wschodnim, wiejącym równolegle do pasm górskich tworzących ten łańcuch. Napływa wtedy chłodne, raczej suche, powietrze kontynentalne. Powstawanie chmur rotorowych świadczy o silnym rozwoju wymuszonych fal orograficznych. W szczególnie sprzyjających warunkach mogą układać się na jednym poziomie w rzędzie, wtedy gdy prędkość prądów wstępujących i zstępujących jest identyczna. Prędkość ta w przybliżeniu wynosi 3-5 m/s. 7.2. Rozwój chmur w ciągu doby Chmury rozwijające się podczas pogodnego letniego dnia są ściśle związane z wiatrami dolinnymi i stokowymi, które pojawiają się wskutek wymuszonego unoszenia się ciepłego powietrza nad nagrzaną niższą częścią dna doliny i nad stokami o odpowiedniej ekspozycji (rozdział 6.6.2.). Model rozwoju chmur Cu, związanych z powstawaniem wiatrów dolinnych w ciągu dnia, został przedstawiony na ryc. 7.2.1. Wyzwalanie się termicznych prądów pionowych zależne jest od zróżnicowania temperatury powietrza w warstwie przyziemnej. W terenie górskim takie zróżnicowanie jest bardzo częstym zjawiskiem. Przyczyną tego jest zmienność kąta nachylenia zboczy dolin i ich ekspozycji, a to z kolei różnicuje przyjmowane natężenie promieniowania słonecznego (rozdział 2). Jeżeli powierzchnia stoków jest w określonej porze dnia prostopadle ustawiona do wiązki promieni słonecznych, to nasłonecznienie tej powierzchni wynosi 100%, podczas gdy sąsiednie części stoku mogą otrzymywać zaledwie 20-30% tego nasłonecznienia. Podłoże może mieć bardzo niejednolitą pokrywę stokową (trawa, lita skała, rumosz), a ponadto części stoku mogą być osłonięte przez zwartą roślinność, drzewa, co z kolei powoduje zróżnicowanie albedo. Termiczny czynnik może być wzmocniony przez napływ strumienia czy „poduszki” ciepłego powietrza i wtedy działanie termiczne i dynamiczne kumuluje się, doprowadza- V Ryc. 7.2.1. Rozwój chmur kłębiastych przy wietrze dolinnym 125 jąc do wzniesienia się ciepłego, często wilgotnego powietrza powyżej poziomu kondensacji, co już jest prostą wskazówką do wyjaśnienia rozwoju chmur kłębiastych w ciągu dnia. Kondensacja wyzwala ciepło utajone, które staje się przyczyną dalszego wznoszenia się powietrza do góry i rozbudowy chmur kłębiastych Cu med, Cu eon a także Cb. Co więcej, poniżej podstawy chmury powstajątzw. kominy chmurowe (nazwa nadana przez szybowników), które rozwijają się w dół. Często poniżej chmury wytwarza się rotor (wir) o osi poziomej, który może zasysać powietrze spod przedniej części chmury i opadać pod tylną jej częścią. Dla obserwatora na powierzchni ziemi objawia się to gwałtownym podmuchem i skrętem kierunku wiatru. Wzrost chmury w środku dnia jest zależny od prędkości prądów i od zawartości pary wodnej w kominie termicznym. Gdy pod koniec dnia ustaną bodźce powodujące prądy wznoszące i wiry - rozwój chmury zanika i wieczór staje się pogodny. Taki model rozwoju chmur kłębiastych podczas pogodnego dnia jest dobrze skorelowany z modelem rozwoju cyrkulacji górskiej i dolinnej, przedstawionym przez Defanta (rozdział 6.2., ryc. 6.2.1.). 7.3. Gęstość optyczna chmur Pojęcie to oznacza stopień, w jakim chmura redukuje przenikanie przez nią światła. Pomaga lotnikom na określenie wartości widzialności wewnątrz chmury i wnioskowanie o zjawiskach pogodowych, jakie mogą się zdarzyć w najbliższym czasie (H. Jafemik et al., 2000). Może być także pomocą dla turystów, wspinaczy lub uprawiających sporty zimowe. Jest ściśle zależna od rozmiarów, postaci, wodności chmur, składników ją budujących. Jakościowa skala gęstości optycznej jest logiczna i związana z rodzajami chmur: - chmura bardzo rzadka - błękit nieba słabo widoczny, ale widzialność jest zadowalająca. Najczęściej dają ją chmury wysokie, cienkie; - chmura rzadka - błękit nieba niewidoczny, chmura biała lub szara, jasna, światło przenikające przez nią daje cienie na ziemi, widzialność w chmurze zadowalająca; - chmura umiarkowanej gęstości - daje wyraźne zacienienie, ale ogólna jasność jest znaczna. Chmura jasnoszara, widzialność może być zadowalająca lub zła; - chmura gęsta - daje duże zacienienie. W rozległej warstwie ma barwę ciemnoszarą, gdy występuje z przerwami lub pojedynczo, to oświetlone przez Słońce części są białe i błyszczące, widzialność jest zła lub bardzo zła; - chmura bardzo gęsta - ciemna, z wyjątkiem fragmentów oświetlonych przez Słońca, wygląd ponury i groźny, widzialność zła i bardzo zła. Obserwowane na zdjęciach satelitarnych chmury są niejednokrotnie trudne do rozpoznania. Łatwiej zidentyfikować chmury, których wierzchołki rzucają cienie na jednolitą niższą powłokę chmur. Są to najczęściej wypiętrzone chmury kłębiaste Cu eon, potężnie rozbudowane chmury burzowe Cb, z wysokimi „wieżami”- określane jako TCb (Tower Cumulunimbus). Wysokie szczyty górskie bardzo często wznoszą się ponad chmury o niskiej podstawie, pojedyncze chmury kłębiaste i zwartą powłokę chmur warstwowych, najczęściej należących do rodzaju As. Pod pojęciem widzialności rozumiana jest graniczna odległość - pozioma, pionowa lub skośna, mierzona od oka obserwatora do obiektu położonego w takiej odległości, 126 w której jego kontury są jeszcze dobrze widoczne (H. Jafemik et al., 2000). Gdy obiekt nie jest odróżniany od tła, nie można już określić jego odległości. Jest to oczywiście możliwe w warunkach światła dziennego, natomiast w nocy określa się widzialność na podstawie dostrzegania źródeł światła o znanej intensywności. Podczas obserwacji meteorologicznych dotyczących widzialności wyznaczone są w znanych odległościach tzw. repery, które pozwalają odnieść ich dostrzeganie do odpowiedniej skali. Dotyczy to tylko widzialności poziomej, inaczej - widzialności meteorologicznej. W górach nietrudno o repery (iglice skalne, wyniosłości na grzbietach gór, wysokie pojedyncze drzewa itp.), natomiast widzialność zmienia się w bardzo dużym zakresie, głównie z powodu szybko zmieniających się warunków pogodowych i zachmurzenia. Duża zawartość aerozoli, pyłów pochodzenia naturalnego i antropogenicznego daje poważne zmniejszenie widzialności, również w górach. W obszarach wulkanicznych, po pyłowych erupcjach wulkanów, ograniczenie widzialności w atmosferze staje się poważnym problemem, tym bardziej że pyły wulkaniczne są aktywnymi jądrami kondensacji, generującymi chmury opadowe. 7.4. Przebieg zachmurzenia w ciągu roku Przebieg zachmurzenia w ciągu roku jest związany z warunkami cyrkulacyjnymi strefy geograficznej i regionu, w którym znajdują się góry. Dochodzą tu jeszcze dodatkowe czynniki rządzące klimatami gór, do których należy opisana cyrkulacja górska i dolinna, powstawanie wiatrów fenowych, mgły adwekcyjne i radiacyjne. Zachmurzenie w poszczególnych piętrach hipsometrycznych zależne jest również od najczęściej kształtującego się poziomu kondensacji chmur. Zespół tych czynników naturalnych i brak regularnych obserwacji meteorologicznych w wielu punktach jest przyczyną trudności w określeniu wielkości średniego zachmurzenia. Obserwacje ze stacji naziemnych w obszarach górskich obarczone są pewnymi błędami, większymi wówczas, gdy dane wyjściowe pochodzą tylko z trzech terminów w ciągu dnia. J. Orliczowa (Tatrzański Park Narodowy, 1962) wyróżnia w Tatrach trzy piętra według stopnia zachmurzenia i usłonecznienia: - piętro najniższe obejmujące formy dolinne i kotliny do 1100 m n.p.n.; - piętro średnie, między 1100 a 1400 (1500) m n.pm., ponad poziomem inwersji termicznej i wilgotnościowej, z chmurami uwarunkowanymi inwersją i częstymi mgłami; - piętro powyżej 1500 m n.p.m., z warunkami bardzo zbliżonymi do swobodnej atmosfery. Na podstawie danych ze stacji rozmieszczonych w polskich Karpatach stwierdzono, że zachmurzenie rośnie wraz z wysokością, ale rozkład w poszczególnych miesiącach nie jest jednakowy. Średnie roczne zachmurzenie wynosi od 58% u podnóża Pienin, do 72% na izolowanym szczycie Beskidu Wyspowego. Zachmurzenie w miesiącach wiosennych jest większe (71-75% w marcu, kwietniu, maju) niż w miesiącach jesiennych (56% we wrześniu i 54% w październiku), co wynika z przyczyn cyrkulacyjnych (J. Trepińska, 1980). Ogólnie w Karpatach, również w Sudetach, stwierdzono większe zachmurzenie (średnio) w miesiącach od maja do lipca, najmniejsze w przebiegu rocznym - we wrześniu i w październiku. 127 W górach strefy monsunowej, co jest oczywiste, obserwuje się wyraźną przewagę zachmurzenia w sezonie letnim. W strefie suchych klimatów chmury są obserwowane na większej wysokości, tym wyżej, im wyżej przebiega góma granica suchości. Największe zachmurzenie występuje w górach strefy zimnej i wilgotnej - w strefie subpolamej. W bardzo wysokich górach, w atmosferze górskiej z małą zawartością pary wodnej i aerozoli, zachmurzenie jest związane z procesami odbywającymi się w niższych piętrach i z adwekcją wilgotnych mas powietrza. Zmiany zachmurzenia i insolacji w cyklu rocznym w tych obszarach są mniejsze. Spada liczba dni z mgłą i liczba dni pochmurnych. Dużym brakiem w rozpoznaniu warunków zachmurzenia w górach i jego przebiegu jest brak nocnych obserwacji zachmurzenia. Obserwatoria astronomiczne, często zakładane w górach ze względu na dużą przezroczystość powietrza, do optycznych obserwacji ciał niebieskich wymagają dobrego rozeznania co do liczby pogodnych nocy. W górach, podczas wyżowej pogody dobowy cykl rozwoju zachmurzenia powoduje, że największe pokrycie nieba przez chmury obserwowane jest w środku dnia. Noce są wtedy pogodne, ale najczęściej brak jest obserwacji wizualnych zachmurzenia. Próbę określenia zachmurzenia nocnego, w sposób pośredni, nad obszarem Beskidu Zachodniego podjęli J. Krei-ner i J. Trepińska (1991). Głównym celem tego opracowania było określenie liczby nocy obserwacyjnych dla astronoma, tj. nocy bezchmurnych. Na podstawie obserwacji stopnia zachmurzenia wieczornego i porannego z następnego dnia, wykonywanych na kilku stacjach klimatologicznych, autorzy przedstawili pewną metodę, która pozwala z dużym stopniem prawdopodobieństwa określić nocne zachmurzenie. Przyjęto, że pogoda w danej nocy jest bezchmurna wtedy, gdy notowana wielkość zachmurzenia wynosi 0 lub 1 w terminie wieczornej obserwacji poprzedniego dnia oraz w terminie porannym następnego dnia. Takiej nocy nadano wartość liczbową 1 (zupełnie niezależnie od wielkości zachmurzenia). Gdy w jednym z rozpatrywanych terminów (wieczornym lub porannym) stopień zachmurzenia wynosił 0 lub 1, natomiast w pozostałym terminie 2 lub więcej -przyjmowano że połowa nocy była nocą obserwacyjną i przypisywano jej wartość liczbową 0,5. Gdy w żadnym z terminów (wieczornym lub porannym) nie notowano wielkości zachmurzenia 0 lub 1, przyjmowano, że noc nie może być zaliczona do nocy obserwacyjnej. Przeprowadzone w ten sposób wyliczenia pozwoliły wyznaczyć średnią roczną liczbę nocy obserwacyjnych (bezchmurnych) na 78 do 86 na obszarze Beskidu Zachodniego, podczas gdy w położonym kilkadziesiąt km na północ Krakowie, takich nocy (wyznaczonych taką samą metodą) było tylko 52. Najkorzystniejszymi miesiącami do prowadzenia optycznych obserwacji nieba w tej części Karpat są wrzesień i październik ze względu na długość nocy i najmniejsze zachmurzenie. Mniej korzystne nocne warunki nefologiczne panują na najwyższych szczytach tatrzańskich (Kasprowy Wierch, 1987 m, Łomnica, 2635 m n.p.m.) ze względu na podpływanie mgieł radiacyjnych z dolin. Podobne spostrzeżenia dotyczą również Śnieżki (1602 m) w Karkonoszach. Najkorzystniejsze warunki do prowadzenia optycznych obserwacji astronomicznych panują w Andach Środkowych. W wysokogórskim obserwatorium Cristo Redentor (3829 m n.p.m., w Argentynie) średnie roczne zachmurzenie wynosi około 34%, suma roczna opadów jest niewielka - 357 mm. Także w suchym klimacie wnętrza Kalifornii i Arizony warunki obserwacji nieba są znakomite. 128 Fot. 9. Górny pułap chmur Cu na wysokości ok. 4600 m n.p.m., Wielki Kaukaz ponad chmurami, Azja, fot. Jarosław Balon ■ • * Fot. 10. Chmury wysokie nad masywem Mt. Blanc, 4800 m n.p.m, Alpy, fot. Janina Trepińska ROZDZIAŁ 8 Opady atmosferyczne w górach Zmienna pogoda w górach kojarzy się natychmiast z możliwością wystąpienia opadów - niżej deszczowych, powyżej pewnego poziomu - śnieżnych. Wpływ wysokości na większe opady niż u podnóży gór jest dość oczywisty, chociaż ogromne zróżnicowanie wielkości opadów, intensywności, trwania, czasu ich wystąpienia ciągle jest zbyt słabo poznane, czego dowodem są wielkie powodzie w dorzeczach rzek zbierających wody z obszarów górskich. 8.1. Procesy powstawania opadów Procesy fizyczne prowadzące do wystąpienia opadów w atmosferze górskiej są takie same jak w atmosferze swobodnej nad obszarami równinnymi. Jednakże zwiększa się ilość i jakość czynników, które sprzyjają częstości ich powstawania. Najważniejsze z tych czynników to: - zawartość pary wodnej w powietrzu, - poziom kondensacji pary wodnej, - wodność chmur, - kierunek adwekcji wilgotnych mas powietrza, - prędkość prądów (ruchów pionowych powietrza), którą można uważać za pionowy profil wiatru. Z punktu widzenia procesów fizycznych w troposferze określono dwa podstawowe modelowe mechanizmy, których działanie może wywołać opad. Pierwszy z nich zwany jest procesem Bowena - Ludlama. Bierze w nim udział ciekła faza wody, a pojawianie się i wzrost kropel wody w chmurze odbywa się wskutek kondensacji pary wodnej, a następnie łączenia się kropel chmurowych w procesie koagulacji. Kropelki wody osadzają się na największych higroskopijnych aerozolach, potem na tzw. jądrach aktywnych i wtedy mogą już powstawać chmury. Nie rozpatrując bardziej szczegółowo procesu tworzenia się kropel chmurowych a następnie opadowych, przypomnijmy tylko, że aby wystąpiło wypadnięcie kropel z chmury, musi dojść do wielokrotnego wzrostu rozmiaru tych kropli. Czas ich życia w chmurze wynosi około jednej godziny. Średnica kropel chmurowych wynosi od 1 do 20 pm, odpowiada wielkością tzw. gigantycznym jądrom kondensacji. Wielkie skupienie w troposferze silnie higroskopijnych jąder kondesacji, zarówno tych najmniejszych (Aitkena), jak też dużych i gigantycznych, jest bodźcem do powstawania chmur i mgieł, w których formują się następnie krople deszczowe. Średnica ich dochodzi do 1 mm i gdy osiągną odpowiednie rozmiary, zaczynają wypadać z chmury, podlegając przyciąganiu ziemskiemu. Ilość powstających kropel w troposferze zależy od 129 skupienia, wielkości i składu chemicznego aerozoli, prędkości ruchu pionowego powietrza, w którym powstaje chmura, i turbulencji, powodującej mieszanie się powietrza. Prądy pionowe mogą mieć prędkość bardzo różną - od 10 cm/s do 10 m/s. Jest to proces powstawania tzw. „deszczu ciepłego”, w którym nie występuje faza lodowa - kryształki lodu. Model takiego sposobu powstawania deszczu może się sprawdzić w strefie klimatów ciepłych i gorących. W inny sposób proces powstawania opadów wyjaśnia teoria Bergerona-Findeisena. W procesie tym istotne znaczenie ma uczestnictwo wody w fazie stałej, w postaci kryształków lodu, w temperaturze poniżej 0°C, przy udziale jąder zamarzania lub tzw. zarodników lodowych. Zalążkami ich mogą być zamarzające kropelki wody przechłodzonej. Koncentracja aktywnych zarodników krystalizacji odbywa się w temperaturze około -40°C, gdyż wtedy właśnie następuje porządkowanie cząsteczek w sieci krystalicznej tych zarodników. Powierzchnie cząsteczek wody dają wtedy pewien wzór, według którego są układane zgodnie z siecią krystaliczną lodu. Ta właściwość zwana jest epitaksją. Nietrudno zauważyć, że niskie temperatury są częste w atmosferze górskiej. Przy odpowiedniej ilości zarodników krystalizacji i przy wykorzystaniu przez naturę jeszcze jednej właściwości - mianowicie prężności pary wodnej nasyconej, mniejszej nad kryształkami lodu niż nad kropelkami wody, nastąpi szybki wzrost zamarzniętej kropli w procesie kondensacji. Taka kropla - bardzo szybko, zaledwie w ciągu kilku minut - staje się kryształkiem lodu o rozmiarach rzędu milimetra. Proces kondensacji jest znacznie wydajniejszy, a powstanie opadu bardziej prawdopodobne, gdyż taki lodowy kryształek może opadać z prędkością nawet 0,5 m/s w chmurze i zderzając się z kropelkami wody o znacznie wyższej temperaturze może skutecznie powiększać swoją objętość. Kawałki lodu rosną szybko przez wchłonięcie przymarzających kropelek (efekt Bergerona) i w chmurze tworzą się płatki śniegu składające się z kryształków lodowych. Mogą one być małe i miękkie i wzrastać aż do dużych i twardych kawałków lodu, czyli mogą mieć postać miękkiej krupy śnieżnej, zwiększającej się aż do gradziny. Znaczny wpływ na ukształtowanie się postaci opadu ma prędkość prądu wstępującego, przenoszącego kryształki lodu w chmurze, tor lodowej cząstki i miąższość (grubość) chmury. Cząstka lodowa, utworzona blisko podstawy chmury w słabym prądzie wstępującym, dość szybko wypadnic z chmury jako mały płatek śniegu. Kropla wody lub cząstka lodu w grubej chmurze wynoszona wielokrotnie od podstawy chmury do jej wierzchołka przez prądy wstępujące i następnie zawracana w dół przez prądy zstępujące ma dużą szansę osiągnięcia rozmiarów sporej bryły o kształcie zbliżonym do kuli, zwłaszcza w przypadku gradziny lodowej. Według geofizyków I.V. Iribar-ne’a i H.-R. Cho (1988), końcowy rozmiar kropli można wyliczyć z wypracowanego modelu, ale do tego modelu trzeba jeszcze dodać strukturę prądów wstępujących i zstępujących oraz turbulencję, czyli złożone, rzeczywiste czynniki dynamiczne. W wyniku procesu koalescencji mogą powstawać kryształki lodu o niezwykłej postaci, które zlepiając się, dają płatki śniegu, a także blaszki, gwiazdki, słupki, igiełki. Wzrost kryształków lodu i łączenie się ich w płatki śniegu w chmurze trwają nieco dłużej niż wzrost kropel deszczowych, mianowicie około 1,5 godziny. Z meteorologicznego punktu widzenia opad może mieć postać deszczu (średnica kropel 4»0,5 mm, mżawki - O<0,5 mm), deszczu i mżawki marznącej, płatków śniegu, krupy śnieżnej, śniegu ziarnistego, ziaren i słupków lodowych oraz gradu. 130 Teoretyczne modele tworzenia się opadów atmosferycznych w obszarach górskich mają dość długą historię. Do już istniejących modeli, przedstawionych w zarysie powyżej, wprowadzano dodatkowe efekty, jak np. prędkość ruchu wilgotnej masy powietrza anabatycznie wspinającej się po stoku nawietrznym, różnicę między wielkością wilgotności absolutnej w powietrzu otulającym stoki nawietrzne i zawietrzne, adiabatyczny wzrost lub spadek wartości gradientu temperatury, tzw. perturbacje wymuszone w prądzie powietrza o założonej prędkości oraz efekt konwergencji prądów w dolnej części troposfery i dywergencji na wyższych poziomach. Prosty schemat przedstawiający powstawanie opadu wymuszonego przez orografię obrazuje ryc. 8.1.1. (wg P.R. Crowe’a, 1987). Punktem wyjścia prawie wszystkich modeli dotyczących opadów w mezoskali były ogólne teorie powstawania opadów w skali synoptycznej. Równania hydrodynamiki są podstawą modeli rozkładu opadów w różnych piętrach wysokościowych, ale ich autorzy dość ostrożnie stwierdzają, że nie ma uniwersalnego modelu odnoszącego się do wielkości obszaru, czasu powstawania i trwania opadów w górach na wszystkich kontynentach. Powstające modele należy traktować dość indywidualnie w odniesieniu do określonego pasma górskiego. Od roku 1901, kiedy dysponowano już dłuższymi seriami pomiarowymi opadów, skonstruowano wiele modeli, wiążących ze sobą wspomniane czynniki i procesy z uwzględnieniem warunków orograficznych. Są to modele dwu- i trójwymiarowe. Najbardziej istotne z uwzględnianych warunków to: kąt nachylenia nawietrznych stoków, kształt poszczególnych gór w łańcuchu górskim, wysokość względna gór. W procesach fizycznych zachodzących w atmosferze uwzględnia się tzw. „wydajność chmur”, osobno dla chmur „ciepłych” - z temperaturą wyższą od -10°C, i chmur „zimnych” - z temperaturą niższą od -10°. Liczne rozważania amerykańskich, brytyjskich, japońskich, niemieckich autorów, doprowadziły różną drogą do stwierdzeń, że w modelach powstawania i rozkładu przestrzennego opadów w obszarach górskich musi być uwzględniona „mikrofizyka” chmur, aby można było określić prawdopodobieństwo wy- 131 stąpienia opadu ciągłego bądź przelotnego. Opad może powstać zarówno wskutek rozwoju chmur ciepłych jak i przez rozwój kryształków lodu w chmurach zimnych. W górach położonych wewnątrz kontynentów istotniejsze wydają się procesy krystalizacji wewnątrz chmur. Wiele takich modeli należy do grupy modeli MPA - Meso-scale Precipitation Area (mezoskalowy obszar opadowy). W modelu takim istotna jest zawartość pary wodnej w powietrzu, która może ulec kondensacji, stosunek zmieszania i prędkość pionowa wymuszonego przez orografię podnoszenia się porcji powietrza, która wpływa na szybkość kondensacji. Jest ona zależna od położenia poziomu kondensacji. Wyliczono m.in., że na każdy 1 km wzrostu wysokości wydajność kondensacji z nasyconego powietrza wynosi 1,5 g/m³. Wspomniano powyżej o modelach dwu- i trójwymiarowych, ale powstały również takie, które uwzględniają aż 16 poziomów w troposferze górskiej. Modele MPA dotyczą procesu powstawania opadów w warunkach górskich na obszarze wielkości zwykle kilkuset km², określonym przez konstrukcję gridów. Są one podstawą prognozowania opadów i komórek burzowych na obszarze, dla którego zostały opracowane. Prognozy odznaczają się bardzo wysoką sprawdzalnością, zwłaszcza te, które wykorzystują sieć radarów dopplerowskich. Niektóre modele uwzględniają zmienność opadów z dnia na dzień (C.D. Whiteman, 2000). Obliczenia wykonane według różnych modeli wykazują, że rozkład opadów w terenie górskim wykazuje dobrą korelację z orografią. Ogólnie - opady rosną z wysokością nad wzgórzami o niewielkiej i średniej wysokości. Na wyższych wzniesieniach i w bardziej zwartych pasmach górskich deszczonośna masa powietrza może być blokowana i zmienia wtedy kierunek natarcia, opływając wokół bariery górskiej. W tym przypadku liczne modele wskazują na możliwość wystąpienia dużych opadów na nawietrznej stronie gór i mniejszych na płaskim terenie po zawietrznej. Tak wiele czynników przyczynia się do powstania opadów na określonym obszarze, że należy uznać, iż prognozowanie ich w skali lokalnej w dalszym ciągu należy do najtrudniejszych zadań w meteorologii synoptycznej. W sezonie letnim należy jeszcze uwzględnić lokalne burze, które przyczyniają się do bardzo obfitych opadów na niewielkich obszarach. Jak dotychczas - nie ma idealnej metody do szczegółowego określenia miejsca, w którym może wystąpić obfity opad, chociaż są próby konstruowania modeli ze szczególnym uwzględnieniem burz. Znacznie lepiej synoptycy potrafią określić czas wystąpienia opadu w prognozach dobowych. 8.2. Przestrzenne i czasowe zróżnicowanie opadów w obszarach górskich Wielkość sumy opadów w górach zależy przede wszystkim od wysokości nad poziomem morza miejsca pomiarów. Jest to bardzo ogólna reguła, która nie w każdych górach na świecie może być uznana za słuszną. Bardziej szczegółowe badania rozkładu przestrzennego opadów wykazały, że rzeźba terenu i ekspozycja stoków odgrywają bardzo istotną rolę. Często bowiem w tej samej strefie klimatycznej obszary wysoko wyniesione, ale osłonięte od przeważających wiatrów, mają opady niższe. 132 Z klimatologicznego punktu widzenia bardzo dobrze jest przedstawiony model zróżnicowania wysokościowego sum opadów w zależności od strefy klimatycznej. Diagram ilustrujący taką zależność opracowany przez F. Lauschera (R. Barry, 1981; The Encyclo-paedia of Climatology, 1987) jest zawarty na ryc. 8.2.1. Interpretacja tych wykresów jest dość prosta. W klimatach zimnych suma roczna opadów jest niewielka i wykazuje słaby wzrost z wysokością, nieco większy w klimatach wilgotnych, reprezentowanych przez dane ze Spitsbergenu (Sp). Na Grenlandii praktycznie nie jest zauważalna różnica między opadami na różnej wysokości n.p.m. (ryc. 8.2.1.). W klimatach średnich szerokości (Um) widoczny jest dość znaczny wzrost opadów do poziomu około 1500 m n.p.m., a powyżej wzrost ten jest mniejszy. Opady w klimatach zwrotnikowych (linia Tr) odznaczają się raczej niewielkim wzrostem do poziomu około 2500 m n.p.m., a potem widoczny jest ich spadek. Profil opadowy w klimatach równikowych (R) wykazuje wysokie sumy opadów, malejące z wysokością od podnóży gór. Od tych profili odbiega linia przedstawiająca opady w strefie szerokości geograficznej północnej między 30 a 40° (P). Ta linia odnosi się do strefy suchej i półsuchej, której opadowy profil wysokościowy bardziej szczegółowo jest przedstawiony na ryc. 8.2.2. (wg W. Lauera, 1976). Pas wysokościowy dużego zasilania przez opady zależny jest od położenia gór w określonej strefie geograficznej. Najwyżej największa suma opadów występuje w strefie skrajnie suchej, tj. w górach środkowej części Sahary, górach środkowej Azji. W klimatach bardziej wilgotnych największe opady występują w niższych piętrach wysokościowych, a z wysokością ich suma roczna zmniejsza się, np. w Himalajach w rejonie Everestu, na wysokości 4800 m n.p.m., suma roczna opadów wynosi 480 mm. W strefie monsunów równikowych maksymalne opady wystąpią w niższych piętrach 133 Ryc. 8.2.2. Diagram Lauera. Poziom występowania maksymalnych opadów zależy od ich sumy rocznej i wysokości n.p.m. wysokich gór, na wysokości między 1000-2000 m. W najwyższej części Alp maksymalne opady stwierdzono na wysokości 2100 m. Ryc. 8.2.2. przedstawia zgeneralizowane profile rocznych sum opadów w klimatach zwrotnikowych - suchych, półsuchych i wilgotnych według danych z Afryki i Ameryki Środkowej. Widoczna jest wyraźna zależność położenia poziomu najwyższych opadów od ogólnej sumy opadów. W strefie suchej poziom ten jest położony najwyżej. W miarę wzrostu opadów maksymalna ich wielkość zajmuje coraz niższe położenie. Wyjątkiem jest strefa opadów monsunowych, w których opady najwyższe występują nie u podnóża wzniesień, ale na wysokości 1000-1500 m. Warto przypomnieć podręcznikowy przykład Ćerrapundżi (1313 m n.p.m.) w Himalajach Dardżylingu, gdzie najobfitsze deszcze mon-sunowe przypisane są do wysokości około 1300 m. Ta część Himalajów, wysunięta nieco przed główne pasma Wielkich Himalajów, należy do typowych „łapaczy” opadów, w tym przypadku - bardzo obfitych opadów w sezonie monsunu letniego. Nasuwa się tu ważna uwaga - otóż opady są nieciągłym elementem klimatu, o bardzo nierównomiernym rozkładzie przestrzennym, co z klimatologicznego punktu widzenia zobowiązuje do uwzględniania skrajności w ich występowaniu. Do dokładniejszego przedstawienia ich przestrzennego rozkładu byłaby potrzebna bardzo gęsta sieć pomiarowa, zwłaszcza w górach. W praktyce nie jest to możliwe, dlatego trzeba się zadowolić tymi prawidłowościami, które zostały już wykryte. Profile (ryc. 8.2.1. i ryc. 8.2.2.) dotyczą tylko rocznych sum opadów. Nierównomiemość ich rozkładu przestrzennego jest znacznie wzmocniona przez bardzo wyraźną sezonowość opadów, szczególnie silnie zaznaczającą się w klimatach monsunowych i równikowych, a słabiej 134 w klimatach zimnych. Wyliczenia według wskaźnika nierównomiemości opadów (wzór 8.2.1.) dosyć dobrze charakteryzują bardzo różne przebiegi czasowe opadów. Wp = [Z |(p,-P)/12| ]/P (8.2.1.) gdzie: p - suma opadów w kolejnym miesiącu (i), P - suma roczna opadów. Wskaźniki zmienności rocznej opadów z danych dla stacji meteorologicznych położonych w różnych strefach klimatycznych, przeliczone w procentach, dają dodatkową charakterystykę klimatyczną obszarów górskich. W Ćerrapundżi (średnia suma roczna blisko 11 000 mm) wskaźnik Wp przekracza 80%, w Quito (suma roczna 1260 mm) Wp wynosi 58%. Wartość Wp przekraczająca 100% świadczy o ogromnej nierównomiemości opadów w ciągu roku. Z histogramów na ryc. 8.2.3. można wywnioskować, że w obrębie jednego łańcucha górskiego, wprawdzie o dużej rozciągłości południkowej i hipsometrycznej, przebieg roczny opadów jest bardzo zróżnicowany. Na najwyżej położonym punkcie pomiaro- Beverin Altaussee Ryc. 8.2.3. Roczny przebieg opadów atmosferycznych w Alpach z zachodu na wschód. Widoczne zróżnicowanie sum miesięcznych, zależnie od położenia i wysokości n.p.m. Lozanna - 553 m, Säntis - 2500 m, Zugspitze - 2692 m, Beverin - 710 m, Sonnblick - 3106 m, Altaussee - 945 m 135 wym, na szczycie Sonnblick (3106 m), roczny przebieg opadów jest dość równomierny, ale na innych wysokogórskich stacjach (Säntis, 2500 m, w grupie alpejskiej Appenzeller, następnie na Zugspitze, 2962 m w Alpach Bawarskich) przebieg ten jest zbliżony do typu kontynentalnego, właściwego dla umiarkowanej strefy Europy Środkowej. W najbardziej na zachód wysuniętej Lozannie najwyższe opady występują w jesieni i przez to ustrój opadowy zbliża się tam do typu śródziemnomorskiego W Polskich Karpatach większe niż na nizinach sumy opadów w miesiącach zimowych wyrównują sumy w miesiącach ciepłej pory roku. W klimatach z bardzo zróżnicowanymi opadami w porach roku stosuje się podział na „porę ciepłą” i „porę chłodną” i taki podział zastosowano do przedstawienia profilu opadowego w Tatrach (ryc. 8.2.4. i ryc. 8.2.5.) Ryc. 8.2.4. Opady atmosferyczne w Polskich Tatrach w sezonie ciepłym Ryc. 8.2.5. Opady atmosferyczne w Polskich Tatrach w sezonie chłodnym 136 Równania zależności sum opadów od wysokości n.p.m. w Tatrach zamieszczone są w pracy K. Chomicza (1977): P = 1,47 H - 136 (dolna partia Tatr o ekspozycji NW) (8.2.2.) P = 1,38 H - 266 (dolna partia Tatr o ekspozycji SE) (8.2.3.) P = 0,40 H + 1054 (górna partia Tatr o ekspozycji NW) (8.2.4.) P = 0,33 H + 801 (górna partia Tatro ekspozycji SE) (8.2.5.) gdzie: P - suma roczna opadów w mm, H - wysokość n.p.m. Są to równania empiryczne, wyliczone z pomiarów wysokości opadów z totalizatorów. Sumy miesięczne opadów zwiększają się wraz ze wzrostem wysokości n.p.m. U północnych podnóży Karpat roczna suma opadów wynosi 700-800 mm, na szczytach Beskidów (między 1000 a 1300 m) zwiększa się do 1200-1300 mm, a w Tatrach - najwyższym paśmie Karpat rośnie od 1000 mm do 1900 mm w partiach szczytowych. Wzrost opadów z wysokością nie jest równomierny, gdyż znaczącą rolę odgrywają tu czynniki stałe związane z rzeźbą (wymienione w rozdziale 8.1.) oraz czynniki zmienne - atmosferyczne, związane ze stanem fizycznym masy powietrza, w której formują się chmury opadowe, i z sytuacją synoptyczną. Próbę sezonowego i przestrzennego rozkładu opadów na małym obszarze górskim, jakim są Tatry, przedstawiła autorka (J. Trepińska, 1996). Analizę rozkładu opadów przeprowadzono na podstawie danych miesięcznych z 16 stacji i posterunków meteorologicznych położonych na północnym skłonie Tatr, od 763 m do 2635 m n.p.m. (Łomnica). Rozkład opadów w ciągu roku, wielkość miesięcznych sum opadów zmieniają się w zależności od wysokości n.p.m. i pory roku. Szczególnie nierównomierny jest procentowy udział sum opadów poszczególnych miesięcy w sumie rocznej opadów. Większe sumy w letnich miesiącach wskazują na pewien stopień kontynentalizacji klimatu, a większe opady zimowe - na cechy oceanizacji klimatu. Analogicznie jednak jak w przypadku rozpatrywania rocznych amplitud temperatury (rozdział 4.4.2.) nie można stosować takiej cechy klimatu jako przejawu oceanizacji, tym bardziej w górach położonych w głębi kontynentu. Taki charakterystyczny rozkład opadów w ciągu roku trzeba uznać za cechę klimatów górskich i lepiej jest uważać tę cechę za „górskość” klimatyczną. Do wyliczenia przyrostów sum opadów z wysokością zastosowano równania regresji logarytmicznej, ze względu na bardzo nierównomierny rozkład sum opadów. Sumy roczne i sumy zimowe wykazują wzrost skorelowany z wysokością, natomiast sumy półrocza letniego takiej zgodności już nie wykazują. W piętrze wysokościowym 1000-1500 m suma roczna wzrasta 37 mm/100 m wysokości, w piętrze 1500-2000 m mniej, bo 32 mm/ /100 m, a w piętrze najwyższym, powyżej 2000 m - 24 mm/100 m. Współczynnik korelacji odnosi się do związku pomiędzy wysokością n.p.m. a wysokością średniej sumy opadu w miesiącu. Na ryc. 8.2.4. widoczne jest zmniejszanie się z wysokością procentowego udziału opadów w miesiącach cieplejszej połowy roku (od maja do października), z załamaniem 137 SUMY OPADÓW ATMOSFERYCZNYCH W WYBRANYCH OBSZARACH GÓRSKICH - [ 1158 1350 409 10 826 1414 1895 1321 357 1639 § 25 00 00 O O' CS 168 155 r- 66 Os r--- m NO cc CS 58 un 152 152 r- 124 CS NO X cc Os r- CC NO 39 55 r- Os 68 oo CS cc s X oo CC 135 99 1176 219 166 79 23 175 CC E 3 E 0) VIII O 0Í 174 O' 1434 1 274 193 00 64 168 ź o O oo i i cc i 1____________________________________________________________________________________________ c 1--- -C/i % «4 'O Miesi VII cc o 192 122 2670 318 193 56 56 150 •o > opad s o. o Suma > cc o >? 178 64 2724 229 150 r- 40 221 > cc o CC 25 1269 205 163 S’ 96 135 CS CS O' r- CC 00 un 22 CS > un O O un un Os ------ cc ------ r- a 00 O 76 00 232 24 130 50 00 102 UC Un 1 Zfrl 62 cc CC S’ 139 un O' 00 un NO - un 00 un CS 00 CS 168 OO oo 104 r- \O CS oo CS un CC o 00 CS ON un t/i Ę E un CS nO 00 --- NO un NO CS ------ > d. ON <---1 On NO cc CS o S’ oo S’ c CS CS CS cc cc cc cc (rzędne 3’N, 3’N, 5’N, Z UJ 6’N, ’N, 0’S 2’S, ificzne 2’W, 04’W 0’E Ô CS 6’E l’E rw 34’E, yn JS’ >> cs o s- P Kr CS cc r" 0,1 mm. Gradient śniegowy (zmiana liczby dni z opadem śniegu na 100 m wysokości) jest skokowy. Wilgotne masy powietrza mogą dawać duże opady śniegu, co wpływa na długość trwania pokrywy śnieżnej. Gradient śniegowy jest bardzo zróżnicowany w wielu pasmach górskich na świecie i empiryczne wzory, słuszne dla gór, z których zaczerpnięto dane do wyliczenia jego wartości, mogą nie sprawdzić się w innych górach. Wyliczone dla polskiej części Karpat Zachodnich średnie wartości liczby 145 dni z opadem śniegu kształtują się następująco: od progu Pogórza Karpackiego liczba dni z opadem śniegu rośnie z wysokością n.p.m. od 30 do 140 dni w chłodnej porze roku, a od poziomu 1500 m n.p.m., opad śniegu może wystąpić w ciągu całego roku. W polskich Karpatach opady śniegu zmniejszają się z zachodu na wschód. W Tatrach, w dolnej partii stoków, opadów jest mniej niż w innych częściach Karpat, natomiast od wysokości 1000 m opady wyraźnie rosną. Wyjaśnienie tego nierównomiernego rozkładu kryje się w fakcie, że od tej wysokości stoki Tatr są wystawione na działanie opadonośnych mas powietrza, ze względu na brak osłony przez niższe pasma Beskidów. K. Chomicz (1977) uważa, że na wysokości 1000-1100 m n.p.m. zaznacza się charakterystyczny próg opadowy. Opady śniegu po stronie północno-zachodniej Tatr są większe niż po stronie południowo-wschodniej, chociaż i tu można wykryć wspomniany próg opadowy. W Karkonoszach (J. Kwiatkowski, T. Hołdys, 1985) charakterystyczne jest zróżnicowanie wysokości opadów śniegu z zachodu na wschód. W tym samym piętrze hipsome-trycznym (od poziomu 600 m do 1500 m n.p.m.) w zachodnich Karkonoszach średnia liczba dni z opadem śniegu jest o 2-3 razy większa niż w części wschodniej. Różnica ta jest większa w niższych piętrach, rośnie do 4-5 dni od poziomu 800 m w dół. W alpejskich dystryktach w Austrii średnia suma opadów zimowych wynosi od 150 do 180 mm do wysokości 800 m n.p.m. Jednak wyżej obserwuje się znaczny wzrost sumy opadów, która wynosi 500 mm na wysokości 1500 m i około 750 mm na wysokości 2000 m n.p.m. Zmienia się także pionowy gradient opadowy - od 28 mm/100 m do 45 mm/100 m wysokości w zależności od usytuowania punktu pomiarowego na stoku nawietrznym lub osłoniętym (I. Auer, R. Potzmann, 1996). Suma dobowa opadu śniegu zależy w dużej mierze od warunków regionalnych. Jedną z rekordowych wartości opadu śniegu w sezonie podaje C.D. Whiteman (2000): 28,5 m na południowym stoku Mt. Rainier (Washington, USA) podczas zimy na przełomie roku 1971/1972. Nawietrzne stoki Gór Świętego Eliasza otrzymują ogromne opady śniegu, dające zaspy wysokości powyżej 40 m. Nic też dziwnego, że w tych górach umiejscowiono biegun śnieżności świata, tj. miejsce z najwyższymi opadami śniegu na kuli ziemskiej. Niektórzy obserwatorzy wskazują na duże trudności właściwych pomiarów wielkości opadów śniegu na większych wysokościach. (A. Selter et al., 1996). Na przykładzie badań wykonanych w środkowej części Scharzwaldu, na wysokości 1230 m n.p.m., autorzy proponują wyliczanie sum opadów z pomiarów ekwiwalentu wodnego śniegu [we], na podstawie próbek pobieranych z pokrywy śnieżnej (rozdział 9.3.). [we], wyliczany w milimetrach, odznacza się stałą dynamiką wzrostu lub spadku pomimo dużej zmienności temperatury powietrza. Badania takie są kolejnym przykładem tworzenia pewnych wzorców modelowych do celów praktycznych, opartych na danych z pomiarów patrolowych. 9.2. Granica wiecznego śniegu Klimatyczna granica wiecznego śniegu w obszarach górskich jest linią teoretyczną, w odróżnieniu od granicy orograficznej, której przebieg jest zależny przede wszystkim od topografii rozpatrywanego obszaru górskiego. Klimatyczna granica - to teoretyczna linia na takiej wysokości n.p.m., na której ilość ciepła, dostarczanego w ciągu wiclolccia, 146 wystarcza do stopienia spadłego śniegu. Powyżej tej linii utrzymuje się „wieczny”, a raczej wieloletni, śnieg. Położenie jej jest ściśle zależne od zmiennych wartości elementów meteorologicznych, takich jak temperatura powietrza i opad śniegu oraz od czynnika niezmiennego, jakim jest forma terenu. Oznacza to, że granica wiecznego śniegu ulega przesunięciom w obrębie tego samego łańcucha górskiego. W przekroju południkowym na kuli ziemskiej schematyczne położenie granicy wiecznego śniegu przedstawia ryc. 9.2.1. W szczegółowych ujęciach, na podstawie zależności od ekspozycji stoków górskich, wyróżnia się dodatkowo granicę rzeczywistą i granicę sezonową (czasową). Granica wiecznego śniegu podnosi się od biegunów do równika, ale najwyżej wznosi się w obszarach najsuchszych, tj. w obszarach podzwrotnikowych. Tab. 9.2.1. podaje zależność położenia granicy wiecznego śniegu od szerokości geograficznej (jej funkcją jest średnia roczna temperatura). Z tego zestawienia można wywnioskować, że silniejszy wpływ na położenie tej granicy mają opady śniegu. W Tatrach klimatyczna granica wiecznego śniegu przebiega na wysokości około 2500 m. W rzeczywistości nie obserwujemy utrzymującej się pokrywy śnieżnej w ciągu całego roku na wyższych szczytach, poza dużymi płatami śniegu, najczęściej na północnych stokach, pokrytych rumoszem skalnym, który chroni śnieg przed wytapianiem w ciągu lata. Są to tzw. lodowczyki, szczególne formy niwalno-glacjalne. W Tatrach śnieg może się utrzymywać w lecie nawet w niżej położonych częściach dolin, jeżeli jest przykryty rumoszem lub szczątkami roślinnymi (fotografia wykonana w Żarskiej Dolinie, w Tatrach Zachodnich). O położeniu orograficznej granicy wiecznego śniegu decydują przede wszystkim formy terenowe, ekspozycja stoków i ich nachylenie. Jest to linia realna, widoczna w terenie górskim, o bardzo skomplikowanym przebiegu (A. Jahn, 1971). Przebiega powyżej lub poniżej granicy klimatycznej, a często przyczyną tego może być duża stromość stoków. Schemat położenia orograficznej granicy wiecznego śniegu i granicy zlodowacenia Ryc. 9.2.1. Schematyczny przebieg granicy wiecznego śniegu na kuli ziemskiej 147 Tabela 9.2.1. WYSOKOŚĆ GRANICY WIECZNEGO ŚNIEGU NA KULI ZIEMSKIEJ Wysokość granicy Szerokość Obszar górski wiecznego śniegu geograficzna w m n.p.m. 80°N Ziemia Franciszka Józefa 100-300 (część południowa) 77°N Spitsbergen 600 (część południowa) 70°N Góry Skandynawskie 800 63°N Mt. Mc Kinley (strona S) 1350-1500 Mt. Mc Kinley (strona N) 2250-2400 47°N Alpy 2500-3300 44-41°N Kaukaz strona zachodnia 2700 Kaukaz strona wschodnia 3900 31°N Atlas Wysoki, Maroko 4500 39°N Pamir 4600 5°N Karakorum 5000-5700 34°N Tybet Zachodni >6500 27°42’N Himalaje (część północna) 5000-5500 27°N Himalaje 4900-4500 (część południowa) 19-18°N Wulkany Meksyku 4600 0°10’S Kenia 4700-4800 3°S Kilimandżaro 5300-5800 4-5°S Carstenz, Nowa Gwinea 4400---4800 9°30’S Cordillera Blanca, Peru 4750-5150 25°S Llullaillaco Chile N 6600 22°40’S Aconcagua, Argentyna 4800^1600 44---43°S Alpy Nowozelandzkie 2400-2100 53-55°S Ziemia Ognista 400 w górach podaje ryc. 9.2.2. Granica ta często schodzi niżej w terenie zlodowaconym, może też przecinać w poprzek lodowiec. Powyżej granicy orograficznej istnieją dogodne warunki terenowe do akumulacji śniegu, a więc wystąpi tam strefa akumulacji i fimizacji śniegu, będąca zaczątkiem lodowca górskiego. Schemat na ryc. 9.2.2. sugeruje, że granica wiecznego śniegu będzie przebiegała pomiędzy najwyższym szczytem bez lodowca i najniższym szczytem z lodowcem najprawdopodobniej na wysokości 2100 m n.p.m. 148 Ryc. 9.2.2. Wpływ orografii na granicę wiecznego śniegu (wg A. Jahna, 1971) 9.3. Fizyczne właściwości śniegu Możliwość tworzenia się trwałej pokrywy śnieżnej i przeobrażenia jej w lód w znacznym stopniu zależy od fizycznych właściwości śniegu padającego i leżącego na gruncie. Należy do nich temperatura, gęstość, przewodnictwo cieplne, zapas wody i twardość lub zwięzłość pokrywy. Obserwacje w różnych obszarach górskich na świecie wykazały, że padający śnieg odznacza się wielkim bogactwem form. Może wypadać z chmur w postaci płatków, blaszek, gwiazdek, słupków, igieł, wreszcie nieregularnych form. Śnieg i lód odznaczają się krystalizacją w układzie heksagonalnym, ale może wystąpić także układ trygonalny lub mieszany. Rozmiary kryształków lodu są różne - od 0,01 mm do 0,5 cm. Kryształy lodu w końcowych częściach lodowców osiągają średnicę kilku centymetrów. Różne formy padających płatków śniegu są rezultatem spajania się, zlepiania, tajania i ponownego zamarzania w chmurze drobnych kryształków lodowych. W rezultacie padające płatki śniegu mogą mieć nawet średnicę 12 cm! (A. Kosiba, 1978). Według wyników szczegółowych badań M. Klapowej (1977) prowadzonych na Hali Gąsienicowej w polskich Tatrach, kryształki śniegu osadzone na gruncie w temperaturze powietrza poniżej -8°C mogą zachowywać pierwotny kształt przez jedną - dwie doby. Rozpad ich, bez udziału wiatru, w temperaturze powietrza od 0° do -3° trwa jeden do czterech dni, a w temperaturze od -3° do -10° - do siedmiu dni. Proces rozpadu może ulec przyspieszeniu wskutek mechanicznej działalności wiatru lub wskutek wzrostu temperatury powietrza. Transformacja śniegu w pokrywę śnieżną odbywa się przy zmianie 149 wewnętrznych warunków termicznych, a także poprzez przyrastanie warstw śniegu, jeszcze przy padających z chmur płatkach śniegu. W tym procesie ważną rolę odgrywa topnienie śniegu i powtórne jego zamarzanie. W ciągu siedmiu - dziesięciu dni formują się konglomeraty gruboziarnistego śniegu, układających się w warstwy. Świeżo spadły śnieg dostarcza nowych warstw i w ten sposób tworzy się pokrywa śnieżna wielowarstwowa. Najniższe warstwy, od początku do końca zimy zalegające w spągu, są zbudowane ze śniegu, który przeszedł cały cykl metamorfozy od puszystego śniegu przez szron wgłębny do zlepionych bryłek - konglomeratów śnieżnych. Szron wgłębny tworzy się w specjalnych warunkach - wskutek przenikania pary wodnej z warstw wyższych do niższych w procesie sublimacji. Warunkiem tworzenia się szronu jest występowanie większego gradientu termicznego w tworzącej się pokrywie śnieżnej. Jest on dość zróżnicowany, bowiem temperatura poszczególnych warstw zmienia się stosunkowo szybko, przy czym w znacznym stopniu zależy od warunków zewnętrznych. Zmierzone przez M. Klapową (1977) na Hali Gąsienicowej wartości gradientów termicznych At w pokrywie śnieżnej kształtowały się następująco: • w okresie mrozów - w górnej warstwie (do 20 cm) - w warstwie środkowej (20-40 cm) - w warstwie dolnej (do 40-65 cm) • w wysokiej pokrywie śnieżnej gradient zmienia znak: - w górnej części (do 20 cm) - w środkowej części (ok. 30 cm) - w dolnej części At = 0,35°C/cm, At = 0,17, At = 0,07; Pod koniec sezonu zimowego temperatura pokrywy śnieżnej staje się wyrównana i zbliża się do 0°C. W pochmurne dni temperatura rośnie prawie równomiernie od powierzchni do gruntu. W pogodne doby można wykryć poziom inwersji termicznej na głębokości około 20 cm. Przyczynąjest nocne wypromieniowanie ciepła w nocy i obniżka temperatury śniegu, a następnie wzrost jej w ciągu dnia. Gęstość śniegu p (śniegu leżącego) jest wskaźnikiem stadium rozwojowego, w jakim znajduje się pokrywa śnieżna. Wartość gęstości wynosi od 0,31 do 0,40 g/cm³, wyjątkowo więcej. Wartość 0,40 g/cm³ to tzw. wartość graniczna między metamorfozą „suchą” a metamorfozą „wodną”. Na etapie pierwszej z nich następuje osiadanie i zlepianie się śniegu, wywołane ciśnieniem warstw wyższych. Metamorfoza wodna występuje wtedy, gdy pokrywa śnieżna zanika i woda pochodząca z topienia się śniegu i opadów deszczu przenika w głąb. Gęstość śniegu zmienia się nierównomiernie w profilu pionowym. Mniejszą gęstością odznaczają się warstwy góme. Największa gęstość występuje w warstwach środkowych. Dotyczy to jednak sezonowej pokrywy śnieżnej, gdyż w krajach polarnych, gdzie pokrywa śnieżna jest stała, stwierdzono prostoliniowy wzrost gęstości z głębokością. Gęstość śniegu jest wybitnie zależna od temperatury powietrza i śniegu, od opadów, irra-diacji i wiatru. Największy wpływ wywiera temperatura powietrza i śniegu. Przewodnictwo cieplne w pokrywie śnieżnej zależy od zdolności przenikania promieniowania słonecznego. Albedo powierzchni pokrywy jest jednak wysokie. Suchy, czysty śnieg odbija 80-95% promieniowania słonecznego. Niewielka ilość energii cieplnej, która przeniknie do wnętrza pokrywy śnieżnej, zostaje zużyta na nagrzewanie, paro 150 wanie i tajanie śniegu. Jest to część energii, która dociera w głąb od warstwy powierzchniowej. Rozpatruje się także strumień ciepła, który przepływa od podłoża do atmosfery przez pokrywę śnieżną (W.G. Chodaków, 1971). Proces przepływu ciepła polega bowiem na przekazywaniu energii cieplnej z powierzchni cieplejszej do chłodniejszej. Proces ten odbywa się dwiema drogami: poprzez przewodnictwo cieplne między parą wodną i powietrzem w kanalikach pokrywy śnieżnej oraz poprzez przewodnictwo w cząsteczkach śniegu. Do charakterystyki właściwości przewodnictwa cieplnego stosuje się współczynnik przewodnictwa cieplnego X, który doświadczalnie wyliczono jako zależność między kap (gęstością śniegu). W tym ujęciu: X = 0,0068 p (9.3.1.) Współczynnik przewodnictwa cieplnego (przewodność cieplna) świeżego śniegu wynosi 0,08 W.m⁻I.K⁻¹ a śniegu starego 0,42 W.m⁻I.K⁻¹ (A. Kędziora, 1995). Śnieg o małej gęstości jest złym przewodnikiem ciepła, czyli dobrze chroni podłoże przed przemarznięciem. Niewielkie przewodzenie ciepła przez pokrywę śnieżną stwarza z niej doskonały izolator ciepła, co jest oczywiście zależne również od jej grubości. Lód jest izolatorem słabszym. Zapas wody w śniegu tworzącym pokrywę śnieżną zależy od jej gęstości. Przy dużej gęstości, około 0,5 g.cm⁻³, zapas wody jest największy. W okresie tajania gęstość może dość gwałtownie spadać, od około 0,60 g.cm ³ do 0,40 g.cm⁻³, co związane jest z ilością wolnej wody w topniejącym śniegu (M. Kłapowa, 1977). W Karkonoszach badania wykonane przez M. Sadowskiego (1977) wykazały wyraźną, liniową zależność pomiędzy zapasem wody a wysokością pokrywy śnieżnej. Krążenie wody w pokrywie śnieżnej ma istotne znaczenie dla jej struktury. Rozróżnia się dwa etapy tego krążenia, z których pierwszy dotyczy retencji wolnej wody, a drugi odpływu wody. Wolna woda przesiąka stopniowo od powierzchni i gromadzi się na twardych, przemienionych w lód warstwach, ulegając również zamarznięciu lub roztapiając zlodziałe warstwy. Odpływ wody nastąpi wtedy, gdy woda wyżłobi w rozluźnionym lub miękkim śniegu systemy kanalików, którymi jest odprowadzana na zewnątrz. Nieustanne topnienie śniegu i powtórne zamarzanie (regelacja) wpływa na zmianę struktury pokrywy śnieżnej. Przesiąkanie wody od powierzchni do gruntu w pokrywie śnieżnej może trwać do 10 dni, ale po całkowitym rozluźnieniu pokrywy skraca się do jednej doby (M. Kłapowa, 1977). Do określania zawartości wody w śniegu służy tzw. ekwiwalent wodny śniegu [we]. Jest to ilość wody w milimetrach uzyskana z jednego centymetra sześciennego roztopionej pokrywy śnieżnej, zależy od gęstości śniegu. Transformacja śniegu powoduje zmianę jego twardości i zwięzłości. Wpływa na nie siła spójności Ss, zależna od gęstości śniegu p. Przykładowo te zależności podane są poniżej: przy p = od 0,1 do 0,4 g.cm⁻³ Ss = 5 do 25 g.cm⁻², p = 0,3 do 0,45 lub 48 g.cm⁻³ Ss = 80 do 400 lub 500 g.cm ². Od siły spójności śniegu Ss zależy utrzymywanie się śniegu na już powstałej pokrywie śnieżnej lub na gruncie, co z kolei ma podstawowe znaczenie przy powstawaniu lawin. 151 Większa spójność śniegu warunkuje większą zwartość pokrywy śnieżnej. Od niej zależy twardość śniegu. Osiadanie śniegu powoduje zwiększanie jego twardości w głębszych warstwach, natomiast ubijanie przez wiatr, szczególnie przy niskiej temperaturze, zwiększa jego twardość na powierzchni pokrywy. Dochodzi w ten sposób do powstawania szreni. Dopływ wody do pokrywy powoduje rozluźnienie spójności i twardość śniegu zmniejsza się. Z kolei po zamarznięciu wilgotnego lub mokrego śniegu warstwy stają się bardziej twarde (tab. 9.3.1, według M. Klapowej, 1977). Tabela 9.3.1. SKALA TWARDOŚCI ŚNIEGU W POKRYWIE ŚNIEŻNEJ Stopień Rodzaj śniegu Gęstość śniegu p twardości gem 1 1 puszysty 0,02-0,07 2 miękki, sypki, luźny 0,07-0,17 miękki, bardziej zwięzły 0,14-0,35 3 średnio twardy 0,18-0,50 4 twardy, rozpada się na bloki 0,24-0,46 5 bardzo twardy, zlodziały 0,37-0,50 Zmiana struktury śniegu może doprowadzić do jego firnizacji. Gdy topnienie i zamarzanie śniegu powtarza się wielokrotnie, wtedy znikają drobne kryształki, a rosną duże kryształy. Poprzez zachodzący wtedy proces rekrystalizacji śniegu powierzchnia pokrywy śnieżnej staje się ziarnistą masą, złożoną z twardych ziaren - fimu. W wysokich górach, gdzie z powodu niskiej temperatury nie występuje proces topnienia, również pojawia się fim. Jego powstanie wyjaśniane jest przez uruchamianie się procesu sublima-cji (parowania śniegu). Przemiana śniegu w firn, a fimu w lód odbywa się przez wyciskanie zawartego w śniegu powietrza. W firnie znajduje się jeszcze sporo banieczek powietrza, dają od 0,2 do 0,6 objętości, a w lodzie banieczki powietrza zajmująjuż tylko od 0,1 do 0,2 objętości lodu i są pojedyncze (A. Kosiba, 1978). Proces firnizacji jest najbardziej intensywny, gdy w pokrywie śnieżnej dochodzi do dużych zmian temperatury. W górach takie sprzyjające okoliczności występują pod koniec lata tam, gdzie pokrywa śnieżna z poprzedniej zimy zdoła przetrwać. W Tatrach czy Karkonoszach zdarza się to rzadko, natomiast w wysokich górach proces ten zachodzi stale. Powstawanie fimu w różnych górach świata odbywa się w różnym czasie, najszybciej w wysokich górach w strefie klimatu ciepłego, wolniej w górach w chłodnych i zimnych klimatach. Nazwa „fim”, przyjęta w literaturze naukowej i w sporcie, wywodzi się od górali ze Szwajcarii (A. Jahn, 1971). 152 9.4. Pokrywa śnieżna w górach Formowanie się pokrywy śnieżnej w górach w znacznym stopniu zależy nie tylko od sumy opadów w postaci stałej, ale również od formy terenu i od ekspozycji stoku w stosunku do „śniegonośnych” mas powietrza. Nietrudno więc o stwierdzenie, że skomplikowaną zależność pomiędzy wysokością opadu, grubością pokrywy śnieżnej i miejscem jej ukształtowania się trudno przedstawić za pomocą uniwersalnej formuły. Z obserwacji w Alpach wynika, że maksymalna grubość pokrywy śnieżnej zwiększa się nic-linowo wraz z wysokością do około 1000 m, potem dość szybko maleje, ale powyżej znowu rośnie. W górach San Juan (Colorado) grubość pokrywy śnieżnej zwiększa się bardzo niewiele - o 65 cm/lkm wysokości od poziomu zerowej akumulacji (R. Barry, 1981). Jednocześnie wraz ze wzrostem wysokości sezonowa zmienność grubości pokrywy śnieżnej maleje, co wydaje się zrozumiałe, gdyż na większych wysokościach śnieg pada w każdym sezonie zimowym. Na wysokości 3600 m w górach Kaukazu (w zachodniej części) 100% opadów to opadu śniegu, chociaż granica wiecznego śniegu przebiega wyżej (B.P. Alisowe/a/., 1952). Zagadnienie struktury przestrzennej pokrywy śnieżnej i zróżnicowania jej występowania w obszarach górskich jest istotne ze względu na zapas wody zmagazynowanej w pokrywie. Badania rozkładu i grubości pokrywy śnieżnej wykonywała w Stanach Zjednoczonych Rolnicza Służba Doświadczalna już w latach 30. minionego stulecia. Podstawową metodą badań pokrywy śnieżnej w górach było kartowanie oparte na gęstej sieci pomiarowej. Obecnie stosuje się techniki znacznie bardziej zaawansowane - zdjęcia satelitarne. Korzysta się także z programów Systemów Informacji Geograficznej. Na ogromnych, górzystych terenach Rosji górskie śniegi są stosunkowo słabo rozpoznane. Góry wschodniej Syberii uważano do niedawna za skrajnie małośnieżne, ale odkrycie lodowców w tych górach i patrolowe pomiary grubości pokrywy śnieżnej przyczyniły się do skartowania tych obszarów pod względem maksymalnych zapasów śniegu, zlodzenia na nizinach i w obszarach górskich, a tym samym do uzyskania danych podstawowych do tzw. melioracji śnieżnych. Bardzo interesujące zjawisko wykryto na obszarze Zabajkala. Otóż duża suchość powietrza oraz małe zapasy śniegu niekiedy doprowadzają tam do sublimacji pokrywy śnieżnej na wiosnę, co jest przyczyną zaniku pokrywy śnieżnej i odsłonięcia suchego, jeszcze zamarzniętego gruntu. Powoduje to wymarzanie szaty roślinnej i przemarzanie gruntu do znacznych głębokości. Przyrost pokrywy śnieżnej z wysokością n.p.m., określony jako pionowy gradient grubości pokrywy śnieżnej, w różnych górach świata (według W.M. Kotljakowa, 1969; za J.Marcinkiem, 1991) przedstawia się następująco: - Alpy włoskie gradient 40-70 cm/100 m wysokości - Kaukaz - Ałtaj - Góry Bajkalskie - Sichote Aliń 25-125 17-27 10-15 4-10. Zróżnicowanie maksymalnej grubości pokrywy śnieżnej w zależności od orografii przedstawili F. Śamaj i Ś. Valović (1977) na obszarze Słowacji, w przekroju z południa 153 na północ. Według wyliczeń tych autorów, w Wysokich Tatrach prawdopodobieństwo pojawiania się pokrywy śnieżnej o grubości przekraczającej 200 cm wynosi jeden raz na 10 lat, o grubości powyżej 250 cm - raz na 50 lat i o grubości powyżej 300 cm - raz na 100 lat. W Karpatach - długość trwania pokrywy śnieżnej, daty jej pojawiania się i rozkład przestrzenny odznaczają się szczególnie dużą zmiennością z roku na rok, zwłaszcza w niższych partiach gór, co nie sprzyja rozwojowi sportów zimowych. Średnią grubość pokrywy śnieżnej w Tatrach przedstawia ryc. 9.4.1. W niższych górach, jedna z charakterystyk śnieżności zimy, mianowicie suma grubości pokrywy śnieżnej, jest bardzo dobrze skorelowana z wysokością n.p.m. Grubość pokrywy śnieżnej w poszczególnych sezonach zimowych jest bardzo zmienna w górach Europy Środkowej. Przykładowo: w Bieszczadach suma grubości pokrywy śnieżnej kształtowała się od 178 do 8843 cm w czasie 15 lat. W różnych punktach pomiarowych stwierdzono jednak różnąjej grubość, dlatego wyliczone sumy majątylko wartość orientacyjną Ryc. 9.4.1. Roczny przebieg grubości pokrywy śnieżnej (średniej w cm) w Tatrach (dane z KLIMATU TATR, 1974) 154 dla całego pasma górskiego. Liniową zależność grubości pokrywy śnieżnej od wysokości n.p.m. w Bieszczadach wyliczył M. Nowosad (1994): S = 5,89.H-818 (9.4.1.) gdzie: S - suma grubości pokrywy śnieżnej w ciągu zimy (cm), H - wysokość n.p.m. Podobną nierównomiemość w rozkładzie przestrzennym występowania pokrywy śnieżnej stwierdzono w najwyższej części Sudetów - Karkonoszach. Wytypowano tam obszary znacznej akumulacji śniegu w zagłębieniach i obszary wywiewania śniegu oraz - co interesujące - nie stwierdzono wyraźnych zależności elementów pokrywy śnieżnej od wysokości n.p.m. w wyższych piętrach hipsometrycznych, poza wspomnianą liniową zależnością pomiędzy zapasem wody w pokrywie a wysokością n.p.m. (M. Sadowski, 1977). Turbulencyjna, niejednorodna struktura poziomego ruchu powietrza powoduje, że w czasie zamieci śnieg składany jest na podłoże bardzo nierównomiernie. Grubość pokrywy śnieżnej w Karkonoszach wzrasta sukcesywnie od początku zimy do marca, kiedy osiąga wartość największą. Strefa maksymalnej akumulacji śniegu (największa grubość pokrywy) występuje na wysokości 1200-1250 m n.p.m., powyżej grubość pokrywy śnieżnej maleje. Średni gradient zmian grubości pokrywy śnieżnej w tych górach wynosi (B. Głowicki, 1977): - w strefie 1050-1250 m n.p.m. - 22 cm/100 m, - w strefie 1250-1400 m - -49 cm/100 m. Pionowy rozkład grubości pokrywy śnieżnej na stokach o ekspozycji północnej, północno-wschodniej i wschodniej zachowuje również ten sam inwersyjny charakter. Liczba dni z pokrywą śnieżną ulega dużym zmianom, podobnie jak daty początku i końca trwania pokrywy śnieżnej. Jest zależna od sumy opadów śniegu, od liczby dni z opadem śniegu, ale jednocześnie wykazuje ścisły związek z temperaturą powietrza. Jest także funkcją wysokości terenu, rodzaju formy terenowej, strefy geograficznej. Ten wskaźnik klimatyczny powinien być rozpatrywany indywidualnie, w odniesieniu do konkretnego pasma górskiego, jako wartość uśredniona w wieloleciu. Odwołanie się do średniej wieloletniej jest ważne, właśnie ze względu na dużą zmienność parametrów śniegowych z roku na rok. I tak - w Karpatach polskich liczba dni z pokrywą śnieżną w poszczególnych latach ulega dużym odchyleniom od wyliczonej z wielolecia średniej liczby długości trwania pokrywy i średnich dat pojawiania się i zanikania pokrywy. Odchylenia mogą dochodzić do 60 dni. Na szczytach i na stokach liczba dni z pokrywą śnieżną wynosi od 63 do 227, w dnach dolin i w kotlinach-od 67 do 234 w sezonie (B. Leśniakowa, 1973). Interesujące, z praktycznego punktu widzenia, daty pojawiania się pokrywy śnieżnej na różnej wysokości n.p.m. można określić za pomocą gradientu Agp*, który oznacza liczbę dni opóźnienia w pojawianiu się pokrywy śnieżnej na niższym poziomie wysokościowym. W polskich Karpatach Agp*=4 do 5 dni/100 m wysokości (B. Obrębska-Starklowa et al., 155 1995/ Od poziomu 1400 m n.p.m. pokrywa śnieżna o grubości przekraczającej 10 cm wystąpi zawsze w ciągu stycznia, lutego i marca. Największe prawdopodobieństwo utrwalenia się pokrywy śnieżnej przypada na luty, na stokach eksponowanych na północ. Zanikanie pokrywy śnieżnej jest nieco szybsze. Odpowiedni gradient Agz*, oznaczający liczbę dni opóźnienia zanikania pokrywy śnieżnej wraz ze wzrostem wysokości, wynosi 3 dni/100 m na wypukłych formach terenowych i 4 dni/100 m na płaskich i wklęsłych formach terenowych. W wyższych piętrach Karkonoszy wyróżniono (J. Kwiatkowski, 1985) cztery stadia przebiegu wysokości (grubości) pokrywy śnieżnej: I - stadium „początkowego wzrostu” - występuje od pojawienia się trwałej pokrywy śnieżnej, przeciętnie do drugiej dekady grudnia, odznacza się nierównomiernym przyrostem; II - stadium „stabilizacji” - trwa przeciętnie od końca grudnia do połowy lutego i odznacza się nieregularnym przyrostem; III - stadium „ponownego wzrostu” - trwa przeciętnie od połowy lutego do połowy marca, pokrywa śnieżna szybko wzrasta, osiągając roczne maksimum; IV - stadium „zaniku” - trwa przeciętnie od połowy marca do całkowitego zaniku pokrywy śnieżnej. Zanikanie pokrywy śnieżnej i jej topnienie jest nieco rzadziej przedstawianie. Topnienie powierzchni pokrywy odbywa się poprzez napromieniowanie, przy bezpośrednio padającej wiązce promieni słonecznych lub poprzez adwekcję ciepłej masy powietrza o temperaturze powyżej 0°C. Wyróżniono zatem topnienie insolacyjne i adwekcyjne, które różnią się czasem trwania. Topnienie insolacyjne, oczywiście zachodzi tylko w ciągu pogodnych dni, przyczynia się do fimizacji śniegu. Topnienie adwekcyjne może odbywać się w ciągu całej doby, odbywa się głównie pod koniec sezonu zimowego i wiosną. W krajach alpejskich badaniami warunków śniegowych w górach, także lawinami, zajmują się instytucje specjalnie powołane do tego celu. Wynika to (między innymi) z konieczności zapewnienia odpowiednich informacji miłośnikom sportów zimowych. W wysokich górach sporty te mogą być uprawiane w ciągu całego roku. Przyczyny ekonomiczne - konieczność zapewnienia bezpieczeństwa na licznych alpejskich trasach komunikacyjnych, zarówno drogowych, jak i kolejowych wymaga stałego utrzymywania punktów obserwacyjnych (najczęściej stacji automatycznych). Pomimo licznych ostrzeżeń przed lawinami, zarówno śniegowymi, jak i kamiennymi, w dolinach alpejskich zdarzają się zniszczenia budynków mieszkalnych i schronisk, gdyż tory wielkich lawin są często nieprzewidywalne. 9.5. Formy niwalne w górach Powierzchnia pokrywy śnieżnej jeszcze w trakcie powstawania podlega niemal natychmiast działaniu czynników pogodowych, przede wszystkim bezpośredniemu promieniowaniu słonecznemu i wydmuchiwaniu przez wiatr. Wywiewanie śniegu i modelowanie powierzchni pokrywy zależy od prędkości wiatru i twardości (zwartości) śniegu. Wyróżnia się pewne krytyczne prędkości wiatru, powyżej których następuje przenoszenie śniegu (ryc. 9.5.1.). 156 Ryc. 9.5.1. Rodzaje wywiewania śniegu z pokrywy śnieżnej Regularne zafalowania na powierzchni pokrywy śnieżnej powstają już przy niewielkich prędkościach wiatru, około 0,5 m/s, szczególnie na niezwiązanym leżącym śniegu. Są to tzw. ripplemarki (zmarszczki), analogiczne do form powstających na piasku. Przy bardzo słabych wiatrach, ale dość regularnie wiejących z jednego kierunku, formowanie się powierzchni śniegu odbywa się w procesie zwanym pełzaniem. Przenoszenie śniegu odbywa się ruchem skokowym, a proces powstawania miniwydm na powierzchni śniegu określany jest mianem saltacji. Luźny, niezwiązany śnieg podlega wywiewaniu powyżej 10 metrów nawet do wysokości kilkudziesięciu metrów. Jest to proces dyfuzji burzliwej. Prędkość wiatru jest wtedy większa od 5 m/s. Jednakże związana, twarda pokrywa śnieżna wymaga prędkości wiatru co najmniej 25 m/s, aby nastąpiło wyrwanie, wykruszenie i przemieszanie bryłek z jej powierzchni. Transport wywiewanego śniegu zależny jest więc od siły przenoszącej wiatru. Dodatkowo działa tu jeszcze ciśnienie powietrza oraz pionowy rozkład temperatury i wilgotności powietrza. Wynika z tego, że w wysokich górach proces tworzenia się wiatrowych, często bardzo efektownych form niwal-nych, napotyka na sprzyjające warunki. Próby wyliczenia ilości śniegu przenoszonego przez wiatr dają różne wyniki, w zależności od wielkości powierzchni, z której wywiewany jest śnieg. Szacunkowe wartości mieszczą się w granicach od kilkuset do kilku tysięcy metrów sześciennych. Wydajnością zamieci Q nazwano ogólną masę śniegu przechodzącą w ciągu minuty przez linię grubości 1 centymetra, skierowaną prostopadle do kierunku wiatru. Wydajność zamieci zależy głównie od prędkości wiatru, zgodnie ze wzorem D. Mielnika (W.G. Chodaków, 1971): Q = 0,0129.v³ (9.5.1.) gdzie: Q - wydajność w g/cm . min, w warstwie przenoszenia grubości 1 cm, v - prędkość wiatru na wysokości 11 metrów . (m/s). 157 Wzór A.K. Djunina (W.G. Chodaków, 1971) uwzględnia wielkość krytycznej prędkości wiatru (v=2,71 m/s), poniżej której przenoszenie śniegu nie występuje: Q = 0,153 (v, -2,71)³ (9.5.2.) gdzie: v, - prędkość wiatru na wysokości 1 metra (m/s). Wyliczono, że na szczycie wzgórza (niewysokiego) wydajność zamieci może być dziesięciokrotnie większa niż na stronie zawietrznej, u podnóży wzgórza. Wzory empiryczne są oparte na pomiarach z przyrządów zwanych „zamieciomierzami”. Niektóre z nich działają na zasadzie fotometrycznej, mierząc osłabienie strumienia świetlnego w powietrzu zmętnionym przez padający śnieg. Długie, ostrokrawędziste formy na rozległych powierzchniach śniegu, ułożone prostopadle do kierunku wiatru w postaci śnieżnych stopni, noszą nazwę zastrug. Powstają na twardej, ubitej powierzchni śniegu lub lodu, przy silnych wiatrach, o prędkości powyżej 25 m/s. Efekt oddziaływania wiatru na powierzchnię pokrywy śnieżnej w znacznej mierze zależy od szorstkości podłoża. Opór stawiany przez tarcie jest największy blisko powierzchni i spada z wysokością. Klasyfikacja szorstkości, przytaczana przez E. Linacre’a i J. Hobbsa (1978) oraz C.D. Whitemana (2000), zalicza powierzchnie śnieżne i lodowe do klasy powierzchni o łagodnej i bardzo łagodnej szorstkości, co jest równe 0,005, podczas gdy np. klasa szorstkości -„powierzchnie b. szorstkie” ma współczynnik 0,5. Do często spotykanych form niwalnych w górach należą nawisy śnieżne. Powstają zwykle na krawędziach stoków zawietrznych, mają rozmiary od kilku do kilkudziesięciu metrów długości (ryc. 9.5.2.). Złożone są z ubitego śniegu i lodu, są formami sczonowy- Ryc. 9.5.2. Formowanie się nawisu śnieżnego. Cyfry od 1 do 4 oznaczają kolejne stadia narastania nawisu 158 mi, wybitnie nietrwałymi. Jedynie w bardzo wysokich górach utrzymują się prawie stale, zmieniając jednak swój kształt. Strumienie powietrza niosące często drobny śnieg i rozdrobniony lód zderzają się z granią górską po stronie nawietrznej. Niesiony śnieg ulega zagęszczeniu i ubiciu. Po przekroczeniu grani następuje lokalna dywergencja strumieni powietrza, słabnie ich zdolność transportowa, a niesiony śnieg osiada po stronie zawietrznej. Po tej stronie tworzy się stojący wir powietrzny, który żłobi w już istniejącej pokrywie śnieżnej wgłębienie. Nad nim narasta śnieżny kołnierz określany jako „kiść ssania” (J. Marcinek, 1991). Jest on grubszy w przedniej części, po zawietrznej, natomiast w górnej części śnieg ulega sprasowaniu. Maksymalny kąt nachylenia szacuje się na 50-55° na zawietrznej stoku. Inaczej mówiąc - nawis może narastać do takiego kąta nachylenia. Po przekroczeniu tego kąta musi runąć w dół. Znane z niewielu obszarów górskich, ale opisywane dość często jako niezwykle osobliwe formy niwalne - penitenty, czyli mniszki śniegowe, pokutniki lub śniegi pokutujące, powstają w wysokich partiach gór strefy suchej i półsuchej, a także w bardzo wysokich górach, w klimatach z obfitymi opadami (Himalaje). Są to formy wysokości 1--3 metrów, przypominające pochylone postacie zakapturzonych mnichów (ryc. 9.5.3.). Układają się w regularne rzędy, na ogół wzdłuż linii wschód - zachód. Pojawiają się na trwałej pokrywie śnieżnej lub na powierzchni lodowców, mogą występować sezonowo na wysokości powyżej 3000 m. Kąt nachylenia mniszka jest uwarunkowany kątem wysokości Słońca w kulminacji (ryc. 9.5.4.). Powstają w powietrzu bardzo suchym, przy słonecznej pogodzie, tam, gdzie istnieją możliwości sublimacji. 9.6. Lawiny śnieżne Pokrywa śnieżna w górach odznacza się małą trwałością mechaniczną na stokach, co powoduje jej obsuwanie się w dół. Pośrednim skutkiem warunków pogodowych w górach są lawiny śnieżne i śnieżno-gruzowe. Można je zaliczyć do działalności denudacyjnej i jednocześnie działalności tworzącej formy akumulacyjne. Wymiatanie śniegu ze stoków i z dolin, zdzieranie pokrywy śnieżnej z powierzchni lodowców i składanie potężnych zwałów śniegu u stóp stoków powoduje zmianę krajobrazu górskiego. Częstość ich występowania zależy przede wszystkim od opadów śniegu. Lawiny są ogromnym zagrożeniem dla życia człowieka mieszkającego w osadach śródgórskich i uprawiającego sporty zimowe oraz wspinaczki wysokogórskie, dlatego w wielu krajach powstały instytuty naukowe zajmujące się wyłącznie wszechstronnym badaniem tego katastroficznego zjawiska. Na powstawanie lawin wpływają czynniki stałe: nachylenie, ekspozycja, kształt stoków i szata roślinna porastająca stoki oraz czynniki zmienne, zależne od warunków pogodowych. Należy do nich: stopień przeobrażenia śniegu zalegającego na podłożu, siła uderzenia wiatru na stok, intensywność opadu śniegu oraz... deszczu, a także uderzenia fali akustycznej. Lawiny występują najczęściej na stokach o nachyleniu 20-50°, rzadziej na pochyłościach o kącie mniejszym niż 20° i prawie nigdy na stokach nachylonych bardziej niż 50°, ze względu na niemożność utrzymania się śniegu na tak znacznych stromiznach. Liczne badania naukowe i doświadczenie obserwacyjne ludzi gór wykaza- 159 Ryc, 9.5.3. Powstawanie penitentów. Objaśnienia w tekście Ryc. 9.5.4. Formowanie się pojedynczego mniszka. Na rysunku zachowane wielkości kątów: 1 - zewnętrzna, zlodowaciała powierzchnia; 2 - śnieg firnowy wewnętrznej bruzdy; 8°- ogólne nachylenie pierwotnej powierzchni pokrywy śnieżnej; 28° - nachylenie zacienionej powierzchni pokrywy śnieżnej; 39,7° - kąt wysokości Słońca ły, że jeżeli w ciągu trzech dni spadnie opad śniegu, którego ekwiwalent wodny wyniesie 25 mm, to trzeba liczyć się z zejściem lawin. Przy ekwiwalencie około 100 mm lawiny spadnąjuż w ciągu kilku godzin lub jeszcze w trakcie opadu śniegu. Struktura pokrywy śnieżnej - jej zróżnicowanie warstwowe, gradient termiczny, twardość, stopień fimizacji, to czynniki, od których zależy prawdopodobieństwo ześlizgiwania się mas świeżo spadłego śniegu. 160 Fot. 13. Fonmy lodowe na powierzchni lodowca. Czoło lodowca Svartisen, Góry Skandynawskie, fot. Janina Trepińska Fot. 14. Płat śniegu nad strumieniem (lato), Tatry Zachodnie, fot. Janina Trepińska Bezpośrednią przyczyną ruchu masy śniegu na stoku jest przekroczenie krytycznej wartości jej stabilności hK, którą można wyrazić przez równanie: hK = Ss / [p (sin a - C cos a)] (9.6.1.) gdzie: Ss - siła spójności śniegu w g.cm ² lub kg.m ², p - gęstość w g.cm ³, C - współczynnik tarcia wewnętrznego (bezwymiarowy), a - kąt nachylenia stoku. Ze względu na zasięg wyróżnia się lawiny liniowe, odrywające się od jednego punktu na stoku oraz lawiny - deski śnieżne, odrywające się powierzchniowo wzdłuż linii trawersującej stok. Różne klasyfikacje lawin biorą za punkt wyjścia specjalnie dobrane kryteria (tab. 9.6.1. i tab. 9.6.2.). Klasyfikacje lawin na ogół nie uwzględniają ich rozmiarów. Jest sprawą zrozumiałą, że największe lawiny schodzą w największych górach świata, a wśród nich w rejonach, gdzie obficie pada śnieg. Dzieje się tak w porze monsunu letniego w Himalajach. Front lawiny na stoku lub na pochyłej powierzchni lodowca może osiągnąć szerokość kilku kilometrów! Niezwykłych rozmiarów lawiny obserwowano także w górach Karakorum, Hindukusz, w Górach Świętego Eliasza, w Górach Skalistych. Lawiny lodowe w najwyższych górach są zrzucane także przez mniejsze lodowce stokowe, utrzymujące się na bardzo stromych stokach, w wysoko położonej strefie wiecznego mrozu. Szczególnie niebezpieczne są lawiny po opadzie świeżego śniegu, gdyż zsuwają się po wygładzonej powierzchni poślizgu na pokrywie śnieżnej ze śniegu zleżałego, niekiedy zlodowaciałego. Tabela 9.6.1 TYPY LAWIN WEDŁUG GĘSTOŚCI ŚNIEGU Temperatura Sezon Kryterium lawiny Gęstość śniegu powietrza występowania (g.cm'1) (°C) (półkula N) pyłowa z puchu 0,03 <-15 grudzień - luty. przemrożonego pyłowa, z puchu 0,12 -3 do -15 grudzień - luty, świeżego ze śniegu mokrego 0,17 ok. 0 luty - marzec, ze śniegu przewianego, 0,25 0 - do -10 styczeń - luty, (nawisy) deska śnieżna 0,40 +3 do -2 styczeń - luty, deska firnowa >0,50 >0 marzec - kwiecień, 161 Tabela 9.6.2. KLASYFIKACJA LAWIN (WG RÓŻNYCH AUTORÓW, ZA J. MARCINKIEM, 1991, NIECO ZMIENIONE) Kryterium Opis lawiny A. Typ oderwanie wzdłuż jednej linii oderwanie w jednym (sposób deska śnieżna lub płaty śnieżne punkcie oderwania) (slab avalanche) lawina ze śniegu luźnego (loose snów avalanche) B. Położenie ponad powierzchnią na powierzchni gruntu powierzchni i wewnątrz pokrywy śnieżnej lawina na gruncie poślizgu lawina warstwy (entire snów avalanche) powierzchniowej (surface layers cover avalanche) oderwanie się świeżego śniegu zalegającego na starym (full depth avalanche) C. Stan wilgotności suchy śnieg wilgotny śnieg lawina śniegu suchego lawina śniegu mokrego (dry snow avalanche) (wet snów avalanche) D. Forma zejście płaskie na stoku lawina kanałowa (postać drogi lawina powierzchniowa (channelled avalanche) lawiny) (unconfined avalanche) E. Rodzaj ruchu kłębiąca się w powietrzu spływająca po gruncie lawina pyłowa lawina ślizgowa (airborne powder avalanche) (sliding avalanche) (flowing avalanche) F. Przyczyna wewnętrzna zewnętrzna wywołania lawiny niewymuszona naturalna, sztuczna (spontaneous avalanche) (natural,artificial triggered avalanche) 162 Potężne lawiny są jednym ze źródeł przyrostu śnieżno-lodowej masy obszaru akumulacyjnego lodowców w najwyższych górach świata. Lawiny i ogromne bryły lodowe ze stoków górskich i seraków z obrzeży lodowców również przyczyniają się do zasilania masy lodowej obszaru ablacyjnego lodowców. 9.7. Pokrywa lodowa i lodowce w górach Powstawanie i utrzymywanie się lodu na kuli ziemskiej zachodzi w wyniku następujących procesów: zamarzania wody, sublimacji, metamorfizacji śniegu. Rozległe, górzyste powierzchnie Antarktydy i Grenlandii są pokryte ogromnymi masami lodu. Lądolody wywierają znaczny wpływ na cyrkulację mas powietrza, a tym samym na warunki klimatyczne w skali półkuli. Lodowce górskie różnego typu i pola lodowe na wyspach arktycz-nych i antarktycznych wpływają na warunki klimatyczne w skali lokalnej. Oprócz oziębiania mas powietrza utrzymujących się nad lądolodami i lodowcami duże znaczenie klimatotwórcze w różnej skali mają wiatry katabatyczne, spływające wzdłuż zlodowaco-nych stoków (rozdział 6.2.). W strefie akumulacyjnej (alimentacyjnej) odbywa się gromadzenie i przeobrażanie śniegu w lód. Zachodzi tu także wspomniany już proces fimizacji. Granica oddzielająca fim od lodu jest to tzw. linia firnowa. W strefie ablacyjnej procesowi topnienia śniegu towarzyszy transport lodu. Granica między tymi strefami to granica zasilania lodowca. W wielu górach świata w chionosferze można wyróżnić strefy śniegowe różniące się warunkami morfologicznymi i pogodowymi. Szybkość procesu przeobrażania się śniegu w lód jest zależna od nakładających się czynników stałych i zmiennych. Strefa śniegowa grzbietowa na ogół nie sprzyja akumulacji śniegu. Strefa niższa - akumulacyjna - oprócz opadów śniegu jest zasilana przez lawiny, zsuwy śnieżne i bryły lodowe z seraków na obrzeżach lodowców. Wartość bilansu rocznego masy lodowca zależy w znacznej mierze od warunków pogodowych w poszczególnych latach. Wyliczenia dokonuje się przez porównanie możliwego stosunku akumulacji (Ak) do ablacji (Ab), mianowicie: Ak=Ab (9.7.1.) Ak>Ab, Ak0° oraz liczby dni z pokrywą śnieżną, autor potwierdzał wysokimi wartościami współczynników korelacji, przekraczającymi 0,9 lub -0,9. Metodę określania liczbowej zależności różnych elementów klimatu od średniej rocznej temperatury można stosować w różnych górach świata, pod warunkiem dysponowania serią pomiarów w różnych częściach badanego obszaru górskiego, co zwłaszcza w wysokich, trudno dostępnych łańcuchach górskich na świecie nie jest oczywiste. Z powodzeniem metoda ta została zastosowana przez M. Hessa (1965, 1966) do obszaru polskiej części Karpat (w tym Tatr) a także Sudetów. At = 0,0009 H + 0,4 At = 1,2-0,00137 H At = 9,6 - 0,0037 H At = 6,3 - 0,0032 H At = 6,3 - 0,00223 H. 165 ROZDZIAŁ 10 Zjawiska atmosferyczne w górach Wśród zjawisk występujących w atmosferze wyróżnia się ogólnie hydrometeory, fo-tometeory oraz elektrometeory. Są to więc zjawiska związane z wodą, światłem i elektrycznością atmosferyczną. Nie będziemy tu omawiać wszystkich możliwych zjawisk obserwowanych w atmosferze, zwłaszcza opisanych, interpretowanych i często fotografowanych bardzo efektownych i bogatych w kolory zjawisk optycznych. Zamieszczono w tym rozdziale opis wybranych zjawisk różnego rodzaju, łatwiejszych do obserwacji w górach, a także odznaczających się odznaczających się większą intensywnością. 10.1. Mgły i zamglenia Mgła uważana jest za chmurę Stralus z podstawą blisko powierzchni podłoża. Struktura chmury warstwowej i mgły jest bowiem taka sama. Różnica pojawia się przy rozpatrywaniu sposobu i miejsca formowania się. Ograniczenie widzialności horyzontalnej do jednego kilometra kwalifikuje takie zjawisko do notowania mgły. W górach widzialność jest jednak ograniczona przez stoki i ściany skalno-lodowe, a więc nie zawsze to kryterium może być zastosowane. Występowanie mgieł w górach jest ściśle zależne od rozwoju procesów pogodowych w różnych porach doby i roku. Mgły mogą pojawiać się we wszystkich formach terenowych, zarówno w dolinach, kotlinach jak i nad szczytami i na stokach górskich. Genezą mgieł dolinnych jest najczęściej proces wypromieniowania ciepła z wychłodzonego, zacienionego dna doliny, przy bezchmurnej pogodzie. Mogą być wynikiem spływu zimnego powietrza z wierzchowiny lub górnej części stoków i wtedy towarzyszą im niskopoziomowe inwersje termiczne. Są to więc mgły radiacyjne, przyziemne, o małej miąższości, rzędu kilkudziesięciu metrów, w wysokich górach - kilkuset metrów. Do powstania mgły potrzebny jest słaby przewiew, nawet poniżej 1 m/s. Taki lekki wiatr może powodować unoszenie się mgły, bez jej rozpraszania. Mgły radiacyjne zazwyczaj zanikają po wschodzie Słońca. Nad powierzchniami lodowców, gdzie następuje oziębienie wilgotnego powietrza napływającego z dołu lub zboczy doliny, często powstają mgły, zwane z tego powodu mgłami lodowcowymi. Mgły na szczytach mogą powstać w wyniku usytuowania się poziomu kondensacji poniżej linii wierzchołków i grzbietów. Tworzące się wtedy chmury, najczęściej warstwowe, obejmują swoim zasięgiem najwyższe partie pasma górskiego. Przy przepływie frontów ciepłych następuje wymuszone podnoszenie się ciepłej masy powietrza i wtedy para wodna w oziębionym w ten sposób powietrzu ulegnie kondensacji. Podobny proces można zaobserwować podczas rozwijającej się okluzji orograficznej, gdy wycinek ciepły niżu zostanie wypchnięty do góry. Powstanie chmura warstwo 166 wa, otulająca wierzchołki i stoki. Mgły te są zaliczane do adwekcyjnych. W rejonie najwyższych wierzchołków - typu wyspowego - utworzą się mgły, niezależnie od kierunku cyrkulacji masy wilgotnego powietrza, w wyniku jej spiętrzenia się. Dużą rolę odgrywa tu wysokość względna i wyniosłość poszczególnych szczytów w całym paśmie górskim. Na Wyspach Brytyjskich takie szczytowe i stokowe mgły są często określane jako mgły górskie. Mogą one być związane także z wysokopoziomowymi inwersjami termicznymi. Zdarza się, że mgły adwekcyjne utworzą wtedy grube warstwy, przekraczające 1000 m, chociaż zwykle ich miąższość sięga 800 metrów. Mgła, która otacza szczyty górskie, częściej powstaje w obrębie silnie zanieczyszczonej warstwy granicznej, wskutek czego jej kropelki mają kilkakrotnie większy ładunek zanieczyszczeń niż opad atmosferyczny. Zanieczyszczone powietrze, w którym utworzy się chmura (mgła), jest genetycznie związane z silnie uprzemysłowionymi obszarami, ale depozycja zanieczyszczeń może nastąpić daleko od źródeł emisji, wskutek cyrkulacji atmosferycznej. Badania depozycji zanieczyszczeń powietrza w Sudetach wykazały większy niż w innych obszarach górskich Europy ich ładunek w osadach mgielnych i w opadach atmosferycznych. (M. Błaś, A. Dore, 1998). Pewną rolę odgrywa tu również opisany w rozdziale 8.3. efekt seeder-feeder. Depozycja aerozoli powoduje duże zmiany gleby i zniszczenia szaty roślinnej na stokach górskich, gdzie środowisko naturalne odradza się znacznie wolniej niż na nizinach, toteż badania dotyczące występowania mgły, chmur orograficznych i zanieczyszczeń powietrza są bardzo często powiązane (M. Błaś, A. Dore, 1997). M. Błaś (informacja niepublikowana) rozpatrywał rolę mgły w przychodzie wody w Sudetach i w wyniku badań terenowych stwierdził, że wydajność osadu ciekłego (rozdział 8.4.) wzrasta z wysokością, właśnie z powodu deformacji pola przepływu poprzez spiętrzenie orograficzne wilgotnej masy powietrza i wzrostu prędkości wiatru z wysokością. Potencjalna wydajność osadu ciekłego zależy więc od czynników meteorologicznych i morfologicznych, natomiast na rzeczywisty przychód wody z mgły wpływa jeszcze pokrycie terenu (jego szorstkość). Na wylesionej powierzchni stwierdzono niewielki udział depozycji mgielnej i gwałtowny jej wzrost na krawędzi lasu. Tam zresztą osad był największy, gdyż las hamuje przepływ powietrza, następuje zmniejszanie się prędkości wiatru i wodności mgły. Wyrównany poziom przychodu wody z osadu mgielnego występuje dopiero w odległości 30^ł0 metrów od skraju lasu. Badania prowadzono w lesic świerkowym. Wielkość przychodu wody z mgły w najwyższych partiach leśnych Sudetów wynosi od 800 do 2000 mm/rok pod okapami drzew na krawędzi lasu i izolowanych świerków powyżej gómej granicy lasu. Osiąga największe wartości spośród prezentowanych w literaturze naukowej. Poza Sudetami duży udział osadów w przychodzie wody stwierdzono w innych górach Europy, np. w Great Dun Fali (847 m n.p.m.) na Wyspach Brytyjskich - 800 mm/rok, w Waldstein w Niemczech - 560 mm/rok. Zamglenie powietrza pojawi się, gdy widzialność w kierunku poziomym przekracza 1 km, ale nie dochodzi do 4 km. Określanie odległości widzenia w górach nie ma większego sensu w głęboko wciętych dolinach, wobec czego powinno się ją badać ze stacji położonych na wierzchowinach, na szczytach lub na stoku - tam, gdzie widoczny jest otwarty horyzont przynajmniej w jednym kierunku. Badania w Alpach i innych górach strefy umiarkowanej wykazują, że największa częstość mgieł występuje na poziomie około 1500 m n.p.m. Ściślej mówiąc, dotyczy to 167 występowania liczby dni z mgłą, która może nawet przekraczać 300 dni w roku, ale mgła nie zawsze występuje w ciągu całej doby. W Tatrach, na Łomnicy (2632 m) ta liczba przekracza 270 dni w roku, w Sudetach jest jeszcze większa, gdyż sięga do 300 dni w roku. Jest to skutek częstszego niż w Karpatach napływu wilgotnych mas powietrza, które w dodatku zbierają liczne higroskopijne aerozole pochodzenia przemysłowego. Na stokach gór można wyróżnić strefy, gdzie częstość występowania mgieł będzie najmniejsza. W większości gór Europy taka strefa kształtuje się na wysokości 600--1000 m n.p.m. W górach w strefie klimatu morskiego, wilgotnego, mgły występują częściej i należą zwykle do mgieł gęstych, zmniejszających widzialność poziomą do około 100 m. W klimatach podzwrotnikowych monsunowych, obserwowane są mgły na nawietrznych stokach, tam gdzie następuje uderzenie wilgotnej masy powietrza, na wysokości 1500-2500 m n.p.m. Dane takie pochodzą z obserwacji w górach na Wyspach Japońskich, na Wyspach Kanaryjskich, na Hawajach. Pojawienie się mgieł jest związane z poziomem inwersji podpasatowej, powyżej którego mogą formować się chmury wśliz-gowe. Efektowne chorągwie chmurowe są „uczepione” szczytów, tym razem po stronie dowietrznej. 10.2. Zjawiska optyczne w górach Wszystkie zjawiska optyczne są dziełem kropel wody i kryształków lodu zawieszonych w powietrzu. Ogromna rozmaitość tych zjawisk i ich szczególnie efektowny wygląd od dawna zwracały uwagę obserwatorów. Łączone z nimi wróżby i przepowiednie są ozdobnikami licznych opowieści i legend, których akcja rozgrywa się w górach, jednak obecnie nauka potrafi wyjaśnić ich genezę. W tym rozdziale zwrócono uwagę na zjawiska, które są stosunkowo łatwe do zaobserwowania na szczytach i przełęczach górskich. Najbardziej spektakularne z nich to widmo Brockenu, a najwspanialsze - tęcza. Niektóre z opisanych zjawisk optycznych należą do pojawiających się niezwykle rzadko, bowiem związane są z bardzo szczególnymi warunkami atmosferycznymi. Warunki te -to mnogość kryształków lodowych w mroźnym powietrzu. Na obszarach Arktyki i Antarktyki nie brakuje wysokich wzniesień, a więc w opisie niezwykłych zjawisk optycznych powinny się znaleźć przykłady z tych regionów świata. Różnorodne chmury i bogate ich formy widoczne na niebie oglądanym z górskich rejonów świata dają niezwykłe efekty wizualne. W czystym górskim powietrzu liczne zjawiska optyczne powstają wskutek załamania, ugięcia lub odbicia promieni świetlnych, spośród których największe znaczenie mają promienie Słońca. Promienie świetlne po przejściu przez atmosferę ziemską napotykają na bardzo różne warunki. Charakterystyczne jest np. warstwowanie powietrza spowodowane zróżnicowaniem temperatury, gęstości, wilgotności, zawartości aerozoli, wśród których zasadniczą rolę odgrywają kryształki lodu o bardzo różnej wielkości, formach i ułożeniu. Ogólnie zjawiska optyczne można podzielić na cztery zasadnicze grupy (R. Grcenler, 1998): - zjawiska wywołane rozpraszaniem i pochłanianiem promieni świetlnych w atmosferze: błękit nieba, zabarwienie chmur, zorze poranne i wieczorne; 168 - zjawiska wywołane załamywaniem promieni świetlnych w warstwach powietrza o różnej temperaturze i gęstości: refrakcja, miraże, migotanie gwiazd, zielony promień, niebieski promień, czerwony promień; - zjawiska wywołane załamaniem i odbiciem promieni świetlnych w kroplach wody i kryształkach lodu znajdujących się w powietrzu: halo (różne formy), słupy świetlne, kręgi, krzyże, tęcze; - zjawiska wywołane dyfrakcją promieni świetlnych w atmosferze: gloria, widmo Brockenu, wieńce. Bardzo złożoną naturą fizyczną tych zjawisk zajmuje się optyka atmosferyczna (R. Greenler, 1998). Wiele opisów zjawisk optycznych i ich interpretacji pojawiło się w literaturze naukowej już w XVII wieku, np. teoria tęczy została przedstawiona przez Kartezjusza w 1637 roku. Wiek XVIII i XIX przyniósł dalsze teorie i próby wyjaśnienia naukowego niezwykłych świetlnych kręgów, słupów, łuków, pierścieni na niebie, których nazwy często pochodzą od nazwisk badaczy. Największe zasługi mają fizycy, astronomowie i podróżnicy - odkrywcy nieznanych ziem, szczególnie w obszarach polarnych. W tym rozdziale opisano zjawiska optyczne widoczne nie tylko w górach, ale szczególnie łatwe do zaobserwowania w atmosferze górskiej. Niebo ciemnobłękitne, czasem prawie ciemnofioletowe, widoczne w wysokich górach, wynika ze słabego rozpraszania światła słonecznego. Podstawą wyjaśnienia tego zjawiska jest falowa natura promieni świetlnych. Elementy rozpraszające światło muszą być mniejsze od długości fali światła widzialnego. Liczne modele przedstawiające rozpraszanie światła zakładają, że powietrze odznacza się „grudkowatą” strukturą, która jest bezpośrednią przyczyną rozpraszania. Średnice tych mikrogrudek są setki razy mniejsze od długości fal świetlnych. Rozpraszanie nie zmienia natury promieniowania, tylko jego rozchodzenie we wszystkich kierunkach. Rozpraszanie, zgodnie z prawem J. Rayleigha, zachodzi w sposób odwrotnie proporcjonalny do czwartej potęgi długości fali świetlnej: iₓ = a/(X⁴ Iₓ) (10.2.1.) gdzie: i - promieniowanie rozproszone, A. - długość fali, Iₓ- promieniowanie bezpośrednie, a - współczynnik zdolności emisyjnej. Zatem im krótsza fala, tym silniej jest rozpraszana, co daje efekt ciemnobłękitnego nieba (nawet ciemniejszej barwy indygo), do tego stopnia, że w wysokich górach mogą być widoczne jasno świecące ciała niebieskie. Możliwość obserwowania gwiazd w południe jest uważana za specjalną właściwość atmosfery wysokogórskiej. Czerwono-złote barwy zorzy porannej i wieczornej związane są z rozpraszaniem dłuższych fal widma słonecznego, wtedy gdy promienie słoneczne przechodzą przez większą liczbę mas optycznych (rozdział 2.1.). Rozpraszane są przede wszystkim promienie czerwone i żółte. Barwy zorzy sąjeszcze bardziej intensywne, gdy w powietrzu znajdzie się spora ilość bardzo drobnych pyłów po wybuchach wulkanów. Efekty zorzy są oczy 169 wiście lepiej widoczne ze wzniesień, dlatego często opisy zórz kojarzone są z górami. Liczne obserwacje kolorowych zórz po wybuchu wulkanu Krakatau w 1883 roku przyczyniły się do odkrycia wiatrów stratosferycznych wiejących na wysokości 25-40 km, obserwowanych w postaci kolorowych smug w pasie okołorównikowym. Zielony promień należy do rzadko widocznych zjawisk, związanych z różnym współczynnikiem załamania promieni świetlnych biegnących od Słońca przez atmosferę ziemską. Przy wschodzie lub zachodzie Słońca promienie żółte i pomarańczowe ulegają pochłonięciu przez parę wodną i tlen atmosferyczny, promienie fioletowe ulegają silnemu rozpraszaniu, a bieg promieni błękitnych, zielonych i czerwonych pozostaje niezmieniony. Jednakże promienie te, przechodząc przez warstwy atmosfery o różnej gęstości, ulegają zakrzywieniu. Jest ono większe u promieni zielonych i niebieskich niż u czerwonych i dlatego promienie zielone w widmie słonecznym są przesunięte względem czerwonych. Można je spostrzec przez moment, jako część rozdzielonej wiązki promieniowania widzialnego. Wyjaśnienie tego rzadko obserwowanego zjawiska oparte jest na stwierdzeniu, że promienie przechodzą przez warstwy inwersyjne powietrza i są widoczne na poziomie warstwy przecinającej tarczę słoneczną, w dodatku pozornie podniesionej. Zielony lub niebiesko-zielony promień ukazuje się na górnym obrzeżeniu tarczy, a po chwili zanika. Zjawiska te są bardzo trudne do sfotografowania. Dostępne opisy i fotografie odnoszą się raczej do zachodzącego Słońca (R. Greenler, 1998). Autorka miała okazję zaobserwować zielony promień o wschodzie Słońca spod szczytu Babiej Góry w Beskidach (1725 m n.p.m.). Było to w marcu, przed zrywającym się wiatrem fenowym. Przed wschodem Słońca niebo było czyste, pozbawione chmur, a powietrze jeszcze nieruchome. Na jasnym, szarym niebie, ale jeszcze bez widocznej tarczy Słońca, ukazał się najpierw zielono-niebieski podłużny błysk, trwający bardzo krótko, a dopiero potem podłużny rąbek górnego skraju tarczy słonecznej. Kształt tarczy był zdeformowany przez zjawisko refrakcji astronomicznej. W pewnym sensie analogicznym zjawiskiem do zielonego promienia Słońca jest tzw. czerwony promień, czyli błysk widoczny wtedy, gdy zasłonięty jest gómy skraj tarczy słonecznej, a widoczny dolny. Takie zjawisko jest opisane i sfotografowane (R. Greenler, 1998), ale poświęca mu się mniej uwagi, gdyż bardzo często tarcza słoneczna przy niskim położeniu nad horyzontem ma intensywnie czerwone zabarwienie, z powodu zjawiska przechodzenia dłuższych fal świetlnych przy większej liczbie mas atmosfery (rozdział 2.1.), i czerwony błysk nie wydaje się wtedy niczym szczególnym. Tęcza, z punktu widzenia optyki, jest zjawiskiem bardzo złożonym. Jest to łuk składający się z układu barwnych, współśrodkowych łuków o promieniu 42° okalających punkt przeciwsłoneczny. Łuk jest dłuższy wtedy, gdy wysokość Słońca nad horyzontem jest mniejsza, dlatego tęcze widziane o wschodzie lub zachodzie dają już pełne półkola. Szerokość barwnych pasów w tęczy jest bardzo zmienna, czasem niektóre barwy nie są w ogóle widoczne, ale barwa czerwona jest zawsze po stronie zewnętrznej łuku, a fioletowa po stronie wewnętrznej. W czystym górskim powietrzu tęcza jest nieskazitelnie wyraźna i często widoczny jest drugi łuk - o promieniu 54°, a więc szerszy, ale bledszy. Tęcza główna powstaje wskutek jednorazowego odbicia światła słonecznego w kroplach wody, natomiast tęcza wtórna - wskutek dwukrotnego odbicia w kroplach i porządek jej barw jest odwrócony. Promień słoneczny docierający do kropli wody w powietrzu (kropli deszczowej) ulega załamaniu, odbiciu od ścianki wewnętrznej kropli i powtórnemu 170 załamaniu przy opuszczaniu kropli. Przy załamaniu się promienia w kropli następuje jego rozszczepienie na poszczególne barwy o różnej długości fali, a więc kroplę opuszczają promienie o różnym kacie załamania. Najmniejszy kąt załamania cechuje promienie czerwone i dlatego są one obserwowane w dolnej części tęczy, a największy - promienie fioletowe, widoczne w górnej części łuku. Stosunek sinusów kątów załamania i odbicia w kropli jest stały, równy współczynnikowi załamania światła, dlatego też wszystkie tęcze, także te, które powstają na rozpylonych kroplach wody przy górskich wodospadach, mają taki sam porządek barw. Natężenie barw tęczy zależy od wielkości kropel wody. Większe krople dają wyraźniejsze barwy. Niekiedy widoczna może być biała tęcza, która powstaje jako obraz dyfrakcyjny. Promienie dające taką tęczę docierają do bardzo małych kropli i poszczególne barwy światła nakładają się na siebie przy odbiciu. Krople (według R. Greenlera, 1998) powinny mieć średnicę około 10 mikrometrów. Niektórzy autorzy podają (M. Schmidt, 1972), że średnica kropel może wynosić nawet 0,05 mm. Biała tęcza jest niekiedy nazywana łukiem chmur lub łukiem mgły, gdyż - jak wiadomo - chmura i mgła są złożone z bardzo małych kropelek wody. W górach jest częściej obserwowana niż na nizinach. Zespół niezwykle efektownych zjawisk optycznych zaliczanych do grupy halo, a więc barwne kręgi wokół Słońca i Księżyca, słupy, łuki i krzyże świetlne, mogą być obserwowane z każdego miejsca na Ziemi, toteż nie są wyłącznością atmosfery górskiej. Jak wspomniano, bardzo spektakularnym zjawiskiem w górach jest widmo Brocke-nu (fotografia wykonana w Tatrach). Jest to powiększony cień na górnej powierzchni chmur zalegających poniżej punktu, w którym znajduje się obserwator, przy niskim położeniu Słońca. Cień wydaje się znacznie powiększony, ponieważ promienie Słońca mogą przechodzić przez kilka warstw mgły i na każdej z nich powstaje niezależnie. Gdy jego linie zbiegają się wokół głowy obserwatora, świadczy to o usadowieniu się obserwatora dokładnie w punkcie przeciwsłonecznym. Punkt ten jest otoczony pierścieniami dyfrakcyjnymi, układającymi się koncentrycznie, właśnie wokół cienia obserwatora. Sylwetka cienia jest otoczona często tzw. nimbem, czyli białawym poblaskiem, powstającym wskutek załamania światła na kropelkach chmurowych. Najczęściej jednak wokół całego cienia widoczne są kolorowe pierścienie o „tęczowym” ułożeniu, czyli z czerwonym pierścieniem po stronie wypukłej i fioletowym po stronie wklęsłej. Jest to gloria. Średnica tych pierścieni zależy od wielkości kropel wody lub kryształków lodu, ale teorie wyjaśniające powstawanie glorii porównują ją do wieńców otaczających Słońce lub Księżyc. Gloria powstaje na tle cienkiej warstwy chmur lub mgły przez ugięcie promieni światła przy przechodzeniu pomiędzy kroplami czy kryształkami. Im mniejsze krople - tym większe wieńce. Wielkość kropli można obliczyć ze wzoru: X/sin e gdzie: 2r - średnica kropli, X - długość fali świetlnej, e - kąt pierwszego pierścienia. Średnica kropel, na których powstaje gloria, zwykle wynosi od 0,009 do 0,04 mm. 171 Widmo Brockenu i glorie są nieczęsto widziane w górach, ale nieco straciły na swojej niezwykłości, odkąd obserwuje się je z samolotów pasażerskich. Widoczny na górnej stronie pułapu chmur, przesuwający się cień samolotu otoczony glorią można podziwiać na wielu taśmach filmowych i fotografiach, również amatorskich. 10.3. Zjawiska elektryczne W atmosferze ziemskiej występuje sporo zjawisk elektrycznych, ściśle związanych ze stopniem jonizacji powietrza. Prawie zawsze w powietrzu znajduje się pewna ilość dodatnich i ujemnych jonów i od ich liczby zależy przewodnictwo (przewodność) elektryczne powietrza. W jonosferze (80—400 km wysokości) przewodnictwo elektryczne jest około trzy miliardy razy większe niż w dolnej atmosferze. Do wysokości około 3 kilometrów przewodnictwo jest niewielkie. Wracając do troposfery, należy stwierdzić, że pole elektryczne w obszarach z dużym zachmurzeniem jest bardzo skomplikowane, wskutek obecności w powietrzu dużej liczby nieustannie krążących jonów. Jony tworzą się wskutek „wyrywania” elektronów z atomu lub cząsteczki gazu będącego składnikiem powietrza i w ten sposób te atomy lub cząsteczki będą miały nadmiar ładunków dodatnich, czyli staną się jonami dodatnimi. Wolne elektrony przyłączają się do obojętnie naładowanych atomów i cząsteczek, które wtedy staną się jonami ujemnymi. Proces jonizacji w wysokich warstwach atmosfery jest spowodowany zwykle zderzeniami z poruszającymi się szybko atomami i cząsteczkami, także wskutek absorpcji promieniowania ultrafioletowego czy promieniowania gamma, wysyłanego przez fotosferę słoneczną. W dolnej atmosferze odpowiedzialna za jonizację jest głównie promieniotwórczość substancji zawartych w podłożu - w gruncie, w skałach, w wodzie. Przewodnictwo elektryczne w troposferze jest bardzo różne na różnych poziomach, ale powietrze jest złym przewodnikiem elektryczności (G.M.B. Dobson, 1965). Przy bezchmurnej pogodzie również w powietrzu znajduje się pewna liczba zjonizo-wanych atomów i cząstek, dlatego też można obserwować wyładowania elektryczne bez pojawiania się chmur burzowych. Jednakże silne wyładowania w postaci błyskawic i grzmotów są zawsze związane z rozwojem chmur Cumulonimbus. Chmura burzowa zawiera jedną lub więcej (czasem dużo więcej) komórek z wyraźną wewnętrzną cyrkulacją powietrza. Wyróżniono trzy główne stadia rozwoju chmury burzowej: stadium wzrostu, stadium dojrzałe i stadium rozpadu (ryc. 10.3.1.). W stadium początkowym chmura przede wszystkim wykazuje tendencję do wzrostu w górnej części. Wyraźne są prądy wstępujące, najpierw chaotyczne, później już ulegające porządkowaniu. W chmurze grupują się na określonych poziomach krople deszczu i kryształki lodu, zlepiające się w płatki śniegu. Wzrost chmury nie zawsze jest równomierny - widoczne jest wybrzuszenie w jednej części chmury, wieża w innej, a czasem długa pozioma wstęga - wtedy gdy szczyt chmury sięga do tropopauzy (ryc. 10.3.1. A). Drugi etap - stadium dojrzałe - odznacza się pojawianiem się wyładowań w kształcie błyskawic. Mogą one przebiegać od chmury do chmury, od chmury do podłoża i od chmury do powietrza. Pojawia się również opad deszczu (zawsze najpierw duże krople deszczowe), gradu i śniegu. Świadczy to o występowaniu zarówno prądów wstępujących, jak i zstępujących, grupujących się w różnych częściach chmury (ryc. 10.3.1.B). 172 Ryc. 10.3.1. Stadia rozwoju chmury burzowej. A - faza wzrostu, B - faza dojrzała, C - faza rozpadu W końcowym stadium w chmurze występują już tylko prądy zstępujące i opad deszczu (lub śniegu). W górnej części chmury, w powietrzu o małej gęstości grupują się lodowe słupki (ryc. 10.3.l.C). Komórki burzowe mogą mieć spore rozmiary - około 10 km szerokości i 10 km wysokości, a więc sięgają do górnej granicy troposfery. W stadium wzrostu powietrze będzie wsysane do wnętrza komórki przez tworzące się prądy wstępujące, a wiatr pod chmurą będzie skręcał w jej stronę. W dojrzałym stadium rozwoju komórki prądy wstępujące osiągają dużą prędkość, nawet powyżej 20 m/s. W poszczególnych komórkach chmury burzowej powstają, oprócz opadu w postaci deszczu, śniegu i gradu, także wyładowania elektryczne w postaci błyskawic. Może się zdarzyć, że przy ziemi będą obserwowane „fale” deszczu wraz z wyładowaniami, trwające kilkanaście minut. Oznacza to, że aktywność jednej komórki maleje, ale potem uaktywnia się następna komórka. Gromadzenie się ładunków elektrycznych w chmurze zależy od rozmieszczenia kropelek wody i kryształków lodowych, a ściślej rzecz ujmując - od poziomu zamarzania. Obszar zgrupowania ładunków w chmurze może mieć średnicę 1-2 kilometrów. Większe krople ładują się ujemnie, a mniejsze dodatnio. Gdy poziom zamarzania znajduje się wysoko nad powierzchnią podłoża, co może się zdarzyć w strefie klimatów gorących, to do większości wyładowań elektrycznych dojdzie wewnątrz chmury i nie dotrą one do ziemi. Gdy poziom zamarzania znajduje się nisko w chmurze, to ładunki elektryczne w chmurze znajdą się również nisko i bardzo liczne wyładowania elektryczne dochodzą do podłoża. Nie trudno sobie wyobrazić, że z tego powodu wyładowania elektryczne w atmosferze górskiej będą się odznaczały dużą częstością. Na stromiznach i na ostrych szczytach w wysokich górach, gdzie burze są inicjowane, wyładowania elektryczne są 173 również niezwykle częste. Strefa zagrożenia rażeniem pioruna wokół wyniosłej tumi czy iglicy o wysokości 20 metrów rozpościera się w promieniu od 2 do 20 metrów, licząc od podstawy tumi. Natężenie pola elektrycznego w chmurze burzowej sięga 1000-2000 V/cm. Różnica potencjałów między chmurą burzową a podłożem może wynosić ponad 100 milionów woltów. Pole elektryczne w chmurze i pod chmurą oraz rozkład ładunków w tych miejscach są dość skomplikowane, co powoduje niemożność wytyczenia punktów na ziemi, w które może uderzyć piorun. Błyskawica jest widoczna jako krótkotrwały błysk, ale zwykle składa się z serii wyładowań dążących do ziemi. Czas przepływu jednej serii wynosi dziesiąte części sekundy, ale pojedyncze wyładowanie może nie trwać dłużej niż jedna tysięczna część sekundy (G.M.B. Dobson, 1965). Kanał błyskawicy ma szerokość od 3 do 10 cm, może być też szerszy. Długość błyskawicy osiąga 2-3 km, ale błyskawice między chmurami mogą mieć długość kilkudziesięciu kilometrów. Temperatura powietrza w kanale błyskawicy dochodzi do 30 000°C. Natężenie prądu płynącego w błyskawicy osiąga zwykle 25 000 amperów (A), może też być większe. Wyładowania przenoszą w dół ujemne ładunki elektryczne, a powietrze między chmurą a podłożem zostanie silnie zjonizowane, chociaż powietrze jest złym przewodnikiem elektryczności. W dużych chmurach Cumulonimbus zdarzają się wielokrotne wyładowania. Po przeminięciu burzy i ustaleniu się pięknej pogody może wystąpić w atmosferze duży gradient potencjału elektrycznego, a zjonizowane powietrze jest pozostałością wędrówki ładunków między chmurą a ziemią. Naelektryzowane powietrze w górskiej atmosferze może dawać zgrupowania ładunków na krańcach metalowych przedmiotów, które spływają z nich wraz z cichym trzaskiem. Może nastąpić też nagromadzenie i spływ ładunków elektrycznych z ubrania i włosów człowieka, co sprawia, że powierzchnia ciała staje się naelektryzowana. Takie wyładowania noszą nazwę ogni Świętego Elma. Przepływ prądu w polu elektrycznym w pobliżu naelektryzowanych przedmiotów osiąga wartość krytyczną około 30 000 V/cm, co sprawia, że wyładowania te mogą okazać się niebezpieczne dla człowieka (M. Schmidt, 1982). Grzmot słyszany po błyskawicach jest spowodowany bardzo gwałtownym rozprężaniem się powietrza ogrzanego do wysokiej temperatury. Inną przyczyną grzmotu jest wybuch mieszaniny piorunującej, która tworzy się podczas rozpadu pary wodnej na tlen i wodór przy nagłym ogrzaniu się powietrza w kanale błyskawicy. W górach do wzmocnienia przerażającego huku przyczynia się echo, powstające przy odbijaniu się dźwięków przez ściany górskie. Z różnicy czasu między dostrzeżeniem błyskawicy i grzmotem wyliczamy zwykle odległość chmury burzowej. Dźwięk rozchodzi się z przeciętną prędkością 331 m/s (w powietrzu suchym). Burze mogą występować lokalnie, a przyczyną ich rozwoju mogą stać się silne prądy konwekcyjne. Są to burze wewnątrzmasowe, w masie powietrza o równowadze chwiejnej. W górach sprzyjają im nierównomiernie nagrzewane partie podłoża i takie burze są częstsze niż nad nizinami. Prędkość ich przemieszczania się mieści się w granicach 5--15 km/godz., nie przekracza 25 km/godz. Burze frontalne występują niezależnie od istnienia bariery górskiej, ale chmury burzowe frontu chłodnego mogą być zatrzymywane na przeszkodzie górskiej i wtedy oczywiście góry będą je wzmacniać lub wydłużać czas ich trwania. Prędkość ich przemieszczania się jest na ogół większa niż burz konwekcyjnych. 174 Burze frontalne nie zawsze atakują wzdłuż jednej zwartej linii. Chmury Cb mogą być ukryte w warstwie otaczających je chmur Ns, z przerwami w strefie o rozległości kilkudziesięciu kilometrów. Dolna granica chmur Cb mieści się w przedziale wysokości 600-1500 m, ale może się ukształtować na wysokości 2000 m. Wysokość górnej granicy najczęściej (w 68% przypadków) jest położona na poziomie 6000 m, ale może sięgać do tropopauzy, a nawet przebić tropopauzę. Oznacza to, że wierzchołki aktywnych chmur mogą znaleźć się w stratosferze! Średnia wysokość gómej granicy frontalnych chmur Cb wynosi 7600 m (H. Jafemik et al., 2000). Nad górzystą Nową Gwineą obserwowano gigantyczne chmury Cumulonimbus o rozciągłości poziomej do około 25 km, sięgające kłębami do dolnej stratosfery. Burze w górach niekiedy mogą być niezwykle silne (C.D. Whiteman, 2000), z nieco innym cyklem rozwoju. Struktura prądów pionowych może być zakłócona przez wiatry ścinające, wiejące po stromo nachylonej powierzchni (nożyce wiatrowe) w gómej tro-posferze. Prądy opadające często występują wzdłuż krawędzi silnej burzy. Takie „ostre” burze trwają dłużej niż zwykłe. Towarzyszą im wichury, ulewne opady dające powodzie w dolinach oraz śnieżyce (w wyższych piętrach ) generujące lawiny. Burza z wyładowaniami elektrycznymi w górach jest niezwykle groźnym zjawiskiem dla ludzi przebywających w jej zasięgu, zarówno ze względu na częstość powstawania, jak i trudność znalezienia osłony przed wyładowaniami. Najczęstsze godziny pojawiania się burzy konwekcyjnej w górach to godziny od 12 do 17 czasu miejscowego. Średnie trwanie burzy - od 4 do 10 godzin, ale zdarzają się dłużej trwające. Do historii tragicznych wypadków alpinistycznych wpisała się śmierć czterech znakomitych alpinistów w lipcu 1961 roku, którzy zginęli po pierwszym przejściu Centralnego Filara Freney prowadzącego na szczyt Mont Blanc, już przy kończącej się burzy. Trwała ona sześć dni, niemal bez przerwy! Relacja dwóch pozostałych przy życiu alpinistów była opisem gwałtowności wyładowań atmosferycznych i ogromnych opadów śniegu z wichurą. Takie frontalne załamanie pogody, z długo utrzymującym się głębokim niżem nad Zatoką Biskajską, było niespodziewane, nastąpiło po dniach pięknej pogody, a w najwyższej części Alp okazało się tragiczne w skutkach. Jeszcze bardziej niebezpieczne są wyładowania w postaci piorunów kulistych. Taki piorun - to kula zjonizowanego, rozżarzonego gazu, szybko przemieszczająca się po linii najmniejszego oporu w ciągu kilku minut. Po zderzeniu się z przedmiotem w terenie, piorun kulisty rozpada się. Może być śmiertelny dla człowieka. W Alpach obserwuje się kilkadziesiąt dni z burzą rocznie. W Tatrach średnia liczba dni z burzą wynosi od 33 do 47 w roku, w Górach Skalistych w stanie Montana 107 dni. W Tatrach burze najczęściej występują w czerwcu. Nie trzeba nikogo przekonywać o konieczności chronienia się przed tak bardzo niebezpiecznym zjawiskiem, szczególnie w górach. Możliwość szybkiego rozwoju chmur burzowych w górach i wystąpienia lokalnych wyładowań elektrycznych jest większa niż nad obszarami nizinnymi. Podstawowe zasady ochrony przed uderzeniem pioruna w górach głoszą, że należy unikać schronienia w płytkich grotach, pod skalistymi ścianami czy pod drzewami. Najbezpieczniej jest (po koniecznym zejściu z jakichkolwiek wyniosłości) przyjąć skuloną pozycję na płaskim głazie, izolowanym od gruntu, przez który może płynąć prąd elektryczny z wyładowania. Najlepiej jednak uważnie obserwować niebo i chmury i wyruszać na wycieczki górskie wtedy, gdy możliwość wystąpienia burzy jest niewielka. 175 ROZDZIAŁ 11 Piętra klimatyczne i roślinno-klimatyczne Większość prób zmierzających do wyodrębnienia pięter klimatycznych w obszarach górskich przyjmuje za podstawę widoczną w krajobrazie zmianę roślinności wraz ze wzrostem wysokości. Jest to uzasadnione ścisłą zależnością szaty roślinnej od warunków klimatycznych, do których się przystosowują zbiorowiska roślin i pojedyncze gatunki. Podział na pionowe strefy klimatyczne, przedstawiany w literaturze, odnosi się zwykle łącznie do stref roślinnych i klimatycznych. Wyznaczane są poza tym piętra roślinno-glebowe, także w powiązaniu z warunkami klimatycznymi. Procesy morfogenetyczne, stosunki hydrograficzne wykazują również charakterystyczne zmiany wraz ze zwiększającą się wysokością (M. Klimaszewski, 1978). W środowisku górskim następuje wzrost intensywności promieniowania Słońca, spadek temperatury powietrza, zwiększenie ilości opadów atmosferycznych i wilgotności. Konsekwencją jest zmiana procesów wietrzenia (wzrasta wietrzenie fizyczne, maleje chemiczne), zmiana typu krążenia wody, stosunku opadów śnieżnych do deszczowych, typu gleb oraz ekosystemów roślinno-zwie-rzęcych (L. Starkel, 1977). Pojęcie piętrowości obejmuje zarówno zróżnicowanie całego środowiska, jak i poszczególnych jego komponentów i dlatego pojawiła się propozycja stosowania terminu „piętrowość” jako istotnej właściwości geosystemów górskich, w odróżnieniu od terminu „pionowa struktura środowiska” dotyczącego układu warstwowego geokomponentów Jednych nad drugimi” (J. Balon, 2000). W holistycznym podejściu do środowiska przyrodniczego w górach, na pierwszym planie pojawiają się jednak elementy klimatyczne. Piętrowa struktura środowiska przyrodniczego w górach świata, oprócz podobieństw, odznacza się także dużymi różnicami wartości elementów klimatycznych i zbiorowisk roślinnych, co jest związane z położeniem gór w określonej strefie geograficznej. Np. występowanie piętra niwalno-glacjalne-go jest ściśle związane z wyniesieniem nad poziom morza, ale - jak wynika z przedstawionych charakterystyk w rozdziale 9 - wysokość nie jest warunkiem jedynym, bowiem w strefie polarnej piętro to usytuowane jest blisko poziomu morza, a w suchej strefie podzwrotnikowej można je znaleźć dopiero powyżej 6,5 kilometrów. Główne cechy klimatów górskich, charakterystyczne dla wszystkich gór świata, zostały opisane w poprzednich rozdziałach tej książki. Warunkują je zasadnicze zmiany wartości poszczególnych elementów meteorologicznych i procesów klimatycznych. Należą do nich: malejące ciśnienie atmosferyczne, wzrost natężenia promieniowania słonecznego, zmienność usłonecznienia i zachmurzenia w zależności od wysokości, spadek temperatury powietrza i jej zróżnicowanie w zależności od rzeźby i ekspozycji, inwersje termiczne, wzrost opadów do pewnego poziomu, wzrost prędkości wiatrów, pojawienie się stałej pokrywy śnieżnej i lodowej. Zespół tych cech tworzy typ klimatu górskiego. Zróżnicowanie klimatyczne w obrębie pięter górskich uważane jest za podstawę do wy- 176 Fot. 16. Górna granica roślinności w Andach Południowych na wysokości ok. 3700 m n.p.m. (formacja puna), fot. Jarosław Balon dzielenia zespołu cech mezoklimatycznych, właściwych dla geosystemów i krajobrazów górskich w wyodrębnionych piętrach. Rozróżnia się mezoklimaty den dolinnych, zboczy, wyżej - stoków górskich i wreszcie najwyższych partii, zarówno bardzo urozmaiconych pod względem rzeźby, jak i rozległych, płaskich lub słabo urzeźbionych wierzchowin. Na warunki klimatyczne łańcuchów górskich wpływa bowiem nie tylko położenie w określonej strefie klimatycznej i wysokość nad poziomem morza, ale także urzeźbienie - rozległość, zwartość łańcuchów górskich, kierunek ich przebiegu, ekspozycja względem stron świata i przeważających kierunków wiatru, stromość stoków (M. Hcss, 1969; M.M. Yoshino, 1975; L. Starkel, 1977; D. Martyn, 1995; D.C. Whitemanm, 2000). W górach świata wyróżnia się cztery podstawowe piętra fizycznogeograficzne, które oddzielają od siebie trzy charakterystyczne granice, widoczne w krajobrazie. Od poziomu najniższego są to piętra: stepowo-pustynne, leśne, peryglacjalne i niwalne. Od razu pojawił się problem określenia granic pomiędzy piętrami, który w literaturze naukowej jest bardzo szeroko dyskutowany. Nie sposób zresztą zamieścić tu krótkich nawet wzmianek o wynikach licznych dyskusji naukowych dotyczących pięter, stref górskich i granic między nimi, dlatego też podano powszechnie przyjęte i ugruntowane już wyznaczniki granic w przekroju pionowym kontynentów. Granice to: dolna granica lasu, zwana też górną granicą suchości, górna granica lasu i granica wiecznego śniegu. Rozległość i położenie pięter i granic zależne są od szerokości geograficznej, ukształtowania łańcucha górskiego i odległości od oceanu, zatem granice te na różnych kontynentach znajdują się na bardzo różnych poziomach hipsometrycznych. W strefie klimatów wilgotnych granice przebiegają niżej i zbliżają się do siebie, w strefie klimatów suchych granice leżą wyżej i są od siebie oddalone (L. Starkel, 1977). Granice często tworzą wąskie strefy lub pasy, z szybko zmieniającymi warunkami morfologicznymi, glebowymi i szatą roślinną. Jednakże najczęściej są dobrze widoczne w krajobrazie górskim - wystarczy wskazać na przykład górnej granicy lasu, którą tworzą pojedyncze drzewa, o pokroju zmieniającym się na coraz bardziej karłowaty; na gómą granicę piętra kosodrzewiny czy różaneczników i wreszcie - na bardzo wyraźną granicę piętra niwalno-glacjalnego - orograficzną linię wiecznego śniegu. 11.1. Alpejskie piętra roślinno-klimatyczne Jeden z najstarszych, tradycyjnych podziałów na piętra roślinne i klimatyczne wywodzi się z Alp. Alpy to jednak długi łańcuch górski, przecinający regiony zróżnicowane klimatycznie, zatem piętra i granice między nimi są położone na różnej wysokości n.p.m. Zróżnicowanie klimatyczne regionu alpejskiego znalazło swoje odbicie w ogólnym podziale na Alpy Północne, Środkowe i Południowe. Podstawowym wyróżnikiem warunków klimatycznych jest wartość średniej rocznej temperatury powietrza. Piętrowość roślinną charakteryzują naturalne lasy, byliny i trawy, chociaż w wielu miejscach widoczna jest daleko posunięta ingerencja człowieka. Bardziej szczegółowy podział na pionowe strefy roślinne został dokonany już w połowie XVIII wieku (R. Galon, 1958). Główne piętra alpejskie to: piętro pogórza, piętro górskie, piętro subalpejskie, piętro alpejskie, piętro niwalne. Ogólna charakterystyka tych pięter jest podana poniżej. 177 Piętro pogórza, temperatura średnia roczna t.ᵣ= 6°C Okres wegetacyjny trwa około 250 dni. W tym piętrze rozwinięta jest uprawa zbóż, winnej latorośli i sadownictwo. Panuje tu właściwie klimat charakterystyczny dla Europy Zachodniej i Środkowej, ale są regiony, w których rzeźba wywiera duży wpływ na warunki klimatyczne. Przeważają lasy liściaste i liściasto-szpilkowe. W Alpach Północnych to piętro jest najniżej położone, górna granica jego zasięgu przebiega na wysokości około 700 m n.p.m. Rosną tu lasy mieszane, a na żyznych wilgotnych glebach - lasy jesionowo-jaworowe z runem złożonym z wysokimi bylinami i paprociami. W środkowej części łańcucha Alp piętro to sięga do wysokości 800-900 m n.p.m. W lasach zauważalny jest duży udział świerka, a w wilgotnych miejscach w runie leśnym rośnie borówka i paprocie. Na suchych, często także skalistych terenach rośnie sosna, we wschodniej części sosna czarna, a w części zachodniej - dąb omszony (śródziemnomorski). W Alpach Południowych granica tego piętra także przebiega na wysokości 800-900 m n.p.m. Przeważają tu lasy dębowe i krzewy śródziemnomorskie. Na większej wysokości rosną lasy mieszane z lipą i jaworem, także kasztanowce (kasztanjadalny). Podłoże krzemianowe sprzyja lasom dębowo-brzozowym. Duży udział ma także roślinność typowo śródziemnomorska, z makią - wiecznie zielonymi, twardolistnymi zaroślami. Zajmują one miejsca tereny po wycięciu drzew, także wyjałowione wskutek wypasania. Piętro górskie, temperatura średnia roczna t = 6 do 4°C Okres wegetacyjny trwa w tej strefie około 200 dni. Utrzymują się tu uprawy połowę, a naturalnym zespołem roślinnym są lasy mieszane. Przyjęto, że piętro to zaczyna się Ryc. 11.1. Piętra roślinno-klimatyczne w Alpach 178 przy górnej granicy uprawy winnej latorośli, a kończy na gómej granicy występowania buka. W Alpach Północnych piętro górskie sięga do 1300 m n.p.m. Do tej wysokości sięga też górna granica upraw rolnych. W środkowej części tego piętra, tj. między 1000 a 1200 m n.p.m., na niższych poziomach rosną buki, nieco wyżej - jodły i świerki. Na bardziej żyznych glebach, na przepuszczalnym podłożu rosną lasy jodłowo-świerkowo-bukowe, a na podłożu mniej przepuszczalnym dominuje jodła. W Alpach Środkowych charakterystyczne cechy tego piętra zaznaczają się na wysokości od 1300 do 1500 m n.p.m. Rosną tu lasy świerkowe, modrzewiowe i sosnowe. W runie leśnym rośnie borówka, różanecznik i mnóstwo roślin zielnych. W Alpach Południowych zasięg tego piętra przesuwa się wyżej o 200 m. Naturalnymi zbiorowiskami roślinnymi są górskie lasy jodłowo-bukowe, a w bardziej suchych miejscach - lasy sosnowe. Rzadziej spotykany jest klon, czarna topola, wiąz górski i cis. Piętro subalpejskie, temperatura średnia roczna t.ᵣ = 4 —2°C Okres wegetacyjny trwa około 100 do 200 dni, w zależności od ekspozycji stoków. Piętro to sięga od gómej granicy buka do gómej granicy lasu, prawie wyłącznie iglastego. Na terenach wilgotnych rosną lasy z przewagą świerka, a na bardziej żyznych glebach u stóp stoków, w dnach dolin i mniejszych zagłębień pojawiają się rośliny kwiatowe, a wśród nich - wysokie byliny. Jodły i sosny są rzadko spotykane, ale ponad świerkami rosną lasy modrzewiowe i limby. Duże powierzchnie pokrywają trawy, z przewagą wysokich. W tym piętrze we wszystkich krajach alpejskich prowadzony jest intensywny wypas bydła i owiec, który znacząco wpływa na przeobrażenie naturalnej szaty roślinnej. W miejscach bogatych w związki azotu, wskutek gromadnego wypasania zwierząt hodowlanych, formują się nitrofilne zbiorowiska roślinne. W Alpach Północnych piętro to sięga do wysokości 1700-1900 m n.p.m. Rosną tu lasy świerkowe z runem borówkowym. W Alpach Środkowych do wysokości 1900— -2400 m rosną lasy świerkowe (niżej) i lasy modrzewiowo-limbowe (wyżej). To właśnie tc lasy, rosnące nawet na wysokości 2400 m w zachodniej części łańcucha Alp, wyznaczają górną granicę piętra subalpejskiego. W Alpach Południowych piętro to nic sięga już tak wysoko. Granica jego biegnie na wysokości 1800-2000 m n.p.m. Na bardzo wilgotnych siedliskach, na podłożu ubogim w związki wapnia, rosną lasy jodłowe z różanecznikami, w których mogą występować buki i modrzewie. Górna granica piętra subalpejskiego jest jednocześnie górną granicą lasu. Najniżej granica lasu występuje w Prealpach (Alpach Zewnętrznych) w Austrii i Szwajcarii, nawet na wysokości zaledwie 1500-1600 m n.p.m.) Obniżenie górnej granicy lasu jest spowodowane częściowo przez nieodpowiednią gospodarkę człowieka. Najwyżej ta charakterystyczna granica wznosi się wewnątrz łuku alpejskiego, np. w Alpach Pennińskich. w grupie górskiej Gran Paradiso, w Engadynie - do wysokości 2000-2200 m, a w grupie Monte Rosa nawet do 2300-2400 m. W Alpach Południowych las rośnie jeszcze na wysokości 1900-2000 m. Pojedyncze drzewa można zauważyć nawet 100-200 m wyżej. Rekordowy zasięg modrzewia na wysokości 2500 m, zaobserwowano w grupie górskiej Qucyras. W Wysokich Taurach pojedyncze drzewa rosną na wysokości 2000 m. 179 Piętro przejściowe od gómej granicy lasu do wyższych partii zajmują zbiorowiska zarośli krzewiastych. Temperatura średnia roczna oscyluje wokół 0°C. Zarośla kosodrzewiny, olszy kosej, różaneczników, jałowców miejscami zajmują stanowiska poniżej górnej granicy lasu. W Alpach Północnych można je znaleźć do wysokości około 2300 m. Na wapiennym podłożu zarośla kosodrzewiny są bardzo rozprzestrzenione. Na podłożu kwaśnym częściej można spotkać gęste zarośla różaneczników (rododendronów). W miejscach z dłużej zalegającą pokrywą śnieżną rosną krzewinki. W miejscach wilgotnych, w głębokich wcięciach dolinnych, nad brzegami strumieni rozprzestrzeniły się zarośla kosej olszy i wysokie byliny. Zróżnicowanie roślinności jest w tym piętrze bardzo duże, głównie zależne od ekspozycji stoków. W Alpach Środkowych strefę przejściową zajmują lasy modrzewiowo-limbowe. W Alpach Południowych w tej strefie, oprócz kosej olszy, rosną karłowate buki. Oprócz gómej granicy lasu często jest wyróżniana górna granica kosodrzewiny. Piętro alpejskie, temperatura średnia roczna t.ᵣ = -2°C Piętro to sięga od gęstej kosodrzewiny po pola lodowe i firnowe, do wysokości 2500--3200 m n.p.m. Piętro to często jest określane jako trójdzielna strefa, gdyż poszczególne pasy wysokościowe odznaczają się charakterystycznymi zbiorowiskami. Najniżej rośnie kosodrzewina, karłowaty jałowiec, olszyna, wierzba, brzoza, wyżej różanecznik alpejski i wrzos. Wyżej rozpościerają się zbiorowiska murawowe, szpalerowe i naskalne. Bardzo duże zróżnicowanie warunków klimatycznych i glebowych w tym piętrze wpływa na kształtowanie się różnych typów zbiorowisk. Murawy skalne i hale w piętrze alpejskim znajdują najbardziej sprzyjające warunki na podłożu wapiennym, w miejscach dobrze przewietrzanych, nasłonecznionych, tam gdzie śnieg nie zalega zbyt długo. Gęste murawy tworzą turzyce (np. sit ostry rdzawy) i trawy, z dużym udziałem różnych innych bylin a także krzewinek. Na miejscach narażonych na występowanie niskiej temperatury, zacienionych, rosną porosty. Na podłożu krzemianowym rosną turzyce, trawy oraz przedstawiciele roślin sitowatych. W piętrze tym rozpościerają się żyzne pastwiska, dostępne oczywiście tylko w sezonie letnim. Porosty rozpościerają się na ścianach skalnych, na powierzchni luźnych bloków i głazów. Są to zbiorowiska porostów: skorupiastych, galaretowatych oraz zbiorowiska koprofilne lub nitrofilne, występujące w miejscach, gdzie często przebywają ptaki. W niższych piętrach też można znaleźć porosty. Powierzchnie skał, głównie wapiennych, zasiedlają glony takie jak zielenice i sinice, dające charakterystyczne atramentowe zaplamienie. Glony występują też w spękaniach skalnych, gdzie znajdują wilgoć potrzebną do wegetacji. W większych spękaniach, gdzie może się nawet utworzyć cieniutka warstewka gleby, rosną rośliny kwiatowe. Różne, wytrzymujące niekorzystne warunki pogodowe, taksony zasiedlają nawet rumosz skalny, piargi, tam gdzie tylko może utworzyć się gleba. Są to głównie gatunki wybitnie światłolubne. Można je również spotkać w piętrze niwalnym. Po długo zalegającym śniegu, czasem dopiero późną wiosną, na tzw. wyleżyskach rosną głównie rośliny niższe, mszaki i wątrobowce, ale na podłożu wapiennym w takich miejscach formują się szpalerowe zbiorowiska roślin kwiatowych oraz spotyka się wierzby krzewinkowe. Na stale wilgot 180 nym podłożu rozwija się roślinność charakterystyczna dla torfowisk. Ze względu na znaczną rozległość Alp, zbiorowiska różnią się florystycznie, nie tylko z powodu odmienności podłoża, ale także z powodu różnic klimatycznych. Flora wysokogórska w tym piętrze porównywana jest do flory polarnej. Powyżej piętra alpejskiego przebiega granica wiecznego śniegu i rozpościera się piętro niwalne Granica wiecznego śniegu przebiega na wysokości 2500 m w północnej części i na wysokości około 3200 m w części wewnętrznej Alp, w niektórych partiach gór sięga do wysokości 3350 m n.p.m. (Gran Paradiso w Alpach Graickich) i 3260 w grupie Monte Rosa (Alpy Pennińskie). Ogólnie można stwierdzić, że granica ta podnosi się od części brzeżnych łańcucha alpejskiego w stronę części środkowej, co ma ścisły związek z niższymi tu opadami atmosferycznymi. Na stokach bardziej nasłonecznionych, cieplejszych, granica ta zwykle podnosi się o 200, a nawet 400 m. Pomimo bardzo niekorzystnych warunków w tym piętrze występuje wiele gatunków roślin kwiatowych. W Alpach Środkowych - ponad sto. Spośród nich, powyżej 3200 m znaleziono około 60 gatunków, powyżej 3400 m - 34 gatunki, a powyżej 3500 m - już tylko 3 gatunki. Rosną w tych miejscach, w których w lecie zanika, czasem na krótko, pokrywa śnieżna. Znajdowane są pojedyncze okazy lub taksony, zajmujące dogodniejsze dla nich powierzchnie skał. Przylegające do podłoża, delikatne rośliny tworzą często gęste damie. Przykładem tego są stanowiska turzycy krzywej (Carex curvula), łomika-mienia pospolitego (Saxífraga aizoon), barwinka (Sempervivum). Mogą też występować w postaci poduszek, czego przykładem jest rzęsa szwajcarska (Androsae helvética). W Alpach Południowych, gdzie granica wiecznego śniegu wznosi się wyżej - delikatne rośliny kwiatowe rosną jeszcze wyżej, np. jaskier lodowaty (Ranunculus glacialis) rośnie na wysokości 4275 m n.p.m. Powierzchnie skalne są pokryte zespołami porostów i mszaków. Znajdowane są one także na wyleżyskach. Na śniegach spotyka się barwne naloty glonów, tzw. krioplankton. 11.2. Badania pięter roślinno-klimatycznych w Himalajach Ogromna różnorodność systemów górskich w Azji, rozciągających się od równika po strefę polarną, wymusza dokonanie pewnego wyboru prezentacji pięter klimatycznych na tym kontynencie. Najwyższe góry na kuli ziemskiej z pewnością dobrze uzasadniają taki wybór. Himalaje - olbrzymie zbiorowisko śnieżnych gigantów - są, poza łańcuchem Karakorum, nieporównywalne z innymi górami na świecie. Siłą faktu, piętra klimatyczne i roślinne mają większą rozległość, odznaczają się ogromnymi rozmiarami i rozmaitością form rzeźby, bogactwem szaty roślinnej oraz wielkimi kontrastami i pogodowymi i klimatycznymi. Wynika to z położenia Himalajów na obszarze, gdzie zbiegają się granice zasięgu flory międzyzwrotnikowej i umiarkowanej oraz granice dwóch państw roślinnych - Holarktis i Paleotropis. 181 Południowe partie pogórza są pokryte wilgotnymi lasami monsunowymi, powyżej których rosną lasy suche z udziałem twardolistnych gatunków i lasy sosnowe. Stoki powyżej 2200 m są porośnięte przez wilgotne lasy z udziałem dębów, kasztanowców, klonów, a także cisów i cedrów. Przy górnej granicy lasu rosną jodły, brzozy, jarzębina, karłowate topole. Górna granica lasu przebiega na wysokości około 3400 m, ale jeszcze na wysokości 3600 m, na północnych stokach można spotkać wysoką na 25 m choinę (Tsuga dumosa). Powyżej rośnie roślinność krzewiasta-jałowce, różaneczniki, brzózki, a jeszcze wyżej zbiorowiska murawowe, krzewinkowe i szpalerowe. W Nepalu rośnie około 30 gatunków różaneczników, z których najbardziej znany jest Rhododendron ar-boreum, osiągający wysokość nawet 15 m. To już jest piętro alpejskie, oddzielone od wyższego pietra niwalnego granicą wiecznego śniegu, przebiegającą w Himalajach średnio na wysokości 4500 m na południowych stokach i na wysokości 5700 m od strony tybetańskiej. Wszystkie wartości elementów klimatycznych ulegają skrajnej zmianie ze względu na ogromne deniwelacje i wielkie wysokości względne. Wraz ze wzrostem wysokości skraca się pora letnia, wydłuża się zima. Nie zmienia się tylko wyraźny podział roku na porę opadową i bezopadową. Na większych wysokościach można wyróżnić porę monsu-nu letniego i monsunu zimowego, czyli sezon z bardzo dużymi opadami śniegu i sezon z mniejszymi opadami śniegu. Zmienia się znacząco ciśnienie atmosferyczne, gdyż na wysokości około 4500 m ma wartość około 50% ciśnienia z poziomu morza, a na wysokości około 8000 m - wartość około 30%. Najwyższe szczyty himalajskie, jak wiadomo, sięgają jeszcze wyżej. Temperatura powietrza spada o 6,5°C na 1 km do poziomu kondensacji, a powyżej gradient pionowy temperatury ma wartość około 10°/km. Do wysokości około 4000 m wilgotność powietrza wzrasta, potem zmniejsza się. Bardzo duże wartości dobowych amplitud temperatury powietrza, przekraczające 20°C, obserwuje się na wyższych poziomach, mniejsze amplitudy są w niższych piętrach. Wartość dobowej amplitudy temperatury powietrza jest największa nad lodowcami. Im wyżej - tym częściej są generowane silniejsze wiatry, zarówno przez sytuację synoptyczną, rzeźbę (wiatry przełęczowe i szczytowe), istnienie lodowców (wiatry lodowcowe), jak i zmieniający się współczynnik tarcia podłoża. Charakterystyczną cechą łańcucha Himalajów jest bardzo wyraźna odmienność stoków południowych i północnych i przesunięcie równoleżnikowe granic między piętrami. Ta cecha zaznacza się przede wszystkim w paśmie Wielkich Himalajów, ale i pasma położone bardziej na południe, takie jak Siwalik, Małe Himalaje, mają stoki południowe i północne zasiedlone przez różne zbiorowiska roślinne. W licznych łańcuchach górskich na południe od Himalajów roślinność jest bardzo bujna, ale bardzo zależna od wysokości opadów monsunowych. Rozkład przestrzenny opadów zależny jest od ekspozycji. Licznie kształtujące się cienie opadowe zmieniają warunki wilgotnościowe, w zależności od położenia obszaru (ryc. 11.2.). Himalaje są więc wybitną barierą klimatyczną, bez nich klimat wnętrza Azji byłby zupełnie inny - bardziej wilgotny i cieplejszy. Zasięg pięter roślinno-klimatycznych zmienia się zarówno z zachodu na wschód, jak i z południa na północ. Najbardziej uderzającą cechą w rozprzestrzenianiu się zbiorowisk roślinnych do granicy wiecznego śniegu jest ich związek z wysokością opadów. W tych ogromnych górach nie wszędzie jest rozpoznane położenie granic oddzielających poszczególne piętra. Częste są strefy przejściowe, tj. obszary z taksonami wzajem- 182 Rye. 11.2. Południkowy przekrój przez góry Nepalu nie przenikającymi się, co sugeruje dużą rozciągłość pięter klimatycznych. Granicami pięter klimatycznych i roślinnych zajmowała się grupa naukowców, prowadząca szeroko zakrojone badania środowiska przyrodniczego w Parku Narodowym Sagarmatha, utworzonym w roku 1976, w Nepalu i w ponad 20 innych parkach narodowych w Nepalu i Indiach (Park Narodowy Sagarmatha, 1990). Po stronie chińskiej powstał rezerwat przyrodniczy Qomolangma w roku 1989. (Encyklopedia Geograficzna Świata, Azja, 1997). Park narodowy Sagarmatha jest najwyżej na świecie położonym parkiem, ze znacznymi deniwelacjami. Najniższy punkt Parku jest położony na wysokości 2800 m. W jego obrębie znajdują się cztery szczyty przekraczające wysokość 8200 m n.p.m., do których należy w pierwszym rzędzie Mt. Everest - 8850 m. Nic więc dziwnego, że najwyższe piętro górskie - niwalne, a właściwie niwalno-glacjalne, zajmuje tu ogromne powierzchnie. Lasy himalajskie są bardzo zniszczone przez gospodarkę człowieka. Szczególna dewastacja lasów, ale jednocześnie intensywne próby jej ograniczenia, datują się od lat pięćdziesiątych XX stulecia, tj. od lat intensywnego rozwoju turystyki trekkingowej i alpinizmu (Park Narodowy Sagarmatha, 1990). 183 11.3. Andyjskie piętra roślinno-klimatyczne W Andach zmienność elementów meteorologicznych w piętrach wysokościowych zależy przede wszystkim od szerokości geograficznej, odległości od oceanów, wysokości pasm górskich. Cechy klimatu właściwego dla danej strefy klimatycznej różnicują klimaty poszczególnych grup górskich. W Andach utrwaliły się pewne tradycyjne podziały na piętra górskie, związane zarówno z naturalnie występującymi zespołami roślinnymi i glebami w środowisku górskim, jak i z gospodarką człowieka. Ze wzrostem szerokości geograficznej trzy główne granice pięter górskich - dolnej i gómej granicy lasu, granica wiecznego śniegu, obniżają się, chociaż w strefie podzwrotnikowej - w suchym klimacie - granice te podnoszą się na znacznie wyższe poziomy. Piętro stepowo-pustyn-ne występuje w strefie zwrotnikowej i podzwrotnikowej, od podnóża gór do wysokości lasów w tym piętrze rosną zarośla krzewiaste i pojedyncze drzewa akacjowe. Piętro lasów jest bardzo szerokie w pasie okołorównikowym i w Andach Północnych. Rosną tu bogate w różne gatunki górskie lasy równikowe oraz tzw. lasy mgielne, lasy ceja lub matoral. W suchych klimatach Andów Środkowych piętro leśne właściwie nie występuje. Piętro stepowo-pustynne z trawiastymi formacjami przechodzi bezpośrednio w wysokogórskąpunę, którą można zaliczyć do piętra peryglacjalnego. W Andach Południowych piętro lasów jest stosunkowo wąskie i sąsiaduje z piętrem niwalnym, gdzie olbrzymie opady śniegu dają początek wielkim polom lodowym i lodowcom. Charakterystyczną cechą Andów Południowych, zarówno od strony zachodniej, jak i wschodniej, są bardzo silne wiatry. Tradycyjny podział na piętra klimatyczne, który jest stosowany przy opisie klimatów Ameryki Łacińskiej, a więc również i południowej części Ameryki Północnej, jest bardzo przejrzysty. Wydzielono cztery zasadnicze piętra klimatyczne, związane z użytkowaniem ziemi - gospodarką rolno-hodowlaną. Nazwano je ogólnym mianem tierra -ziemia, kraina (E. Romero, 1969; Encyklopedia Geograficzna Świata, Ameryka Południowa, 1996). Przedstawiony podział odnosi się zasadniczo do pięter klimatycznych w Kordylierze na obszarze Meksyku i w Andach Północnych. Tierra caliente - to kraina gorąca, najniższe piętro klimatyczne - rozpościerające się u podnóży gór i w dolnych partiach stoków, na wysokości 600-1000 m n.p.m.. Średnia roczna temperatura wynosi tu od 23 do 28°C, dobowe i roczne amplitudy temperatury powietrza są niewielkie. Wysokie opady wykazują duże zróżnicowanie, w zależności od ekspozycji stoków. Klimat ogólnie jest tu gorący i wilgotny, bardziej suchy w kotlinach śródgórskich. Szata roślinna - to bardzo bujne, wilgotne lasy równikowe, często zaliczane do lasów deszczowych. Z roślin tu uprawianych najlepiej plonuje trzcina cukrowa, bananowiec, ryż, palma kokosowa i oleista, kakaowiec. Tierra templada - kraina umiarkowana, to piętro w granicach strefy między 1000 a 2500 m. Najwyżej wznosi się w Kordylierze Wschodniej Andów Północnych i w górach na Karaibach. Średnia roczna temperatura wynosi od 15 do 20°C, amplitudy temperatury, zarówno dobowe, jak i roczne - 10-15°C, nawet więcej. Opady są niezwykle zróżnicowane, w zależności od ekspozycji stoków i wysokości n.p.m. Na niektórych obszarach przekraczają 2500 mm rocznie. Ciepły i umiarkowany klimat tego piętra sprzyja uprawie krzewów kawowych i wielu owoców tropikalnych, głównie bananów w niż- 184 Ryc. 11.3. Piętra klimatyczne w równikowej części Andów szych piętrach, a w wyższych - fasoli, kukurydzy, trzciny cukrowej, bawełny. Na wschodnich stokach Andów Północnych rosną górskie lasy równikowe, spowite deszczowymi chmurami i dlatego nazywane lasami mglistymi (bosque nublado). Wyżej lasy mgliste zastępuje formacja uboższych lasów iglastych ceja (hiszp. krawędź) - obszar z drzewiastą formacją roślinną, przejściową od wilgotnego lasu do wysokogórskiej trawiastej formacji roślinnej. W dolnej części jest to ceja la selva lub ceja de montana - drzewiasta formacja z bambusami, a wyżej - formacja krzewiasta ceja andina, z. krzewami z rodziny wrzosowatych. Tierra fria - to kraina zimna, powyżej 2500 m do 4000 m, gdzie - niegdzie do 4500 m. Średnia roczna temperatura wynosi tu od 12 do 18°C bliżej równika, 8-14° bardziej na południu, ale znacznie niższe temperatury są na obszarach wysokogórskich równin. Dobowe amplitudy temperatury przekraczają 20°. Lato jest dość chłodne, zimą zdarzają się mrozy i przymrozki, a suma roczna opadów jest dość duża - 1000-2000 mm. W Andach Północnych to wilgotne piętro, z torfowiskami, bagnami i roślinnością stepową zwane jest paramo bajo (step niski). Roślinna formacja paramo w Andach Północnych złożona jest z traw (np. poa) i innych roślin zielnych, mchów, paprotników i karłowatych drzew i roślin. W Andach Środkowych na tej wysokości rozpościera się piętro puna (pustynna i półpustynna równina) z formacją sucholubną, kaktusami, opuncjami, roślinami podusz-kowatymi (np. Azorella compacta). Formacja złożona z słonorośli, traw, kaktusów i krzewów tola nosi nazwę puna de tola - pustynna odmiana formacji roślinnej. W bardziej sprzyjających warunkach klimatyczno-glebowych w tej strefie uprawiane są zboża, przede wszystkim pszenica i jęczmień, ziemniaki i warzywa. Rozwinięta jest hodowla bydła, owiec i lam domowych. Góma granica tego piętra pokrywa się z granicą uprawy roli. 185 Tierra helada - kraina lodowata - najwyższe piętro w Andach, wznoszące się powyżej 4000 m. Średnia roczna temperatura wszędzie poniżej 12°C, obniżająca się wraz ze wzrostem wysokości około 7° na 1 km wysokości. Roczne sumy opadów około 1000 mm. Dolna część tego piętra to paramo alto (step wysoki) - wysokogórskie równiny z roślinnością stepową lub bagienną. W piętrze tym prowadzona jest hodowla zwierząt. Górna część to piso alto (piętro wysokie) lub piso nevado (piętro śnieżne) z wiecznymi śniegami i lodowcami. Inny tradycyjny podział, ograniczający się do określenia położenia pasów termicznych (pięter) w północnych Andach w zależności od wysokości n.p.m., zamieszczono w tab. 11.3.1. Tabela 11.3.1. POŁOŻENIE PIĘTER TERMICZNYCH W PÓŁNOCNYCH ANDACH Piętro Wysokość n.p.m. Średnia roczna m temperatura (°C) Subpiętro I. Regio calida 0-600 30,0-23,0 obszar gorąca II. Regio temperata 600-2200 23,1-17,0 obszar warunków umiarkowanych III. Regio frígida 2200^1900 obszar chłodu 1. Regio subfrigida 2200-3200 17,1-12.2 dolne piętro obszaru chłodu 2. Regio paramos 3200-3800 12,2-5,5 obszar stepu, pustkowia 3. Regio saxosa 3800^1900 5,5-1,6 obszar wysokogórskich płaskowyży 11.4. Piętra roślinno-klimatyczne Afryki Wysokiej Przykładem w tym opisie będą najwyższe góry Afryki (rozdział 1.4.). Ich położenie w strefie podrównikowej sprawia, że już u podnóży, najbardziej wpływająca na roślinność ilość opadów atmosferycznych jest bardzo zmienna i przestrzennie i czasowo. Toteż w najniżej położonym piętrze leśnym można spotkać zarówno wilgotne, równikowe lasy górskie, jak i wymagające mniej opadów lasy mieszane i iglaste oraz sawannę. Lasy równikowe (deszczowe) można spotkać na stokach Ruwenzori (5109 m n.p.m.), bardziej suche lasy iglaste - np. na stokach Kilimandżaro (5894 m n.p.m.), poza Afryką Środkową - lasy mieszane - np. w górach Atlas. 186 A więc piętro leśne w górach Afryki składa się z bardzo różnych zbiorowisk. Od podnóży Kilimandżaro kolejne strefy wysokościowe zajmuje sawanna, suche lasy, wyżej - wiecznie zielone lasy górskie, formacje krzewiaste, łąki górskie, wieczne śniegi i lodowce (ryc. 11.4.). Podgórska sawanna w niektórych regionach sięga nawet do 1800 m n.p.m. Uprawiane tu są kawa i banany. Górskie lasy równikowe pojawiająsię na wysokości 1000 1200 m n.p.m. To jednocześnie górna granica suchości. Tam, gdzie powietrze zawiera większą ilość pary wodnej, może dojść do jej kondensacji i wtedy pojawiają się chmury warstwowe, otulające lasy, nazywane lasami mglistymi. W górskich lasach roślinność jest bardzo bogata, charakterystyczne są epifity, w tym epifityczne widłaki i paprocie. Powyżej - na wysokości 2500 m n.p.m. - rozciąga się piętro afroalpejskie. Część obszaru pokrywają lasy mgliste z wrzoścem drzewiastym, widłakami, starcami, lobeliami. Charakterystyczne w tym piętrze są olbrzymie rozmiary roślin (do 9 metrów wysokości), popularnych, ale znacznie mniejszych w innych regionach klimatycznych. Giganty roślinne rosną na żyznych glebach, w odsłoniętych, bezleśnych miejscach, w szczególnych warunkach klimatycznych, na które składa się silne nasłonecznienie stoków, wysoka temperatura powietrza i obfite opady. Górna granica lasu w górach strefy podrówniko-wej kształtuje się na wysokości 3000-3600 m n.p.m. na Ruwenzori, 3500 m na Kilimandżaro i jeszcze wyżej 3500-3900 m na Kenii. Powyżej tej granicy, na wysokości 3900-4000 m, zaczyna się już piętro peryglacjal-ne, gdzie przeważają zarośla krzewiaste, torfowce. Bujne murawy alpejskie sąsiadują tu z ubogimi zbiorowiskami rumoszowymi. Na łąkach wysokogórskich można spotkać rośliny kwiatowe aż do wysokości 4700 m. Powyżej - rosną tylko mchy i porosty. 187 Kolejne piętra roślinno-klimatyczne wysoko wyniesionej, bardziej suchej Wyżyny Abisyńskiej, od dolnych partii do góry, znane są pod nazwami: bereha, kolia, uoina, dega, czoke (Encyklopedia Geograficzna Świata, Afryka, 1996). 11.5. Karpackie i sudeckie piętra klimatyczne W Karpatach wszystkie piętra klimatyczne są wydzielane w odniesieniu do Tatr -najwyższej grupy górskiej w tych górach. W literaturze klimatologicznej krajów karpackich, szczególnie w polskiej i słowackiej, znajdziemy liczne prace przedstawiające piętra klimatyczno-roślinne. Jedną z bardziej interesujących pozycji jest niewątpliwie praca M. Hessa (1965), w której autor wyróżnił piętra klimatyczne, wziąwszy pod uwagę czynniki klimatotwórcze - dopływ promieniowania, cyrkulację atmosferyczną oraz wpływ rzeźby i ekspozycji stoków. Granice pięter zostały wyznaczone na podstawie dwustopniowych przedziałów średniej rocznej temperatury powietrza, a następnie określone słownie. Podział ten, od partii szczytowych do północnych podnóży, przedstawiony jest w tab. 11.5.1. Tabela 11.5.1. PIĘTRA KLIMATYCZNE W TATRACH Piętro Piętro Piętro Wysokość Średnia klimatyczne geoekologiczne roślinne m n.p.m. temperatura roczna (”C) zimne seminiwalne turniowe 2200 - 2665 -2,0 - -4,0 umiarkowanie zimne alpejskie halne 1850-2200 0,0 - -2,0 bardzo chłodne subalpejskie kosodrzewiny 1550- 1850 2,0 - 0,0 chłodne leśne regiel górny 1100- 1550 4,0 - 2.0 umiarkowanie chłodne regiel dolny 700-1100 6,0-4,0 umiarkowanie ciepłe 250 - 700 8,0 - 6.0 W tym podziale warunki klimatyczne w każdym piętrze zostały opisane ilościowo, na podstawie zależności między średnią roczną temperaturą a innymi elementami i liczbowymi wskaźnikami klimatycznymi (M. Hess, 1965). W zaproponowanym podziale na piętra górskie istotną cechąjest wyjście od warunków klimatycznych przedstawianych liczbowo, a następnie nawiązanie piętrowości klimatycznej do piętrowości roślinnej. Na stokach Tatr eksponowanych na północ granice pięter klimatycznych biegną o 100 do 200 metrów niżej w porównaniu ze stokami południowymi. Udział procentowy powierzchni „zajmowanych” przez poszczególne piętra w Polskich Tatrach wynosi (J. Balon, 2000): - piętro leśne - 62%, - piętro kosodrzewiny - 25%, - piętro alpejskie - 12%, - piętro subniwalne - 1%. 188 Kontynuując opis karpackich pięter klimatycznych, M. Hess (1971) zastosował wypracowaną przez siebie metodę wyznaczania zależności między wysokością nad poziomem morza a wartościami poszczególnych elementów i wskaźników klimatu do wydzielenia i porównania pięter klimatycznych w Karpatach Północnych i Południowych. Za bardzo dobry wskaźnik, według którego można wykazać najistotniejsze różnice w układzie pięter, uznał-podobnie jak w poprzednich pracach (M. Hess, 1965; 1969) - średnią roczną temperaturę powietrza w odniesieniu do stref wysokościowych. W Karpatach Północnych zależność między t (średnią roczną temperaturą) a wysokością h ma postać: t = 9,231 - 0,00498 h; współczynnik korelacji r = -0,998 (11.5.1.) W Karpatach Południowych (korzystano z 9 stacji w Karpatach w Rumunii) zależność jest następująca: t= 10,889-0,00531 h; r = -0,998. (11.5.2.) Wraz ze wzrostem wysokości zmniejsza się różnica wysokości sąsiadujących ze sobą pięter klimatycznych w obu obszarach górskich. Dolna granica piętra ze średnią roczną 8,0°C w Karpatach Północnych przebiega na wysokości 240 m n.p.m., a w Karpatach Południowych na wysokości 540 (300 m wyżej). Następne, wyższe piętra dzieli już różnica 270 m w położeniu dolnej granicy, a jeszcze wyższe - różnica 250 m, 220, 200 i 180 metrów. Przyczynę tego autor upatruje w większym spadku z wysokością średniej rocznej temperatury w Karpatach Południowych, czyli większym pionowym gradientem termicznym, mianowicie 0,53°/100 m, w porównaniu ze średnim gradientem w Północnych Ryc. 11.5. Piętra klimatyczne w zachodniej części Karpat: objaśnienia: 1 - piętro zimne: od -4 do -2°C, 2 - piętro umiarkowanie zimne: od -2 do 0°C, 3 - piętro bardzo chłodne: od 0 do +2°C, 4 - piętro chłodne: od +2 do +4°C, 5 - piętro umiarkowanie chłodne: od +4 do +6°C, 6 - piętro umiarkowanie ciepłe: od +6 do +8°C, 7 - klimat kotlin 189 Karpatach, który wynosi 0,507100 m. Są to uogólnione wartości, bez podziału na bardziej szczegółowe wyniki uzyskiwane przy stosowaniu podziału na formy terenowe wklęsłe i wypukłe. Fenologiczno-klimatyczne uwarunkowania w obrębie zachodniej części Karpat przedstawiła B. Obrębska-Starklowa (1977). Podstawą tego podziału stały się takie charakterystyki jak długość fenologicznego okresu wegetacyjnego oraz występującego w nim następstwa początku i końca faz fenologicznych wybranych roślin wskaźnikowych. Dziko rosnące rośliny są bowiem czułym wskaźnikiem reagującym na zespół warunków klimatycznych. Związek pomiędzy pojawami fenologicznymi a danymi klimatycznymi pozwolił na wyróżnienie pięter fenologiczno-klimatycznych i uzupełnia charakterystykę pięter roślinnych. W polskiej części Karkonoszy wyróżnia się dwa subregiony klimatyczne: karkono-sko-izerski i wschodniokarkonoski (J. Kwiatkowski, T. Hołdys, 1985), w obrębie których występują trzy strefy (piętra) klimatyczne określone jako: (I) strefa podnóży stoku, (II) strefa stokowa, (III) strefa szczytowa. Strefy szczytowa i stokowa są rozdzielone górną granicą lasu, uznaną wszędzie za jedną z wyraźnych granic klimatycznych. W porównaniu z Karpatami, bardzo charakterystyczne wydaje się obniżenie górnej granicy lasu aż o 700 metrów i poszerzenie strefy kosodrzewiny. Charakterystyczne cechy klimatów w poszczególnych strefach: (I) - średnia roczna temperatura powietrza wyższa od 5,0°, częste inwersje termiczne, średnia prędkość wiatru mniejsza od 4 m/s; (II) - dolna granica na wysokości 850 m n.p.m. w subregionie karkonosko-izerskim, na wysokości 800-750 m w subregionie wschodniokarkonoskim. Średnia roczna temperatura od 2,5 do 5,0°C, średnia prędkość wiatru od 4 do 7 m/s. Największe usłonecznienie i najmniejsze zachmurzenie w całym profilu pionowym; (HI) - średnia roczna temperatura poniżej 2,5°C, średnia prędkość wiatru powyżej 7 m/s, duże zachmurzenie i małe usłonecznienie. 190 ROZDZIAŁ 12 Warunki bytowania człowieka w górskim klimacie Życie człowieka na wyżej wyniesionych obszarach kuli ziemskiej nie jest łatwe. Środowisko przyrodnicze w górach jest bogate, różnorodne, niezwykle interesujące dla badacza czy turysty z nizin, ale wymagające podstawowej znajomości warunków, jakie stwarza. Bardzo istotne jest zwrócenie szczególnej uwagi na szybko zmieniającą się pogodę w czasie pokonywania wysokości. Przejście do wyższego piętra klimatycznego to nie tylko zmiana krajobrazu górskiego, ale także spadek ciśnienia atmosferycznego, możliwość pogorszenia się samopoczucia i zagubienia się przy często zdarzających się w górach nagłych, katastrofalnych zjawiskach atmosferycznych. 12.1. Czynniki środowiska przyrodniczego Do zasadniczych czynników, które wpływają na trudności życia człowieka w górach, należą rzeźba terenu, warunki pogodowe i niskie ciśnienie atmosferyczne. Determinują one bytowanie społeczeństw zasiedlających obszary górskie i są nie do pominięcia, nawet przy zastosowaniu nowoczesnych rozwiązań technicznych ułatwiających życic. Co więcej - wykorzystanie wspaniałych osiągnięć techniki stwarza nowe zagrożenia, o czym świadczą katastrofy samochodowe w tunelach przebijających góry, katastrofy kolejek górskich i bardzo liczne śmiertelne wypadki wśród alpinistów i himalaistów, pomimo wszelkich zabezpieczeń przed odmrożeniami i upadkiem z wysokich ścian. Rzeźba terenu stwarza szczególnie trudne warunki dla rolnictwa, komunikacji i transportu. Takim wyzwaniom człowiek starał się sprostać już dawno. Gospodarowanie w górach wymagało zawsze ogromnego wysiłku. Konieczność pokonywania trudnych szlaków górskich zmuszała ludzi do wykonywania niezwykle ciężkich prac. Dobitnym przykładem są pozostawione przez Inków systemy bitych traktów i mostów wiszących w Andach Peruwiańskich (E. Romero, 1969). W ciągu kilku wieków, od XIII do XV stulecia, Inkowie zbudowali tarasy i platformy schodzące od wysoko wyniesionych terenów do pustynnego wybrzeża Pacyfiku. Potrafili również przystosować do upraw rolnych trudne górskie środowisko przyrodnicze, wykorzystując prymitywne narzędzia rolnicze. Zbudowali urządzenia nawadniające na setkach kilometrów kwadratowych i potrafili je utrzymywać przez długie lata. W środowisku górskim Himalajów zagospodarowanie i utrzymanie teras na stokach górskich wymagają nieustannego wysiłku. Częste zsuwy błotne, ogromnych rozmiarów osuwiska i zmywy na wylesionych stokach powodują, że stają się one często nie do zamieszkania. Podobnie dzieje się w głębokich dolinach rzecznych, gdzie rzeki z sezonowo 191 wezbranymi wodami niosą ogromne ilości materiału skalnego, niszczącego wszystko. Pomimo dostrzegania realnych niebezpieczeństw ludzie wracają na zniszczone siedliska i próbują je naprawić. W krajach alpejskich osiedla i zimowiska sportowe w dolinach są często narażone na zasypanie przez ogromne lawiny lub odcięcie od świata, tak jak to miało miejsce w 1999 roku w Austrii. Instytuty lawinowe w tych krajach alarmują i przestrzegają przed zabudową miejsc na stokach, lub u wylotów dolin, gdzie domy mogą być zgniecione jak zapałki przez lawiny kamienne czy śnieżne. A jednak ludzie nie są przewidujący... Duża część obszarów górskich jest anekumeną. Strome stoki górskie, liczne skalne ściany i zawieszone, kręte, doliny czynią te tereny niedostępnymi dla osadnictwa. Ogromne powierzchnie śnieżne i lodowe w licznych łańcuchach górskich, wysoko położone torfowiska i obszary tundry z wieczną marzłocią nie nadają się do zagospodarowania i słusznie określane są jako pustynie wysokogórskie. Celem penetracji trudno dostępnych terenów górskich była nie tylko dążność do ich zagospodarowania. Wielkim bodźcem okazała się chęć zdobycia wielkich bogactw mineralnych, przede wszystkich złota i rud metali. Tak działo się nie tylko w Andach, ale również w wysokich górach Alaski, w odległych, trudnych do penetracji górach wschodniej Syberii, w stosunkowo niskich, ale niezwykle niegościnnych masywach górskich Australii Zachodniej. Stosunkowo późno, bo dopiero w XIX wieku, człowiek zaczął się interesować środowiskiem górskim z punktu widzenia walorów zdrowotnych oraz przeżyć estetycznych i sportowych. Okazało się, że do pokonania głębokich dolin i zbudowania dróg bitych i szlaków kolejowych, oprócz ogromnej pomysłowości inżynierów i wielkiego wkładu pracy, potrzebne jest jeszcze szczegółowe rozpoznanie warunków topograficznych i pogodowych. Te siły natury nie wszędzie i nie zawsze są należycie zbadane i doceniane. 12.2. Życie na wysokościach Na mapach satelitarnych łańcuchy górskie są łatwe do rozpoznania, gdyż na ogół odznaczają się zwartym pasmem zachmurzenia lub ławicą chmur wskazującą na niż orograficzny po stronie zawietrznej. Jednakże z map satelitarnych nie można odtworzyć cech górskiego klimatu. Do najbardziej charakterystycznych cech pogody w górach, w większości niebezpiecznych dla człowieka, należą: - szybkie zmiany typu pogody, odczuwalne przede wszystkim przez spadek temperatury powietrza, wzrost zachmurzenia i pojawienie się burzy z opadem i wyładowaniami elektrycznymi; - nagłe pojawienie się gęstej mgły, uniemożliwiającej widoczność i orientację terenową; - silny, porywisty wiatr, wywołany nie tylko zmianą pogody, ale przejściem do innego miejsca w górach, np. na przełęcz, dowietrzny stok czy szczyt; - wzrost natężenia promieniowania ultrafioletowego, w dużych dawkach szkodliwy dla odsłoniętej skóry człowieka; 192 - oparzenia słoneczne, powodujące udar słoneczny lub udar cieplny. Powoduje to zachwianie równowagi cieplnej organizmu, prowadzące do odwodnienia i utraty przytomności; - nagłe spadki temperatury, w połączeniu z zamiecią śnieżną i wzrostem wilgotności powietrza zwiększające możliwość odmrożeń; - silne promieniowanie odbite od pokrywy śnieżnej lub lodowej. Nawet przy pochmurnym dniu niezmiernie rozległe pola śnieżne nie dają punktu zaczepienia wzroku, zacierają linię horyzontu, powodując „white-out” - zjawisko wszechogarniającej bieli, co u człowieka wywołuje tzw. „ślepotę śnieżną”; - silne ulewy, wywołujące odcięcie drogi w górach i lawiny kamienne lub błotne; - bardzo duże opady śniegu, uniemożliwiające poruszanie się i grożące niezwykle niebezpiecznymi lawinami śnieżnymi; - suchość powietrza, która przy silnych spadkach temperatury powoduje szybkie odwodnienie organizmu. Wzrost prędkości wiatru odczuwany jest przede wszystkim jako spadek temperatury, nawet wtedy, gdy temperatura nie zmienia się w znaczący sposób. Najczęściej do określenia ochłodzenia ciała, jakie wywiera wiatr przy danej temperaturze, stosuje się wskaźnik ochładzania, czyli tzw. ekwiwalent wiatrowego obniżenia temperatury ciała Twᵢₙdₑₕⱼ|| (wind chill equivalent temperature, WCET). Najczęściej wskaźnik ten jest zwany temperaturą odczuwalną. Jeden z takich wskaźników wyliczany jest ze wzoru Stulla (wg C.D. Whitemana, 2000): (12.1.) gdzie: T = 33°C (temperatura skóry człowieka), v - aktualna prędkość wiatru w m/s, vₒ - 2 m/s (efektywna prędkość wiatru, wytwarzana przez człowieka idącego przy bezwietrznej pogodzie). Przy temperaturze -10°C i wietrze wiejącym z prędkością 2,5 m/s człowiek czuje się jak przy temperaturze -11°, ale przy wietrze o prędkości 10 m/s odczucie cieplne równa się -26°, a przy 20 m/s obniża się do -33°. Niskie ciśnienie atmosferyczne w górach jest przyczyną wielu niedomagań organizmu człowieka. Opisał je zakopiański lekarz i himalaista J. Hajdukiewicz (1963). Oddech staje szybki i głęboki, tętno ulega przyspieszeniu, a ciśnienie krwi podwyższa się. Powiększa się oddechowa pojemność płuc o około 30%, bowiem klatka piersiowa przyjmuje ustawienie wdechowe i wtedy niecałkowicie wypełnione powietrzem pęcherzyki płucne zostają wyzyskane do wymiany gazowej. Rolę pomocniczą odgrywają także mięśnie gładkie oskrzelików i tkanki płucnej, napinając mniej rozdęte pęcherzyki płucne. Przy zmniejszonym ciśnieniu powietrza dochodzi do rozszerzenia naczyń włosowatych, przede wszystkim w mięśniach. Przez te naczynia może przepływać większa ilość krwi i w ten sposób są zaopatrywane w tlen. Jednakże ciśnienie parcjalne tlenu staje się bodźcem dla szpiku kostnego, który zaczyna produkować większą ilość czerwonych ciałek krwi. Wzrasta masa hemoglobiny, która transportuje tlen do z pęcherzyków płucnych do tkanek. Zwiększa 193 się również wielkość pojedynczych krwinek. Jeżeli organizm przystosowuje się do takich procesów stopniowo, poprzez aklimatyzację, to wtedy stopniowo przybywa we krwi czerwonych ciałek, od normalnej liczby 4,5-5,5 milionów w 1 mm³ do 8 milionów w 1 mm³. Taka aklimatyzacja wysokościowa powinna trwać kilka tygodni u osób nieprzyzwyczajonych do życia na znacznych wysokościach. Na wysokości 6500 metrów przebywanie i sen przez osiem nocy dają już dość dobrą aklimatyzację. Uważa się, że organizm ludzki jest w stanie zaaklimatyzować się całkowicie do wysokości około 7000 metrów. Chociaż procesy fizjologiczne mogą przebiegać bez większych zaburzeń, to jednak nie jest możliwe dłuższe przebywanie na takiej wysokości. Przystosowanie się do takich wysokości jest jednak bardzo indywidualną sprawą. W piętrze wysokościowym między 7000 a 7800 metrów znajduje się strefa tzw. czasowej adaptacji. Człowiek nie ma możliwości uzupełniania swoich sił i może przebywać na takiej wysokości tylko krótko, w ciągu maksymalnie kilkunastu dni. Powyżej 7800 metrów znajduje się strefa śmierci wysokościowej, w której człowiek umiera, jeżeli przebywa dłużej niż 3-4 dni. Niedotlenienie organizmu sprzyja odmrożeniom. Używanie butli tlenowych przez himalaistów jest skutecznym środkiem umożliwienia działalności w bardzo wysokich górach, jednakże niesie też poważne niebezpieczeństwo związane z utratą dopływu tlenu z butli i brakiem ich dostawy do rejonu działania zdobywców szczytów. Proces przystosowania się organizmu człowieka do życia w atmosferze o niższym ciśnieniu i gęstości, z punktu widzenia medycyny, przejawia się zatem przez: - powiększenie ogólnej powierzchni naczyń włosowatych, przez które tlen przenika z krwiobiegu do tkanek. Zwiększenie przepływu krwi przy tym procesie powoduje przyspieszenie akcji serca; - powiększenie powierzchni oddechowej płuc, które ulegają rozszerzeniu i są lepiej wentylowane; - powiększenie powierzchni ilości czerwonych ciałek, masy hemoglobiny i ogólnej ilości krwi (wg F.D. Verzara, 1959; za J. Hajdukiewiczem, 1963). Proces aklimatyzacji nie przebiega bez komplikacji. Organizm człowieka na większej wysokości reaguje złym samopoczuciem, napadowymi bólami głowy, zaburzeniami równowagi, nudnościami, apatią lub agresją. Na drodze do wysokich szczytów w Himalajach czy Andach alpiniści doznawali halucynacji wzrokowych i słuchowych. Dużym niebezpieczeństwem jest także możliwość odwodnienia organizmu. W suchym powietrzu atmosfery górskiej, szczególnie w górach wysokich, utrata wody z organizmu następuje głównie wraz z wydychanym z płuc powietrzem, mniej przez pocenie się. Konieczne jest dostarczanie organizmowi płynów w ilości około 4 litrów w ciągu doby, najlepiej soków zawierających węglowodany oraz większe ilości (minimalnie 400 mg) witaminy C. Deterioracja, czyli wyniszczenie organizmu spowodowane dłuższym przebywaniem na dużej wysokości, objawia się zanikiem mięśni, wychudzeniem, dusznościami, wstrząsem psychicznym. Jak jednak żyją ludzie urodzeni w niższych wprawdzie strefach górskich, ale zbyt wysokich dla ludzi z nizin? Otóż organizmy ich są genetycznie przystosowane do takich wysokości, krew zawiera większą ilość czerwonych ciałek, płuca są bardziej pojemne oddechowo. Starają się poruszać zawsze powoli, racjonalnie oszczędzając wydatek energii. Jednak nie tylko przybysze z nizin zapadają na chorobę wysokogórską, która w Andach Peruwiańskich nosi nazwę soroche (przejęta przez Hiszpanów z języka 194 keczua nazwa choroby górskiej suruchi) lub marca, w Andach Kolumbijskich mai de páramos lub chacua, w Andach Argentyńskich puna lub tembladera. Wszystkie te hiszpańskie nazwy oznaczają chorobę górską wywołaną niedotlenieniem organizmu. W wysokich górach Azji w każdym niemal rejonie określa się ją inaczej. Niemniej jednak wpływ niskiego ciśnienia wszędzie jest podobny. W krajach andyjskich ludzie zamieszkują miejsca wyniesione ponad 3000^4000 metrów, a w Nepalu czy Tybecie -ponad 4500 metrów. Wysoko położone obszary górskie i wyżynne nie stwarzają sielankowych warunków do życia, a jednak właśnie tam ludzie osiągają nieraz długie lata życia... Być może, przyzwyczajenie do trudów życia w zgodzie z naturą, w czystym powietrzu, przy znajomości niespodzianek pogodowych pozwala bardziej odpornym ludziom na surowe, ale ciekawe życie. Wprowadzone do literatury w latach 80. XX wieku pojęcie „góry ekstremalnie wysokie” wyznacza granicę, powyżej której nie ma już wegetacji ani innych form życia (poza awifauną), bowiem temperatura nigdy nie jest tam wyższa od 0°C. Granica ta w Himalajach i Karakorum kształtuje się na wysokości 7100-7200 m n.p.m. Niestety, nieprzemyślane działania człowieka w wielu przypadkach przyczyniają się do niszczenia niezwykle wrażliwego górskiego środowiska przyrodniczego. Jaskrawe przykłady takich zniszczeń można zaobserwować w najwyższych górach - Himalajach. Wycinanie drzew i krzewów na opał powoduje liczne spływy błotne i gruzowe, które zmieniają pokrywę glebową i szatę roślinną, tarasują koryta rzeczne w dolinach. Prostą konsekwencją tych zmian na wysoko wyniesionych stokach gór są potężne osuwiska na zboczach dolin, ogromne powodzie u podnóży gór, niszczenie poletek na sterasowanych stokach i bezpośrednie zagrożenia życia dla ludzi zamieszkujących doliny i pogórza. Lawiny błotne zalewają wioski u stóp potężnych andyjskich szczytów, zwłaszcza przy trzęsieniach ziemi, ale takie kataklizmy zdarzają się też u podnóży dużo niższych apenińskich wzniesień, których stoki zostały prawie całkowicie wylesione. Nieprzemyślane projekty budowli wznoszonych przez człowieka w górach są przyczyną ogromnych katastrof. Za przykład może służyć wielki pożar w drogowym tunelu Św. Bernarda, przebijającego Mt. Blanc (w marcu 1999 roku), gdzie zaczadziło się ponad 30 osób, katastrofa kolejki górskiej przeprowadzonej przez tunel w masywie Kitzsteinhorn w Alpach Austriackich (w listopadzie 2000 roku), w której zginęło ponad 150 osób. Najlepsze wykorzystanie terenów górskich, niższych i wysoko wyniesionych, to: uprawianie turystyki pieszej i rowerowej, wspinaczki skalnej i lodowej, sportów powietrznych - (szybowce, paralotnie, spadochrony) oraz różnych rodzajów sportów zimowych -narciarstwa, jazdy na deskach śnieżnych (snowboarding), śnieżny windsurfing. Dochodzą do tego zyskujące na popularności sporty ekstremalne: spływy pontonem na rzekach w głębokich kanionach (rafling i kanioning), wspinaczki na wysokich ścianach (freec-limbing), wspinaczki na lodowych naciekach lub soplach zamarzniętych wodospadów (ice climbing), wspinaczki na zamarzniętej niskiej roślinności (grasselimbing) na stromych stokach. W ostatnim czasie ogromnie zyskuje na popularności trekking - forma turystyki wysokogórskiej, polegająca na wędrówkach po szlakach bez drogowskazów, w terenie, gdzie nie ma hoteli czy schronisk. Tego typu wędrówki po wysokich górach wymagają aklimatyzacji i ogólnie - bardzo dobrego stanu zdrowia. Trudy poniesione przy wysiłkach zostają nagrodzone przez wspaniałe widoki gór, ale zapewnienie takiego krajobrazu oraz bezpieczeństwa w terenie wymaga pięknej pogody. I dlatego podstawo 195 we wiadomości o pogodzie i klimatach w górach wydają się niezbędne. Niezliczone górskie tereny na wszystkich kontynentach kuli ziemskiej nie zostały jeszcze całkowicie spenetrowane, a ich klimaty nie są zbadane. 12.3. Badania pogody i klimatów górskich Załamania pogody, tak często zdarzające się w każdych górach świata, stały się największą przeszkodą w penetracji i eksploracji terenów górskich. Aspekt utylitarny przyczynił się zatem, między innymi, do zakładania stacji i obserwatoriów meteorologicznych, dzięki którym można gromadzić dane o warunkach pogodowych w różnych regionach. Najwyżej położone obserwatoria znajdują się w Alpach i w Andach. Razem z meteorologicznymi budowano obserwatoria astronomiczne, a w obszarach wulkanicznych - obserwatoria sejsmologiczne. W Alpach znane było pracujące już w ostatnim dziesięcioleciu XIX stulecia obserwatorium pod Mont Blanc, na wysokości 4359 m. Do tej pory działa obserwatorium pod szczytem Sonnblick (3106 m ) w Wysokich Taurach w grupie górskiej Goldberg, założone w 1886 roku, obserwatorium Jungfraujoch w Alpach Berneńskich (3577 m), na Olimpie w Grecji (2817 m), słowackie obserwatorium na Łomnicy (2633 m) w Wysokich Tatrach. W Polsce długie serie obserwacji pochodzą z dwóch obserwatoriów wysokogórskich: na Kasprowym Wierchu (1996 m) w Tatrach Zachodnich i na Śnieżce (1602 m) w Karkonoszach. Najwyżej położone obserwatoria meteorologiczne znajdują się w Andach. Do bardziej znanych, prowadzących ciągłe obserwacje pogody należy wymieniana już argentyńska stacja Cristo Redentor (3829 m). W Andach Peruwiańskich najwyżej położona była krótko działająca stacja La Misti (5822 m) oraz Cerro de Pasco (4350 m). W Andach Chilijskich obserwacje prowadzi stacja Porterillos (2850 m). Z północnoamerykańskich obserwatoriów trzeba wyróżnić hawajskie Mauna Loa (3399 m), łącznie z obserwatorium sejsmologicznym, kalifornijskie Lick Observatory (1283 m) oraz appalachijskie Mt. Washington (1917 m). Najwyżej w górach Azji pracuje obserwatorium w miejscowości Leh (3518 m) na obszarze Kaszmiru, chińskie O Mei Szan (3383 m), Pamirskij Post (3653 m). Duże znaczenie naukowe mają wyniki obserwacji w górach Kaukazu, gdzie prowadzono obserwacje sezonowe pod szczytem Elbrusu i w stałych stacjach Gudauri (2204 m) i Krestowaja (2380 m). Na wyżynnych obszarach Afryki punktów obserwacyjnych było dość dużo, ale górskie warunki reprezentuje stacja Equator w Kenii (2762 m) i Tshibinda w Kongu (2055 m). Wiele opracowań dotyczących prawie wszystkich elementów pogody powstało na podstawie materiałów zebranych w obserwatorium Niwot Ridge w paśmie Gór Skalistych - Colorado Front Range (R. Barry, 1981). Podobne obserwatorium istniało pod szczytem Fudżi (na wysokości 3383 m) w Japonii. W strefie najwyższych szczytów na Ziemi - w Himalajach i w Karakorum - z oczywistych względów nie ma stałych obserwatoriów. Wykonywane były pomiary instrumentalne i obserwacje patrolowe, które wniosły wiele ważnych szczegółów do klimatografii wysokogórskich obszarów. Od czasów pionierskich badania górskich klimatów bardzo się rozwinęły. Powstały nowoczesne programy badawcze, głównie pod patronatem Światowej Organizacji Meteorologicznej (WMO). W ramach wielkiego klimatycznego programu badań pogody i klimatu Global Atmospheric Research Program realizowano od lat siedemdziesiątych 196 XX wieku kilka projektów badawczych bezpośrednio lub pośrednio związanych z problematyką klimatologiczną gór {The Encyclopaedia of Climatology, 1987). Należały do nich: MONEX - program dotyczący wszechstronnych badań monsunów w południowej i południowo-wschodniej Azji. Głównym zagadnieniem stała się odpowiedź na pytanie, jaką rolę odgrywają Himalaje i Wyżyna Tybetańska w cyrkulacji monsunowej. Stwierdzone anomalie w przepływie ciepła powodują istotne zmiany z roku na rok w systemie cyrkulacji monsunowej, opóźnianie się monsunów w Azji, mają także związek z występowaniem zjawisk ENSO na środkowym Pacyfiku; ALPEX - bardzo bogaty projekt dotyczący poszukiwań związków i wpływów dużego łańcucha górskiego na cyrkulację w strefie klimatów umiarkowanych. Badano: - rodzaj przepływu powietrza wokół Alp w różnych sytuacjach synoptycznych, - procesy fizyczne wpływające na formowanie się cyklogenezy po zawietrznej, - siłę hamującą masywu górskiego na przepływ powietrza, - rolę strumieni odczuwalnego i utajonego ciepła znad Morza Śródziemnego w powstawaniu nowych układów barycznych, szczególnie cyklogenezy na zawietrznej, - efekty zróżnicowanego przepływu ciepła radiacyjnego jako rezultat górskiej topografii i wartości albedo, - wpływ orografii na opady atmosferyczne, - procesy odpowiedzialne za silne opady, huragany i inne gwałtowne zdarzenia pogodowe wokół łańcuchów górskich; ASCOT (Atmospheric Studies in Complex Terrain) - program badawczy mający na celu badanie zanieczyszczeń powietrza w mezoskali, przede wszystkim na obszarze Kalifornii i Colorado; SAMEX - {San Antonio Mountain Experiment) - specjalistyczny program dotyczący badania wpływu izolowanych, pojedynczych wzgórz na przepływy strumieni powietrza w atmosferze. Wiele innych specjalistycznych projektów włączano do już działających programów badawczych. Nietrudno domyślić się, że o efektywnej działalności zespołów naukowych decydowały możliwości finansowe. Warto wspomnieć, że w ciągu kilku lat (w latach siedemdziesiątych XX wieku), w ramach programu ALPEX, realizowano w Polsce program TATREX, dotyczący badań elementów meteorologicznych w Tatrach. Bardzo prężnie działająca od 1988 roku, również pod patronatem WMO, organizacja naukowa IPCC {Intergovernmental Panel on Climate Change) za jeden z celów badań naukowych postawiła zajęcie się wpływem obserwowanych zmian klimatu na ekosystemy górskie. Są one bowiem bardzo czułe na wszelkie zmiany, a skutki tych - najczęściej niekorzystnych zaburzeń - trwają bardzo długo (A. Guisan et al., 1995). Stwierdzono potrzebę utworzenia scenariuszy zmian, konieczność opracowania odpowiednich metod badawczych w celu ochrony środowiska naturalnego i jeszcze wiele innych, niezwykle ważnych zadań badawczych odnoszących się do zjawisk pogodowych i czynników klimatycznych. Szczegółowe zalecenia do programu badawczego, dotyczące zmian termicznych, opadów śniegu, lodowców i wiecznej zmarzliny, rozwoju wegetacji, ochrony fauny w górach, przedstawione są we wspomnianej publikacji (A. Guisan et al., 1995). Wyniki badań bogatych programów naukowych wielokrotnie prezentowano na konferencjach meteorologii i klimatologii górskiej. Liczne publikowane prace są cytowane 197 w tej książce. Programy jednak nie spełniły ważnej funkcji - integrującej podejście badawcze według z góry założonych reguł. Zabrakło uniwersalizmu badawczego, skutkiem czego rezultaty badań naukowych prowadzonych w różnych obszarach górskich świata nie zawsze są porównywalne i znane. Przy obecnym stosowaniu różnych systemów automatycznych stacji pomiarowych, różnego instrumentarium, porównania nie zawsze są możliwe. Wniosek jest jeden - pozostało jeszcze wiele czynników i procesów sterujących pogodą i klimatem w górach do odkrycia, zbadania i właściwej interpretacji. 19R LITERATURA Alisow B.P., Drozdow O.A., Rubinsztejn E.S., 1952, Kurs klimatologii, III, Gidromiet. Izdat, Leningrad. Atłas Bajkała, 1969, red. Gałazij G.I., Gławnoje uprawlenije geodezii i kartografii pri sowiete ministrów SSSR. Irkuck-Moskwa. Auer I., Potzman R., 1996, Regional vertical precipitation gradients in the Austrian Alps, Proceedings of the 24'b International Conference on Alpine Meteorology, ICAM 96, Bled, Hydrometeorological Institute of Slovenia, Ljubljana. Вас S., Rojek M., 1999, Meteorologia i klimatologia w inżynierii środowiska, Wydawnictwo Akademii Rolniczej, Wrocław. Balon J., 2000, Piętra fizycznogeograficzne Polskich Tatr, Prace Geograficzne 105, Instytut Geografii UJ, Kraków. Barry R.G., 1981, Mountain weather and climate, Methuen, London and New York. Barry R.G., Chorley R.J., 1998, Atmosphere, weather and climate, Seventh edition, Routledge, London and New York. Bąkowski R., 2001a, Mountain and valley wind system and „Liptów winds” in the Sucha Woda Valley in the Polish Tatra Mountains, Prace Geograficzne 105, Instytut Geografii UJ, Kraków. Bąkowski R., 200lb, Cyrkulacja dolnotroposferyczna na obszarze Karpat Polskich, Praca doktorska w Zakładzie Klimatologii Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagiellońskiego, maszynopis, Kraków. Błaś M., Dore A., 1998, Znaczenie bariery orograficznej w determinowaniu roli efektu ..seeder--feeder” Gór Izerskich i masywu Ślęży, Problemy klimatyczno-botaniczne Gór Izerskich, Informator 21-22 września 1998, Świeradów Zdrój. Carr M. W., 1999, Weather Predicting Simplified International Marine, Chapter 8, Me Graw-Hill. Chodaków W.G., 1971, Śniegi i lody Ziemi, PWN, Warszawa. Chomicz К., 1977, Osobliwości i anomalie opadów śnieżnych w górach, w: Śnieg i pokrywa śnieżna. Materiały Badawcze, Seria: Meteorologia, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Warszawa. Crowe P.R., 1987, Problemy klimatologii ogólnej, PWN Warszawa. Czeppe Z., Flis J., Mochnacki R., 1986, Geografia fizyczna świata, PWN, Warszawa. Dobson G.M.B., 1965, Badania atmosfery, Biblioteka Problemów, 86, PWN, Warszawa. Encyklopedia Geograficzna Świata, 1995, Australia Oceania Antarktyda, I, Opres, Kraków. Encyklopedia Geograficzna Świata, 1996, Afryka, II, Opres, Kraków. Encyklopedia Geograficzna Świata, 1996, Ameryka Południowa, III, Opres, Kraków. Encyklopedia Geograficzna Świata, 1996, Ameryka Północna, IV, Opres, Kraków. Encyklopedia Geograficzna Świata, 1996, Europa, V, Opres, Kraków. Encyklopedia Geograficzna Świata, 1997, Azja, VI, Opres, Kraków. Galon R., Alpy - Austria, Szwajcaria, 1958, PWN, Warszawa. Gelo B., 1990, Simulation of Orogenic Rainfall by a Mesoscale Model, 21,h International Conference on Alpine Meteorology, ICAM 90. 1 Teil. Głowicki В., 1977, Struktura przestrzenna pokrywy śnieżnej w górnej części zlewni Potoku Szre-nickiego, w: Śnieg i pokrywa śnieżna, Materiały Badawcze, Seria: Meteorologia, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Warszawa. Greenler R., 1998, Tęcze, glorie i halo, czyli niezwykłe zjawiska w atmosferze, Prószyński i S-ka, Warszawa. 199 Guisan A., Holten J.I., Spichiger R., Tessier L., 1995, Potential Ecological Impacts of Climate Change in the Alps and Fennoscandian Mountains, Publication hors-serie 8, Conservatoire et Jardin Botaniques de Geneve. Hajdukiewicz J., 1963, Dhaulagiri zdobyty, Wiedza Powszechna, Warszawa. Hess M., 1965, Piętra klimatyczne w polskich Karpatach Zachodnich, Zesz. Naukowe UJ, 115, Prace Geogr. 11, Kraków. Hess M., 1966, O mezoklimacie wypukłych i wklęsłych form terenowych w Polsce Południowej, Przegl. Geofiz. 11,1. Hess M., 1967, Wpływ lodowców górskich na klimat na przykładzie lodowca Fedczenki w Pamirze, Przegl. Geogr. XXXIX, 4. Hess M., 1969, Główne problemy klimatologiczne Karpat, Zesz. Nauk UJ, Prace Geogr. 23, Kraków. Hess M., 1971, Piętra klimatyczne w Karpatach Północnych i Południowych i ich charakterystyka termiczna, Folia Geographica, ser. geogr. phys., vol. V. Jafemik H., Wilczek Z., Ziarko J., 2000, Meteorologiczna osłona działań lotnictwa. Dom Wydawniczy Bellona, Warszawa Jahn A., 1971, Lód i zlodowacenia, PWN, Warszawa. Jania J., 1988, Zrozumieć lodowce, wyd. „Śląsk”. Kędziora A., 1995, Podstawy agrometeorologii, Państwowe Wyd. Rolnicze i Leśne. Klimaszewski M., 1978, Geomorfologia, PWN, Warszawa. Klimat Tatr, 1974, praca zbiorowa pod red. M. Konćeka, Veda SAV, Bratislava. Klapowa M., 1977, Fizyczne właściwości śniegu na Hali Gąsienicowej, w: Śnieg i pokrywa śnieżna, Materiały Badawcze, Seria: Meteorologia, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Warszawa. Kopcewicz T., 1956, Fizyka atmosfery, , t. III, PWN, Warszawa. Kosiba A., 1978, Śniegi, lodowce - lądolody, Wyd. Szkolne i Pedagogiczne, Warszawa. Kreiner J., Trepińska J., 1991, Możliwości obserwacji astronomicznych w warunkach pogodowych Polskich Karpat Zachodnich, Folia Geographica, ser. Geogr. Phys., XXII. Kurz M., 1996, Numerical forecasts of cold front passages north of the Alps, Proceedings of the 24lh International Conference on Alpine Meteorology, ICAM 96, Ljubljana. Kwiatkowski J., 1985, Szata śnieżna, szadź i lawiny, Karkonosze Polskie, pod red. A. Jahna, Wyd. PAN, Wrocław - Warszawa - Kraków - Gdańsk - Łódź. Kwiatkowski J., Hołdys T, 1985, Klimat, Karkonosze polskie, pod red. A. Jahna, Wyd. PAN, Wrocław - Warszawa - Kraków - Gdańsk - Łódź. Leśniakowa B., 1973, O niektórych charakterystykach pokrywy śnieżnej w województwie krakowskim, Zesz. Nauk UJ, Prace Geogr. 32, Kraków. Linacre E.., Hobbs J., 1977, The Australian Climatic Environment, John Willey & Sons, Brisbane, New York, Chichester, Toronto. Linacre E., 1992, Climate Data and Resources, Routledge, London, New York. Lutgens F., Tarbuck E.J., 1989, The Atmosphere, an Introduction to Meteorology, Prentice Hall, Englewodd Cliffs, New Jersey. Marcinek J., 1991, Lodowce kuli ziemskiej. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Martyn D., 1977, Wiatry miejscowe i regionalne - nazewnictwo i charakterystyka. Prace i Studia IG UW, 22, Klimatologia, 9, Warszawa. Martyn D., 1995, Klimaty kuli ziemskiej. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Mazza G., Piacente S., 1988, II gradiente altimetrico delle temperature in alcune stazioni del! ’alto hacino del fume Panaro (Modena), 20”’ International Conference on Alpine Meteorology, C.I.M.A.’88, vol. 1, Sestola. Mietelski J., 2001, Astronomia w geografii, Wydawnictwo Naukowe PWN. 200 Niedźwiedź T., 1989, O pogodzie i klimacie gór polskich, wyd. PTTK „Kraj”, Biblioteczka Turysty Górskiego. Niedźwiedź T., Ustmul Z., 1997, Long-term variability in foehn wind conditions in the Tatra Mts., Acta Universitatis Wratislaviensis No 1950, Prace Inst. Geograficznego, Seria C. Meteorologia i Klimatologia, IV, Wrocław. Nowosad M., 1994, Zarys charakterystyki pokrywy śnieżnej w Bieszczadach, Annales Universitatis Mariae Curie - Skłodowska, XLIX, 14, Lublin. Oberlander Th.. M., Muller R.A., 1987, Essential Physical Geography Today, Random House, New York. Obrębska-Starklowa B., 1969, Mezoklimat zlewni potoków Jaszcze iJamne, Zakład Ochrony Przyrody Polskiej Akademii Nauk, Studia Naturae - seria A, Nr 3. Obrębska-Starklowa B., 1977, Typologia i regionalizacja fenologiczno-klimatyczna na przykładzie dorzecza górnej Wisły, Rozprawy Hábil. UJ, 11, Kraków. Obrębska-Starklowa B., Hess M., Olecki Z., Trepińska J., Kowanetz L., 1995, rozdział Klimat, w: Karpaty Polskie, Przyroda, Człowiek i jego działalność, pod. red. Jadwigi Warszyńskiej, wyd. Uniwersytetu Jagiellońskiego. Okołowicz W., Klimatologia ogólna, 1969, PWN, Warszawa. Olecki Z., 1989, Bilans promieniowania słonecznego w dorzeczu górnej Wisły, Rozprawy Hábil. UJ, 157, Kraków. Orliczowa J., 1962, rozdział Klimat Tatr, w: Tatrzański ParkNarodowy, pod red. W. Szafera, wyd. popularnonaukowe 21, Polska Akademia Nauk, Kraków. Parczewski W., 1953, Meteorologia szybowcowa, Wyd. Ligi Lotniczej, Warszawa. Park Narodowy Sagarmatha, 1990, Szerpowie i ich ojczyzna pod Mount Everestem, Praca zbiorowa pod red. J. Drdośa, Zakład Narodowy im. Ossolińskich, Wrocław, Warszawa, Kraków. Pulina M.A., 1988, // gradiente altimetrico della temperatura nel Massico del Gennargentu (Sardegna Centrale) 20'h Internationale Conference on Alpine Climatology, vol. I, C.I.M.A. ’88, Sestola. Rapetti C., Rapetti F., Vittorini S., 1988, Differenze termiche tra i versanti tirrenico e adriatico nell’Appenino settentrionale, lungo L'allineamento Livorno - Modena, 20'¹’ Internationale Conference on Alpine Meteorology, vol. 1, C.I.M.A. ’88, Sestola. Romero E., 1969, Biografia Andów, PWN Warszawa. Sadowski M., 1977, Pokrywa śnieżna w Karkonoszach, w: Śnieg i pokrywa śnieżna, Materiały badawcze, Seria: Meteorologia, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Warszawa. Śamaj F., Valovic Ś., 1977, Prawdopodobieństwo występowania oraz maksymalne grubości pokrywy śnieżnej na Słowacji, w: Śnieg i pokrywa śnieżna, Materiały badawcze, Seria: Meteorologia, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Warszawa. Scheidegger A., 1974, Geomorfologia teoretyczna, rozdział 1, PWN, Warszawa. Schmidt M.T., 1982, Meteorologia dla potrzeb szybownictwa, Wyd. Komunikacji i Łączności, Warszawa. Schwab A., Ernst S., Thamm H.P., 1996, Observation and simulation of slope and valley wind circulation during the evening transition period in Freiburg l.BR., (F.R.G), Proceedings of the 24"' International Conference on Alpine Meteorology, Bled, ICAM 96, Ljubljana. Selter A., Matzarakis A., Mayer H., 1996, Structure of snow cover at the „Schauinsland" in the central Black Forest (Germany), Proceedings of the 24lh International Conference on Alpine Meteorology, Bled, ICAM 96, Ljubljana. Starkel L., 1977, Paleogeografía holocenu, PWN, Warszawa. Staszewski J., Uhorczak F., 1959, Geografia fizyczna w liczbach, PWN, Warszawa. The Encyclopaedia of Climatology, 1987, Encyclopaedia of Earth Sciences, edited by J.E. Oliver. R.W. Fairbridge, Van Nostrand Reinhold Company, New York. 201 Tamulewicz J., 1997, Pogoda i klimat Ziemi, Wielka Encyklopedia Geografii Świata, V, rozdział II, Wyd. Kurpisz, Poznań. Trepińska J., 1980, Über die Bewölkung in den Westkarpaten, Tagung Gebirgsmeteorologie Internationale Konferenz für Karpatenmeteorologie, Akademie Verlag, Berlin. Trepińska J., 1995, Seasonal and spatial differentiation of precipitation in the Polish Tatra Mts. 17,h International Conference on Carpathian Meteorology Visegrad, Budapest. Trepińska J., Bąkowski R., 2000, The case of the foehn wind in Zakopane and Cracow from November 6-9 1997, Prace Geograficzne, 105, Instytut Geografii UJ, Kraków. Trepińska J., Kowanetz L., 2000, Dependence of wind direction and speed on the orography in the western part of the Beskidy Mts., Prace Geograficzne, 105, Instytut Geografii UJ, Kraków. Urbanćić J., 1988, A classification of the air flow over a mountain crest based on hydraulic theory. International Conference on Alpine Meteorology, C.I.M.A. ’88, vol. 1, Sestola. Ustmul Z., 1992, Potencjalne warunki występowania wiatrów fenowych w Karpatach Polskich, Zesz. Naukowe UJ, Prace Geogr. 90. Ustmul Z., 1997, Zmienność cyrkulacji atmosfery na półkuli północnej, Materiały Badawcze, seria: Meteorologia, 27, IMGiW, Warszawa. Vergeiner I., A conceptual dynamie model of foehn penetration into a valley, 1996, Proceedings of the 24'h Conference on Alpine Meteorology, Bled, ICAM 96, Ljubljana. Vrhovec T., Hrabar A., 1996, Numerical simulations of dissipation of dry temperature inversions in basins, Geofizika, vol. 13, Zagreb. Whiteman C.D., 2000, Mountain Meteorology, Fundamentals and Applications, Oxford University Press, New York, Oxford. Wooldridge G. L., Connel B., Fox D. G., 1988, Airflow patterns observed over a large, isolated round hill, 1988, International Conference on Alpine Meteorology, C.I.M.A.’88, vol. Il, Sestola. World Survey of Climatology, 1968, Climates of Central and Southern Europe, vol. 6, ed. Elsevier Publishing Company, Amsterdam - London - New York. World Survey of Climatology, 1969, Climates of Northern and Eastern Asia, vol. 8, ed. H. Araka-wa, Elsevier Publishing Company, Amsterdam - London - New York. World Survey of Climatology, 1972, Climates of Africa, vol. 10, ed. J.F. Griffiths, Elsevier Publishing Company, Amsterdam - London - New York. World Survey of Climatology, 1974, Climates of North America, vol. 11, ed. R.A. Bryson, F.K. Hare, Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam - London - New York. World Survey of Climatology, 1976, Climates of Central and South America, vol. 12, ed. W. Schwerdtfeger, Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam - Oxford - New York. World Survey of Climatology, 1981, Climates of Southern and Western Asia, vol. 9, ed. K. Takahashi, H. Arakawa, Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam - Oxford - New York. Yoshino M.M., 1975, Climate in a Small Area, Tokyo, University of Tokyo Press. 202 MONOGRAFIE 1. Ludwik Kaszowski, 1995, Dynamika i antropogeniczne przeobrażenia środowiska przyrodni- czego progu Karpat między Rabą a Uszwicą, Kraków: Instytut Geografii UJ, 332 ss. 2. Antoni Jackowski (red.), 1996, Przestrzeń i sacrum. Geografia kultury religijnej w Polsce i jej przemiany w okresie od XVII do XX wieku na przykładzie ośrodków kultu i migracji pielgrzymkowych, Kraków: Instytut Geografii UJ, 328 ss. 3. Rajmund Mydeł, 1996, Kryzys amerykańskiego miasta centralnego. Buffalo 1950-1990, Kra- ków: Instytut Geografii UJ, 146 ss. 4. Bolesław Domański, Antoni Jackowski (red.), 1997, Geografia - człowiek- gospodarka, Kra- ków: Instytut Geografii UJ, 324 ss. 5. Rajmund Mydeł, Heinz Fassmann, 1997, Nielegalni robotnicy cudzoziemscy i czarny rynek pracy. Polscy nielegalni pracownicy w Wiedniu, Kraków: Instytut Geografii UJ, 96 ss. 6. Janina Trepińska (red.), 1997, Wahania klimatu w Krakowie (1792-1995). Wiekowe zmiany klimatu na podstawie krakowskiej serii meteorologicznej (1792-1995) ze szczególnym uwzględnieniem schyłku małego glacjału, Kraków: Instytut Geografii UJ, 205 ss. 7. Wojciech Widacki, 1997, Wprowadzenie do Systemów Informacji Geograficznej, Kraków: In- stytut Geografii UJ, 96 ss. 8. Jacek Kozak, 1996, Wprowadzenie do Systemów Informacji Geograficznej - ćwiczenia, Kra- ków: Instytut Geografii UJ, 96 ss. 9. Wojciech Chełmicki, 1997, Degradacja i ochrona wód. cz. I, Jakość, Kraków: Instytut Geogra- fii UJ, 252 ss. 10. Danuta Ptaszycka-Jackowska, Antoni Jackowski, 1998, Jasnogórskie pielgrzymki w przestrzeni miasta i regionu Częstochowy, Kraków: Instytut Geografii UJ, 144 ss. 11. Wojciech Chełmicki, 1999, Degradacja i ochrona wód. cz. II, Zasoby, Kraków: Instytut Geografii UJ, 252 ss. 12. Joanna Pociask-Karteczka (red.), 1999, Zastosowanie sztucznych sieci neuronowych w hydrologii, Kraków: Instytut Geografii UJ, 92 ss. 13. Wojciech Widacki (red.), 1999, Przemiany środowiska przyrodniczego zachodniej części Beskidów pod wpływem antropopresji, Kraków: Instytut Geografii UJ, 144 ss. 14. Wojciech Chełmicki, Joanna Pociask-Karteczka (red.), 1999, Interdyscyplinarność w badaniach dorzecza, Kraków: Instytut Geografii UJ, 252 ss. 15. Wojciech Chełmicki (red.), 2001, Przemiany środowiska na Pogórzu Karpackim, t. 1., Kraków: Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, 136 ss. 16. Bronisław Kortus (red.), 2001, Człowiek i Przestrzeń, Kraków: Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, 228 ss. 17. Bolesław Domański, 2001, Kapitał zagraniczny w przemyśle Polski. Prawidłowości rozmieszczenia, uwarunkowania i skutki, Kraków: Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, 522 ss. 18. Krystyna German, Jarosław Balon, (red.), 2001, Przemiany środowiska przyrodniczego Polski a jego funkcjonowanie, Kraków: Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ. 814 ss. 19. Rajmund Mydeł, 2002, Kioto. Zróżnicowanie demograficznej, funkcjonalnej i społeczno-ekonomicznej przestrzeni, Kraków: Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, 72 ss. 20. Janina Trepińska, 2002, Klimaty górskie, Kraków: Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ, 204 ss.