1. Wprowadzenie 4 Podstawa wykonania raportu 4



Pobieranie 1.38 Mb.
Strona15/27
Data07.05.2016
Rozmiar1.38 Mb.
1   ...   11   12   13   14   15   16   17   18   ...   27

5.6.3.1. Grubość pokrywy śnieżnej w wierzchowinowej strefie Szrenicy

Zestawienia wielkości charakteryzujących zmienność grubości pokrywy śnieżnej na wierzchowinie grzbietu szrenickiego przedstawiono w tabelach: III, IV i na rycinach 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13. W zestawieniach tych wyróżniono kilka cech opisujących to zjawisko. Są to: średnie grubości pokrywy śnieżnej w okresie zimy śnieżnej, w okresie z trwałą pokrywą śnieżną, i z całkowitej liczby dni ze śniegiem, maksymalne grubości śniegu w pokrywie oraz frekwencję wysokości pokrywy śnieżnej w klasach grubości śniegu.

Przeciętny wieloletni przebieg rozwoju pokrywy śnieżnej (rys. 6) charakteryzuje się stopniowym przyrostem wysokości pokrywy śnieżnej od drugiej dekady października do przełomu pierwszej i drugiej dekady lutego, do momentu ustabilizowania się wysokości pokrywy na przeciętnym poziomie ok. 100 cm. Ten okres ustabilizowania się miąższości pokrywy trwa około miesiąca, po którym następuje okres relatywnie szybkiego spadku grubości śniegu w pokrywie aż do jej całkowitego zaniku w końcu pierwszej dekady maja. Ten przeciętny, „standardowy” model przebiegu rozwoju wysokości pokrywy śnieżnej cechuje wyraźna prawostronna skośność, odzwierciedlająca uwarunkowania mające wpływ na kształtowanie profilu śnieżnego. Są to uwarunkowania zewnętrzne związane z warunkami meteorologicznymi i stopniową kumulacja opadu atmosferycznego w pokrywie śnieżnej oraz uwarunkowania wywołane procesami zachodzącymi w samej pokrywie śnieżnej (osiadanie pokrywy śnieżnej, postęp w zróżnicowaniu strukturalnym śniegu w profilu wgłębnym pokrywy, metamorfizm śniegu). Wpływ uwarunkowań zewnętrznych szczególnie dobrze ilustruje przebieg krzywej maksymalnej wysokości śniegu w pokrywie, opartej o wielkości ekstremalne dla każdego dnia zimy śnieżnej (rys. 6). W przebiegu tym uwagę zwracają dwa wyraźne okresy wysokiej pokrywy śnieżnej – na początku i w drugiej połowie zimy – rozdzielone okresami spadku wysokości maksymalnych śniegu. Pierwszy z tych okresów przypada na przełom października i listopada, a wiec na okres pierwszej fazy wczesnozimowych adwekcji zimnych mas atmosferycznych i pierwszych dużych opadów śnieżnych. Drugi okres pokrywa się w czasie z fazą późnozimowych dużych opadów atmosferycznych, kiedy na ustabilizowaną pokrywę śnieżną deponowane są nowe warstwy świeżego śniegu. Pomiędzy tymi skrajnymi okresami występują jeszcze cztery drugorzędne ekstrema wysokich wielkości grubości pokrywy, utworzone w wyniku dużych opadów śnieżnych w grudniu i styczniu. Przebieg krzywej maksymalnych dobowych wysokości pokrywy śnieżnej dokumentuje zjawisko zmienności wysokości śniegu w poszczególnych zimach, odbiegające od standardowego przebiegu opartego o średnie dobowe wysokości pokrywy.

Wyznaczona dla każdej zimy data środka okresu z trwałą pokrywą śnieżną i porównanie jej z datą wystąpienia maksimum grubości pokrywy śnieżnej dobrze ilustruje jedną z cech formowania się pokrywy śnieżnej w regionie Szrenicy. Tą cechą jest wskazana już asymetria w rozwoju pokrywy śnieżnej. Dla większości zim asymetria ta przejawia się wystąpieniem wysokiej pokrywy śnieżnej i jej maksimum wysokości w drugiej połowie zimy. Skrajnym przykładem takiej zimy była zima 1987/88 r. W nielicznych przypadkach rozwój pokrywy cechowała względna symetria np. zimy 1974/75, 1986/87. Wystąpiły również zimy podczas których maksimum wysokości pokrywy i ogólnie miąższa pokrywa śnieżna wystąpiła w pierwszej połowie zimy (np. zimy: 1973/74, 1975/76, 1977/78, 1988/89). Aby udokumentować zjawisko nierównomiernego rozwoju pokrywy, dla każdej z zim obliczony został wskaźnik symetrii (stosunek średniej grubości pokrywy śnieżnej pierwszej połowy zimy do analogicznej grubości z drugiej połowy).



Na podstawie przeprowadzonych porównań, ustalono że:

  • przeciętnie największą miąższość pokrywa śnieżna osiągała po około 4 miesiącach od średniej daty początku okresu z trwałą pokrywą śnieżną , a więc średnio w pierwszej połowie marca;

  • najczęściej maksimum wysokości pokrywy śnieżnej wystąpiło w marcu i lutym – w czasie ponad 50 % zim. Nadmieniono o tym wcześniej, że zjawisko to związane jest ze stopniową stabilizacją pokrywy śnieżnej w rezultacie takich zmian w jej strukturze, które przeciwdziałają gwałtownym zmianom jej miąższości;

  • według przeciętnych wielkości wieloletnich dla zim śnieżnych, średnia grubość pokrywy śnieżnej pierwszej połowy zimy była dwukrotnie niższa niż w drugiej (wskaźnik symetrii 0,50);

  • dla okresu z trwałą pokrywą śnieżną wielkość wskaźnika symetrii wyniosła 0,65. Wyższa wartość wskaźnika symetrii dla okresu trwałej pokrywy wskazuje na większą stabilizacje tej pokrywy.

W oparciu o przytoczone ustalenia i uzyskane współczynniki podzielono zimy a 4 kategorie:

  • zimy o przewadze miąższej pokrywy śnieżnej w ich pierwszej połowie. Były to 4 zimy podczas których tworzenie się trwałej pokrywy następowało stosunkowo wcześnie, a okres trwałej cienkiej pokrywy był krótki. Intensywny przyrost pokrywy następował w grudniu i w tym czasie pokrywa osiągała maksimum wysokości. W dalszej fazie rozwoju następowała stabilizacja pokrywy ze słabą tendencją do ubytku jej grubości (zimy: 1971/72, 1973/74, 1985/86, 1988/89, rys. 8);

  • zimy o symetrycznym rozwoju pokrywy śnieżnej. Przykłady ich podano już wyżej. Były to zimy o wczesnym i szybkim przyroście wysokości śniegu oraz późnym i gwałtownym zaniku (rys. 8);

  • zimy o niesymetrycznym rozwoju pokrywy śnieżnej (rys. 8). Jest to najliczniejsza grupa zim, o najbardziej zróżnicowanym przebiegu rozwoju pokrywy i równie zróżnicowanych wielkościach wskaźnika symetrii. Do grona tych zim należały te dla których wielkość wskaźnika była wyższa od 0,75, co oznacza, że średnia grubość pokrywy śnieżnej pierwszej połowy zimy stanowiła ponad 75 % grubości drugiej połowy. Do drugiej podgrupy należały zimy o przeciętnym współczynniku symetrii. Zimom tym trudno przypisać wspólną cechę charakteru rozwoju pokrywy śnieżnej. Trzecią podgrupę tworzą zimy o zdecydowanej asymetrii, lecz różniące się długotrwałości i następstwa etapów rozwoju pokrywy (np. zimy: 1961/62, 1968/69 1983,84)

  • zimy o skrajnie niesymetryczny rozwoju. Zimy te łączy kilka cech: powstanie pokrywy rozpoczynał się przeciętnie w połowie listopada, utworzeniem pokrywy o niskiej lub relatywnie niskiej grubości. Okres cienkiej pokrywy trwał długo, do przełomu stycznia i lutego, kiedy wyniku dużych opadów śnieżnych pokrywa osiągała maksymalną miąższość. Okres tej kulminacji był stosunkowo krótki i mało stabilny, a kończył go szybkie ustąpienie pokrywy (zimy 1963/64, 1969/70, 1972.73, 1987/88, 1995/96; rys. 8).

Poza przedstawionym podziałem znalazły się 4 zimy podczas których rozwój pokrywy śnieżnej zdecydowanie odbiega od pozostałych. Są to zimy o niskiej i bardzo niskiej pokrywie, lecz zróżnicowanym stopniu zwartości – zimy: 1989/90, 1990/91, 1996/97, 1997/98, 2000/01 (rys. 8) Interesującym zjawiskiem jest fakt, że dwukrotnie zimy te wystąpiły jedna po drugiej. Takie następstwo zim o zbliżonych cechach miało miejsce tylko raz w odniesieniu do zim 1966/67, 1967/68.

Przeciętna wieloletnia miąższość pokrywy śnieżnej dla zimy śnieżnej wynosiła 53 cm i zmieniała się w granicach od 6,2 cm (zima 1989/90) do 117,4 cm (zima 1974/75). Wielkość ponad 100 cm amplitudy średniej grubości śniegu podczas zim śnieżnych dobrze ilustruje zakres zmienności tego zjawiska. Jeszcze wyraźniej widoczne jest ono, kiedy porówna się skrajne wielkości wysokości średniej pokrywy dla okresu trwałej pokrywy. Reprezentują je te same zimy, a wielkość różnicy między nimi wynosi 121,9 cm (tab. III, rys. 7).

Największą średnią grubość osiągnęła pokrywa śnieżna w czasie dwóch kolejnych zim 1974/75 i 1975/76 r., a następnie w kolejności podczas zim śnieżnych 1981/82, 1991/92 i 2001/02 r. Natomiast najgrubsza (maksimum grubości) pokrywa śnieżna wystąpiła w zimie 1973/74, 1987/88, 1975/76 i 1974/75 r. (tab. III, rys. 7). Nieco odmiennie kształtuje się kolejność zim pod względem przeciętnej miąższości śniegu w okresie trwałej pokrywy śnieżnej. I w tym przypadku najwyższa pokrywa wystąpiła podczas najbardziej śnieżnej zimy 1974/75 r. a następnie w kolejności podczas zim 1987/88 1975/76, i 1967/68. Przeciwieństwem tych zim bardzo śnieżnych było 5 zim o wybitnie niskiej pokrywie śnieżnej, w kolejności rosnącej – 1989/90, 1997/98, 1996/97, 1990/91, 1963/64. Dla okresu trwałej pokrywy śnieżnej dołączyła do poprzednich jeszcze zima 2000/2001 roku. Wymagającym podkreślenia jest fakt, że większość zim mało śnieżnych wystąpiła w ostatnim 10-cio leciu (rys. 7). Ten fakt może mieć znaczenie przy projektowaniu urządzeń i organizacji działań związanych z uprawianiem sportów narciarskich.

Miarą zmienności grubości pokrywy śnieżnej jest wielkość odchylenia standardowego, który w przypadku zim śnieżnych wynosi w przybliżeniu 21 cm, a dla okresu trwałej pokrywy śnieżnej 24 cm. Współczynnik zmienności grubości pokrywy śnieżnej jest znacznie wyższy i dla analogicznych okresów wyniósł w przybliżeniu 37 % i 31 %, natomiast dla liczby dni ze śniegiem przekracza on 32 %. Wielkości tych współczynników świadczą o tym, że zdecydowanie wywierają na nie wpływ zimy o skrajnych wysokościach pokrywy śnieżnej. Porównanie natomiast wielkości tych współczynników z takimi samymi dla długotrwałości okresów wystąpienia pokrywy śnieżnej pokazuje, że zmiany grubości śniegu cechuje większy dynamizm.

Odbiciem zmienności grubości pokrywy śnieżnej pomiędzy zimami jest frekwencja zim w klasach grubości pokrywy oraz analogiczna częstość wyznaczona dla kolejnych zim (tab. V, VI; rys. 10, 11, 12, 13 na końcu rozdziału).

W tab. IV. Przedstawiono częstość zim w klasach grubości pokrywy śnieżnej w wieloleciu 1961 2002, osobno dla okresu zimy śnieżnej i okresu trwałej pokrywy.


Tab. IV. Częstość zim w klasach średniej grubości pokrywy śnieżnej

w wieloleciu 1961 2002 na Szrenicy.



Klasy grubości



Okres zimy śnieżnej

Okres trwałej pokrywy śnieżnej

l.p.

%

l.p.

%

>121

-




1

2,4

101 – 120

1

2,4

2

4,8

81 – 100

3

7,1

11

26,2

61 – 80

10

23,8

15

35,7

41 –60

15

35,7

6

14,3

21-40

7

16,7

4

9,5

1 –20

6

14,3

3

7,1

Przedstawione w tabeli wielkości pokazują, że w wierzchowinowej strefie Szrenicy najczęściej należy spodziewać się zim śnieżnych podczas których średnia pokrywa śnieżna kształtuje się w przedziale od 40 do 80 cm, a w okresie trwałej pokryw w przedziale od 60 do 100 cm (>60 % zim). Z punktu widzenia turystyki narciarskiej mało optymistyczny jest fakt ponad 10 % udziału zim ze niską pokrywą śnieżną. W tym miejscu należy przypomnieć fakt, iż ten podział został stworzony w oparciu o średnie wieloletnie, nie oddaje wiec w pełni faktycznej zmienności miąższości śniegu w przebiegu zim. Dokładniejszych informacji dostarczają wyniki udziału dni z pokrywą śnieżną w klasach grubości dla poszczególnych zim zawarte w tab. V, VI; rys. 10, 11, 12, 13. W zestawieniu tym przyjęto nieco inny podział na klasy grubości, bardziej przydatny dla oceny warunków narciarskich. Według tego podziału, dni z pierwszej i drugiej klasa grubości nie stwarzają warunków do uprawiania narciarstwa w ogóle, lub też na trasach dośnieżanych z odpowiednio przygotowanym podłożem (klasa druga). W dniach z pokrywą śnieżną mieszczącą się w trzeciej klasie istnieją dobre lub bardzo dobre warunki narciarskie (w zależności od budowy pokrywy śnieżnej i okresu – początek sezonu, koniec sezonu). W dwóch ostatnich klasach mieszczą się dni o bardzo dobrych warunkach dla narciarzy. Przeciętnie w sezonie takich dni jest niewiele ponad 44 %. W omawianym wieloleciu tylko podczas trzech zim (1974/75, 1981/82, 1973/74) udział dni z klasy grubości >100 cm stanowił ponad 50 % wszystkich dni, ale już z przedziału grubości > 50 cm ponad 50 % udziałem tych dni cechowało się 20 zim. W czasie 7 zim brak było dni z pokrywą > od 100 cm. Również podczas 7 zim liczba dni z grubością pokrywy śnieżnej z klasy 50 do 100 cm była < 10 %.

Przeciętnie w czasie zimy śnieżnej pokrywa śnieżne nie występuje w ciągu 18 % dni, ale są liczne przypadki zim podczas których jest tych dni >25 % (tab. V, rys. 3, 4, 10, 11). Były to zimy o przeciętnie długim okresie trwania. Relatywnie mniejszy udział mają dni z pokrywą w klasie od 1 do 10 cm. Pod tym względem wyróżniły się 2 zimy, 1963/64 i 1989/90 roku, podczas których udział tych dni przekroczył 30 %. Wyższy od przeciętnej udział dni bezśnieżnych i o niskiej pokrywie był typową cechą dla zim o długich okresach nietrwałej pokrywy śnieżnej, bądź zim o zdecydowanie asymetrycznym rozwoju pokrywy śnieżnej. We wszystkich przypadkach tych zim całkowita długotrwałość zimy nie odgrywała żadnej roli.

Podobny obraz rozkładu częstości szaty śnieżnej w klasach jej grubości ukształtował się dla okresów z trwałą pokrywą śnieżną (tab. VI, rys. 12, 13). Praktycznie zmianie uległa tylko wielkość procentowego udziału poszczególnych klas, a jedynie w nielicznych przypadkach w pojedynczych klasach konkretnych zim. Porównanie rozkładu częstości grubości porywy, podkreśliło kontrast w rozwoju pokrywy pomiędzy zimami bardzo śnieżnymi i o niskiej i bardzo niskiej pokrywie śnieżnej.

W oparciu o udział dni w klasach grubości pokrywy śnieżnej okresu trwałej pokrywy pogrupowano zimy w 4 klasach:


  • zimy o najwyższej liczebności dni w klasach o małej miąższości śniegu, do 50 cm – zimy: 1961/82, 1963/64, 1970/71, 1983,84, 1984/85, 1989/90, 1990/91, 1992/93, 1996/97, 1997/98, 2000/01 roku;

  • zimy o najwyższej liczebności dni w klasach o przeciętnej miąższości śniegu od 50 do 100 cm; zimy: 1962/63, 1964/65, 1965/66, 1968/69, 1971/72, 1976/77, 1988/89, 1993/94, 1994/95, 1998/99, 1999/00 roku;

  • zimy o wyższej liczebności dni w klasach małej i dużej grubości (>100 cm) i niższej liczebności w klasach o przeciętnej grubości. Były to zimy: 1969/70, 1973/74, 1980/81, 1982/83, 1985/86, 1987/88, 1995/96 roku;

  • zimy o najniższej liczebności dni w klasach małej miąższości i największej frekwencji w klasach wysokiej (>100 cm) i bardzo wysokiej pokrywy śnieżnej (150 cm). Zimy: 1966/67, 1967/68, 1974/75, 1975/76, 1977/78, 1978/79, 1979/80, 1981/82, 1986/87, 1991/92, 2001/02 roku;

W przypadku przeciętnej wieloletniej pokrywy śnieżnej, z okresów całej zimy śnieżnej częstość dni w klasach grubości do 50 cm była zbliżona, od ponad11 % do ponad 13 %, dla okresów trwałej pokrywy wielkości te mieściły się w granicach od 10,5 % do 17,3 %. W obu przypadkach – zimach śnieżnych i okresach z trwałą pokrywą – częstość dni w klasach grubości wysokich i bardzo wysokich przekraczała 50 %. Jest to jedna z cech wyróżniających występowanie pokrywy śnieżnej na obszarze wierzchowiny szrenickiej. Jak wykazały badania B. Głowickiego (1977, 1977a) ta cecha dotyczy również pokrywy śnieżnej zdeponowanej w górnej części północnego stoku szrenickiego.

Przytoczona charakterystyka częstości pokrywy śnieżnej w zależności od jej miąższości ukazała równocześnie pewne tendencje w zmianach rozwoju pokrywy nie tylko w obszarze Szrenicy. Była to tendencja o zasięgu ponad regionalnym. W latach sześćdziesiątych i na początku lat siedemdziesiątych zimy charakteryzowały się pokrywą śnieżną o malej i przeciętnej grubości. Od zimy 1973/74 pojawiła się seria kilku zim z grubą i bardzo grubą pokrywą śnieżną. Kolejna zmiana charakteru zim nastąpiła od zimy 1983/84. Po krótkiej serii śnieżnych zim, poczynając od zimy 1989/90 roku wystąpiły zimy cechujące się zarówno dużym udziałem dni z wysoką i bardzo wysoką pokrywą śnieżną, jak też zimy z przewagą dni z cienką pokrywą.



Przytoczone wyżej wielkości przeciętnych grubości pokrywy śnieżnej dla zim śnieżnych oraz dla okresów trwałej pokrywy śnieżnej, a także charakterystyka częstości dni w klasach jej grubości dostarczają ogólnych informacji o cechach rozwoju pokrywy śnieżnej. Ułatwiają też porównanie zim i ich podział ze względu na podobieństwo rozwoju pokrywy śnieżnej. Szczególne cechy kształtowania się pokrywy śnieżnej ukazuje porównanie jej czasowej zmienności z przeciętnym wieloletnim przebiegiem zmian wysokości pokrywy śnieżnej. Do pogrupowania zim pod tym względem, użyto odchylenia od przeciętnej wieloletniej oraz wskaźnika opartego o stosunek średniej grubości pokrywy w zimie do przeciętnej wieloletniej, informującego o śnieżności zimy. W oparciu o te kryteria wydzielono 7 grup zim:

  • zimy o odchyleniu dodatnim w ciągu całej zimy. Do tej grupy należą zimy bardzo śnieżne np. 1974/75, 1975/76 roku;

  • zimy o odchyleniu ujemnym w ciągu całego okresu wystąpienia pokrywy śnieżnej. Są to zimy o małej i bardzo małej grubości pokrywy, np. zimy: 1963/64, 1989/90, 2000/01 roku;

  • zimy o odchyleniu dodatnim w pierwszej połowie zimy i ujemnym w drugiej, np. 1971/72, 1988/89 roku;

  • zimy o odchyleniu ujemnym w pierwszej i dodatnim w drugiej połowie zimy, np. 1964/65, 1987/88 roku;

  • zimy o dominacji odchylenia dodatniego grubości pokrywy, lecz nie w całym okresie zimy śnieżnej; np. zimy: 1966/67, 1986/87 roku;

  • zimy o przewadze odchylenia ujemnego, okresowo podlegającego zmianie w wyniku przyrostów pokrywy śnieżnej, np. zimy 1960/61, 1983/84;

  • zimy o odchyleniu ujemnym na początku i w końcu zimy i wysoką pokrywą śnieżną w środku zimy (odchylenie dodatnie), np. zimy 1967/68, 1980/81;

  • zimy o wielokrotnej zmianie znaku odchylenia, zimy o nieustabilizowanej zmiennej miąższości pokrywy śnieżnej, np. zimy: 1962/63 i 1985/86 roku.

Ważną cechą charakteryzującą warunki kształtowania się pokrywy śnieżnej w regionie jest jej zmienność z doby na dobę. Zestawienie zmian dobowych grubości pokrywy śnieżnej z wielkością poprzedzających tę zmianę opadów atmosferycznych wskazuje na rolę innych procesów decydujących o rozwoju pokrywy. Liczni badacze problematyki śnieznej w Karkonoszach (np. Kosiba, Jenik, Głowicki, Kwiatkowski) podkreślali znaczenie deflacji i translacji śniegu w kształtowaniu pokrywy oraz zróżnicowania jej miąższości w zależności od hipsometrii i cech morfologicznych terenu. Położenie i ukształtowanie obszaru grzbietu szrenickiego i jego stoków sprzyja rozwojowi tych procesów. Strefa spłaszczenia podszczytowego Szrenicy oraz znaczna część grzbietu zachodniego i wschodniego (w stronę Łabskiego Szczytu) należy do strefy deflacyjnej, choć w sprzyjających warunkach anemologicznych dochodzi tu do intensywnej translacji śniegu z południowych stoków grzbietu szrenickiego. Przenoszony przez wiatr śnieg deponowany jest po północnej stronie grzbietu, budując tam miąższe pokrywy śnieżne. Przytoczone stwierdzenia potwierdzają przykłady niewspółmiernie wysokich przyrostów wysokości pokrywy śnieżnej w stosunku do wielkości opadu atmosferycznego. Znaleźć je można zarówno w okresie wczesnozimowych dużych przyrostów pokrywy śnieżnej jak też w okresach ustabilizowanej już pokrywy, a także w czasie późnozimowych wzrostów wysokości porywy (drugie maksimum dużych opadów śnieżnych.). Podczas wystąpienia dużych i częstych opadów śnieżnych w warunkach niskich temperatur powietrza (Tp < -2,5˚C), dochodzi do powstania wysokich przyrostów pokrywy śnieżnej łatwo podlegającej transportowi wiatrowemu. Sprzyja temu nieznaczne zróżnicowane własności fizycznych śniegu. W zachodnich Karkonoszach tego typu opady atmosferyczne występują głównie podczas cyrkulacji atmosferycznej z sektora o składowej zachodniej z rozwiniętymi rozległymi strefami frontów atmosferycznych i przy napływie powietrza polarno-morskiego. Położenie kulminacji Szrenicy na zachodnim skłonie Karkonoszy ułatwia swobodny dopływ tych mas nad jej obszar i jednocześnie sprzyja zwiększeniu ilości opadu w wyniku piętrzenia masy atmosferycznej na dowietrznej stronie grzbietu szrenickiego. Już w czasie wystąpienia opadu śnieżnego podlegał on trnslacyjnemu transportowi. Wśród wielu analizowanych przypadków dużych przyrostów wysokości pokrwy, zjawisko to bardzo dobrze ilustruje przypadek wystąpienia maksymalnego maksimum 18 XII 1973 r. (Piasecki J., 1995). W tym dniu wielkość opadu śnieżnego poprzedzającego ten dzień, (zmierzonego na zrównaniu podszczytowym), powinna utworzyć nową warstwę pokrywy śnieżnej o wysokości około 22 cm, tymczasem przyrost pokrywy śnieżnej był prawie dwukrotnie wyższy (39 cm). Przeciwna sytuacja miała miejsce np. 22 XI 1975 roku, kiedy łączna suma opadu w dniach poprzedzających ten dzień powinna utworzyć warstwę śniegu o grubości ponad 70 cm, a powstała warstwa ponad dwukrotnie niższa (35 cm). W tym, drugim przetoczonym przykładzie, uwidoczniona została rola deflacji śniegu. W warunkach szrenickich rola czynnika anemologicznego jest nie do przecenienia, czemu sprzyja – jak wykazano – położenie i ukształtowanie terenu. Praktycznie podczas każdej zimy śnieżnej można znaleźć liczne przykłady efektywnego oddziaływania translacji i deflacji śniegu na formowanie się pokrywy śnieżnej. Zjawiska te występują w przekroju całej zimy śnieżnej, a jednym z ich efektów jest zwiększenie depozycji śniegu na stokach Szrenicy. W sytuacjach kiedy świeży śnieg deponowany jest na wcześniej utworzonej pokrywie, przekształconej procesami metamorfizmu śniegu, może dojść do zachwiania równowagi dynamicznej w pokrywie i uruchomienia procesów lawinowych. Stoki północno-wschodnie i wschodnie kulminacji Szrenicy (Kocioł Szrenicki), są obszarem zagrożonym wystąpieniem tego typu zjawiska.

Przeciętny przyrost pokrywy śnieżnej z dnia na dzień, wyznaczony z wszystkich przypadków dni z przyrostem pokrywy wynosi ponad 5 cm. Podobna wielkość (ponad 4 cm) charakteryzuje przeciętną dobowego ubytku wysokości pokrywy. W rzeczywistości obie wielkości są znacznie zawyżone, ponieważ rzutują na nie wysokie i bardzo wysokie dobowe zmiany miąższości śniegu. Uwzględniając ten fakt można przyjąć, że poza okresami ewidentnie dużych zmian pokrywy śnieżnej wywołanych wcześniej opisanymi procesami, przeciętne dobowe zmiany są małe i przede wszystkim wynikają z osiadania pokrywy śnieżnej, zachodzącego w efekcie metamorfizmu śniegu.

Odnosząc do, przetoczonych wyżej, przeciętnych, wieloletnich zmian wysokości pokrywy śnieżnej z doby na dobę, zmiany w kolejnych dniach zimy, wyznaczono dni o dynamicznych i statycznych zmianach pokrywy. W oparciu o ich liczbę w ciągu okresu z trwałą pokrywą śnieżną sklasyfikowano zimy w trzech grupach (Piasecki J., 1995):


  • zimy o bardzo dynamicznych zmianach grubości pokrywy śnieżnej. Podczas tych zim liczba dni o ponad przeciętnych wzrostach lub ubytkach grubości pokrywy śnieżnej wynosiła ponad 39 % (np. zimy 1966/67, 1975/76, 1979/80 roku);

  • zimy o dynamicznych zmianach grubości pokrywy śnieżnej, o liczebności dni dynamicznych w przedziale od 33 do 38 % (np. 1961/62, 1974/75, 1987/88);

  • zimy o statycznych zmianach pokrywy śnieżnej, o liczbie dni dynamicznych poniżej 33% wszystkich dni okresu trwałej pokrywy śnieżnej (np. zimy: 1962/63, 1971/72, 1989/90).



5.6.3.2. Warunki śnieżne na północnych stokach Szrenicy

Do dyspozycji autora tej części raportu pozostawał obszerny materiał dokumentacyjny dotyczący warunków śnieżnych obszaru podszczytowego i wierzchowiny grzbietu szrenickiego, dla którego to obszaru wyniki badań pokrywy śnieżnej pochodzą z Obserwatorium Meteorologiczne na Szrenicy i są dla tego obszaru w pełni reprezentatywne. Wykazały to wyniki badań śnieżnych przeprowadzonych przez B. Głowickiego w obszarze Szrenicy i Kotła Szrenickiego (Głowicki B., 1977, 1977a). We wstępie wspomniano, że brak jest wystarczającej ilości wiarygodnych danych z obszaru północnych stoków Szrenicy. Z reguły są to dane fragmentaryczne, mogące dostarczyć jedynie dodatkowych informacji, które porównane z danymi pochodzącymi z Obserwatorium pozwalają na sformułowanie jedynie ogólnych wniosków. W niniejszym raporcie wykorzystano również dane pochodzące z opracowania pt. „ Raport końcowy z realizacji tematy p.n. „Charakterystyka oddziaływania dośnieżania tras narciarskich „Fis”, „Lolobrygida”, „Śnieżynka” na śroowisko przyrodnicze Karkonoskiego Parku Narodowego w Szklarskiej Porębie” , 2001.

Podszczytowa i wierzchowinowa strefa grzbietu szrenickiego reprezentuje obszar translacyjno-deflacyjnego formowania pokrywy śnieżnej. Zasięg tej strefy sięga złamania północnej i zachodniej części grzbietu szrenickiego na wysokości około 1200 m npm. Poniżej tego obszaru, na właściwym stoku szrenickim rozciąga się strefa zwiększonej akumulacji śniegu, m. innymi powstała w wyniku dostawy translacyjnie nanoszonego śniegu z wyżej położonego zrównania grzbietowego. Taki rozkład grubości pokrywy śnieżnej potwierdzają wyniki uzyskane przez B. Głowickiego (Glowicki 1977, 1977a; rys. 14) Również ten charakter rozkład pokrywy śnieżnej potwierdzają wyniki pomiarów przeprowadzonych w zimie 1999/00, 2000/01 (rys. od 14 do 22). Na załączonych rycinach przedstawiony został rozkład grubości pokrywy śnieżnej, w czasie kolejnych etapów jej rozwoju, wzdłuż istniejących tras narciarskich (dane zaczerpnięto ze wspomnianego wyżej raportu). Dwie zimy, z których pochodzi dokumentacja różni charakter rozwoju pokrywy. Zima 1999/00 należała do typu zim śnieżnych z długim, zwartym okresem trwałej pokrywy śnieżnej i wysoką pokrywą śnieżna. Natomiast zima 2000/01 zliczona została do typu zim o małej śnieżności i niskiej pokrywie śnieżnej oraz niekonsekwentnym jej rozwoju. Podczas obu zim, rozkład miąższości pokrywy śnieżnej na północno- wschodnim stoku Szrenicy zgodny był z wcześniej opisanym rozkładem, stwierdzonym przez B. Głowickiego. Dla stoku północno – zachodniego, w zimie 2000/01, dla obszaru poza trasą narciarską rozkład ten jest identyczny z rozkładem dla stoku północnego i północno-wschodniego, natomiast na nartostradzie „Lolobrygida”, podczas obu zim, strefa zwiększonej akumulacji położona jest niżej, w przedziale wysokości od około 1100 do około 1175 m npm. (rys. 15, 16, 21, 23). W obszarze załamania stoku znaczy się wyraźne obniżenie grubości pokrywy śnieżnej. Nie ma jednoznacznych przesłanek dla zinterpretowania tego faktu. Można hipotetycznie przyjąć, że jest to efekt lokalnej deformacji pola rozkładu pokrywy wynikający z ekspozycji i stopnia wylesienia tego obszaru, co skutkuje zwiększeniem efektu deflacyjnego oraz ablacyjnego. Za dużym prawdopodobieństwem takiej interpretacji przemawia podrównanie zmian grubości pokrywy śnieżnej w tym profilu hipsometrycznym w sezonie zimowym 2000/01 miedzy nartostradą a terenem sąsiednim (rys. 17, 23).

5.6.3.3. Etapy rozwoju pokrywy śnieżnej w wierzchowinowej strefie Karkonoszy w regionie Szrenicy

Data skrajna wystąpienia pierwszej pokrywy śnieżnej (5 wrzesień 1993 r.) oraz data skrajna ostatniego dnia z pokrywą śnieżną (18 czerwca 1987 r.) w wieloleciu (1960 – 2002) wyznaczają potencjalny okres występowania pokrywy śnieżnej w wierzchowinowej strefie w regionie Szrenicy. Wynosił on 285 dni. Podobnie daty skrajne dla okresu trwałej pokrywy śnieżnej (16 październik, 20 maj) pokazują, że trwała pokrywa może potencjalnie utrzymać się w tym przedziale czasu, a więc przez 217 dni. W wyznaczeniu tych okresów pominięto oczywiście przypadki wystąpienia nietrwałej pokrywy śnieżnej w okresie poza tymi datami – w dwóch miesiącach letnich - o czym była mowa we wcześniej. Podane w tym miejscu daty i długości okresów potencjalnego występowania pokrywy śnieżnej, wskazują na zjawisko istotnych różnic w długotrwałości i czasie wystąpienia zim śnieżnych oraz zim termicznych (wyznaczanych w oparciu o kryteria zwartości okresu z średnią dobową temperaturą powietrza > 0˚C). Ponieważ o rozwoju i zaniku pokrywy śnieżnej decydują przede wszystkim dwa czynniki – wielkość i charakter opadu atmosferycznego i warunki termiczne – wzajemna relacja między nimi, z oczywistych względów, determinuje ciągłość i tempo rozwoju pokrywy śnieżnej. Tym samym przyczynia się do wykształcenia pewnej fazowości w kształtowaniu i przebiegu zmienności w zaleganiu pokrywy śnieżnej. Na zjawisko etapowości w rozwoju pokrywy śnieżnej w Karkonoszach zwrócili uwagę B. Głowicki (1977a) i J. Kwiatkowski (1984, 1985), a dla wierzchowiny szrenickiej J.Piasecki (1995).



B. Głowicki zaproponowany podział zim na etapy rozwoju pokrywy śnieżnej oparł o zmienność średniej dekadowej grubości pokrywy śnieżnej z dekady na dekadę oraz trwałość pokrywy śnieżnej (1977a). J. Kwiatkowski (1984, 1985) wydzielił cztery stadia rozwojowe pokrywy śnieżnej. Nawiązują one do przebiegu wzrostu i zaniku pokrywy śnieżnej. Wyróżnił: – stadium początkowego wzrostu, - stabilizacji pokrywy, - ponownego wzrostu, - zaniku. J. Piasecki (1995) nawiązał do podziału B. Głowickiego, wprowadzając pewne zmiany w nazewnictwie okresów (etapów) rozwoju pokrywy i uwarunkowań jej formowania. W tym kształcie podziału wydzielone zostało siedem etapów rozwoju pokrywy śnieżnej:

  1. Etap wczesnozimowej, sporadycznej pokrywy śnieżnej. W skrajnych przypadkach początek tego etapu przypada we wrześniu (12 przypadków w wieloleciu 1961 – 2002). Przeciętnie trwa on od drugiej dekady października do końca drugiej dekady listopada, do początku uformowania się trwałej pokrywy śnieżnej. Jego przeciętna trwałość wynosi ok. 40 dni, choć były zimy w których nie wystąpił w ogóle (np. 1974/75), lub trwał dwa i pół miesiąca. O częstości wystąpienia w tym okresie pokrywy śnieżnej i o zwartości jej zalegania decyduje częstość ciepłych i zimnych adwekcji mas atmosferycznych. Ważną rolę w procesie zaniku pokrywy śnieżnej w tym okresie odgrywa częsty rozwój procesów fenowych. W okresie ich wystąpienia powodują one równocześnie wyraźne zróżnicowanie w częstości, wielkości i trwałości pokrywy śnieżnej w profilu hipsometrycznym stoków szrenickich. W tym etapie rozwoju pokrywy śnieżnej, występuje ona kilkakrotnie, a trwałość jej zalegania wynosi od 1 do kilku lub kilkunastu dni . Przeciętnie grubość pokrywy śnieżnej nie przekracza kilku centymetrów, nie mniej w niektórych przypadkach może osiągnąć miąższość do 50 cm;

  2. Etap cienkiej i trwałej pokrywy śnieżnej. Podobnie jak w przypadku poprzedniego etapu, w czasie niektórych zim ten etap rozwoju pokrywy śnieżnej może nie wystąpić w ogóle, a rozwój pokrywy przebiega jak w kolejnym etapie (np. zimy 1974/75, 1986/87). Dla większości zim rozpoczyna on właściwą zimę śnieżną. Przeciętnie początek tego okresu przypada na trzecią dekadę listopada, a jego przeciętna trwałość wynosiła około miesiąca. Podczas niektórych zim okres ten ulegał wydłużeniu nawet do trzech miesięcy (np. zimy 1969?70, 1987/88, 1992/93, 1996/97). Podczas kilku innych zim przyrost śniegu do stanu grubej pokrywy śnieżnej następował bardzo szybko (wymienione zimy 1974/75 i 1986/87 r.), bądź stopniowo, jak na przykład podczas zim 1975/76, 1976/77, 1989/99, 2001/02 i wówczas nie można mówić o rozwoju pokrywy zgodnego ze schematem typowym dla tego etapu.

Średnia miąższość pokrywy śnieżnej na tym etapie jej rozwoju wynosi kilkanaście cm (np. zimy 1968/69, 1969/70, 1999/00, 2000/01) i jedynie sporadycznie osiąga grubość bliską 50 cm (np. zimy 1970/71, 1995/96). Okres ten na ogół cechuje skokowy wzrost miąższości pokrywy śnieżnej w momencie jej rozwoju, a następnie ustabilizowanie się jej zmian, lub też znaczne wahania grubości pokrywy w wyniku obfitych opadów atmosferycznych rozdzielonych okresami ablacji termicznej. Ze względu na zmienność warunków pogodowych w jakich tworzona jest pokrywa śnieżna, znaczący wpływ na jej wysokość i budowę wywierają procesy deflacji i translacji śniegu w obszarach wierzchowiny, natomiast nawiewania i akumulacji śniegu na stokach zawietrznych. Na tym etapie rozwoju pokrywy śnieżnej dochodzi do intensywnego metamorfizmu śniegu w następstwie pionowej migracji pary wodnej w warunkach znacznego gradienty temperatury w pokrywie śnieżnej;

  1. Etap intensywnych, wczesnych przyrostów pokrywy śnieżnej. Rozwój pokrywy śnieżnej w tym etapie jej kształtowania zależny jest od wielkich opadów śnieżnych (Głowicki, 1977). Przeważnie pojawiają się one w grudniu i na początku stycznia. W czasie niektórych zim występowały już wcześniej, w październiku lub listopadzie i rozpoczynały formowanie trwałej pokrywy śnieżnej o znacznej miąższości, np. w zimie 1974/75. W czasie niektórych zim te znaczące opady śnieżne nie wystąpiły, co skutkowało intensywnym wzrostem pokrywy śnieżnej dopiero w lutym lub na początku marca, w czasie drugorzędnego maksimum częstości dużych opadów śnieżnych. Uwarunkowania meteorologiczne rozwoju pokrywy śnieżnej na tym etapie powodują, że dobowe wielkości przyrostu śniegu sięgają kilkunastu a nawet kilkudziesięciu cm (np. 20 i 37 cm w ciągu dwóch dni w grudniu 1981 r., zima 1981/82; Piasecki J., 1995). Na przykład w zimie 1986/87 roku przyrost miąższości pokrywy śnieżnej wyniósł ok. 150 cm. Ważnymi czynnikami formującymi charakter pokrywy śnieżnej w tym okresie są procesy deflacji i translacji śniegu, które – w zależności od struktury śniegu poprzednio zdeponowanego – sprzyjają narastaniu grubości pokrywy lub też działają hamująco na jej rozwój. Dodatkowym czynnikiem oddziałującym na pokrywę śnieżną jest proces tz. destrukcyjnego metamorfizmu (wg, de Quervina, 1963). Etap intensywnych, wczesnych przyrostów pokrywy śnieżnej, cechuje nikła zwartość. Dzieli się on z reguły na kilka następujących po sobie krótkich okresów gwałtownych przyrostów grubości śniegu, przedzielonych okresami krótkotrwałej stabilizacji miąższości pokrywy, a nawet okresami obniżenia grubości śniegu w wyniku zmiany warunków cyrkulacyjno – pogodowych.

  2. Etap niewielkich zmian grubości pokrywy śnieżnej. W licznych przypadkach wydzielenie granic tego etapu i określenie jego długotrwałości stwarza istotną trudność. Często jest to okres niejednorodny, podzielony na krótsze okresy wyraźnych zmian miąższości pokryw śnieżnej. Geneza ich związana jest, bądź ze znacznymi wewnątrz-zimowymi opadami śniegu, wywołującymi znaczne przyrosty grubości śniegu w pokrywie, bądź też z dużym, ablacyjnym ubytkiem śniegu w wyniku śródzimowych ociepleń. W wielu przypadkach ten etap zmian grubości pokrywy poprzedzony był wystąpieniem pierwszorzędnej lub drugorzędnej zimowej kulminacji pokrywy śnieżnej. Zjawisko to występowało w czasie wspomnianych wcześniej zim o dodatniej asymetrii rozwoju pokrywy (maksimum grubości pokrywy we wczesnozimowej części zimy; np. zimy 1961/62; 1966/67, 1967/68, 1973/74, 1986/87), lub podczas zim z dwoma kulminacjami, na początku i pod koniec zimy (np. zimy 1981/82, 1986/87, 2001/02). Podczas zim o ustabilizowanej pokrywie śnieżnej początek tego etapu w rozwoju pokrywy przypada przeważnie w styczniu lub już w grudniu. Miało to miejsce w czasie długotrwałych śnieżnych i bardzo śnieżnych zim (np. zimy: 1971/72, 1973/74, 1974/75, 1981/82). Trwałość tego okresu wynosiła do około dwóch miesięcy. W tym czasie (w porównaniu do pozostałych okresów) pokrywę śnieżną cechowała znaczna stabilność, której wyrazem były stosunkowo małe zmiany grubości pokrywy z dnia na dzień. W okresie tym – w zależności od ogólnego charakteru zimy – przeciętna grubość pokrywy śnieżnej była wysoka i wynosiła powyżej 100 cm (zimy: 1973/74, 1974/75, 1975/76, 1977/78, 1978/79, 1981/82, 1986/87). W kilku przypadkach wynosiła około 100 cm, chociaż w przebiegu kilku zim miąższość śniegu była stosunkowo niska od 20 do 80 cm (np. podczas zimy 1995/96 r.). Zmienność pokrywy śnieżnej w tym etapie w znaczącym stopniu decydowała o dalszym jej rozwoju. Również w tym okresie na ogół dochodzi do ostatecznego ukształtowania budowy wewnętrznej pokrywy śnieżnej. W okresach stabilizacji warunków pogodowych w antycyklonalnych układach barycznych powierzchnia pokrywy śnieżnej poddawana jest głównie procesom ablacji solarnej i termicznej, prowadzących do powstania warstw szreniowych i lodoszreniowych, stabilizujących pokrywę śnieżną. Pokrywa śnieżna podlega również procesowi osiadania (a na stokach powolnemu spełzywaniu) oraz nasilonemu ekwitemperaturowemu metamorfizmowi. W strefie grzbietowej w sprzyjających warunkach dochodzi do osadzania szadzi na krawędziach zastrug i tworzeniu się mniej lub bardziej ciągłych jej warstw o niewielkiej na ogół grubości. Zjawisko to nie wpływa znacząco na zmiany miąższości śniegu, sprzyja natomiast stabilizacji pokrywy. W tym etapie kształtowania pokrywy śnieżnej czynnikami oddziaływującymi na nią destrukcyjnie jest deflacja świeżo spadłego śniegu w strefie wierzchowiny i górnych stoków Szrenicy. Występowanie warstwy szreni lub lodoszreni na powierzchni pokrywy ułatwia przenoszenie świeżo spadłego śniegu. Badania przeprowadzone przez B. Głowickiego (1977) w zlewni Potoku Szrenickiego pokazały, że intensywnie znoszony ze strefy grzbietowej śnieg akumulowany był w niższych obszarach stoków, tworząc tam pokrywy śnieżne o miąższości ponad dwukrotnie (w niektórych miejscach nawet ponad trzykrotnie) większej niż w obszarze grzbietu szrenickiego. Ważnym czynnikiem kształtującym topograficzne zróżnicowanie pokrywy śnieżnej w obszarach grzbietu i stoków szrenickich jest charakter pokrycia terenu. W warunkach wykształconych pokryw śnieżnych o dużej i bardzo dużej miąższości pokrywa ona w znacznym stopniu zespoły kosodrzewiny, w części grzbietu i górnych stoków Szrenicy oraz przestrzenie pomiędzy ubogim lasem świrszczyny regla górnego, co sprzyja rozwojowi procesów translacji śnieg w niższe partie stoków. To z kolei wpływa na przyrost i stabilizację pokrywy śnieżnej w strefie stoków od około 100 m wysokości względnej poniżej obszarów grzbietowych. Wykształcenie pokrywy śnieżnej w tym etapie jej rozwoju, długotrwałość tego etapu oraz ogólna miąższość śniegu w pokrywie decydują o charakterze zimy. Jest to więc najważniejszy etap w przebiegu zmian pokrywy śnieżnej.

  3. Etap grubej pokrywy śnieżnej i kulminacji jej grubości. Jak wykazano wyżej etap ten może pojawić się w pierwszej części zimy, choć zasadniczo występuje po fazie ustabilizowanej pokrywy śnieżnej i genetycznie związany jest z drugim maksimum częstości wielkich opadów śnieżnych. Przypada ono przeciętnie na drugą dekadę lutego i marzec. W wieloleciu 1961 – 2003, podczas 14 zim (w ponad 30 % przypadków) maksimum grubości pokrywy śnieżnej wystąpiło w pierwszej połowie zimy, a podczas trzech zim najgrubsza pokrywa powstała w grudniu, po okresie intensywnych wczesnozimowych przyrostów grubości śniegu (zimy: 1971/72, 1973/74, 1988/89). Również podczas trzech zim gruba pokrywa utworzyła się w styczniu (zimy 1975/76, 1985/86, 1986/87). Znaczne opady wewnątrz-zimowe były przyczyną powstania w tym okresie grubej pokrywy śnieżnej podczas zim 1977/78, 1981/82 i 1983/84. Natomiast opóźnienie w wystąpieniu wielkich, wczesnowiosennych opadów śniegu na kwiecień było przyczyną wystąpienia w tym miesiącu kulminacji grubości pokrywy śnieżnej podczas zim 1968/69, 1974/75, 1978/79, a także 1994/95, 1996/97. Te fakty utrudniają wyznaczenie granic czasowych tego etapu oraz umieszczenie go w kalendarzu zimy. Nie mniej podczas większości zim najgrubsza pokrywa śnieżna występuje w marcu i również wtedy zaznacza się drugorzędne maksimum kulminacji jej grubości. Typowymi przykładami takich zim są np. zimy: 1991/92, 1992/93, 1993/94, 2001/2002.

Położenie w kalendarzu zim okresów wystąpienia grubej pokrywy śnieżnej i jej kulminacji może mieć ważne znaczenie dla zróżnicowania budowy wewnętrznej i stabilność pokrywy w przekroju całej zimy. Grube pokrywy śnieżne powstałe na początku zimy często cechuje mniejsza gęstość ogólna śniegu i mniejsze zróżnicowanie budowy wewnętrznej, niż zimy podczas których te same pokrywy śnieżne wykształcone zostały w drugiej połowie zimy. Również korzystniejsze jest, kiedy przyrost pokrywy śnieżnej odbywa się etapami wyznaczonymi na przemian występującymi okresami przyrostu i zahamowania wzrostu (przez zmianę warunków pogodowych) pokrywy.

  1. Etap gwałtownego zaniku pokrywy śnieżnej. Początek tego okresu rozpoczyna się w ostatniej dekadzie marca lub w kwietniu, a sam przebieg procesu zaniku pokrywy wyznacza charakter trendu tego zjawiska. W większości przypadków etap ten kończy się w pierwszej dekadzie maja całkowitym zanikiem ciągłej pokrywy śnieżnej. Kończy on równocześnie okres zalegania trwałej pokrywy śnieżnej Jej pozostałości utrzymują się w postaci bardziej lub mniej rozległych płatach śnieżnych (miejscami o znacznej grubości śniegu), których rozmiary i położenie zależą od ukształtowania terenu stoku szrenickiego (płaty w żlebach, dolinkach erozyjnych, stokowych nieckach niwalnych) i pokrycia terenu (np. wewnątrz płatów zwartej kosodrzewiny). Podczas większości zim ciągłość w zaniku pokrywy śnieżnej zostaje przerwana krótkookresowymi epizodami jej przyrostu, wywołanymi nawrotami późno-wiosennych ochłodzeń i opadów atmosferycznych związanych z rozwojem cyrkulacji atmosferycznej z północnego-zachodu i północy w cyklonalnych układach barycznych (np. zimy:1964/65, 1967/68, 1972/73, 1976/77, 1981/82, 1995/96, 2001/02). Przeciętna długotrwałość tego etapu w rozwoju pokrywy wynosi około 20 dni (np. zima 1991/92). W przypadkach wspomnianych nawrotów przyrostu pokrywy okres ten ulega wydłużeniu do ponad miesiąca. Przeciętnie te wewnątrz etapowe nawroty wzrostu pokrywy były krótkotrwałe, a następująca po nich ablacja typu adwekcyjnego lub radiacyjnego, w szybkim tempie degradowała pokrywę śnieżną. W tym czasie ubytki w miąższości śniegu z doby na dobę wynosiły od kilku do kilkunastu centymetrów, choć zdarzały się przypadki – jak podczas zimy 1974/75 r. – ubytku 85 cm śniegu w ciągu kolejnych 5 dni. Procesowi szybkiego zaniku pokrywy towarzyszy wzrost gęstości śniegu (maksimum zimowe gęstości), wywołane intensywnym osiadaniem śniegu podczas metamorfizmu tajania. Również – początkowo wolno, następnie szybko - maleje wielkość zapasu wody w pokrywie uwalnianej na drodze odpływu podpokrywuwego, lub bezpośrednio do podłoża (przy grubych pokrywach śnieżnych w czasie umiarkowanie zimnych zim powierzchnia gruntu nie zamarza).

W profilu hipsometrycznym stoków szrenickich tempo zaniku pokrywy śnieżnej przebiega nierównomiernie. Najszybciej degradacja pokrywy postępuje od dolnych partii stoków, gdzie miąższość pokrywy jest najmniejsza, jej strukturalne zróżnicowanie stosunkowo najmniej bogate, a warunki termiczne sprzyjające nasileniu tajania. Wolniej proces ten zachodzi w grzbietowej strefie Szrenicy, gdzie dobowe nocne spadki temperatury powietrza spowalniają tempo tajania, a w sytuacjach ciepłych adwekcji panują mniej korzystne warunki termiczne niż w niżej położonych obszarach stoków. Najwolniej ubywa śniegu w podgrzbietowej strefie stoków, głównie z powodu jego znacznej miąższości oraz ekspozycji. Częstość wystąpienia wiosennej cyrkulacji fenotwórczej wybitnie przyspiesza zanik pokrywy.

  1. Etap wiosennych nawrotów pokrywy śnieżnej. Etap ten trwa od kwietnia do czerwca, choć przeciętnie niewiele ponad 20 dni, od trzeciej dekady kwietnia do końca drugiej dekady maja. Nie występuje podczas każdej zimy. W latach 1961-2003, podczas 14 zim nie pojawiły się wiosenne nawroty pokrywy śnieżnej. Istotne znaczenie ma moment odtworzenia pokrywy, wielkość przyrostu śniegu i trwałość jej wystąpienia. Kiedy ponowny opad śnieżny pojawia się niedługo po ustąpieniu trwałej pokrywy śnieżnej, a wielkość powierzchni terenu zajętego przez zachowane płaty śnieżne jest znaczna, dochodzi do odtworzenia pokrywy śnieżnej, której trwałość może utrzymać się do kilkunastu dni. Sytuacja taka miała miejsce podczas zim:1961/62, 1997/98 i 2000/01 roku. Przeciętnie w sezonie zimowym wiosenna pokrywa śnieżna pojawia się dwukrotnie. W sporadycznych przypadkach ilość nawrotów pokrywy może być znaczna – np. w zimie 1989/90 r. było ich 7. W czasie wiosennych nawrotów pokrywa śnieżna utrzymuje się od 1 do kilku dni (22 w zimie 200/01) i w takim samym zakresie mieści się sumaryczna liczba dni z odtworzoną pokrywą śnieżną. W czasie nawrotów pokrywy jej miąższość osiąga niekiedy znaczną grubość kilkunastu centymetrów (zimy: 1960/61, 1961/62, 1989/90, 1997/98, 2000/01).

Przedstawiony wyżej podział zimy na etapy rozwoju pokrywy śnieżnej ułatwia charakterystykę kolejnych sezonów zimowych, ukazuje również zasadnicze cechy tego rozwoju, a przede wszystkim zmienność w kształtowaniu się pokrywy śnieżnej. W podziale tym, etapy uszeregowano zgodnie z logicznym, konsekwentnym schematem rozwoju pokrywy śnieżnej, nawiązującym do przebiegu i zmienności przeciętnych warunków meteorologicznych determinujących kształtowanie się pokryw śnieżnych. Jak wykazano to wyżej, na przykładzie wybranych zim, sekwencja występowania wydzielonych etapów odbiega od generalnego schematu. Klasycznym tego przykładem jest etap V grubej pokrywy śnieżnej i jej kulminacji. Jak wspomniano, genetycznie związany z dużymi opadami śnieżnymi, może wystąpić w pierwszej połowie zimy (wczesnozimowe wielkie opady śnieżne) i wówczas jego pozycja w kalendarzu etapów ulega przesunięciu o dwie pozycje do przodu, tworząc wraz z etapem III jedną całość. Dlatego też, sugeruje się w tym miejscu by spojrzeć na przedstawiony podział w sposób elastyczny, uwzględniający złożoność w przebiegu i formowaniu pokrywy śnieżnej w regionie. Uwaga ta odnosi się szczególnie do zim o niskiej i mało zwartej pokrywie śnieżnej, podczas których niektóre etapy nie wysterują w ogóle lub przebieg rozwoju pokrywy odbiega zdecydowanie od przeciętnych warunków jej tworzenia (np. zimy:1989/90, 1996/97, 1997/98 i 2000/01 r.). Przebieg pokrywy śnieżnej w czasie tych czterech zim zwraca uwagę na jeszcze jedno ważne zjawisko. W całej serii 42 zim śnieżnych, te wyraźnie odróżniające się zimy wystąpiły w okresie ostatniego dziesięciolecia ubiegłego wieku. Trudno jedynie na tej podstawie wyciągać daleko idące wnioski co do tendencji zmian w kształtowaniu się pokrywy śnieżnej w regionie w dłuższym przedziale czasu. Zestawiając tę informację z danymi o miąższości pokrywy śnieżnej w całym okresie z którego pochodzą dane, można stwierdzić, że ostatnie dziesięciolecie cechowała duża zmienność pomiędzy sezonami zimowymi pod względem przeciętnej grubości pokrywy śnieżnej i generalnie niższa miąższość śniegu w pokrywie w porównaniu do lat siedemdziesiątych i osiemdziesiątych ubiegłego wieku.



5.6.3.4. Klasyfikacja zim śnieżnych w regionie Szrenicy

Typową cechą przebiegu ewolucji pokrywy śnieżnej podczas zimy jest jej indywidualny charakter tego przebiegu, przejawiający się w:



  • długotrwałości okresów występowania pokrywy śnieżnej;

  • liczbie dni ze śniegiem,

  • liczbie dni bezśnieżnych,

  • zwartości okresu trwałej pokrywy śnieżnej;

  • dynamice zmienności pokrywy śnieżnej z dnia na dzień;

  • częstości pojawień się nietrwałej pokrywy śnieżnej w początkowym etapie rozwoju i w częstości nawrotów pokrywy w okresie jej zaniku;

  • przeciętnej i maksymalnej miąższości pokrywy;

  • frekwencji dni z grubością pokrywy w określonych klasach miąższości.

Wymienione charakterystyki nie wyczerpują wszystkich przejawów rozwoju pokrywy śnieżnej. Nie wymieniono np. takich cech jak asymetria w rozwoju trwałej pokrywy śnieżnej, mająca ważne znaczenie dla zróżnicowania strukturalnego śniegu w pokrywie, jak też i dla samej trwałości pokrywy. W przedstawionym niżej podziale pominięto całkowicie cechy budowy pokrywy śnieżnej, opisywane przez:

  • gatunkowe zróżnicowanie śniegu w pokrywie śnieżnej;

  • liczebność warstw zestalonych kryształów lodu (warstw szreni, lodoszreni lub lodu), rozdzielających różnogatunkowe warstwy śniegu.

Z jednej strony, liczebność i położenie tych warstw w profilu pokrywy śnieżnej informuje o częstości okresów ablacyjnych w sezonie zimowym, z drugiej strony ich występowanie przyczynia się dla utrwalania pokrywy śnieżnej. Spełniają one rolę warstw hamujących odpływ wody ablacyjnej od powierzchni śniegu do gruntu, przez co zwiększają ogólną gęstość śniegu i zapas zgromadzonej w pokrywie wody. Te cechy strukturalne pominięto przede wszystkim ze względu na brak dostatecznej ilości i jakości materiału faktograficznego z regionu Szrenicy. Pełny zbiór danych podstawowych o strukturze pokrywy śnieżnej w wierzchowinowej strefie regionu Szrenicy znajduje się w niepublikowanych zasobach archiwalnych Zakładu Klimatologii i Meteorologii Instytutu Geograficznego Uniwersytetu Wrocławskiego w formie zestawień nie przydatnych do wykorzystania w niniejszym opracowaniu. Niedostateczna jest również ilość informacji pochodząca z profilu hipsometrycznego regionu Szrenicy. Informacje te wykorzystano w innej części opracowania.

W piśmiennictwie naukowym klasyfikowanie zim pod względem śnieżności zim oparte było przeważnie o jedną wybraną cechę (np. liczbę dni ze śniegiem). Dla regionu Szrenicy zaproponowane zostały natomiast dwa podziały. Pierwszy autorstwa B. Głowickiego (1977), w którym podstawą podziału były: średnia grubość pokrywy śnieżnej z okresu jej trwałego wystąpienia, względna zmienność średnich dekadowych grubości śniegu w okresie XII-III oraz trwałość okresu zwartej pokrywy śnieżnej. Na podstawie tych trzech cech i wielkości ich odchylenia od średniej wieloletniej, w klasyfikacji tej wydzielone zostały cztery typy zim: umiarkowanie śnieżne, obficie śnieżne, mało śnieżne i zmiennie śnieżne.

Druga klasyfikacja – autorstwa J. Piaseckiego (1995) – oparta została również o trzy cechy, wybrane z sześciu cech podstawowych – trwałości okresów charakterystycznych, liczby dni ze śniegiem, średniej grubości pokrywy śnieżnej dla okresów i ogólnej liczby dni ze śniegiem. Z wymienionych cech podstawowych dwie cechy – długotrwałość zalegania pokrywy i średnia grubość pokrywy z tych dni – nie wymagają stosowania dodatkowych kryteriów wydzieleń i stąd powinny być uwzględnione w każdym tego typu podziale klasyfikacyjnym. Równocześnie dane o tych wskaźnikach są łatwo dostępne z zestawień meteorologicznych i m. innymi wykorzystane zostały w niniejszym raporcie do opracowania prawdopodobieństwa wystąpienia pokrywy śnieżnej w wierzchowinowej strefie regiony Szrenicy.

Zaproponowany podział zim oparto o następujące cechy:



  1. średnią grubość pokrywy śnieżnej z dni ze śniegiem w okresie zimy śnieżnej (potencjalny okres występowania pokrywy śnieżnej, ograniczony datami pierwszego i ostatniego dnia z pokrywą śnieżną) mówiącą o śnieżności zimy;

  2. stosunek liczby dni trwałej pokrywy śnieżnej do liczby dni okresu potencjalnego wystąpienia pokrywy. Jest to cecha opisująca zwartość zimy – wskaźnik zwartości;

  3. całkowita liczba dni ze śniegiem, będąca wskaźnikiem długości zalegania pokrywy śnieżnej.

Do opisu ostatecznego grupowania zim użyto następujących określeń typów zim:



  1. ze względu na długotrwałość zalegania pokrywy śnieżnej (liczba dni ze śniegiem):

  • zima długotrwała – liczba dni > 195;

  • zima umiarkowanie długa – liczba dni od 179 do 195;

  • zima umiarkowanie krótka – liczba dni od 162 do 178;

  • zima krótka - liczba dni od 147 do 161

  • zima wybitnie krótka - liczba dni < 147;

  1. ze względu na zwartość zimy śnieżnej:

  • zima bardzo zwarta, wskaźnik zwartości >84 %;

  • zima zwarta, wskaźnik zwartości od 72 do 83 %;

  • zima umiarkowanie zwarta, wskaźnik zwartości od 60 do 71 %;

  • zima mało zwarta, wskaźnik zwartości od 48 do 59 %;

  • zima bardzo mało zwarta, wskaźnik zwartości <48 %;

  1. ze względu na średnią grubość pokrywy śnieżnej:

  • zima wyjątkowo śnieżna, grubość pokrywy > 115,0 cm;

  • zima bardzo śnieżna, grubość pokrywy od 92,5 do 115,0 cm;

  • zima umiarkowanie śnieżna, grubość pokrywy 70,0 do 92,4 cm;

  • zima mało śnieżna, grubość pokrywy 47,5 do 69,9 cm;

  • zima wyraźnie mało śnieżna, grubość pokrywy 25,0 do 47,4 cm;

  • zima wybitnie mało śnieżna, grubość pokrywy < 25,0 cm

Do rozwiązania problemu grupowania zim z użyciem kilku cech wykorzystano analizę skupień metodą Warda z zastosowaniem odległości euklidesowej. Wielkości do analizy zostały unormowane według formuły zawierającej stosunek różnicy wielkości zadanej cechy i jej wielkości średniej do odchylenia standardowego. W wyniku przeprowadzonych analiz otrzymano 9 skupień grupujących zimy śnieżne o możliwie małej wariancji wewnątrzskupieniowej cech.

Podział zim śnieżnych w wierzchowinowej strefie regionu Szrenicy oparty o analizę skupień (zimy od 1960/61 do 2001/02):


  1. zimy bardzo zwarte, długotrwałe, umiarkowanie śnieżne i wyjątkowo śnieżne: 1974/75, 1981/82, 1991/92;

  2. zimy bardzo zwarte, umiarkowanie długie, bardzo i umiarkowanie śnieżne: 1966/67, 1973/74, 1975/76, 1977/78, 1978/79, 1979/80, 1993/94, 1998/99, 1999/00, 2001/02;

  3. zimy zwarte, długotrwałe, mało śnieżne: 1964/65, 1972/73, 1994/95, 1995/96;

  4. zimy zwarte i bardzo zwarte, umiarkowanie długie, mało śnieżne: 1969/70, 1970/71, 1971/72, 1983/84, 1087/88, 1988/89;

  5. zimy zwarte, umiarkowanie krótkie, mało śnieżne: 1968/69, 1982/83, 1984/85;

  6. zimy umiarkowanie zwarte, krótkie i umiarkowanie krótkie, bardzo i umiarkowanie śnieżne: 1965/66, 1967/68, 1976/77, 1986/87;

  7. zimy umiarkowanie zwarte i mało zwarte, umiarkowanie krótkie, mało śnieżne: 1961/62, 1962/63, 1980/81, 1985/86, 1992/93;

  8. zimy mało zwarte, krótkie, mało śnieżne i wyraźnie mało śnieżne: 1960/61, 1963/64, 1990/91, 1996/97, 1997/98, 2000/01;

  9. zima bardzo mało zwarta, wybitnie krótka, wybitnie mało śnieżna: 1989/90.

Przedstawione zestawienie pogrupowania zim ze względu na wybrane podstawowe cechy rozwoju pokrywy śnieżnej pokazuje równocześnie brak możliwości prognozowania następstwa zim o podobnych cechach tego rozwoju. Pewien wyjątek stanowiły zimy z II grupy, z drugiej połowy lat siedemdziesiątych ubiegłego wieku, o zbliżonych cechach kształtowania pokrywy. Wspomniano już wcześniej, w odniesieniu do poszczególnych cech rozwoju pokrywy śnieżnej, że i w tych przypadkach przewidywanie podobieństwa kolejnych zim jest praktycznie niemożliwe. Różnorodność czynników i ich wzajemnych relacji, decydujących o rozwoju okrywy śnieżnej jest zbyt duża by istniała możliwość przeprowadzenia takich prognoz.



5.6.3.5. Klimatologiczna charakterystyka zim snieżnych w rejonie Szrenicy.



Warunki anemologiczne.

Podstawą tej charakterystyki są dane faktograficzne pochodzące z obserwacji przeprowadzonych w Obserwatorium Meteorologicznym na Szrenicy w latach 1960 – 2002. Z pośród wielu podstawowych elementów meteorologicznych, wybrano te z nich, które maja zasadnicze znaczenie dla formowania i ewolucji pokrywy śnieżnej. Zliczono do nich : opad atmosferyczny, termikę i wilgotność powietrza, wskaźniki warunków anemologicznych. Wielkości charakteryzujące warunki meteorologiczne dla zim śnieżnych i okresów wystąpienia trwałej pokrywy śnieżnej zestawiono w tabelach i przedstawiono graficznie (tab. od VII do XIV, rys. od 25 do 46). Stanowią one najpełniejszą dokumentację poruszanych problemów.

Przy okazji charakterystyki zim śnieżnych wykazano skomplikowany charakter współoddzialywań elementów meteorologicznych na proces formowania pokrywy śnieżnej w strefie hipsomtrycznej tej części Karkonoszy Zachodnich. Jest to jedna z przyczyn braku bezpośredniej, jednoznacznie istotnej korelacji pomiędzy poszczególnymi elementami meteorologicznymi i długotrwałością okresów charakterystycznych (zimą śnieżna, okresem trwałej pokrywy śnieżnej) oraz przeciętną wysokością pokrywy śnieżnej w czasie zim.

O przebiegu rozwoju zimy śnieżnej decydują przede wszystkim ogólne warunki cyrkulacji atmosferycznej oraz charakter mas atmosferycznych. Położenie Szrenicy na zachodnim skłonie Karkonoszy sprzyja otwarciu terenu dla większości form cyrkulacji (wspomniano o tym kilkakrotnie wcześniej). Sama forma kulminacji szczytu Szrenicy sprzyja temu by uzyskany z niej rozkład kierunków wiatrów z dużym przybliżeniem reprezentował równocześnie główne kierunki cyrkulacji atmosferycznej. Pewne różnice pomiędzy tymi kierunkami spowodowane są zaburzeniami przepływu masy wywołanymi orografią terenów sąsiadujących ze Szrenicą. Znaczącą rolę odgrywa tu system anemo-orograficzny Mulavskiego Wierchu, zidentyfikowany i opisany przez Janika (Janik J., 1961). System ten zwiększa procentowy udział kierunku wiatru południowo-zachodniego na Szrenicy. Nie zmienia to faktu, że w rozkładzie róży wiatrów, zarówno dla całego roku jak i dla okresu zimowego, ten właśnie kierunek jest najliczniej reprezentowany (tab. VII, VIII, rys. od 25 do 28). Znaczny jest również udział cyrkulacji mas atmosferycznych i związanego z nią wiatru z kierunku zachodniego i południowego. Ruch powietrza z tych trzech dominujących kierunków, w sprzyjających warunkach powoduje wystąpienie różnego typu wiatru fenowego na północnych stokach Szrenicy. W klimatologii wyróżnia się dwa główne typy tego wiatru: typ cyklonalny i typ antycyklonalny. Typ cyklonalny występujący na Szrenicy najczęściej i związany jest genetycznie z przenoszeniem masy przez barierę orograficzną z kierunku południowego i południowo-zachodniego. Na stronie południowej grzbietu dochodzi do orograficznego spiętrzenia masy i wyzwolenia opadu atmosferycznego, który w postaci opadłego śniegu może być (w odpowiednich warunkach) przenoszony translacyjnie przez kulminację grzbietu Szrenickiego. W tym samym czasie na północnej stronie grzbietu rozwija się intensywny spływ powietrza i jego ponadadiabatyczne ogrzanie. W efekcie tego następuje zanik opadu atmosferycznego, gwałtowny wzrost temperatury powietrza wzdłuż stoku i wzrost prędkości wiatru. Zdeponowana wcześniej w ty obszarze pokrywa śnieżna ulega degradacji do całkowitego zaniku włącznie.

W przypadkach fenu antycyklonalnego w zimie, głównie z kierunku południowo-wschodniego i południowego, przenoszeniu podlega zimna masa atmosferyczna (często z poziomu podinwersyjnego po południowej stronie bariery orograficznej) o relatywnie niskiej wilgotności. Wychłodzenie masy i charakter spływu nie prowadzą do tak dużych zmian warunków termicznych w efekcie czego nie dochodzi do degradacji pokrywy śnieżnej, a jedynie do strukturalnych zmian na jej powierzchni. W czasie fenu antycyklonalnego dochodzi często do intensyfikacji procesów translacji śniegu w obszarze całego grzbietu, jak również do deflacji zmrożonego śniegu z wierzchowinowej strefy grzbietu. Jak podaje Kwiatkowski (Kwiatkowski J., 1975) częstość fenów w Karkonoszach przekracza liczbę 90 w roku.

W przeciętnym okresie zimy śnieżnej średnia prędkość wiatru wynosi 10,7 m/s. Natomiast zakres zmienności średnich prędkości wiatru dla zim śnieżnych mieści się w granicach od 8,4 m/s (zima 1995/96) do 13,3 m/s (zima 2001/02). Oznacza to, że amplituda pomiędzy tymi skrajnymi wielkościami jest nieduża. Na podstawie danych z wielolecia 1961-2002 wynika, że liczba dni o bardzo małych prędkościach wiatru w sporadycznych przypadkach przekracza 1% ogólnej liczby dni zimy śnieżnej, natomiast udział dni z wiatrem powyżej 10 m/s jest bardzo duży i wynosi ponad 49 % wszystkich dni. Przytoczone wielkości dobrze ilustrują intensywność i dynamikę ruchu powietrza w wierzchowinowej strefie Szrenicy. Do porównana dwóch skrajnie różnych pod względem rozwoju szaty śnieżnej zim wybrano zimy: 1974/75 (zima o najwyższej pokrywie i o jednym z najdłuższych okresów trwałej pokrywy) oraz 1989/90 (skrajnie krótka i małośnieżna). Obie te zimy nie różniły się istotnie pod względem częstości kierunków, przeciętnych prędkości wiatru dla całej zimy i częstością w klasach prędkości.

Zależność pomiędzy kierunkiem wiatru a jego prędkością oraz pomiędzy kierunkiem wiatru a temperaturą powietrza, dla wybranych sezonów zimowych przedstawiono na rycinach 29, 30.
Warunki pluwialne.

Wielkość sum opadu atmosferycznego i jego rodzaj są czynnikiem decydującym o przebiegu rozwoju pokrywy śnieżnej. Jak wykazano wyżej ważny jest również okres (część zimy) w jakim wystąpiły duże lub długotrwałe opady śnieżne.

W tabelach IX, X podano wielkości sum opadu atmosferycznego i liczby dni z dobowym opadem > od 10 mm, osobno dla zimy śnieżnej i okresu trwałej pokrywy śnieżnej (patrz też rys 32 do 35). Na rycinie 30 przedstawiono natomiast średnie wielkości wysokości pokrywy śnieżnej na tle wielkości sum opadu atmosferycznego w wyróżnionych okresach.

Przeciętnie w ciągu zimy śnieżnej na Szrenicy spada 769,7 mm opadu atmosferycznego. Jest to o ponad 200 mm więcej niż w okresie trwałej pokrywy śnieżnej (549,0 mm). W cytowanym wieloleciu najwięcej opadu spadło podczas zimy śnieżnej 1964/65 roku, najmniej w zimie 1968/69. W okresie z trwałą pokrywą śnieżną natomiast najwyższą sumą opadu charakteryzowała się zima 1974/75, najmniejszą 1962/63 roku. W przypadku zim śnieżnych amplituda sum opadu była mniejsza niż w okresie zimy śnieżnej. Jest to ważne stwierdzenie, wskazujące, że podczas wystąpienia trwałej pokrywy śnieżnej występują okresy bezopadowe związane z rozwojem cyrkulacji antycyklonalnych i ustabilizowaniem warunków pogodowych. Brak wyraźnych związków pomiędzy sumą opadów atmosferycznych w zimie a przeciętną wysokością pokrywy śnieżnej wskazuje natomiast, na rolę rodzaju opadu w rozwoju pokrywy. Podczas licznych zim z wysokimi sumami opadów, przeciętna miąższość pokrywy śnieżnej była niska (np. zimy 1961/62, 1964/65), choć pod względem warunków termicznych nie odbiegały one istotnie od przeciętnej zimy. W czasie tych zim większy był natomiast udział dni z opadem ciekłym. Hamowało to przyrost wysokości pokrywy śnieżnej, choć równocześnie mogło wpłynąć na wzrost ogólnej gęstości śniegu i zapasu wody w pokrywie śnieżnej. Opady ciekłe, podobnie jak osady ciekłe i stałe, w sprzyjających warunkach termicznych w i na pokrywie śnieżnej wpływają wielokrotnie pozytywnie na ustabilizowanie pokrywy.


Warunki termiczno - wilgotnościowe.

Warunki termiczno – wilgotnościowe powietrza są wykładnikiem procesów cyrkulacjnych (cyrkulacji ogólnej i lokalnej) oraz orografii terenu (wysokości npm., ekspozycji, charakteru formy terenu). Na rycinie 36 przedstawiono roczny przebieg temperatury powietrza na Szrenicy i w Szklarskiej Porębie oraz stokowego gradientu temperatury wg średnich wieloletnich (rys. 36). Na podstawie tych wielkości można wyznaczyć wielkość przeciętnych temperatury miesięcznej dla zadanych przedziałów wysokości npm. Przebiegi te pokazują jednocześnie, że zima termiczna na Szrenicy rozpoczyna się w pierwszych dniach listopada (o półtora miesiąca wcześniej niż w Szklarskiej Porębie) i trwa do trzeciej dekady kwietnia (o ponad półtora miesiąca dłużej niż w Szklarskiej Porębie). W zestawieniu z przeciętną długotrwałością zimy śnieżnej trwa przeciętnie krócej o około 45 dni, a zaledwie o około 12 dni dłużej od przeciętnej długotrwałości okresu z trwałą pokrywą śnieżną.

Przebieg przeciętnego gradientu temperatury powietrza wskazuje natomiast na rolę warunków cyrkulacyjnych w kształtowaniu jego wielkości. Październik, miesiąc o stosunkowo niskim gradiencie stokowym temperatury jest jednocześnie okresem stosunkowo częstego występowania sytuacji antycyklonalnych, którym towarzyszy rozwój przygruntowych i swobodnych inwersji temperatury w otoczeniu Szrenicy. Te stany termiczne atmosfery wpływają w oczywisty sposób na obniżenie gradientu temperatury. W miesiącu tym stanom pogody antycyklonalnej towarzyszy na ogół napływ suchego powietrza polarno-kontynentalnego i w tym czasie nie ma warunków do powstania wczesnozimowych pokryw śnieżnych. W tym miesiącu tworzą się one tylko w tych latach, w których dochodzi do zimnych adwekcji powietrza w układach cyklonalnych. W miesiącach środka zimy, od grudnia do lutego, zmniejszenie gradientu stokowego między Szklarską Porębą a Szrenicą wywołane jest podobnie zwiększoną częstością wystąpienia układów antycyklonalnych. Są to jednak układy w których dominują zimne masy powietrza i w których dochodzi do rozwoju ostro wyrażonych inwersji temperatury oraz tworzenia się rozległych zastoisk chłodu w dolinach i kotlinach podgórskich. W takich stanach pogodowych nierzadkie są sytuacje w których na wierzchowinie szrenickiej temperatura powietrza jest zdecydowanie wyższa niż u podnóża stoku. Wtedy też powierzchnia pokrywy śnieżnej poddana jest procesowi intensywnej ablacji solarno-termicznej. To z kolei przyczynia się do zróżnicowania budowy wewnętrznej pokrywy śnieżnej.

Zmienność przeciętnej temperatury i wilgotności powietrza dla zim śnieżnych i dla okresów trwałej pokrywy śnieżnej jest na Szrenicy stosunkowo niewielka (tab. od XI do XIV, rys. od 37 do 46). W przypadku zim śnieżnych, amplituda temperatury pomiędzy zimami skrajnymi nie przekraczała 4˚C w wieloleciu 1961-2002, natomiast równa była 4,5˚C dla okresu z trwałą pokrywą śnieżną. Istotne różnice pomiędzy zimami przejawiały się w wielkościach maksimum i minimum absolutnych oraz w częstości dni z temperaturami średnimi dobowymi poniżej 0˚C, powyżej 0˚C oraz z temperaturą maksymalną powyżej 0˚C i temperaturą minimalną powyżej 0˚C (tab. XI, XII).

Pomimo, że wydaje się paradoksem brak występowania istotnych związków pomiędzy wielkościami średniej temperatury zim śnieżnych i okresów trwałego występowania pokrywy śnieżnej z wielkościami charakteryzującymi pokrywę śnieżną, to prawidłowość ta ma swoje uzasadnienie w mechanizmach rozwoju pokrywy śnieżnej. Jedynie w nielicznych przypadkach zim można doszukać się wyraźnej przewagi oddziaływania czynnika termicznego na przebieg rozwoju pokrywy śnieżnej. Wszelkie informacje u podstaw których leżą wielkości przeciętne lub liczebności dni w określonych przedziałach temperatury mogą służyć jedynie dla ogólnych ocen zim śnieżnych. Znacznie ważniejszy jest charakter przebiegu termiki i wilgotności powietrza w przekroju całej zimy. Ale też przebieg ten ma indywidualny charakter w poszczególnych zimach. Przykładem dla takiego wnioskowania są przypadki zim długotrwałych o stosunkowo wysokiej średniej temperaturze powietrza, ale dobrze rozwiniętej pokrywie śnieżnej. Jeżeli dodatkowo w czasie tych zim wystąpią większe niż przeciętnie opady atmosferyczne, a ukształtowanie trwałej, wysokiej pokrywy śnieżnej nastąpi relatywnie szybko, przebieg rozwoju pokrywy będzie cechować jej duża stabilność. Przykładem takiej zimy była zima 1974/75 o średniej temperaturze wyżej od przeciętnej dla wielolecia (zarówno dla zimy śnieżnej jak i dla okresu trwałej pokrywy śnieżnej) i bardzo dużej sumie opadów atmosferycznych. Częste, umiarkowanie „ciepłe” adwekcje wilgotnych mas atmosferycznych, szczególnie w pierwszej połowie zimy, doprowadziły do wykształcenia się bardzo wysokiej pokrywy śnieżnej, która utrzymała się aż do początku etapu jej szybkiego zaniku. Podczas wspomnianej zimy nie wystąpiły ekstremalnie wysokie maksima i minima temperatury, co wskazuje na umiarkowany dynamizm warunków cyrkulacyjnych w czasie rozwoju pokrywy śnieżnej. Przeciwieństwem wspomnianej zimy była zima 1989/90 roku, wybitnie krótka i mało śnieżna. Należała do grona czterech zim o średniej temperaturze znaczni wyższej od przeciętnej wieloletniej. Była to też zima o najniższej sumie opadów atmosferycznych w okresie trwałej pokrywy śnieżnej, lecz stosunkowo wysokiej sumie opadu atmosferycznego dla okresu całej zimy. Podczas tej zimy dochodziło do długotrwałych adwekcji ciepłych mas atmosferycznych podczas cyrkulacji atmosferycznej związanej z rozwojem rozległych układów cyklonalnych. Powodowało to częste zaniki otworzonej wcześniej pokrywy śnieżnej i stąd też zwartość okresów z pokrywą śnieżną była bardzo mała (tab. I, III, XI, XII).

Wspomniano wyżej, że w okresie wielolecia 1961-2002 wystąpiły cztery zimy o przeciętnej temperaturze powietrza wyraźnie wyższej od średniej dla wielolecia i pięć zim wyraźnie chłodniejszych. Były to zimy klasyfikowane zarówno do grupy zim umiarkowanie śnieżnych, długotrwałych i zwartych, jak też zimy z grup mało i bardzo mało zwartych, krótkotrwałych i bardzo mało śnieżnych.

Pod względem liczby i frekwencji dni z temperaturą powietrza poniżej 0˚C na wyróżnienie zasługuje aż 13 zim, w których udział tych dni wynosił ponad 70% (np. zima 1979/80; tab. XI). Dwie zimy - 1989/90, 1996/97- charakteryzowały się zdecydowanie małym udziałem tego typu dni. Obie należą do zim mało zwartych, krótkotrwałych i mało śnieżnych. W przypadku pięciu zim udział dni z temperaturą powyżej 0˚C wynosił ponad 40% całkowitej liczby dni (tab. XI, XII). Charakterystyczną cechą warunków termicznych w wierzchowinowej strefie Szrenicy jest znaczny udział dni z temperaturą maksymalną powyżej 0˚C w ogólnej liczbie dni. Przeciętnie każdej zimy śnieżnej takich dni jest 48%. A w okresie trwałej pokrywy śnieżnej 36%. W przypadku aż 15 zim śnieżnych udział tych dni był większy od 50%. Dni z tak wysokimi temperaturami maksymalnymi występowały zarówno podczas ciepłych adwekcji mas atmosferycznych, jak też w dniach rozwoju inwersji temperatury oraz w dniach solarnych. Również udział dni z temperaturą minimalną powyżej 0˚C w okresie zim śnieżnych był stosunkowo wysoki (18,3%). Najwyższy udział tych dni wystąpił w ostatnim dziesięcioleciu. Były to zimy (według liczebności dni): 2001/02, 1995/96, 1996/97, 1993/94, 1997/98. Obok innych, fakt ten może być sygnałem zmian klimatycznych, tóre charakteryzować będzie duża zmienność w trwałości i rozwoju pokrywy śnieżnej podczas kolejnych, następujących po sobie zim.

Częstość wystąpienia dni o temperaturze maksymalnej i minimalnej powyżej 0˚C w okresie z trwałą pokrywą śnieżną odgrywa znaczącą rolę w intensywności przebiegu procesu tajania śniegu, ale też w zróżnicowaniu struktury pokrywy śnieżnej. Ma to szczególne znaczenie w okresie ustabilizowanej pokrywy śnieżnej.



1   ...   11   12   13   14   15   16   17   18   ...   27


©absta.pl 2016
wyślij wiadomość

    Strona główna