1. Wprowadzenie 4 Podstawa wykonania raportu 4


Warunki klimatyczne ze szczególnym uwzględnieniem warunków śniegowych



Pobieranie 1.38 Mb.
Strona13/27
Data07.05.2016
Rozmiar1.38 Mb.
1   ...   9   10   11   12   13   14   15   16   ...   27

Warunki klimatyczne ze szczególnym uwzględnieniem warunków śniegowych




      1. Wstęp

Powstanie i rozwój pokrywy śnieżnej warunkowany jest przez dwa główne zespoły czynników: warunki atmosferyczne oraz położenie, orografie i charakter terenu. Oba te zespoły czynników oddziaływają również dwukierunkowo, choć waga tych oddziaływań jest różna. W niektórych przypadkach współuczestniczą w pozytywnym rozwoju pokrywy śnieżnej w innych, ich działanie skierowane jest w przeciwne strony. Te oczywiste stwierdzenia mają jednak istotne znaczenie w analizie i interpretacji danych dotyczących dynamiki przestrzennego rozwoju pokrywy śnieżnej w obszarze zainteresowań niniejszego raportu. Położenie Szrenicy w zachodniej części Karkonoszy, przebieg grzbietu szrenickiego, jego ekspozycja i nachylenie determinują specyficzny zakres oddziaływania na zespół czynników meteorologicznych warunkowanych przebiegiem ponadregionalnej cyrkulacji atmosferycznej. Z jednej strony przejawia się to otwarciem obszaru kulminacji Szrenicy na swobodny, dominujący w przekroju roku, napływ mas atmosferycznych z południowego - zachodu (SW) i zachodu (W), a równocześnie otwarcie dla cyrkulacji z północnego-wschodu (NE) o zbliżonej częstości wystąpienia. Kierunek i charakter cyrkulacji atmosferycznej decyduje w tych przypadkach o wielkości, intensywności i rodzaju opadu atmosferycznego, zróżnicowaniu pola opadowego, a równocześnie o wystąpieniu i natężeniu zjawiska fenizacji powietrza – czynnika działającego hamująco na formowanie się nowej pokrywy śnieżnej i destrukcyjnie na utworzoną wcześniej pokrywę. W tych stanach pogodowych, ukształtowanie powierzchni obszaru szrenickiego istotnie wpływa na procesy rozwojowe pokrywy śnieżnej i ich zróżnicowanie w profilu stoku szrenickiego. Jak pokazały wieloletnie badania i obserwacje przeprowadzone w Obserwatorium Meteorologicznym Uniwersytetu Wrocławskiego na Szrenicy, czynnik orograficzny decyduje o odmiennej depozycji śniegu na stokach wschodnich i północno-wschodnich Szrenicy (Kocioł Szrenicki) niż na jej stokach północnych i północno-zachodnich oraz pomiędzy wierzchowiną grzbietu szrenickiego i obszarem stoków położonych niżej. Przykładowo, w sytuacjach wystąpienia wiatru fenowego (w zależności od charakteru adwekcji oraz natężenia i kierunku wiatru) jego destrukcyjne oddziaływanie najsłabsze jest w strefie grzbietowej Szrenicy do wysokości załamania grzbietu. Poniżej jego szybko rośnie. Różne jest też w obszarze Kotła Szrenickiego i stoków zachodnich (m.in. prace B. Głowickiego 1977, 1977a, materiały archiwalne Zakładu Klimatologii i Meteorologii IGUWr., obserwacje własne). Już te wybrane stwierdzenie wskazują na złożoność procesów tworzenia się i ewolucji pokrywy śnieżnej w regionie.

W niniejszym raporcie skoncentrowano uwagę na faktograficznej stronie opisu występowania pokrywy śnieżnej w regionie Szrenicy, dokumentując omawiane zjawiska danymi zawartymi w tabelach i graficzne. Niewystarczająca ilość zweryfikowanych danych o budowie pokrywy śnieżnej spowodowała, że w tym zakresie posłużono się jedynie informacjami dostępnymi w nielicznych opracowaniach (prace B. Gowickiego). Z tych samych powodów zrezygnowano z ukazania na mapach przestrzennego zróżnicowania pokrywy śnieżnej w regionie. Raport nie zawiera również szczegółowej charakterystyki klimatu regionu, a jedynie udokumentowane fakty dotyczące zim śnieżnych, jako głównego okresu zainteresowań raportu.

W raporcie używane są określenia i pojęcia, którym nadano określone znaczenie (wg. J. Piaseckiego, 1995). I tak:



  • pod pojęciem „zima śnieżna” rozumiany jest okres od pierwszego do ostatniego dnia z pokrywą śnieżną. Jego synonimem jest określenie „potencjalny okres wystąpienia pokrywy śnieżnej” (PP);

  • okres trwałej pokrywy śnieżnej” (PT) definiowany został jako przedział czasu w którym zachowana została ciągłość pokrywy śnieżnej z przerwą nie przekraczającą 1 – 2 dni i występującą tylko jeden raz w ciągu okresu. Odpowiednikiem tego terminu dla temperatury powietrza jest termin „zimy termicznej”;

  • dzień z pokrywą śnieżną” – za dzień z pokrywą śnieżną uznano taki w którym wystąpiła ona przynajmniej w ciągu dwóch terminów obserwacji meteorologicznych, zajęła powierzchnię >50 % terenu (stopień pokrycia terenu 2, w trzystopniowej skal), a jej grubość wynosiła conajmniej 1 cm;

Raport oparto głównie o dane pochodzące z zasobów archiwalnych Obserwatorium Meteorologicznego, Zakładu Klimatologii i Meteorologii Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego Uniwersytetu Wrocławskiego, przetworzone dla potrzeb opracowań naukowych (m. innymi opracowania J. Piaseckiego z 1995 roku), uzupełnione o dane przygotowane bezpośrednio dla niniejszego raportu z lat 1960 - 2002 .

5.6.2. Ogólny opis warunków klimatycznych w rejonie Szrenicy

Warunki klimatyczne w obszarze szrenickim uwarunkowane są jego położeniem w Karkonoszach Zachodnich. W podziale na jednostki klimatyczne Szrenica położona jest w Makroregionie Sudetów, w Regionie Karkonoskim. Ze względu na pewne zróżnicowanie mezoklimatyczne, determinowane położeniem i ukształtowaniem orograficznym, w regionie wydziela się trzy subregiony: zachodni – w obszarze Szrenicy i Śnieżnych Kotłów, centralny – w rejonie Przełęczy Karkonoskiej i wschodni – w obszarze Równi pod Śnieżką i otoczeniu Małego i Wielkiego Stawu. Subregion zachodni odróżnia od pozostałych większy dynamizm zmian pionowych temperatury (Migała K. i inni, 1995). Fakt ten podkreśla równocześnie otwarcie obszaru szrenickiego na oddziaływanie procesów związanych z makrocyrkulacją atmosferyczną. W granicach subregionu zachodniego można wydzielić dalsze, mniejsze jednostki klimatyczne, odpowiadające zróżnicowaniu w ukształtowaniu terenu i położeniu npm. Są to jednostki klimatu lokalnego (topoklimatyczne), niższego rzędu: grzbietów i kulminacji górskich, dolin i obniżeń podgórskich (dolne fragmenty stoków i Kotła Szrenickiego) – pozostające w zasięgu przygruntowych inwersji dolinnych. W ramach tych jednostek klimatycznych dochodzi do dalszego różnicowania warunków klimatycznych na poziomie mikroklimatu, związanego z położeniem, ekspozycją, charakterem ekosystemów i zbiorowisk roślinnych.

W podziale na strefy termiczne obszar szrenicki położony jest w strefach: umiarkowanie chłodnej i chłodnej (doliny i obniżenia śródgórskie), chłodnej i bardzo chłodnej (grzbiety i kulminacje górskie).

Bez względu na położenie i ukształtowanie obszaru głównym czynnikiem klimatotwórczym jest zespół procesów związanych z makrocyrkulacją atmosfery. Czynnik położenia i orografii terenu (będący również elementem klimatotwórczym) przede wszystkim odgrywa rolę modyfikatora różnicującego przebieg warunków pogodowych stworzonych przez procesy makrocyrkulacji. Częstość występowania różnorodnych stanów atmosfery decyduje o ostatecznym kształcie podstawowych charakterystyk klimatologicznych w regionie.

O dynamice przebiegu procesów cyrkulacyjnych decydują stosunki baryczne. Warunkują one i kształtują poziomy przepływ mas atmosferycznych i w konsekwencji tempo ich transformacji. Położenie i ukształtowanie obszaru szrenickiego, w sprzyjających warunkach, potęguje efekt transformacji napływającej masy atmosferycznej. Wzorcowym przykładem tych zjawisk są deformacje w przepływie mas nad barierą orograficzną Karkonoszy wywołujące mezoskalowe zaburzenia w przepływie masy, których jednym z wyrazów jest efekt wiatru fenowego.

W rocznym przebiegu ciśnienia atmosferycznego wyróżniają się dwa okresy. Pierwszy obejmujący półrocze od maja do października i cechuje się podwyższonym ciśnieniem oraz drugi od listopada do kwietnia o wyraźnie obniżonym ciśnieniu. W pierwszym z tych okresów wieloletnie średnie miesięczne ciśnienia mieszczą się w granicach od 856 do 864 hPa, w drugim od 854 do 856 hPa. Przeciętnie najwyższym średnim miesięcznym ciśnieniem charakteryzuje się lipiec, najniższym luty (Migała K. i inni, 1995). Poszczególne lata cechuje znaczne odstępstwo od tej reguły, typowe dla rozwoju cyrkulacji w tej części Europy. Pośrednio wykazano to w innej części raportu, przedstawiając warunki formowania się pokrywy śnieżnej w czasie zim śnieżnych. W ogólnym obrazie przebiegu ciśnienia atmosferycznego w ciągu roku, w miesiącach półrocza letniego zaznacza się częstość występowania stosunkowo płytkich cyklonalnych układów barycznych, o relatywnie małej dynamice przepływu mas. Odwrotne zjawisko występuje w półroczu zimnym. Częstość adwekcji głębokich cyklonów sprzyja wyraźnemu zdynamizowaniu przepływu mas atmosferycznych. Odzwierciedleniem tych zjawisk jest wyraźny wzrost prędkości wiatru od listopada do marca. W tym okresie średnie miesięczne prędkości wiatru przekraczały 10 m/sek., z maksimum prędkości w styczniu. W ciepłej połowie roku średnia dla okresu jest niższa od 8 m/sek. Parametry wiatru rejestrowane na Szrenicy dobrze charakteryzują kierunek napływu powietrza nad grzbietową strefę Karkonoszy Zach. Porównanie frekwencji kierunków wiatru na Szrenicy z frekwencją wiatru gradientowego w swobodnej atmosferze pokazuje większy udział wiatru z kierunku SW w szczytowej strefie regionu. Potwierdza to zjawisko deformacji przepływu powietrza w obszarze bariery orograficznej opisane przez Janika (Janik J., 1961) jako lokalny system anemo-orograficzny nawiązujący do przebiegu po południowej stronie gór równoleżnikowej doliny Mumlawy. Kanalizuje ona dolny przepływ mas atmosferycznych z sektora kierunków SW-NW.

Wieloletnia róża wiatrów dla Szrenicy wskazuje na wyraźną dominację przepływów z kierunków SW, WSW i NW (około 38 %) oraz na znaczny udział wiatru z kierunku NE i ENE (około 15 %). Najrzadziej pojawia się na Szrenicy wiatr z sektora kierunków NNW-NNE oraz ESE-SSE. Stan ciszy atmosferycznej występuje bardzo rzadko. Jego przeciętny wieloletni udział wyniósł około 1,6 % (Migała K. i inni, 1995). Podobieństwo róż wiatru dla pór roku jest bardzo duże. We wszystkich porach roku wyraźnie zaznacza się opisana dwubiegunowość rozkładu częstości kierunków, z zdecydowaną przewagą wiatru z SW w jesieni i w zimie, a więc w okresach wzmożonej aktywności cyklonalnej. Na wiosnę i w lecie wzrasta udział wiatru z sektora NE-ENE, który to udział w znaczącej części można powiązać z rozwojem cyrkulacji antycyklonalnej nad Europą Płn. W stosunku do przeciętnych warunków napływu mas, w poszczególnych latach i sezonach zmienność napływu powietrza jest znaczna. Różnice dotyczą przede wszystkim udziału napływu mas z kierunków słabo reprezentowanych w przeciętnym, wieloletnim obrazie róży wiatru. Zwiększona częstość wiatru z sektora NE-E świadczy o intensywnym napływie kontynentalnych mas ze wschodu, którym towarzyszy – w zależności od pory roku – pogoda mroźna lub ciepła i sucha. Wzrost udziału wiatru z sektora WNW-NW sprowadza nad obszar szrenicki masy chłodnego i wilgotnego powietrza polarno-morskiego znad północnego Atlantyku. W zimie w tych stanach pogodowych można się spodziewać zwiększonych opadów atmosferycznych, sprzyjających rozwojowi pokrywy śnieżnej.

Ważnym elementem klimatotwórczym jest wielkość całkowitego promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni ziemi. Średnie, wieloletnie natężenie promieniowania całkowitego na Szrenicy wynosiło 105 Wm-2 i zmieniało się w granicach od 96,1 Wm-2 do 117,8 Wm-2. W poszczególnych latach zmienność dopływu energii jest duża, mniejsza niż w przypadku zmienności wielkości miesięcznych i sezonowych (Migała K. i inni, 1995).

Dla oceny warunków biometeorologicznych istotnym wskaźnikiem jest wielkość sum usłonecznienia. Według wieloletnich rocznych sum usłonecznienia ilość godzin gdy promieniowanie bezpośrednie docierało do kulminacji Szrenicy mieściła się w granicach od ponad 1000 do ponad 1500 godzin/rok. Największa liczba godzin usłonecznienia występowała kolejno w maju, lipcu i czerwcu (>140 godz.), najmniej natomiast w listopadzie (< 50 godzin). Największą zmiennością sum usłonecznienia charakteryzowały się styczeń i październik (Migała K. i inni, 1995). Są to miesiące w których warunki solarne szczególnie wyraźnie zależą od częstości wystąpienia i trwałości antycyklonalnych układów barycznych. Najmniejszą zmiennością wielkości sum usłonecznienia charakteryzowały się kwiecień i listopad, a więc miesiące przełomu pozimia i wiosny oraz przedzimia i zimy właściwej. Wielkość sum dobowych, miesięcznych i rocznych uslonecznienia pozostaje w bezpośrednim związku z wielkością zachmurzenia, przede wszystkim dolnego i środkowego piętra. W przekroju roku największe zachmurzenie występowało w okresie od listopada do kwietnia oraz w czerwcu. Miesiąc ten cechuje zwiększony udział chmur konwekcyjnych w rozwoju zachmurzenia. W pozostałych miesiącach półrocza ciepłego przeciętny stopień zachmurzenia mieścił się w granicach od 7,5 do 7,8 stopnia ((Migała K. i inni, 1995). Pod względem zmienności zachmurzenia w poszczególnych latach największa była ona w paździreniku, najmniejszą zmiennością cechował się natomiast marzec a następnie listopad.

Warunki solarne wraz z charakterem termicznym napływających mas atmosferycznych decydują o warunkach cieplnych atmosfery. W obszarach o tak zróżnicowanej rzeźbie terenu dobowy rytm przebiegu dopływu energii promieniowania słonecznego uruchamia równocześnie procesy prowadzące do termicznego zróżnicowania atmosfery. Kształtują one charakterystyczne stany termiczne atmosfery, którym odpowiadają określone stany termiczno-wilgotnościowej budowy atmosfery. Wpływają one na przestrzenną zmienność warunków termicznych, w tym hipsometrycznego gradientu temperatury.

Z czynnikiem radiacyjnym bezpośrednio związane są inwersje termiczne pochodzenia radiacyjnego. Powiązane są z różnicami w insolacji, a przede wszystkim z utratą ciepła przez powierzchnię gruntu. Inicjują rozwój grawitacyjnych spływów wychłodzonego powietrza i jego kumulacji u podnóża stoków. Intensyfikują proces formowania się dolnych inwersji dolinnych.

Wśród inwersji temperatury związanych z czynnikami cyrkulacyjnymi wyróżnia się inwersje powstałe podczas adwekcji ciepłego powietrza, inwersje wywołane przez procesy osiadania powietrza z wyższych warstw atmosfery w barycznych układach antycyklonalnych i inwersje pochodzenia fenowego. Wszystkie te inwersje należą do typu wzniesionych. W niektórych przypadkach mogą tworzyć formy kombinowane (pośrednie), ma to miejsce kiedy równocześnie postępuje rozwój inwersji pochodzenia radiacyjnego. Przykładem rozwoju takich inwersji w rejonie Szrenicy są sytuacje związane z adwekcją powietrza arktycznego z północnego sektora kierunków w warunkach rozległego antycyklonalnego pola barycznego. Karkonosze stają się wówczas barierą dla przepływu zimnego powietrze arktycznego, które wypełnia dna dolin i obniżeń śródgórskich, a ponad nim zalega (lub przemieszcza się) powietrze cieplejsze. Nocna utrata ciepła w dolinie u podnóża Szrenicy oraz rozwój podinwersyjnych spływów grawitacyjnych wychładzanego powietrza stabilizuje stan inwersji i powiększa ujemny gradient temperatury pomiędzy dnem doliny i wierzchowiną szrenicką.

Według wielkości wieloletnich (Migała K. i inni, 1995) średnia roczna temperatura powietrza na Szrenicy wynosiła 2,0 ºC i zmieniała się w przedziale od 0,5 ºC do 3,5 ºC, natomiast średnia temperatura maksymalna od 3,5 ºC do 6,5 ºC, a minimalna od -1,5 ºC do 1,0 ºC. W przebiegu rocznym najcieplejszymi miesiącami są lipiec i sierpień (10,1 ºC}, a najzimniejszym styczeń (-6,3 ºC). Od kwietnia do października średnie temperatury miesięczne byty wyższe od 0,0 ºC. Przeciętnie maj był cieplejszy od października, a kalendarzowa jesień od wiosny. Różnice między średnią temperaturą tych dwóch kalendarzowych por roku podkreślają rolę utraty ciepła zużywanego na topnienie pokrywy śnieżnej na początku wiosny (szerzej o tym mowa w innej części raportu). Kalendarzowe pory roku nie oddają właściwie trwałości pór roku na Szrenicy. Według powszechnie stosowanych kryteriów przeciętnie termiczna zima trwa na Szrenicy od początku listopada do początku trzeciej dekady kwietnia, natomiast w Szklarskiej Porębie od polowy grudnia do ostatnich dni lutego. Przedwiośnie na Szrenicy trwa do około połowy maja, kiedy w tym czasie w Szklarskiej Porębie trwa już wiosna (przedwiośnie kończy się w trzeciej dekadzie kwietnia). Zarówno na Szrenicy jak i w Szklarskiej Porębie nie występuje lato termiczne, w rozumieniu przyjętych kryteriów (lato Ti ≥ 15,0 ºC). Według Kwiatkowskiego i Hołdysa (1985) termiczne lato pojawia się dopiero poniżej 700 m npm. Inni badacze uważają, że nawet niżej. Jeżeli przyjąć za wielkość graniczną średnią temperaturę dobową Ti ≥ 10,0 ºC, korzystną dla rozwoju wegetacji w regionie to na Szrenicy, lato trwało by zaledwie kilka dni na początku sierpnia, natomiast w Szklarskiej Porębie początek lata przypadł by na połowę maja, koniec w drugiej dekadzie września. Druga dekada września to początek jesieni termicznej w całym profilu hipsometrycznym Szrenicy. W Szklarskiej Porębie jesień przeciętnie kończy się w trzeciej dekadzie października, kiedy na Szrenicy trwa już przedzimie (początek przedzimia przypada tu na ostatnią pentadę września). Wzdłuż całego stoku szrenickiego wiosna trwa krócej od jesieni, a przedwiośnie dłużej od przedzimia. W stosunku do średniego wieloletniego przebiegu pór roku na Szrenicy, pomiędzy poszczególnymi latami występują znaczne różnice w datach skrajnych i w długotrwałości.

Migała i współautorzy (1995) wydzielili termiczne pory roku korzystne dla wegetacji roślin w oparciu o związek pomiędzy temperaturą powietrza a natężeniem promieniowania aktywnego dla fotosyntezy (PhAR), które jest wprost proporcjonalne do słonecznego promieniowania całkowitego. Na tej podstawie określili, że w wierzchowinowej strefie Szrenicy wiosna trwała przeciętnie 59 dni, od pierwszej polowy maja do końca pierwszej dekady lipca. Termiczne lato kończy się w pierwszej połowię sierpnia i trwało średnio 38 dni. Jesień była przeciętnie krótsza o 3 dni od wiosny i kończyła się w pierwszej dekadzie października.

W wierzchowinowej strefie grzbietu szrenickiego warunki wilgotnościowe charakteryzują się wysokim wskaźnikiem wilgotności względnej – wieloletnia średnia roczna wilgotność względna wyniosła 86 % (za Migała K. i inni, 1995). W przekroju roku, według średnich miesięcznych, najwyższa była w listopadzie i wrześniu (> 88 %), a następnie w marcu i grudniu (przeciętne z lat 1961 – 1990). Najniższe wielkości wilgotności względnej cechowały październik i maj. W obu wymienionych miesiącach dochodzi często do adwekcji suchego powietrza, w maju arktycznego, w październiku polarno-kontynentalnego, a w niektórych latach przetransformowanych mas powietrza zwrotnikowo-kontynentalnego.

W przebiegu roku, najwyższe wielkości prężności pary wodnej (według wieloletnich średnich miesięcznych) występują w sierpniu, lipcu (>10 hPa), następnie w czerwcu i wrześniu (>9 hPa) , najniższe w miesiącach zimowych od grudnia do lutego (< 4,0 hPa, średnie z wielolecia 1961 – 1990, za Migała K. i inni, 1995). Ważnym wskaźnikiem warunków wilgotnościowych jest niedosyt wilgotności. Jego przeciętna wieloletnia wielkość wynosiła 1,4 hPa. W przekroju roku najwyższym niedosytem cechowały się miesiące letnie (od czerwca do sierpnia, < 2,0 hPa). Przebieg roczny charakteryzowany wielkościami miesięcznymi nie oddaje rzeczywistej wielkości zmienności tego wskaźnika. Dopiero analiza przebiegu dobowych wielkości tego elementu w poszczególnych latach pozwala uchwycić sytuacje kiedy osiąga on skrajnie niskie wielkości. Pozwala to identyfikować cechy mas atmosferycznych oraz takich zjawisk jak fen. Zarówno podczas fenów cyklonalnych i antycyklonalnych, a także w stanach silnego osiadania powietrza z górnej atmosfery, wielkość niedosytu gwałtownie rośnie. W zależności od zasięgu tych zjawisk, również zróżnicowanie hipsometryczne niedosytu jest bardzo duże. W zimie przyspiesza to procesy sublimacji śniegu, przyczyniając się nie tylko do obniżenia miąższości pokrywy, ale przede wszystkim do nasilenia metamorfizmu śniegu (zagadnienia te poruszane są w innej części raportu).

Dla funkcjonowania ekosystemów, dla stosunków hydrologicznych i hydrogeologicznych oraz dla rozwoju pokrywy śnieżnej istotne znaczenie ma wielkość, przebieg w ciągu roku i charakter opadów atmosferycznych. W wierzchowinowej strefie Karkonoszy znacząca ilość wody pochodzi również z osadów atmosferycznych (osadów mgielnych). Według średnich wieloletnich (1961-1990, za Migała K. i inni, 1995), przeciętnie w ciągu roku spada na Szrenicy 1422 mm opadu atmosferycznego. Największymi sumami miesięcznymi charakteryzuje się okres od czerwca do sierpnia (< 155 mm/m-c). Najbardziej ubogie w opady były marzec i luty (> 90 mm/m-c). Korzystniejsze warunki pluwialne panowały podczas jesieni kalendarzowej w porównaniu z wiosną. Wielkość sum opadów letnich zależy od typu cyrkulacji, wilgotności napływających mas powietrza, a przede wszystkim od intensywności i częstości rozwoju procesów konwekcji (termicznej wewnątrz masowej i frontalnej). Położenie Szrenicy sprzyjają intensyfikacji tych procesów w wyniku orograficznego piętrzenia napływających mas atmosferycznych. W półroczu chłodnym przeważają opady frontalne, których wydajność i charakter zależy od rodzaju frontu atmosferycznego i ogólnych warunków cyrkulacyjnych. W zimie większe opady występują w pierwszych miesiącach sezonu (listopad, grudzień, < 120 mm/m-c), aniżeli w środku i pod koniec zimy (> 97 mm/m-c). Zmienność miesięcznych sum opadu atmosferycznego w poszczególnych latach i pomiędzy kolejnymi latami jest bardzo duża i szczególnie w miesiącach zimowych przekracza połowę średniej wieloletniej miesięcznej sumy opadu.

W podziale mgielnych osadów atmosferycznych wyróżnia się osady ciekłe (w warunkach dodatnich temperatur powietrza) i sadź (w temperaturach ujemnych). Wielkość depozycji tych osadów zależy od wodności chmur i prędkości wiatru. Czynnikiem warunkującym depozycję osadów jest wielkość, ekspozycja (odsłonięcie), rodzaj i liczebność powierzchni na których dochodzi do osadzania osadu (np. kosodrzewina, drzewa, eksponowane skały lub ich zespoły, mniejsze formy wystające ponad otaczającą powierzchnię itp.). Formy te wychwytują kropelki wody z chmur. Równocześnie przyczyniają się do podniesienia wielkości mokrej depozycji zanieczyszczeń. Na Szrenicy mgielne osady atmosferyczne są zjawiskiem powszechnym, ze względu na częstość występowania warunków do ich zaistnienia, a wynikających z hipsometrii i położenia Szrenicy. Występują w całym profilu hipsometryczny masywu, choć wyraźny wzrost rzeczywistych i potencjalnych sum osadu występuje od wysokości około 1200 1250 m npm. Jak podaje Migała K. i współautorzy (Migała K. i inni, 1995) suma osadu ciekłego w półroczu ciepłym (V-X), w obszarze występowania kosodrzewiny wynosiła 12 % całkowitego przychodu wody z atmosfery.

Ostatnim, ważnym elementem klimatotwórczym jest pokrywa śnieżna. Jej występowaniu, trwałości, zmienności oraz podziałowi zim śnieżnych ze względu na różne charakterystyki pokrywy śnieżnej poświęcono osobną część niniejszego raportu.




1   ...   9   10   11   12   13   14   15   16   ...   27


©absta.pl 2019
wyślij wiadomość

    Strona główna