34293 SNC03815

KI

i

biet

występowania najniższych temperatur na koniec zimy. Sezonowość jest istotnym efe- I mentem, różniącym układ piętrowy od strefowego. Mimo podobieństwa zimnych, częs- 1 to pokrytych wiecznym śniegiem szczytów wysokogórskich i lodowych pustyń polarnych ] lub iąk alpejskich i tundry - środowiska te pozostają pod wpływem właściwych danej strefie cykli dobowych i rocznych, regulujących przebieg insolacji, temperatury, uwilgo. I cenią i cyrkulacji. Pionowe kontrasty termiczne między dolinami i szczytami gór w umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych zwiększają się w lecie. Hipsomettyczny gradient temperatury między Grazem i Sonnblickiem wzrasta od 0,4 w grudniu do prawie 0,7*0100 m w czerwcu. Taki przebieg roczny pionowych różnic temperatury jest związany z występowaniem zimą ujemnego salda promieniowania ] i skłonnością do powstawania inwersji termicznych w dolinach górskich. W podzwrotnikowych szerokościach geograficznych gradienty hipsometryczne zmniejszają się na ogół w ciepłej porze roku pod wpływem rozwijającego się w tym sezonie „efektu górskiego”.

Inną prawidłowością piętrowego zróżnicowania warunków termicznych jest jego związek z ogólną wysokością gór i ich rozległością, czyli tzw. masywnością. Im góry wyższe i bardziej rozległe, tym na odpowiedniej wysokości panują łagodniejsze warunki termiczne. Możemy powiedzieć, że piętra klimatyczne w górach wysokich i rozległych podnoszą się. Przeciwnie, na niewysokich i izolowanych wzniesieniach czynnik wysokości (tzn. spadek temperatury z wysokością) zaznacza się bardzo mocno. Zjawisko podnoszenia się powierzchni izotermicznych w atmosferze otaczającej masywy górskie Chr-gian (1969) nazywa efektem górskim. Jest to skutek oddziaływania cieplnego na atmosferę powierzchni czynnej, którą stanowią stoki i wierzchołki masywu górskiego. W górach wysokich i rozległych oddziaływania te są bardziej rozprzestrzenione i efektywne niż w pobliżu niewielkich samotnych wzniesień. Jeśli bilans radiacyjny tej powierzchni jest dodatni - atmosfera nad i wokół gór ogrzewa się, czego wyrazem jest podniesienie powierzchni izotermicznych w ich otoczeniu i wyniesienie izoterm na stokach* Jak wielki jest kontrast termiczny między wierzchołkami niewielkich gór a ich nizinnym otoczeniem, możemy zobaczyć, porównując średnie temperatury na szczycie Brocken z temperaturą w niżej leżących niemieckich miastach - Kassel i Magdeburg, a także temperatury w rejonie Sudetów i Gór Świętokrzyskich (tab. 14.1). Hipsome-tiyczne gradienty temperatury okazują się tu większe niż w Alpach czy w Karpatach* gdzie efekt górski wywołuje względny przyrost temperatury w partiach szczytowych. *

Bardzo wysokie temperatury na szczytach górskich zdarzają się czasem w zimie, gdy pozostają one w zasięgu inwersji cgladania, rozwijającej się w pobliżu ośrodków antycyklonalnych. Na Kasprowym Wierchu notowano nieraz dodatnią temperaturę i wilgotność względną powietrza bliską zera yysytuacjach, gdy w Zakopanem utrzymywała się mgła podinwersyjna i panował ostry mróz. Górną warstwę inwersyjną niektórzy meteorolodzy nazywają peplopauzą.

Rozwój efektu górskiego fc* ogrzewania się powietrza pod wpływem podłoża - zaznacza się najsilniej ną południowych, dosłonecznych zboczach. Różnice termiczne między zboczami o południowej i północnej ekspozycji zwiększają się wraz z wysokością nad poziomem morza.