65085 SNC03813

nyin przez wysokość n.p.m. Piętrami nazywamy bowiem typy klimatów, występujący^ w układzie pionowym na obszarach górskich Ziemi.

Piętrowe zróżnicowanie klimatu stanowi wyraz zaburzenia porządku strefowe#) który w omówionych w rozdziale 13 klasyfikacjach traktowano jako podstawową cechę układu przestrzennego klimatów na Ziemi. Piętra są zarazem skutkiem oddziaływania kontynentów na klimat, zależą od wyniesienia nad poziom morza, urzeźbienia i rozległości pasm lub masywów górskich. Jakie są prawidłowości piętrowego zróżnicowania elementów klimatu, wynikające z tych oddziaływań? Jakie są ekologiczne skutki tych różnic?

Ciśnienie atmosferyczne maleje z wysokością w tempie, określonym przez stopień baryczny (ok. 1 hPa/8 m). Lokalne modyfikacje tych zmian w górach są bardzo ograniczone. Powstają one w wyniku dynamicznych oddziaływań form terenowych na ruch mas powietrza („podciśnienie” na stronie zawietrznej) albo wskutek nagrzania lub wychłodzenia przy gruntowych warstw powietrza na zboczach wzniesień. Odległości między powierzchniami izobarycznymi w sąsiedztwie zboczy powiększają się lub zmniejszają, co staje się powodem rozwoju lokalnej cyrkulacji górskiej - wiatru dolinnego skierowanego ku górze nagrzanych stoków i wiatru górskiego, tj. spływu wychłodzonego powietrza po zboczach i wzdłuż osi dolin.

Składowa pionowa zmian ciśnienia jest nieporównywalnie większa od składowej poziomej, w związku z czym nawet kilkusetmetrowa różnica wysokości odpowiada zmianie ciśnienia, wywoływanej przez najbardziej zróżnicowane układy baryczne na poziomie morza. Na przykład, w Zakopanem średnie ciśnienie atmosferyczne jest o prawie 100 hPa niższe od ciśnienia normalnego: w styczniu wynosi 916, w lipcu 920 hPa. Na Kasprowym Wierchu notuje się już odpowiednio 790 i 801 hPa, a na Łomnicy (2636 m n.p.m.) - 727 i 741 hPa. W związku ze spadkiem ciśnienia i temperatury maleje wraz z wysokością zawartość tlenu w powietrzu. W górach obserwuje się postępujący wraz z wysokością wzrost natężenia promieniowania słonecznego, szczególnie promieniowania bezpośredniego. Znacząco rośnie także udział promieniowania w paśmie ultrafioletowym.

R.G. Barry (1981) przedstawił wzór pozwalający ocenić masę optyczną atmosfery w zależności od ciśnienia

m(p)=m,PPo‘¹

gdzie:p - ciśnienie, m{p) - masa optyczna przy tym ciśnieniu,p₀ - ciśnienie na poziomie morza, m₀ - masa optyczna na poziomie morza. Jeśli na przykład na poziomie morza masa optyczna wynosi 4, to na poziomie 500 hPa, czyli na wysokości ok. 5,5 km n.p.m. zmniejsza się do 2. Wpływa to oczywiście na wzrost promieniowania, zwłaszcza że wraz z wysokością rośnie także przezroczystość powietrza (zob. wzór Bouguera, rozdz. 3). Według pomiarów w Alpach, przy bezchmurnym niebie na wysokości 3000 m n.p.m. promieniowanie jest w grudniu o 32% większe niż na wysokości 200 m, w czerwcu różnica ta maleje do 22% wskutek powiększonej zawartości pary wodnej w wyższych warstwach troposfery.

W klimatach wilgotnych zmiany te są najczęściej maskowane przez duże zachmurzenie. Dlatego w Tatrach przyrosty średnich wartości promieniowania między dolinami i szczytami w poszczególnych miesiącach nie przekraczają na ogół 10% (największe są zimą i wiosną). W najwyższych górach świata, a także na płaskowyżu Ant