Wstęp
Góry potrafią w niezwykle wyraźny sposób zmieniać warunki atmosferyczne na stosunkowo niewielkiej przestrzeni. Po jednej stronie rozległego pasma mogą występować częste opady, duże zachmurzenie, wysoka wilgotność i bujna roślinność, podczas gdy po drugiej stronie krajobraz staje się znacznie bardziej suchy, a roczna suma opadów gwałtownie maleje. Niekiedy kontrast jest tak duży, że wilgotne obszary oddziela od półpustyni lub pustyni zaledwie bariera górska. Jednym z najważniejszych mechanizmów odpowiedzialnych za powstawanie takich różnic jest cień opadowy. Zjawisko jest bezpośrednio związane z wpływem rzeźby terenu na przepływ powietrza. Pasmo górskie stanowi przeszkodę, której przemieszczająca się masa powietrza nie może po prostu ominąć w pionie bez zmiany swoich właściwości. Gdy odpowiednio wilgotne powietrze napływa w kierunku gór, zostaje zmuszone do wznoszenia po ich nawietrznej stronie. Wraz ze wzrostem wysokości spada ciśnienie atmosferyczne, powietrze rozpręża się i ochładza, a po osiągnięciu stanu nasycenia rozpoczyna się kondensacja pary wodnej. Rozwijają się chmury, z których przy sprzyjających warunkach pojawiają się opady. Po przekroczeniu grzbietu sytuacja zaczyna się zmieniać. Powietrze, które podczas wznoszenia utraciło część zawartej w nim wody, przemieszcza się w dół po zawietrznej stronie pasma. Wraz z opadaniem trafia pod coraz większe ciśnienie, ulega sprężaniu i ogrzewa się. Wilgotność względna spada, chmury mogą zanikać, a możliwość powstawania dalszych opadów zostaje znacznie ograniczona. W rezultacie za górami tworzy się obszar wyraźnie suchszy od terenów położonych po stronie nawietrznej. Cień opadowy nie jest więc po prostu miejscem, do którego „nie docierają chmury”. Stanowi rezultat całego ciągu przemian zachodzących w przemieszczającej się masie powietrza. Znaczenie mają kierunek przepływu, wysokość i rozciągłość gór, ilość dostępnej wilgoci, stabilność atmosfery oraz sposób, w jaki powietrze pokonuje barierę terenową. Poszczególne elementy tego mechanizmu decydują o tym, czy różnica opadów po obu stronach pasma będzie niewielka, czy osiągnie skalę zdolną kształtować klimat całych regionów. Zjawisko może występować zarówno w sąsiedztwie pojedynczych pasm górskich, jak i rozległych systemów ciągnących się przez setki lub tysiące kilometrów. W największej skali jego długotrwałe oddziaływanie wpływa na rozmieszczenie lasów, stepów, półpustyń i pustyń, dostępność wody, rozwój rzek, pokrywę śnieżną oraz możliwości wykorzystania danego obszaru przez człowieka. Cień opadowy jest zatem jednym z najlepszych przykładów pokazujących, jak silnie ukształtowanie powierzchni ziemi może wpływać na klimat i lokalny przebieg pogody.
Czym jest cień opadowy?
Cień opadowy to obszar znajdujący się po zawietrznej stronie pasma górskiego, w którym opady są wyraźnie mniejsze niż po stronie nawietrznej. Powstaje w wyniku oddziaływania gór na przemieszczającą się masę powietrza. Bariera terenowa wymusza wznoszenie po jednej stronie, sprzyjając ochładzaniu, kondensacji i opadom, natomiast po przekroczeniu grzbietu powietrze opada, ogrzewa się i staje się coraz bardziej suche. Najważniejsze jest więc nie samo istnienie gór, lecz ich położenie względem dominującego napływu wilgotnego powietrza. Pasmo ustawione poprzecznie do częstego kierunku przepływu może skutecznie wymuszać ruch pionowy. Po stronie wystawionej na napływ powstają wtedy warunki sprzyjające zwiększeniu zachmurzenia i opadów, podczas gdy obszary leżące za barierą otrzymują znacznie mniej wilgoci. Różnica może być widoczna nawet podczas pojedynczej sytuacji pogodowej. Po stronie nawietrznej szczyty bywają zasłonięte chmurami, występuje deszcz lub śnieg, a wilgotność jest wysoka. Po przekroczeniu grzbietu zachmurzenie może szybko maleć, pojawiają się przejaśnienia, a powietrze staje się cieplejsze i suchsze. Gdy podobny schemat powtarza się wielokrotnie przez wiele lat, jego konsekwencje przestają dotyczyć jedynie chwilowej pogody i zaczynają wpływać na klimat regionu. Cień opadowy może mieć różną wielkość i intensywność. Czasami obejmuje stosunkowo wąski obszar bezpośrednio za pasmem. W innych częściach świata oddziaływanie rozległych łańcuchów górskich przyczynia się do utrzymywania suchych warunków na ogromnych przestrzeniach położonych w głębi kontynentów. Nie oznacza to całkowitego braku opadów po stronie zawietrznej. Określenie odnosi się do ich ograniczenia w porównaniu z obszarem nawietrznym oraz do zmniejszonej częstości sytuacji sprzyjających ich powstawaniu. Opady mogą nadal występować w związku z frontami atmosferycznymi, konwekcją, napływem wilgoci z innego kierunku albo lokalnymi procesami. Mimo tego w dłuższej skali bilans wilgoci może być zdecydowanie mniej korzystny.
Dlaczego góry mogą ograniczać opady?
Góry ograniczają opady po swojej zawietrznej stronie, ponieważ ingerują w naturalny przepływ mas powietrza. Atmosfera poruszająca się nad stosunkowo płaskim terenem może przemieszczać się przez duże odległości bez gwałtownych zmian wysokości. Pojawienie się wysokiej bariery terenowej wymusza jednak zmianę toru przepływu. Kiedy powietrze dociera do zboczy, część strumienia zostaje skierowana ku górze. Proces określa się jako wznoszenie orograficzne. Wraz ze wzrostem wysokości ciśnienie atmosferyczne maleje, a unosząca się porcja powietrza rozpręża się. Energia potrzebna do rozprężania pochodzi z jej energii wewnętrznej, wskutek czego temperatura spada bez konieczności bezpośredniej wymiany ciepła z otoczeniem. Początkowo, dopóki powietrze nie jest nasycone parą wodną, ochładzanie przebiega stosunkowo szybko. Wraz ze spadkiem temperatury zmniejsza się jednak ilość pary wodnej potrzebna do osiągnięcia nasycenia, a wilgotność względna rośnie. Po osiągnięciu odpowiedniego poziomu rozpoczyna się kondensacja. Powstające kropelki wody lub kryształki lodu tworzą chmurę orograficzną. Dalsze wznoszenie może prowadzić do zwiększania jej grubości i podtrzymywania procesów prowadzących do opadu. Im dłuższa droga powietrza po zboczu, większa dostępność wilgoci oraz korzystniejsze warunki termodynamiczne, tym większa może być efektywność tego procesu. Ważną rolę odgrywa fakt, że opad usuwa część wody z przemieszczającej się masy powietrza. Deszcz lub śnieg spadają na nawietrzne zbocza, przez co powietrze przekraczające grzbiet może zawierać mniej pary wodnej niż przed rozpoczęciem wznoszenia. Góry nie zatrzymują więc wilgoci w sposób przypominający nieprzepuszczalną ścianę. Zmieniają warunki termodynamiczne przepływu w taki sposób, że część transportowanej wody zostaje wcześniej skondensowana i usunięta w postaci opadu. Po drugiej stronie grzbietu ruch powietrza kieruje się w dół. W miarę opadania ciśnienie wzrasta, powietrze ulega sprężaniu i ogrzewa się adiabatycznie. Rosnąca temperatura powoduje spadek wilgotności względnej, nawet gdy bezwzględna zawartość pary wodnej nie zmienia się gwałtownie na krótkim odcinku drogi. Chmury, które przedostały się nad grzbiet, mogą wtedy szybko zanikać. Kropelki odparowują, podstawa zachmurzenia podnosi się, a po zawietrznej stronie pojawiają się przejaśnienia lub całkowicie bezchmurne niebo. Dalszy rozwój chmur staje się trudniejszy, ponieważ opadające powietrze podlega procesowi przeciwnemu do tego, który wcześniej sprzyjał kondensacji. Góry nie ograniczają więc opadów wszędzie wokół siebie w jednakowym stopniu. Ich oddziaływanie jest asymetryczne. Jedna strona może otrzymywać dodatkową porcję opadów wskutek wymuszonego wznoszenia, podczas gdy druga znajduje się w obszarze osuszania i ogrzewania powietrza.
Strona nawietrzna i zawietrzna pasma górskiego
Zrozumienie cienia opadowego wymaga wyraźnego rozróżnienia strony nawietrznej i zawietrznej. Nie są to stałe określenia przypisane na zawsze do konkretnego zbocza. Zależą od aktualnego kierunku przepływu powietrza. Strona nawietrzna jest zwrócona w kierunku, z którego napływa powietrze. Gdy dominujący przepływ odbywa się z zachodu na wschód, zachodnie zbocza pasma są nawietrzne. Przy zmianie kierunku cyrkulacji układ może wyglądać inaczej. Znaczenie ma więc relacja pomiędzy orientacją pasma a kierunkiem przemieszczania się masy powietrza.Po stronie nawietrznej zaczyna się orograficzne wymuszanie wznoszenia. Powietrze stopniowo zdobywa wysokość, ochładza się, a jego wilgotność względna wzrasta. Po osiągnięciu nasycenia pojawiają się chmury, które często koncentrują się w pobliżu zboczy i grzbietów. Przy dostatecznej ilości wilgoci zachmurzenie może utrzymywać się przez wiele godzin. Opady po stronie nawietrznej bywają wtedy znacznie większe niż na terenach położonych na podobnej wysokości, lecz poza bezpośrednim oddziaływaniem bariery górskiej. Orografia może wzmacniać istniejącą strefę opadów, a w sprzyjających sytuacjach podtrzymywać ich występowanie nad tym samym obszarem. Różnice widoczne są również w rozmieszczeniu opadów śniegu. W chłodnej części roku nawietrzne stoki niektórych pasm otrzymują znacznie więcej śniegu niż zawietrzne. Ma to później znaczenie dla zasobów wodnych, ponieważ gruba pokrywa śnieżna magazynuje wodę uwalnianą podczas roztopów. Strona zawietrzna znajduje się po przeciwnej stronie grzbietu, czyli za barierą górską względem kierunku napływu. Powietrze zaczyna tam obniżać swoją wysokość. Wraz z opadaniem jest sprężane przez rosnące ciśnienie i ogrzewa się, co sprzyja obniżaniu wilgotności względnej. Proces ten prowadzi do coraz większego oddalenia od stanu nasycenia. Chmury stają się cieńsze, rozpadają się lub całkowicie zanikają. Prawdopodobieństwo dalszego opadu maleje, a w dolinach i na obszarach położonych dalej za górami może pojawić się wyraźnie cieplejsze oraz bardziej suche powietrze. W krajobrazie granica pomiędzy obiema stronami bywa niezwykle efektowna. Jedna część pasma może być pokryta gęstym zachmurzeniem, podczas gdy za grzbietem występuje błękitne niebo. W dużych systemach górskich podobny kontrast, powtarzający się przez wiele lat, pozostawia trwały ślad w środowisku. Nawietrzne zbocza mogą być pokryte lasami, a po stronie zawietrznej dominują stepy, suche zarośla lub krajobrazy półpustynne. Strona nawietrzna i zawietrzna nie są więc wyłącznie określeniami kierunku wiatru względem góry. Reprezentują dwa odmienne etapy przemian tej samej masy powietrza. Po jednej stronie dominują wznoszenie, ochładzanie i możliwość kondensacji, natomiast po drugiej opadanie, ogrzewanie oraz osuszanie. Z tej asymetrii rodzi się podstawowy mechanizm cienia opadowego.
Jak powstaje cień opadowy?
Powstawanie cienia opadowego jest procesem wieloetapowym, w którym kluczową rolę odgrywa przepływ powietrza przez barierę górską. Zjawisko rozpoczyna się jeszcze przed dotarciem masy powietrza do pierwszych stoków. Wilgoć transportowana z oceanów, mórz, dużych jezior lub innych zasobnych w wodę obszarów może być przemieszczana wraz z cyrkulacją na znaczne odległości. Dopiero spotkanie odpowiednio wysokiego pasma górskiego powoduje istotną zmianę pionowego toru ruchu. Cały mechanizm można rozpatrywać jako ciąg powiązanych ze sobą przemian. Wilgotne powietrze napływa ku górom, zostaje skierowane ku górze, ochładza się podczas wznoszenia, osiąga stan nasycenia i tworzy zachmurzenie. Część zawartej w nim wody może następnie zostać usunięta w postaci opadu. Po przekroczeniu grzbietu powietrze zaczyna opadać, ogrzewa się i oddala od stanu nasycenia. Po zawietrznej stronie tworzy się dzięki temu środowisko znacznie mniej sprzyjające zachmurzeniu i opadom. Skala tych przemian nie jest identyczna w każdej sytuacji. Czasami różnica pomiędzy obiema stronami pasma jest umiarkowana, w innych przypadkach staje się ogromna. Podstawowy mechanizm pozostaje jednak podobny i pokazuje, jak przepływ atmosferyczny oraz ukształtowanie terenu wspólnie decydują o przestrzennym rozmieszczeniu wilgoci.
Napływ wilgotnego powietrza w kierunku gór
Pierwszym etapem jest dostarczenie odpowiednio wilgotnej masy powietrza w pobliże pasma górskiego. Szczególnie wyraźne cienie opadowe mogą rozwijać się tam, gdzie dominujący przepływ transportuje powietrze znad dużych zbiorników wodnych w kierunku rozległych łańcuchów górskich. Nad oceanem lub morzem zachodzi ciągłe parowanie. Cząsteczki wody przechodzą ze stanu ciekłego do gazowego i trafiają do najniższej części atmosfery. Intensywność tego procesu zależy między innymi od temperatury powierzchni wody, właściwości napływającego powietrza, prędkości wiatru oraz różnicy wilgotności pomiędzy powierzchnią a atmosferą. Woda zgromadzona w postaci pary może być następnie transportowana wraz z przemieszczającymi się masami powietrza. W ten sposób wilgoć pochodząca znad oceanu może dotrzeć setki kilometrów w głąb lądu. Dopóki powietrze nie zostanie dostatecznie ochłodzone lub poddane silnemu wznoszeniu, znaczna część tej wody może pozostawać niewidoczna w postaci pary. Gdy na drodze przepływu pojawia się pasmo górskie, warunki zaczynają się zmieniać. Powietrze nie może kontynuować ruchu na dotychczasowej wysokości, ponieważ przed nim znajduje się rosnąca powierzchnia terenu. Część przepływu może omijać przeszkodę bokiem, szczególnie przy mniejszych pasmach, jednak w przypadku rozległych łańcuchów znaczna część masy zostaje zmuszona do wznoszenia. Bardzo ważna jest orientacja gór względem kierunku napływu. Pasmo położone niemal poprzecznie do przepływu może znacznie skuteczniej wymuszać ruch ku górze niż bariera ułożona równolegle. Z tego powodu dwa pasma o podobnej wysokości nie muszą wywierać jednakowego wpływu na opady. Istotna jest również głębokość warstwy wilgotnego powietrza. Jeśli znaczna ilość wilgoci występuje przez dużą część dolnej i środkowej troposfery, wymuszone wznoszenie może prowadzić do rozwoju rozległego zachmurzenia. Przy płytkiej warstwie wilgotnej efekt bywa słabszy, ponieważ ponad nią może znajdować się suche powietrze ograniczające rozwój chmur. Nie każda masa napływająca znad oceanu musi więc doprowadzić do intensywnych opadów na górach. Znaczenie ma cały profil atmosfery. Cień opadowy staje się szczególnie wyraźny wtedy, gdy przepływ przez dłuższy czas konsekwentnie dostarcza wilgoć do strony nawietrznej, a bariera terenowa skutecznie wymusza jej wznoszenie i sprzyja usuwaniu części wody przed przekroczeniem grzbietu.
Wymuszone wznoszenie i ochładzanie powietrza
Po dotarciu do nawietrznych stoków rozpoczyna się etap mający fundamentalne znaczenie dla całego zjawiska. Powietrze jest zmuszane do zwiększania wysokości wraz z rosnącym terenem. W atmosferze oznacza to przemieszczanie się do obszaru coraz niższego ciśnienia. Wznosząca się porcja powietrza trafia pod mniejszy nacisk otoczenia, dzięki czemu zwiększa swoją objętość. Rozprężanie wymaga energii, a jego skutkiem jest spadek temperatury. Proces ten może zachodzić bez bezpośredniego oddawania ciepła do otaczającej atmosfery i określany jest jako ochładzanie adiabatyczne. Przed osiągnięciem nasycenia powietrze ochładza się zgodnie z suchym gradientem adiabatycznym, wynoszącym w przybliżeniu 1°C na każde 100 metrów wznoszenia. Jest to wartość orientacyjna opisująca zmianę temperatury nienasyconej porcji powietrza przemieszczającej się pionowo. Spadek temperatury ma ogromne znaczenie dla wilgotności względnej. W chłodniejszym powietrzu stan nasycenia osiągany jest przy mniejszej zawartości pary wodnej niż w cieplejszym. W miarę wznoszenia i ochładzania wilgotność względna rośnie, nawet zanim rozpocznie się kondensacja. Proces może być łatwo zauważalny w górach. Dolne partie zboczy pozostają czasami wolne od zachmurzenia, podczas gdy wyżej pojawia się wyraźna warstwa chmur otaczająca grzbiet. Jej dolna granica wskazuje w przybliżeniu wysokość, na której unoszone powietrze zbliżyło się do nasycenia i rozpoczęło tworzenie widocznych kropelek wody. Wznoszenie nie musi odbywać się wyłącznie w wąskiej strefie bezpośrednio przy zboczu. Oddziaływanie rozległego pasma może wpływać na przepływ jeszcze przed dotarciem do najwyższych partii terenu. Powietrze może stopniowo zwiększać wysokość na dużym obszarze, a rozwój zachmurzenia rozpoczynać się przed głównym grzbietem. Im większą wysokość musi pokonać masa powietrza, tym większy potencjalny spadek temperatury może wystąpić podczas wznoszenia. Wysokie pasmo tworzy więc możliwość znacznie głębszej przemiany właściwości powietrza niż niewielkie wzgórza, choć sama wysokość nie przesądza jeszcze o wielkości opadu. Po osiągnięciu stanu nasycenia charakter dalszego ochładzania ulega zmianie. Rozpoczynająca się kondensacja wiąże się z uwalnianiem ciepła utajonego. Z tego powodu nasycone powietrze ochładza się podczas dalszego wznoszenia wolniej niż powietrze nienasycone. Tempo tej zmiany nie jest stałe, ponieważ zależy między innymi od temperatury i ilości kondensującej pary wodnej. Wymuszone wznoszenie nad górami tworzy zatem warunki, w których wilgotna masa może zostać doprowadzona od stanu nienasyconego do nasycenia. Bez bariery terenowej ta sama masa mogłaby przemieścić się dalej bez tak znacznego wzrostu wysokości, a część zawartej w niej wilgoci nie zostałaby w tym miejscu przekształcona w zachmurzenie i opad.
Kondensacja pary wodnej, rozwój chmur i opady
Gdy temperatura unoszącego się powietrza spadnie dostatecznie, osiągnięty zostaje stan nasycenia. Para wodna zaczyna kondensować na obecnych w atmosferze jądrách kondensacji, tworząc ogromną liczbę mikroskopijnych kropelek. Przy odpowiednio niskiej temperaturze w chmurze mogą występować również kryształki lodu oraz przechłodzone krople wody. W ten sposób nad nawietrznym zboczem rozwija się zachmurzenie orograficzne. Jego wygląd może być bardzo różny zależnie od stabilności atmosfery, wilgotności, wysokości pasma i prędkości przepływu. Czasami góry przykrywa stosunkowo jednolita warstwa chmur, w innych sytuacjach rozwijają się znacznie głębsze struktury. Samo utworzenie chmury nie oznacza jeszcze powstania opadu docierającego do powierzchni. Kropelki chmurowe są początkowo zbyt małe, aby szybko opadać. Muszą ulec dalszemu wzrostowi poprzez procesy zachodzące wewnątrz chmury. W chmurach wodnych istotne jest zderzanie i łączenie się kropelek, natomiast w chmurach zawierających fazę lodową duże znaczenie mają procesy związane ze współistnieniem kropelek przechłodzonych i kryształków lodu. Długotrwałe wymuszanie przepływu nad stokiem może sprzyjać podtrzymywaniu zachmurzenia. Nowe porcje wilgotnego powietrza nieustannie docierają od strony nawietrznej, są unoszone i dostarczają kolejną ilość pary wodnej. Jeśli warunki utrzymują się przez wiele godzin, opady mogą obejmować ten sam region przez długi czas. W efekcie suma opadów na nawietrznych stokach może być znacznie większa niż na sąsiednich terenach nizinnych. Szczególnie korzystne położenie względem częstego napływu wilgotnych mas może sprawić, że różnica utrwali się również w wieloletnich danych klimatycznych. Znaczna część wody transportowanej ku górom zostaje wtedy związana z procesami zachodzącymi przed grzbietem lub w jego pobliżu. Deszcz spływa po zboczach, zasila glebę, rzeki i wody podziemne. Zimą wilgoć może być magazynowana w pokrywie śnieżnej i lodzie. Dla dalszego rozwoju cienia opadowego szczególnie istotne jest usuwanie wody z przemieszczającej się masy. Powietrze docierające nad najwyższe partie pasma może być uboższe w całkowitą zawartość wilgoci niż wcześniej. Im skuteczniejszy jest proces kondensacji i opadu po stronie nawietrznej, tym większy może być późniejszy kontrast. Nie cała skondensowana woda musi jednak spaść przed przekroczeniem grzbietu. Część chmur może przechodzić na stronę zawietrzną, a opad czasami występuje również za najwyższą linią gór. Granica cienia opadowego nie jest więc ostrą linią biegnącą dokładnie wzdłuż grzbietu. Jest to przestrzenna strefa, w której wraz z opadaniem i ogrzewaniem powietrza warunki dla utrzymywania zachmurzenia oraz opadów stają się coraz mniej korzystne.
Przejście powietrza na zawietrzną stronę gór
Po osiągnięciu najwyższych partii pasma masa powietrza zaczyna przemieszczać się na stronę zawietrzną. Jest to moment przejścia pomiędzy środowiskiem sprzyjającym wznoszeniu a obszarem, w którym ruch powietrza nabiera składowej skierowanej w dół. Położenie grzbietu nie oznacza automatycznie natychmiastowego zaniku wszystkich chmur. Ich część może sięgać pewną odległość za góry, a w sprzyjających sytuacjach również tam może występować opad. Wraz z dalszym przemieszczaniem się powietrza w dół zbocza coraz większe znaczenie zaczyna jednak odgrywać ogrzewanie adiabatyczne. Powietrze znajdujące się po zawietrznej stronie jest już inne od masy, która wcześniej dotarła do podnóża gór. Przeszło proces wznoszenia i ochładzania, doszło w nim do kondensacji, a część wilgoci mogła zostać utracona w postaci deszczu lub śniegu. Jego dalsza droga odbywa się więc przy zmienionym bilansie wodnym. Warto podkreślić, że nie należy wyobrażać sobie grzbietu jako bariery zatrzymującej całe zachmurzenie po jednej stronie. Powietrze przepływa ponad górami, a wraz z nim mogą przemieszczać się chmury. Decydujące znaczenie ma zmiana warunków termodynamicznych podczas schodzenia na niższe wysokości. W niektórych sytuacjach granica zachmurzenia w pobliżu grzbietu może być bardzo wyraźna. Po stronie nawietrznej widoczna jest rozległa warstwa chmur, która zdaje się przelewać przez szczyty, lecz po zawietrznej szybko się rozpada. Zjawisko pokazuje, jak niewielka zmiana wysokości i związane z nią ogrzewanie mogą wpływać na stan nasycenia powietrza. Za grzbietem może pojawić się również rozległa strefa przejaśnień. Podczas gdy po przeciwnej stronie nadal występują opady, w dolinach zawietrznych dociera do powierzchni znacznie więcej promieniowania słonecznego. Dodatkowe ogrzewanie podłoża może jeszcze bardziej zwiększać różnice temperatury i wilgotności pomiędzy obiema stronami pasma. Przepływ po zawietrznej stronie bywa przy tym znacznie bardziej skomplikowany niż proste, łagodne opadanie. W zależności od prędkości wiatru, stabilności atmosfery i kształtu gór mogą powstawać fale górskie, wiry oraz silna turbulencja. Nie zmienia to podstawowej zasady cienia opadowego, ponieważ duża część powietrza znajdującego się za barierą trafia ostatecznie na niższe wysokości i podlega ogrzewaniu.
Opadanie, ogrzewanie i spadek wilgotności powietrza
Końcowy etap mechanizmu odpowiada bezpośrednio za powstanie suchej strefy po zawietrznej stronie pasma. Powietrze przemieszczające się w dół trafia do warstw o coraz większym ciśnieniu. Ulega sprężaniu, a jego temperatura wzrasta adiabatycznie. Dopóki w opadającym powietrzu występuje chmura, część energii związana jest z przemianami fazowymi wody. W miarę ogrzewania kropelki zaczynają jednak odparowywać. Po całkowitym zaniku chmury powietrze staje się nienasycone i przy dalszym opadaniu ogrzewa się zgodnie z suchym gradientem adiabatycznym, w przybliżeniu o 1°C na każde 100 metrów obniżania wysokości. Wzrost temperatury bardzo silnie wpływa na wilgotność względną. Jej wartość nie informuje wyłącznie o rzeczywistej ilości pary wodnej znajdującej się w powietrzu, lecz określa stopień zbliżenia do stanu nasycenia przy danej temperaturze. Cieplejsze powietrze może znajdować się znacznie dalej od nasycenia niż chłodniejsze przy podobnej zawartości pary wodnej. Po stronie zawietrznej występują jednocześnie dwa procesy sprzyjające powstawaniu suchych warunków. Część wilgoci została wcześniej usunięta podczas opadów po stronie nawietrznej, a pozostałe powietrze podczas schodzenia ku niższym wysokościom intensywnie się ogrzewa. Połączenie obu efektów może prowadzić do bardzo dużego spadku wilgotności względnej. Chmury znajdujące się za grzbietem zaczynają w takich warunkach odparowywać. Im dalej powietrze opada, tym trudniejsze staje się utrzymanie stanu nasycenia. Z czasem może dojść do całkowitego zaniku zachmurzenia, mimo że zaledwie kilkadziesiąt kilometrów wcześniej ta sama masa powietrza uczestniczyła w powstawaniu opadów. Wysuszanie nie kończy się na zmianie wyglądu nieba. Ciepłe i suche powietrze zwiększa możliwość parowania wody z powierzchni gleby, zbiorników wodnych oraz roślinności. W regionach znajdujących się regularnie pod wpływem cienia opadowego prowadzi to do dodatkowego pogłębiania deficytu wilgoci. Znaczenie ma również czas trwania podobnego schematu. Jednorazowe przejście masy powietrza przez góry może spowodować krótkotrwałe różnice pogodowe. Jeśli jednak dominujący przepływ przez znaczną część roku wielokrotnie odbywa się w podobnym kierunku, kontrast pomiędzy stroną nawietrzną i zawietrzną zostaje zapisany w wieloletnim rozkładzie opadów. W ten sposób mechanizm rozpoczynający się od napływu wilgotnego powietrza może ostatecznie prowadzić do powstania rozległego suchego regionu. Po jednej stronie bariery górskiej wilgoć jest koncentrowana przez wznoszenie, kondensację i opady. Po drugiej dominują opadanie, ogrzewanie oraz coraz mniejsza wilgotność względna. Cień opadowy jest więc rezultatem pełnej drogi masy powietrza przez góry. Każdy etap ma własne znaczenie, a dopiero ich połączenie pozwala wyjaśnić, dlaczego po dwóch stronach tego samego pasma mogą występować tak odmienne warunki pogodowe, hydrologiczne i klimatyczne.
Od czego zależy siła cienia opadowego?
Cień opadowy nie ma wszędzie takiej samej intensywności. W jednym regionie różnica pomiędzy obiema stronami pasma górskiego może ograniczać się do umiarkowanego zmniejszenia sum opadów, natomiast w innym prowadzić do powstania ogromnego kontrastu pomiędzy wilgotnymi stokami a niemal pustynnym obszarem położonym za górami. O sile tego zjawiska decyduje jednoczesne oddziaływanie rzeźby terenu oraz właściwości przepływającej masy powietrza. Szczególne znaczenie mają wysokość i rozciągłość bariery górskiej, jej orientacja względem dominującego przepływu oraz ilość wilgoci transportowanej w kierunku stoków. Istotna jest również pionowa struktura atmosfery, ponieważ od niej zależy, czy powietrze będzie mogło swobodnie pokonywać barierę, jak intensywne stanie się wymuszone wznoszenie i na jakiej wysokości rozpocznie się kondensacja. Silny cień opadowy powstaje najłatwiej wtedy, gdy kilka sprzyjających czynników występuje jednocześnie. Rozległe i wysokie pasmo przecina drogę częstego napływu wilgotnych mas, powietrze jest zmuszane do znacznego wznoszenia, a po stronie nawietrznej regularnie rozwijają się chmury i opady. Po przekroczeniu grzbietu osuszone powietrze schodzi na znacznie niższe wysokości i intensywnie się ogrzewa. W takich warunkach kontrast może utrwalać się przez bardzo długi czas i stać się jedną z podstawowych cech klimatu regionu.
Wysokość i ukształtowanie pasma górskiego
Wysokość gór ma duże znaczenie, ponieważ określa, jak dużą zmianę wysokości musi pokonać przepływające powietrze. Im wyżej zostaje ono wyniesione ponad poziom, z którego rozpoczęło wznoszenie, tym większe może być jego ochłodzenie i tym większa szansa na osiągnięcie stanu nasycenia. Niewysokie wzniesienia również mogą zwiększać opady po stronie nawietrznej, szczególnie przy bardzo wilgotnym powietrzu, lecz ich zdolność do tworzenia rozległego i trwałego cienia opadowego jest zazwyczaj mniejsza niż w przypadku potężnych łańcuchów górskich. Wysoka bariera pozwala na głębsze przekształcenie masy powietrza podczas przechodzenia nad terenem. Sama wysokość szczytów nie wyjaśnia jednak całego zjawiska. Równie ważna jest wysokość względna, czyli różnica pomiędzy poziomem terenu przed górami, grzbietem oraz obszarem znajdującym się po stronie zawietrznej. Powietrze, które po przekroczeniu wysokiego grzbietu schodzi do głęboko położonej kotliny lub rozległej niziny, może ogrzać się znacznie bardziej niż wtedy, gdy za pasmem znajduje się wysoko położony płaskowyż. Przykładowo masa powietrza przekraczająca grzbiet na wysokości kilku tysięcy metrów, a następnie opadająca niemal do poziomu morza, przechodzi bardzo dużą zmianę ciśnienia i temperatury. Proces sprzyja znacznemu obniżeniu wilgotności względnej. Jeśli podczas wcześniejszego wznoszenia wystąpiły obfite opady, połączenie utraty części wody i silnego ogrzewania podczas opadania może stworzyć wyjątkowo suchą masę. Duże znaczenie ma także szerokość pasma. Wąski łańcuch o stromych stokach oddziałuje na przepływ inaczej niż rozległy system obejmujący wiele równoległych grzbietów, dolin i płaskowyżów. W tym drugim przypadku powietrze może być wielokrotnie unoszone i opuszczane podczas przemieszczania się przez teren górski. Rozległość bariery wpływa również na możliwość jej omijania. W przypadku krótkiego pasma część przepływu może zostać skierowana wokół jego krańców. Ogromny łańcuch ciągnący się przez setki lub tysiące kilometrów stanowi znacznie skuteczniejszą przeszkodę dla mas przemieszczających się w skali synoptycznej. Nie bez znaczenia pozostaje kształt stoków. Strome zbocza mogą wymuszać szybkie zwiększanie wysokości przepływu na stosunkowo niewielkiej odległości poziomej. Łagodniejsze stoki powodują bardziej stopniowe wznoszenie. Nie można jednak automatycznie zakładać, że bardziej stroma góra zawsze oznacza większe opady. Ostateczny rezultat zależy również od prędkości przepływu, stabilności atmosfery, głębokości wilgotnej warstwy i czasu oddziaływania powietrza z terenem. Rzeźba gór rzadko jest przy tym prostą, jednolitą ścianą. Przełęcze, doliny poprzeczne i obniżenia grzbietu tworzą miejsca, przez które część powietrza może przepływać na mniejszej wysokości. W takich obszarach efekt osuszania może być słabszy niż za najwyższymi fragmentami pasma. Z kolei kilka równoległych pasm może prowadzić do stopniowego usuwania wilgoci podczas kolejnych etapów wznoszenia. Powietrze, które po pokonaniu pierwszej bariery nadal zawiera znaczną ilość pary wodnej, może ponownie zostać wyniesione nad następny grzbiet. W rezultacie wnętrze rozległego systemu górskiego oraz obszary położone za jego ostatnim pasmem mogą otrzymywać bardzo niewielkie ilości wilgoci pochodzącej z pierwotnego kierunku napływu. Znaczenie ma także położenie poziomu kondensacji względem wysokości terenu. Przy dużej wilgotności chmury mogą pojawić się już na stosunkowo niewielkiej wysokości, dzięki czemu powietrze pozostaje nasycone przez znaczną część drogi ku grzbietowi. Zwiększa to przestrzeń, w której mogą zachodzić procesy prowadzące do powstawania opadu. W bardziej suchej masie poziom kondensacji znajduje się wyżej. Niewysokie góry mogą wtedy nie wystarczyć do wywołania rozległego zachmurzenia, natomiast wyższe pasmo nadal może doprowadzić powietrze do nasycenia. Nie można więc wskazać jednej wysokości, powyżej której cień opadowy automatycznie staje się silny. Znaczenie ma relacja pomiędzy wymiarami bariery a właściwościami przepływu. Te same góry podczas jednej sytuacji mogą wywołać bardzo wyraźny kontrast opadowy, a podczas innej wpływ będzie zdecydowanie mniejszy. W skali klimatycznej szczególnie skuteczne są pasma wystarczająco wysokie, szerokie i rozległe, aby wielokrotnie oddziaływać na dominujący transport wilgoci. Wtedy ich obecność nie tylko modyfikuje pojedyncze strefy opadów, lecz przez lata kształtuje przestrzenny rozkład zasobów wodnych po obu stronach bariery.
Kierunek przepływu powietrza względem gór
Nawet bardzo wysokie pasmo nie stworzy silnego cienia opadowego przy każdym kierunku przepływu. Kluczowe znaczenie ma kąt, pod jakim powietrze dociera do bariery terenowej. Najbardziej sprzyjająca sytuacja występuje wtedy, gdy znaczna część przepływu jest skierowana poprzecznie do osi pasma. Powietrze napotyka wtedy rosnącą wysokość terenu i zostaje skutecznie wymuszone ku górze. Im większa jest składowa przepływu skierowana prostopadle do zboczy, tym silniejsze może być oddziaływanie orograficzne. Gdy wiatr wieje niemal równolegle do pasma, znaczna część masy może przemieszczać się wzdłuż gór zamiast pokonywać ich wysokość. Wznoszenie jest wtedy słabsze, a różnica pomiędzy obiema stronami bariery może być mniejsza. Nie oznacza to, że przepływ musi być idealnie prostopadły. Rzeczywista atmosfera jest znacznie bardziej złożona, a kierunek wiatru może zmieniać się wraz z wysokością. Dolna część masy może napływać pod innym kątem niż powietrze znajdujące się kilka kilometrów wyżej. Szczególnie ważny jest kierunek transportu wilgoci, który nie zawsze musi dokładnie odpowiadać kierunkowi wiatru obserwowanemu przy powierzchni. Znaczna część pary wodnej może być przenoszona w określonej warstwie troposfery. Jeśli jej przepływ zostaje skierowany na pasmo, warunki dla zwiększenia opadów po stronie nawietrznej stają się korzystniejsze. Długotrwałość określonego kierunku ma ogromne znaczenie dla klimatycznej postaci cienia opadowego. Jednorazowy przepływ prostopadły do gór może stworzyć silny kontrast pogodowy trwający kilka lub kilkanaście godzin. Aby jednak za pasmem rozwinął się trwale suchy region, podobny układ transportu wilgoci musi występować odpowiednio często. W wielu częściach świata decydują o tym dominujące elementy cyrkulacji atmosferycznej. Jeśli przez dużą część roku masy powietrza najczęściej napływają z określonego kierunku, jedna strona pasma regularnie pełni funkcję nawietrznej, a przeciwna znajduje się w jej cieniu. Zmiany sezonowe mogą jednak modyfikować ten układ. Kierunek przepływu, położenie układów barycznych oraz źródła wilgoci mogą różnić się pomiędzy poszczególnymi porami roku. Region bardzo suchy w jednym sezonie może w innym otrzymywać więcej opadów z kierunku, przy którym główna bariera górska przestaje tak skutecznie ograniczać dopływ wilgoci. Jeszcze bardziej interesujące są obszary otoczone górami z kilku stron. W takich miejscach dostęp wilgotnych mas może być ograniczany przy wielu kierunkach napływu. Kotlina lub płaskowyż położony wewnątrz rozległego systemu górskiego może znajdować się w cieniu kilku pasm, co sprzyja wyjątkowo małym sumom opadów. Istotna jest także prędkość przepływu. Bardzo słaby wiatr może nie zapewniać intensywnego transportu wilgoci ku górom, natomiast silniejszy przepływ zwiększa ilość powietrza przechodzącego przez barierę w określonym czasie. Nie oznacza to jednak prostej zależności, według której im większa prędkość, tym zawsze silniejszy cień. Przy bardzo silnym przepływie struktura fal górskich i rozmieszczenie opadów mogą ulegać znacznym zmianom. Orientacja pasma względem najczęstszych kierunków transportu wilgoci jest więc jednym z powodów, dla których cień opadowy może być niezwykle silny za jednymi górami, a znacznie mniej widoczny za innymi o podobnej wysokości. Liczy się nie tylko wielkość przeszkody, lecz także sposób, w jaki atmosfera jest zmuszana do jej pokonania.
Ilość wilgoci w napływającej masie powietrza
Trzecim podstawowym czynnikiem jest ilość wody transportowanej przez atmosferę w kierunku gór. Bez odpowiedniego zasobu wilgoci nawet silne wymuszenie orograficzne nie doprowadzi do bardzo obfitych opadów po stronie nawietrznej. Wilgotna masa napływająca znad oceanu ma znacznie większy potencjał do rozwoju rozległego zachmurzenia niż suche powietrze, które wcześniej przez długi czas przemieszczało się nad kontynentem. Odległość od źródła wilgoci może mieć więc duże znaczenie, choć sama bliskość oceanu nie przesądza jeszcze o wielkości opadów. Powietrze musi również przemieszczać się z obszaru źródłowego w kierunku pasma. Góry położone blisko oceanu, ale znajdujące się poza dominującą drogą transportu wilgoci, mogą otrzymywać mniej opadów niż bardziej oddalone pasmo ustawione bezpośrednio na trasie częstego napływu wilgotnych mas. Ważna jest nie tylko wilgotność przy powierzchni, lecz także pionowy rozkład pary wodnej. Głęboka wilgotna warstwa umożliwia rozwój znacznie grubszych chmur podczas wznoszenia. Gdy wilgoć ogranicza się jedynie do najniższych poziomów, a wyżej znajduje się suche powietrze, mieszanie może osłabiać zachmurzenie i zmniejszać efektywność opadu. Temperatura masy również wpływa na ilość pary wodnej, jaka może być w niej transportowana. Ciepłe powietrze może zawierać znacznie więcej pary wodnej przed osiągnięciem nasycenia niż bardzo chłodne. Z tego powodu ciepły i wilgotny przepływ może dostarczać ku górom ogromne ilości wody. Przy intensywnym transporcie wilgoci opady na nawietrznych stokach mogą stać się długotrwałe i bardzo obfite. Powietrze nieustannie napływa, wznosi się, kondensuje część zawartej pary, a następnie przekracza grzbiet z mniejszym zasobem wody. Kolejne porcje powtarzają ten sam proces. Im większa część wilgoci zostanie usunięta przed przejściem na stronę zawietrzną, tym silniejszy może stać się kontrast. Nie należy jednak zakładać, że góry zawsze „wyciskają” z masy powietrza większość dostępnej wody. Efektywność opadu zależy od struktury chmur, temperatury, czasu trwania wznoszenia oraz wielu procesów zachodzących w ich wnętrzu. Część wilgoci może bez przeszkód przekroczyć grzbiet. Z tego powodu po stronie zawietrznej nie zawsze pojawia się całkowicie bezchmurne niebo. Przy wyjątkowo wilgotnej i głębokiej masie opady mogą sięgać również za góry, choć ich natężenie i suma często stopniowo maleją wraz z oddalaniem się od głównej strefy wymuszonego wznoszenia. Inaczej wygląda sytuacja przy umiarkowanie wilgotnym powietrzu, które podczas pokonywania wysokiej bariery traci znaczną część dostępnej wody. Po zawietrznej stronie pozostaje wtedy znacznie mniejszy zasób wilgoci, a jednoczesne ogrzewanie podczas opadania szybko obniża wilgotność względną. Cień opadowy może być w takich warunkach bardzo wyraźny. Znaczenie mają również wcześniejsze losy masy powietrza. Powietrze docierające do kolejnego pasma może już wcześniej przekroczyć inne góry i utracić część wilgoci. Każda następna bariera napotyka wtedy masę coraz bardziej przekształconą. Mechanizm ten jest szczególnie ważny we wnętrzach kontynentów, gdzie pomiędzy oceanem a suchym regionem znajduje się kilka rozległych systemów górskich. Ilość wilgoci może zmieniać się także sezonowo. W jednej części roku przepływ z wilgotnego źródła jest częsty, a w innej zostaje zastąpiony suchszymi masami. W konsekwencji intensywność opadów orograficznych oraz wyrazistość cienia nie muszą być jednakowe przez wszystkie miesiące. O sile cienia opadowego decyduje zatem nie pojedynczy parametr, lecz wzajemne dopasowanie wielu elementów. Wysokie i rozległe góry muszą znaleźć się na drodze odpowiednio wilgotnego przepływu, a powietrze powinno zostać wyniesione dostatecznie wysoko, aby kondensacja i opady mogły znacząco zmienić jego zasób wodny. Po drugiej stronie potrzebne jest natomiast opadanie pozwalające na ponowne ogrzanie i osuszenie masy. Dopiero współdziałanie tych procesów pozwala zrozumieć, dlaczego niektóre pasma oddzielają od siebie regiony o skrajnie odmiennych warunkach, podczas gdy za innymi górami różnice są znacznie subtelniejsze.
Jak duże mogą być różnice po obu stronach gór?
Cień opadowy może prowadzić do bardzo dużych różnic klimatycznych na stosunkowo niewielkiej odległości. Pasmo górskie rozdziela wówczas obszary znajdujące się pod wpływem tej samej ogólnej cyrkulacji atmosferycznej, lecz otrzymujące zupełnie inną ilość wilgoci. Po stronie nawietrznej częste wymuszone wznoszenie sprzyja rozwojowi chmur i opadów, natomiast za grzbietem dominujące opadanie oraz ogrzewanie powietrza ograniczają możliwość kondensacji. Kontrast nie dotyczy wyłącznie rocznej sumy opadów. Różnice obejmują również częstość dni z deszczem lub śniegiem, długość okresów bezopadowych, wilgotność powietrza, stopień zachmurzenia, trwałość pokrywy śnieżnej, parowanie oraz dostępność wody w glebie. W konsekwencji po przeciwnych stronach tego samego pasma mogą rozwijać się całkowicie odmienne krajobrazy. Skala zmian zależy od siły oddziaływania orograficznego oraz od tego, jak często powtarza się przepływ sprzyjający powstawaniu cienia. Podczas pojedynczej sytuacji pogodowej różnica może być krótkotrwała, ale bardzo wyraźna. W skali wielu lat systematyczne uprzywilejowanie strony nawietrznej pod względem opadów prowadzi do utrwalenia kontrastu klimatycznego.
Kontrast w ilości opadów
Najbardziej bezpośrednim skutkiem cienia opadowego jest nierównomierne rozmieszczenie opadów. Po stronie nawietrznej ich suma może wzrastać wraz ze zbliżaniem się do gór i zwiększaniem wysokości terenu. Napływające powietrze jest coraz intensywniej unoszone, ochładza się, osiąga nasycenie i dostarcza wodę w postaci deszczu lub śniegu. Nie oznacza to, że opady zawsze rosną aż do najwyższego szczytu. Rzeczywisty rozkład jest bardziej skomplikowany. Maksimum może znajdować się na określonej wysokości lub przed głównym grzbietem, zależnie od pionowego rozkładu wilgoci, prędkości przepływu, rodzaju zachmurzenia oraz sposobu przemieszczania się cząstek opadowych. Najważniejszy pozostaje jednak ogólny efekt zwiększenia opadów po stronie wystawionej na wilgotny napływ. W przypadku długotrwałego przepływu różnica może narastać przez wiele godzin. Kolejne porcje powietrza są unoszone nad tym samym obszarem, a powstające chmury dostarczają następne opady. Nawietrzne zbocza mogą otrzymać wtedy znacznie więcej wody niż obszary znajdujące się zaledwie kilkadziesiąt kilometrów dalej. Po przekroczeniu głównej bariery suma opadów często zaczyna gwałtownie maleć. Część wilgoci została już wykorzystana podczas powstawania chmur i opadów, a opadające powietrze stopniowo się ogrzewa. Warunki sprzyjające dalszej kondensacji stają się coraz mniej korzystne. Zmniejszenie opadów nie zawsze przebiega równomiernie wraz z odległością od grzbietu. Lokalne pasma, doliny i kotliny mogą modyfikować przepływ, tworząc dodatkowe strefy wznoszenia albo osiadania. Z tego powodu mapa opadów na terenach górskich często przedstawia bardzo skomplikowany układ. Przy silnym cieniu różnica po obu stronach bariery może być wielokrotna. Wilgotne zbocza mogą otrzymywać każdego roku bardzo duże ilości deszczu lub śniegu, podczas gdy za grzbietem roczne sumy są na tyle małe, że nie wystarczają do utrzymania zwartej roślinności leśnej bez dodatkowych źródeł wody. W najbardziej wyrazistych przypadkach góry mogą rozdzielać środowiska należące do zupełnie innych typów klimatycznych. Z jednej strony rozwijają się lasy i gęsta sieć rzeczna, a po drugiej pojawiają się stepy, półpustynie lub pustynie. Tak duża różnica nie wynika oczywiście wyłącznie z jednej sytuacji pogodowej. Jest efektem wieloletniego powtarzania podobnego kierunku transportu wilgoci. Znaczenie ma także forma opadu. W wysokich górach ogromna część wody może być magazynowana w postaci śniegu. Po stronie nawietrznej grubość i trwałość pokrywy śnieżnej mogą być znacznie większe niż na podobnych wysokościach po zawietrznej stronie pasma. Różnica ujawnia się później podczas sezonu roztopowego, kiedy zgromadzona zimą woda zasila rzeki. Cień opadowy wpływa więc nie tylko na ilość wody spadającej bezpośrednio z atmosfery. Poprzez nierównomierne rozmieszczenie deszczu i śniegu zmienia cały późniejszy obieg wody na powierzchni ziemi. Warto również pamiętać, że strona zawietrzna nie musi być sucha podczas każdego dnia i każdego rodzaju cyrkulacji. Zmiana kierunku napływu może przynieść opady z innej strony, a lokalna konwekcja może prowadzić do powstawania chmur niezależnie od klasycznego mechanizmu orograficznego. O cieniu opadowym świadczy przede wszystkim trwała statystyczna różnica widoczna w dłuższej skali czasu.
Różnice wilgotności i zachmurzenia
Kontrast pomiędzy stroną nawietrzną i zawietrzną jest często widoczny jeszcze zanim porówna się ilość opadów. Jedną z najbardziej zauważalnych różnic może być stopień zachmurzenia. Po stronie nawietrznej unoszenie sprzyja osiąganiu nasycenia, natomiast po drugiej stronie opadanie działa w kierunku przeciwnym. Wilgotne powietrze wznoszące się nad stokiem ochładza się i może stosunkowo szybko osiągnąć poziom kondensacji. Powstające chmury mogą przykrywać znaczną część gór, otaczać szczyty oraz tworzyć rozległą warstwę po stronie napływu. Przy silnym przepływie zachmurzenie może wyglądać tak, jakby przelewało się przez grzbiet. Za najwyższą częścią pasma chmura często zaczyna jednak tracić swoją strukturę. Opadające powietrze trafia pod coraz większe ciśnienie, ogrzewa się i oddala od stanu nasycenia. Kropelki wody zaczynają odparowywać, a zachmurzenie może stopniowo zanikać. W sprzyjającej sytuacji przejście od zachmurzonego do niemal bezchmurnego nieba może nastąpić na bardzo niewielkiej odległości. Jeden stok pozostaje wtedy ukryty pod chmurami, a po drugiej stronie grzbietu widoczne są rozległe przejaśnienia. Tak wyraźna granica jest jednym z najbardziej widowiskowych przejawów wpływu gór na przepływ atmosferyczny. Równocześnie zmienia się wilgotność względna. Po stronie nawietrznej powietrze zbliża się do nasycenia, a wewnątrz chmur osiąga bardzo wysoką wilgotność. Po stronie zawietrznej wzrost temperatury podczas opadania powoduje szybkie zmniejszanie wilgotności względnej. Różnica może być szczególnie duża w głęboko położonych dolinach zawietrznych. Powietrze schodzące z wysokiego grzbietu pokonuje znaczną różnicę wysokości, dzięki czemu ma możliwość silnego ogrzania. W dolinie może być więc nie tylko bardziej suche, lecz również wyraźnie cieplejsze od powietrza znajdującego się na podobnej wysokości przed barierą. Mniejsze zachmurzenie dodatkowo zwiększa ilość promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni. W ciągu dnia podłoże po stronie zawietrznej może otrzymywać więcej energii niż wilgotne, zasłonięte chmurami stoki nawietrzne. Wzmacnia to nagrzewanie powierzchni i może zwiększać potencjalne parowanie.Powstaje w ten sposób mechanizm pogłębiający kontrast. Mniejsza ilość opadów ogranicza dostępność wody, niższa wilgotność względna sprzyja wysychaniu, a większa ilość promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni może zwiększać utratę wilgoci z gleby i roślinności. Różnice mogą występować również nocą. Mniejsze zachmurzenie sprzyja silniejszemu wypromieniowywaniu energii z powierzchni, przez co suche obszary zawietrzne mogą doświadczać większych dobowych wahań temperatury. Charakter tego efektu zależy jednak od lokalnego ukształtowania terenu, prędkości wiatru, wilgotności i wielu innych czynników. Wysoka wilgotność po stronie nawietrznej wpływa także na częstość występowania mgieł oraz niskiego zachmurzenia na stokach. Roślinność może otrzymywać wodę nie tylko bezpośrednio z deszczu, ale również poprzez kontakt z kroplami zawieszonymi w chmurach i mgle. W niektórych środowiskach górskich stanowi to istotny element lokalnego bilansu wodnego. Po stronie zawietrznej podobne źródło wilgoci jest znacznie słabsze. Mniejsza częstość zachmurzenia przy powierzchni i niższa wilgotność powietrza mogą dodatkowo zwiększać różnicę w warunkach dostępnych dla roślin. Kontrast pomiędzy obiema stronami gór obejmuje więc cały zestaw powiązanych cech atmosfery. Nie sprowadza się do prostego stwierdzenia, że po jednej stronie pada, a po drugiej nie. Zmienia się częstotliwość zachmurzenia, stopień nasycenia powietrza, dopływ promieniowania słonecznego oraz intensywność procesów prowadzących do utraty wody z powierzchni.
Dlaczego suchy obszar może rozciągać się daleko za górami?
Cień opadowy nie musi kończyć się bezpośrednio u podnóża zawietrznego stoku. W przypadku wielkich systemów górskich obszar o ograniczonych opadach może rozciągać się dziesiątki, setki, a przy odpowiedniej konfiguracji geograficznej nawet znacznie więcej kilometrów w głąb lądu. Podstawową przyczyną jest fakt, że masa powietrza po przekroczeniu gór nie odzyskuje automatycznie wilgoci utraconej podczas wcześniejszej drogi. Jeśli część transportowanej wody spadła po stronie nawietrznej, powietrze przemieszczające się dalej za pasmem ma mniejszy zasób wilgoci. Jednocześnie podczas opadania zostaje ono ogrzane i osuszone pod względem wilgotności względnej. Po dotarciu na niżej położone obszary może więc znajdować się daleko od stanu nasycenia. Aby ponownie powstało rozległe zachmurzenie i opady, potrzebne jest nowe źródło wilgoci albo proces wystarczająco silny, aby doprowadzić powietrze do kolejnego znacznego wznoszenia i ochłodzenia. Jeśli za górami rozciąga się wnętrze kontynentu pozbawione dużego źródła pary wodnej, szybkie uzupełnienie niedoboru wilgoci jest utrudnione. Powietrze może przemieszczać się przez rozległe obszary, zachowując stosunkowo suche właściwości. Sytuację może dodatkowo wzmacniać odległość od oceanu. Wraz z przemieszczaniem się mas powietrza w głąb lądu coraz większe znaczenie ma kontynentalność. Dostęp do głównego źródła wilgoci maleje, a woda dostępna do parowania pochodzi przede wszystkim z gleby, roślinności, rzek i mniejszych zbiorników. Jeżeli region jest już suchy, zasoby te są ograniczone. Mała ilość wilgoci w glebie oznacza słabsze parowanie, rzadsza roślinność dostarcza mniej pary poprzez transpirację, a niewielka liczba zbiorników wodnych dodatkowo ogranicza lokalne źródła wilgoci. W ten sposób mogą rozwijać się sprzężenia podtrzymujące suche warunki. Rozległość cienia zwiększa się również wtedy, gdy za pierwszą barierą występują kolejne pasma górskie. Powietrze może być ponownie unoszone, a resztki dostępnej wilgoci mogą tworzyć następne opady. Po przejściu przez kilka barier masa staje się coraz bardziej przekształcona. Szczególnym przypadkiem są wielkie kotliny i płaskowyże otoczone wysokimi górami. Wilgotne powietrze napływające z różnych kierunków może napotykać bariery jeszcze przed dotarciem do wnętrza regionu. W efekcie ograniczenie opadów nie wynika wyłącznie z jednego pasma, lecz z całego układu topograficznego. Duże znaczenie ma także trwałość dominującej cyrkulacji. Jeśli przez znaczną część roku transport wilgoci odbywa się z podobnego kierunku, powietrze regularnie przechodzi przez tę samą barierę przed dotarciem do obszaru zawietrznego. Kolejne sytuacje pogodowe powtarzają podobny schemat, a deficyt opadów utrwala się w klimacie. Nie oznacza to, że każdy punkt znajdujący się setki kilometrów za górami jest suchy wyłącznie z powodu cienia opadowego. W dużej skali klimat jest wynikiem działania wielu procesów jednocześnie. Znaczenie mają szerokość geograficzna, cyrkulacja atmosferyczna, prądy morskie, odległość od oceanów, temperatura powierzchni, lokalna konwekcja oraz obecność innych barier terenowych. Cień opadowy może jednak stanowić jeden z kluczowych elementów całego układu. Góry ograniczają dostęp wilgoci z ważnego kierunku, a pozostałe cechy środowiska utrudniają jej późniejsze uzupełnienie. W takich warunkach sucha strefa może osiągnąć ogromne rozmiary. Długotrwały niedobór opadów zaczyna z czasem wpływać na krajobraz. Sieć rzeczna staje się rzadsza, część cieków ma charakter okresowy, jeziora mogą nie posiadać odpływu do oceanu, a roślinność przystosowuje się do ograniczonego dostępu do wody. W skrajnych przypadkach rozwijają się półpustynie i pustynie. W ten sposób bariera górska może wpływać na warunki znacznie dalej, niż wskazywałaby sama szerokość pasma. Jej oddziaływanie jest przenoszone przez właściwości mas powietrza, które po przejściu przez góry kontynuują swoją drogę nad obszarem zawietrznym. Cień opadowy staje się dzięki temu zjawiskiem zdolnym kształtować nie tylko pogodę bezpośrednio za grzbietem, lecz również klimat rozległych części kontynentów.
Gdzie występuje cień opadowy?
Cień opadowy może występować w wielu częściach świata wszędzie tam, gdzie rozległe pasma górskie przecinają drogę częstego transportu wilgotnych mas powietrza. Najbardziej spektakularne przykłady pojawiają się za wysokimi łańcuchami położonymi pomiędzy oceanem a wnętrzem kontynentu. Nie istnieje jednak jeden uniwersalny układ geograficzny potrzebny do rozwoju tego zjawiska. W różnych regionach decydujące znaczenie mogą mieć odmienne kierunki cyrkulacji, źródła wilgoci oraz rozmiary bariery terenowej. Jednym z najbardziej charakterystycznych przykładów jest Patagonia w Ameryce Południowej. Ogromne znaczenie mają tam Andy, ciągnące się wzdłuż zachodniej części kontynentu. W umiarkowanych szerokościach geograficznych południowej części Ameryki Południowej częsty przepływ z zachodu transportuje wilgotne powietrze znad Oceanu Spokojnego w kierunku lądu. Zanim masa powietrza dotrze do wnętrza Patagonii, musi pokonać wysoką barierę górską. Po zachodniej stronie południowych Andów wymuszone wznoszenie sprzyja intensywnemu ochładzaniu powietrza, rozwojowi zachmurzenia oraz dużym opadom deszczu i śniegu. Znaczna część transportowanej wilgoci zostaje usunięta jeszcze przed przejściem na wschodnią stronę pasma. Po przekroczeniu głównej bariery powietrze zaczyna opadać ku niżej położonym obszarom Patagonii, ogrzewa się i staje się znacznie bardziej suche. Efektem jest niezwykle wyraźny kontrast krajobrazowy. Po zachodniej stronie występują bardzo wilgotne obszary, rozległe lasy i liczne zasoby wodne, podczas gdy na wschód od Andów dominują znacznie suchsze stepy i półpustynne przestrzenie. Jest to przykład pokazujący, że cień opadowy może oddziaływać nie tylko na bezpośrednie otoczenie gór, ale również na ogromne obszary położone dalej w głębi kontynentu. Bardzo duże znaczenie barier górskich widoczne jest także w Azji. Himalaje wraz z rozległym systemem otaczających je pasm stanowią jedną z najpotężniejszych przeszkód topograficznych na Ziemi. Ich wpływ na transport wilgoci jest szczególnie wyraźny podczas cyrkulacji monsunowej, gdy znaczne ilości wilgotnego powietrza napływają od strony Oceanu Indyjskiego i południowej Azji. Po południowej stronie Himalajów powietrze jest intensywnie unoszone, co sprzyja rozwojowi chmur i dużym opadom. Pokonanie bariery o wysokości kilku kilometrów prowadzi do ogromnych przemian właściwości masy powietrza. Obszary znajdujące się po północnej stronie głównego łańcucha otrzymują znacznie mniej wilgoci z tego kierunku. W szerszej skali oddziaływanie Himalajów i sąsiednich pasm jest jednym z czynników sprzyjających suchości rozległych obszarów Wyżyny Tybetańskiej oraz wnętrza Azji. Nie należy jednak sprowadzać suchego klimatu całej Azji Centralnej wyłącznie do jednego mechanizmu. Ogromne znaczenie mają również duża odległość od oceanów, rozległość kontynentu, inne systemy górskie oraz sezonowe zmiany cyrkulacji atmosferycznej. Cień opadowy jest w tym przypadku częścią znacznie większego układu czynników klimatycznych. Ciekawe przykłady występują również w Ameryce Północnej. Zachodnia część kontynentu posiada kilka rozległych systemów górskich ułożonych w przybliżeniu z północy na południe. Wilgotne masy napływające znad Oceanu Spokojnego napotykają kolejne bariery, przez co rozkład opadów pomiędzy wybrzeżem, górami oraz wnętrzem kontynentu jest bardzo zróżnicowany. Szczególnie dobrze widoczne jest to w Wielkiej Kotlinie w zachodniej części Stanów Zjednoczonych. Duże znaczenie dla ograniczenia dopływu wilgoci od strony Pacyfiku ma Sierra Nevada, a w szerszej skali również inne pasma zachodniej części kontynentu. Wilgotne powietrze napływające od oceanu traci część wody podczas pokonywania gór, natomiast za głównymi barierami trafia do rozległego obszaru o znacznie mniejszych opadach. Wielka Kotlina jest przy tym przykładem bardziej złożonym niż prosty układ jednej góry i jednej suchej doliny. Region składa się z licznych pasm oraz obniżeń, a jego suchość wynika ze współdziałania cienia opadowego, położenia we wnętrzu kontynentu i lokalnych uwarunkowań klimatycznych. Krajobraz jest jednak bardzo dobrym przykładem długotrwałych konsekwencji ograniczonego dopływu wilgoci zza gór. Jeszcze bardziej ekstremalne różnice można obserwować w rejonie Doliny Śmierci. Masy powietrza napływające od Pacyfiku muszą pokonać kilka barier terenowych, a podczas kolejnych etapów wznoszenia mogą stopniowo tracić wilgoć. Po dotarciu do głęboko położonych obszarów zawietrznych powietrze jest już znacznie suchsze, a jego opadanie i ogrzewanie dodatkowo ograniczają wilgotność względną. Cień opadowy stanowi więc jeden z istotnych elementów sprzyjających wyjątkowej suchości tego regionu. Podobne zależności występują po wschodniej stronie Gór Kaskadowych w północno-zachodniej części Stanów Zjednoczonych i południowo-zachodniej Kanadzie. Wilgotne powietrze znad Pacyfiku napływa ku zachodnim zboczom, gdzie wznoszenie orograficzne sprzyja rozwojowi chmur i opadów. Po przekroczeniu głównego grzbietu opady wyraźnie maleją, a krajobraz po wschodniej stronie staje się suchszy. Kontrast można dostrzec w stosunkowo niewielkiej odległości. Po jednej stronie gór występują środowiska o znacznie większej dostępności wody, natomiast po drugiej pojawiają się suche lasy, murawy, stepy oraz obszary wymagające nawadniania w przypadku intensywnego wykorzystania rolniczego. Pokazuje to, że cień opadowy nie musi prowadzić aż do powstania pustyni. Może również odpowiadać za bardziej subtelne, lecz nadal bardzo wyraźne przejście pomiędzy wilgotnym i suchym typem środowiska. Cienie opadowe występują także w Afryce. Jednym z interesujących przykładów są suche obszary związane z górami Tibesti na Saharze, obejmującymi tereny północnego Czadu i sięgającymi w kierunku południowej Libii. W tym przypadku sytuacja jest znacznie bardziej złożona niż w klasycznym układzie wysokiego pasma położonego bezpośrednio przy wilgotnym oceanie. Cały region znajduje się w bardzo suchym środowisku Sahary, gdzie podstawową rolę w kształtowaniu klimatu odgrywa rozległa cyrkulacja subtropikalna oraz bardzo ograniczona dostępność wilgoci. Lokalna rzeźba terenu może jednak silnie modyfikować przestrzenny rozkład opadów. W górach powietrze zmuszone do wznoszenia może łatwiej osiągać warunki potrzebne do rozwoju chmur, podczas gdy po przeciwnej stronie opadanie sprzyja ponownemu ogrzewaniu i osuszaniu. Przykład ten pokazuje jednocześnie, dlaczego przy analizowaniu cienia opadowego należy zawsze uwzględniać szersze warunki klimatyczne. Nie każda pustynia położona za górami powstała wyłącznie wskutek ich obecności. Bardzo wyraźne cienie opadowe można znaleźć również na wyspach o silnie zróżnicowanej rzeźbie terenu. W takich miejscach odległość pomiędzy wilgotną i suchą stroną może być wyjątkowo niewielka. Stały napływ powietrza od oceanu trafia na wysokie góry, a różnice wysokości rozwijają się na krótkim odcinku. Dobrym przykładem są Hawaje. Dominujące pasaty transportują wilgotne powietrze nad wyspy, gdzie wysokie wulkaniczne masywy wymuszają jego wznoszenie. Strony wystawione na napływ otrzymują znacznie więcej opadów, natomiast obszary zawietrzne są wyraźnie suchsze. Na jednej wyspie mogą dzięki temu sąsiadować ze sobą środowiska o bardzo różnej wilgotności. Podobny mechanizm występuje na wielu innych wyspach górskich. Ich niewielkie rozmiary sprawiają, że szczególnie łatwo dostrzec bezpośredni związek pomiędzy kierunkiem dominującego wiatru, ukształtowaniem terenu i rozkładem opadów. Przemieszczając się z jednej strony wyspy na drugą, można w krótkim czasie przejść z wilgotnego krajobrazu do znacznie suchszego środowiska. Klasyczne przykłady występują również w Nowej Zelandii. Alpy Południowe na Wyspie Południowej leżą na drodze częstego napływu wilgotnych mas znad Oceanu Południowego i Morza Tasmana. Zachodnia strona pasma otrzymuje bardzo duże ilości opadów związanych z wymuszonym wznoszeniem powietrza. Po wschodniej stronie, w regionie Canterbury i innych obszarach leżących za głównym grzbietem, warunki są zdecydowanie suchsze. W tym przypadku różnicę dodatkowo podkreśla możliwość występowania ciepłego, suchego przepływu po zawietrznej stronie gór. Powietrze schodzące ku niższym terenom ogrzewa się, a jego wilgotność względna spada. W krótkiej skali może to powodować bardzo wyraźne zmiany pogody, natomiast wieloletnia przewaga opadów po stronie zachodniej wpływa na trwałe zróżnicowanie środowiska całej wyspy. Cień opadowy jest obecny również w Europie, choć ze względu na mniejsze rozmiary kontynentu, bliskość mórz oraz dużą zmienność kierunków cyrkulacji jego przykłady często nie osiągają tak ogromnej skali jak w Patagonii czy we wnętrzu Azji. Mimo tego pasma górskie wyraźnie modyfikują rozmieszczenie opadów. W Skandynawii Góry Skandynawskie stanowią istotną barierę dla wilgotnego powietrza napływającego od północnego Atlantyku. Zachodnia część Norwegii jest silnie wystawiona na napływ wilgotnych mas, które zostają unoszone nad górzystym terenem. Po wschodniej stronie pasma, w części Norwegii i Szwecji, roczne sumy opadów mogą być zdecydowanie mniejsze. Różnica jest bardzo dobrym przykładem oddziaływania orografii na klimat nawet w regionie, który nie jest kojarzony z pustyniami. Podobne lokalne kontrasty można znaleźć w Alpach, Karpatach i innych europejskich pasmach. Ich dokładne położenie zmienia się jednak wraz z kierunkiem przepływu. Przy jednym układzie cyrkulacji określone zbocza stają się nawietrzne, a przeciwne znajdują się po stronie zawietrznej. Po zmianie kierunku sytuacja może ulec odwróceniu. Cień opadowy nie powinien być zatem kojarzony wyłącznie z wielkimi pustyniami świata. Może występować w klimacie umiarkowanym, tropikalnym, subtropikalnym i chłodnym. Jego przejawem może być zarówno ogromna półpustynna przestrzeń za potężnym łańcuchem górskim, jak i znacznie mniejsza różnica sum opadów pomiędzy sąsiednimi dolinami. Wspólnym elementem pozostaje położenie względem przepływu. Obszar znajdujący się za górami otrzymuje mniej wilgoci z kierunku, z którego powietrze musi wcześniej pokonać barierę terenową. Im częściej taki układ się powtarza i im skuteczniej góry wymuszają wznoszenie oraz opady po swojej nawietrznej stronie, tym wyraźniejszy staje się klimat zawietrznego regionu. Największe cienie opadowe pokazują skalę wpływu rzeźby powierzchni ziemi na atmosferę. Góry zajmujące stosunkowo wąski fragment kontynentu mogą decydować o dostępności wilgoci na terenach rozciągających się daleko za nimi. Z tego powodu rozmieszczenie wilgotnych lasów, stepów, półpustyń i pustyń nie zawsze można wyjaśnić wyłącznie szerokością geograficzną czy odległością od oceanu. Niekiedy kluczową granicę klimatyczną tworzy stojące na drodze wilgotnego powietrza pasmo górskie.
Jak cień opadowy kształtuje środowisko?
Cień opadowy jest zjawiskiem atmosferycznym, ale jego skutki wykraczają daleko poza sam rozkład chmur i opadów. Gdy różnica pomiędzy stroną nawietrzną i zawietrzną pasma powtarza się przez dziesiątki, setki i tysiące lat, stopniowo wpływa na funkcjonowanie całego środowiska. Zmienia ilość wody dostępnej w glebie, charakter roślinności, gęstość sieci rzecznej, wielkość zasobów wód podziemnych, tempo parowania, przebieg procesów erozyjnych oraz wygląd krajobrazu. Po stronie nawietrznej regularny dopływ wilgoci może sprzyjać rozwojowi zwartej roślinności, trwałych cieków wodnych i gleb o stosunkowo korzystnym bilansie wodnym. Za górami sytuacja bywa zupełnie inna. Mniejsze sumy opadów połączone z niższą wilgotnością powietrza oraz częstszym występowaniem pogodnego nieba prowadzą do ograniczenia ilości wody dostępnej dla roślin i zwierząt. Znaczenie ma przy tym nie tylko całkowita roczna suma opadów. Równie ważny jest ich rozkład w ciągu roku. Dwa miejsca mogą otrzymywać podobną ilość wody, lecz w jednym opady występują regularnie, a w drugim koncentrują się w krótkim okresie, po którym następują wielomiesięczne warunki suche. Środowisko reaguje na te sytuacje zupełnie inaczej. Cień opadowy może więc tworzyć jedną z najbardziej wyraźnych naturalnych granic krajobrazowych. Po obu stronach tego samego pasma występują podobne szerokości geograficzne, lecz dostępność wody jest na tyle odmienna, że rozwijają się zupełnie inne zbiorowiska roślinne i sposoby funkcjonowania ekosystemów.
Wpływ na roślinność i krajobraz
Roślinność jest jednym z najbardziej widocznych elementów reagujących na długotrwałe różnice w dostępności wody. Każdy gatunek ma określone wymagania związane z wilgotnością gleby, długością okresów bezopadowych, temperaturą oraz możliwością uzupełniania strat powstających wskutek parowania i transpiracji. Gdy opadów zaczyna brakować, zmienia się cały zestaw warunków decydujących o tym, jakie rośliny mogą przetrwać w danym miejscu. Po stronie nawietrznej częstsze opady oraz większe zachmurzenie mogą sprzyjać utrzymywaniu wysokiej wilgotności gleby. Woda infiltruje w podłoże, zasila systemy korzeniowe, odpływa do cieków i częściowo przedostaje się do głębszych warstw. W odpowiednich warunkach klimatycznych umożliwia to rozwój gęstych lasów, wysokich traw oraz innych zbiorowisk wymagających stosunkowo dobrego zaopatrzenia w wodę. Znaczenie może mieć również bezpośredni kontakt roślinności z mgłą i niskimi chmurami. Na wilgotnych stokach krople osadzające się na liściach, igłach i gałęziach mogą następnie spływać na powierzchnię gruntu. W niektórych środowiskach górskich jest to dodatkowe źródło wody uzupełniające opady. Po przekroczeniu grzbietu dostępność wilgoci zaczyna maleć. Mniejsze sumy opadów oznaczają słabsze uzupełnianie zasobów wodnych gleby. Jednocześnie bardziej suche powietrze oraz większa ilość promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni mogą zwiększać zapotrzebowanie atmosfery na wodę. Rośliny znajdują się wtedy w środowisku, w którym utrata wody może przez długi czas przewyższać jej uzupełnianie. Zaczynają więc dominować gatunki lepiej przystosowane do niedoboru wilgoci. Zmniejsza się udział roślin wymagających stale wilgotnego podłoża, a coraz większe znaczenie zyskują gatunki odporne na okresowe lub długotrwałe przesuszenie. W krajobrazie może następować stopniowe przejście od zwartego lasu do bardziej otwartych zbiorowisk. Drzewa stają się rzadsze, zwiększa się udział traw i krzewów, a przy dalszym spadku opadów rozwijają się formacje stepowe oraz półpustynne. Nie istnieje jedna uniwersalna granica opadów, po przekroczeniu której las automatycznie ustępuje stepowi. O wyglądzie roślinności decydują również temperatura, rodzaj gleby, długość okresu wegetacyjnego, sezonowość opadów, występowanie pożarów oraz działalność człowieka. Cień opadowy zmienia jednak jeden z podstawowych elementów całego układu, czyli dostępność wody. Różnice mogą być szczególnie efektowne tam, gdzie wysokie góry znajdują się blisko wilgotnego oceanu. W stosunkowo niewielkiej odległości można wtedy obserwować przejście od intensywnie zielonych stoków do znacznie bardziej suchego wnętrza lądu. Taka zmiana nie musi odpowiadać gwałtownej różnicy wysokości ani szerokości geograficznej. Wynika przede wszystkim z odmiennego bilansu wodnego po obu stronach bariery. Długotrwały niedobór wody wpływa również na samą powierzchnię terenu. Przy rzadszej roślinności gleba jest słabiej chroniona przed działaniem wiatru oraz gwałtownych opadów. Nawet w bardzo suchym regionie może od czasu do czasu wystąpić intensywny deszcz. Jeśli podłoże jest twarde, wysuszone i słabo porośnięte, duża część wody szybko spływa po powierzchni. W takich warunkach mogą powstawać głębokie rozcięcia erozyjne, suche doliny i koryta, którymi woda płynie jedynie okresowo. Intensywny, krótkotrwały opad potrafi wywołać gwałtowny spływ, mimo że średnio region otrzymuje bardzo niewiele deszczu. W obszarach skrajnie suchych roślinność staje się bardzo rzadka, odsłaniając skały, żwiry, piaski i osady. Wiatr może łatwiej przenosić drobny materiał, a duże dobowe wahania temperatury sprzyjają mechanicznemu rozpadowi skał. Krajobraz zaczyna coraz silniej odzwierciedlać niedobór wody. Wpływ cienia opadowego na roślinność nie ogranicza się więc do prostego podziału na stronę zieloną i suchą. Pomiędzy nimi może występować szerokie spektrum środowisk, których charakter stopniowo zmienia się wraz z malejącą dostępnością wilgoci.
Znaczenie dla zasobów wodnych
Długotrwałe ograniczenie opadów po stronie zawietrznej ma ogromne znaczenie dla całego obiegu wody. Opad stanowi jedno z podstawowych źródeł zasilania gleby, rzek, jezior, mokradeł i wód podziemnych. Gdy dociera go mniej, zmniejsza się ilość wody dostępnej dla wszystkich kolejnych elementów systemu hydrologicznego. Po stronie nawietrznej częste opady mogą powodować stosunkowo regularne zasilanie rzek. Woda spływa ze stoków, przenika w podłoże i zasila źródła. W wysokich górach część opadu jest przez pewien czas magazynowana w postaci śniegu. Pokrywa śnieżna odgrywa szczególną rolę, ponieważ przesuwa w czasie moment uwolnienia wody. Śnieg zgromadzony zimą może topnieć wiosną i latem, podtrzymując przepływ rzek długo po zakończeniu głównego okresu opadowego. Góry stają się w ten sposób naturalnym magazynem wody. Cień opadowy powoduje jednak, że bezpośrednio po stronie zawietrznej opadów może być znacznie mniej. Lokalne zasilanie cieków i wód podziemnych jest wtedy ograniczone. Nie oznacza to jednak, że każdy suchy obszar za górami musi być całkowicie pozbawiony rzek. Część cieków może mieć swoje źródła wysoko w górach, po znacznie wilgotniejszej stronie lub w strefach intensywnych opadów śniegu. Następnie rzeki przepływają przez suchy region, dostarczając mu wodę pochodzącą z obszarów o zupełnie innych warunkach klimatycznych. Powstaje interesująca sytuacja, w której suchy krajobraz może być przecinany przez stosunkowo dużą rzekę. Jej obecność nie oznacza, że lokalne opady są wysokie. Woda została zgromadzona w innym miejscu i dopiero później przetransportowana przez system rzeczny. Ma to ogromne znaczenie dla funkcjonowania ekosystemów oraz działalności człowieka. Doliny rzeczne przecinające suche obszary mogą tworzyć pasy znacznie bujniejszej roślinności. W ich sąsiedztwie koncentrują się zasoby wodne umożliwiające rozwój rolnictwa, osadnictwa oraz innych form użytkowania terenu. W regionach o silnym cieniu opadowym duże znaczenie może mieć nawadnianie. Naturalna ilość opadów nie wystarcza do prowadzenia części upraw, dlatego wodę doprowadza się z rzek, zbiorników lub zasobów podziemnych. Dostępność takich źródeł staje się jednym z podstawowych czynników ograniczających rozwój gospodarczy. Niedobór opadów wpływa również na zasilanie wód podziemnych. Aby część wody mogła przedostać się do głębszych warstw, musi najpierw dotrzeć do powierzchni i przeniknąć przez glebę. Przy małych sumach opadów oraz dużym parowaniu tylko niewielka część może pozostać dostępna dla infiltracji. W suchym klimacie nawet intensywny deszcz nie zawsze oznacza skuteczne uzupełnienie zasobów podziemnych. Gwałtowna ulewa może spłynąć po wysuszonej powierzchni, zanim znaczna ilość wody zdąży wsiąknąć. Część szybko odparowuje lub odpływa okresowymi ciekami. Wieloletni bilans wodny zależy więc od znacznie większej liczby czynników niż sama suma opadów. Istotne są ich intensywność, częstotliwość, pora występowania, temperatura, właściwości gleby, roślinność i ukształtowanie terenu. W regionach zawietrznych szczególnie ważne stają się lata z niewielką pokrywą śnieżną w górach. Jeśli znaczna część zasobów wodnych pochodzi z roztopów, słaby sezon śnieżny może przełożyć się na mniejszy przepływ rzek w kolejnych miesiącach. Skutki są odczuwalne daleko poza obszarem, na którym pierwotnie spadł śnieg. Podobne zależności pokazują, że cień opadowy łączy klimat gór z gospodarką wodną terenów położonych znacznie dalej. Nawietrzne stoki mogą pełnić funkcję obszaru gromadzącego wodę, od której zależy funkcjonowanie suchej strony pasma. Woda staje się w takich regionach zasobem szczególnie cennym, ponieważ jej przestrzenne rozmieszczenie jest bardzo nierównomierne. Niewielka zmiana ilości opadów w górach może mieć konsekwencje dla rzek, zbiorników, rolnictwa i ekosystemów znajdujących się daleko w strefie cienia.
Dlaczego za górami mogą powstawać obszary suche i pustynne?
Powstanie pustyni jest procesem znacznie bardziej złożonym niż samo zmniejszenie opadów po jednej stronie gór. Cień opadowy może jednak stworzyć jeden z najważniejszych warunków potrzebnych do rozwoju bardzo suchego środowiska, czyli długotrwałe ograniczenie dopływu wilgoci atmosferycznej. Gdy pasmo regularnie przechwytuje znaczną część wilgoci transportowanej z dominującego kierunku, obszar za nim otrzymuje niewiele opadów. Jeśli sytuacja utrzymuje się przez długi czas, niedobór wody zaczyna wpływać na roślinność, gleby, rzeki oraz pozostałe elementy krajobrazu. Kluczowe znaczenie ma bilans pomiędzy wodą dostarczaną przez opady a ilością, która może zostać utracona poprzez parowanie i transpirację. Region nie musi być wyjątkowo gorący, aby stać się bardzo suchy. Pustynie występują również w chłodnym klimacie. Najważniejszy jest trwały deficyt wilgoci. Po stronie zawietrznej sprzyja mu ogrzewanie opadającego powietrza. Spadek wilgotności względnej zwiększa zdolność atmosfery do przyjmowania pary wodnej z powierzchni. Przy pogodnym niebie duża ilość promieniowania słonecznego może dodatkowo nasilać wysychanie gleby w ciągu dnia. Jeśli opadów jest niewiele, roślinność staje się coraz rzadsza. Mniejsza powierzchnia liści oznacza zmianę obiegu wody pomiędzy glebą a atmosferą. Ograniczeniu ulega transpiracja, a słabiej osłonięta gleba jest bardziej narażona na bezpośrednie nagrzewanie, erozję i szybkie wysychanie. W bardzo suchym środowisku rzeki powstające wyłącznie z lokalnych opadów mogą mieć charakter okresowy. Przez znaczną część roku ich koryta pozostają suche, a przepływ pojawia się dopiero po sporadycznych ulewach lub podczas roztopów w wyżej położonych obszarach. Niektóre rzeki kończą swój bieg wewnątrz suchego regionu zamiast docierać do oceanu. Woda może gromadzić się w bezodpływowych obniżeniach, a następnie intensywnie parować. Rozpuszczone sole pozostają na powierzchni lub w glebie, co w długiej skali może prowadzić do powstawania słonych jezior, solnisk i charakterystycznych osadów. W miarę wzrostu suchości zmienia się również sposób erozji terenu. W wilgotnym klimacie dużą rolę odgrywają stałe rzeki oraz procesy związane z gęstą roślinnością i wilgotną glebą. W środowisku pustynnym większego znaczenia nabierają gwałtowne spływy po rzadkich ulewach, procesy stokowe oraz transport materiału przez wiatr. Pustynia znajdująca się w cieniu opadowym nie musi być pokryta piaskiem. Piaszczyste wydmy stanowią tylko jeden z możliwych typów krajobrazu pustynnego. Mogą dominować powierzchnie kamieniste, żwirowe, skaliste płaskowyże, suche kotliny albo rozległe równiny z bardzo skąpą roślinnością. W chłodniejszych regionach mogą występować suche stepy i pustynie, gdzie zimą temperatura spada znacznie poniżej zera. Niewielkie opady pozostają podstawową cechą środowiska niezależnie od tego, czy panują tam wysokie temperatury. Dobrze pokazuje to, że pojęcia „suchy” i „gorący” nie są równoznaczne. Cień opadowy dotyczy przede wszystkim ograniczenia dostępności wilgoci. Temperatura regionu wynika z wielu dodatkowych czynników, między innymi szerokości geograficznej, wysokości nad poziomem morza, kontynentalności oraz sezonu. Nie każda strefa cienia przekształca się też w pustynię. Przy umiarkowanym ograniczeniu opadów mogą rozwinąć się suche lasy, sawanny, stepy lub półpustynie. Dopiero odpowiednio duży i trwały deficyt wody sprzyja środowisku pustynnemu. Znaczenie ma również możliwość napływu wilgoci z innych kierunków. Pasmo może bardzo skutecznie blokować transport od zachodu, ale jeśli w określonej porze roku region otrzymuje wilgotne powietrze z południa lub wschodu, skutki cienia zostają częściowo osłabione. Najbardziej suche obszary mogą rozwijać się tam, gdzie bariera górska współdziała z innymi czynnikami ograniczającymi opady. Duża odległość od oceanu, położenie w strefie częstego osiadania powietrza, obecność kolejnych pasm oraz brak alternatywnych źródeł wilgoci mogą wzajemnie wzmacniać swoje oddziaływanie. W takich warunkach góry stają się jednym z elementów rozległego systemu prowadzącego do trwałego deficytu wody. Ich wpływ może być jednak fundamentalny, ponieważ ograniczają dostęp do wilgoci transportowanej z najważniejszego kierunku. Po dwóch stronach jednego pasma mogą w rezultacie rozwinąć się krajobrazy sprawiające wrażenie należących do zupełnie różnych części świata. Nawietrzne zbocza otrzymują regularne opady, posiadają gęstą sieć cieków i bogatszą roślinność. Po drugiej stronie niedobór wody ogranicza rozwój ekosystemów, rzeki stają się rzadsze, a rozległe powierzchnie przybierają charakter stepowy, półpustynny lub pustynny. Cień opadowy pokazuje tym samym, że góry są czymś więcej niż elementem krajobrazu. Poprzez wpływ na przepływ powietrza uczestniczą w rozdzielaniu zasobów wodnych, a konsekwencje tej nierównomierności są zapisane w roślinności, glebach, rzekach i wyglądzie całych regionów.
Podsumowanie
Cień opadowy jest jednym z najbardziej wyrazistych przykładów wpływu gór na przepływ powietrza, rozmieszczenie opadów i klimat. Powstaje, gdy wilgotna masa napływająca w kierunku pasma zostaje zmuszona do wznoszenia. Ochładzanie prowadzi do kondensacji, rozwoju chmur i opadów po stronie nawietrznej. Po przekroczeniu grzbietu powietrze zaczyna opadać, ogrzewa się, a jego wilgotność względna spada, przez co po stronie zawietrznej warunki stają się znacznie bardziej suche. Siła tego zjawiska zależy od wysokości i ukształtowania gór, ich położenia względem dominującego przepływu oraz ilości wilgoci transportowanej w atmosferze. Gdy podobny mechanizm powtarza się przez wiele lat, różnica przestaje dotyczyć jedynie bieżącej pogody. Po obu stronach pasma mogą rozwinąć się odmienne warunki klimatyczne, zasoby wodne i ekosystemy, a wilgotne lasy mogą znajdować się stosunkowo blisko stepów, półpustyń lub pustyń. Cień opadowy pokazuje więc, jak silnie rzeźba powierzchni ziemi może wpływać na środowisko daleko poza samymi górami. Bariera terenowa zmienia drogę wilgoci przez atmosferę, a konsekwencje tego procesu pozostają widoczne w zachmurzeniu, opadach, rzekach, roślinności i całym krajobrazie.
