86 



§ 20. Redukcja do poziomu morza. 



W celu uzyskania bardziej przejrzystego obrazu stosunków temperatury na rozpa- 

 trywanym obszarze rugujemy wpływ wysokości położenia stacyj, sprowadzając je wszyst- 

 kie do jednakowego poziomu. Za poziom ten bierzemy ogólnie poziom morza, a w tym 

 celu dodajemy do temperatury każdej stacyi liczbę proporcyonalną do jej wysokości; 

 liczbę tę otrzymujemy drogą pomnożenia tej wysokości, podanej w hektometrach, przez 

 współczynnik obniżania się temperatury wraz ze wzniesieniem nad poziom morza. 



Współczynnik ten, otrzymany drogą obserwacyj, nie jest ilością stałą, lecz ulega 

 zmianom wraz z porą roku, położeniem stacyi, wilgotnością, kierunkiem wiatru i t. p. 

 Warunki lokalne modyfikują ten współczynnik nieraz do tego stopnia, że zmieniają 

 znak jego; np. w dolinach górskich zimą, gdy nagromadza się w nich ciężkie oziębio- 

 ne powietrze, temperatura jest niższa niż na wyżej leżących zboczach gór, to jest na- 

 stępuje tak zwana inwersya temperatury, sięgająca czasem do znacznej wysokości. Oczy- 

 wiście tego rodzaju zjawiska, jako następujące w specyalnych warunkach, nie naru- 

 szają ogólnego prawidła obniżania się temperatury wraz z wysokością nad poziomem 

 morza, jednak modyfikują nieraz współczynnik oziębiania. Wskutek tego liczni bada- 

 cze starali się zbadać stopień i sposób, w jaki oziębia się powietrze w miarę wznosze- 

 nia się w górę zarówno w swobodnej atmosferze, jak nad górami i wyżynami. Bada- 

 nia tego rodzaju zapoczątkował H. de Saussure, badając w r. 1788 ubytek tempe- 

 ratury wraz z wysokością w kilku miejscowościach, leżących na różnych poziomach. 



Według Saussure'a przeciętny ubytek temperatury na 100 m. wzniesienia wy- 

 nosił 0,63°. 



Już z tych badań wynikło, że przy stopniowem wznoszeniu się w dolinach albo 

 na wyżynach ubytek temperatury jest mniejszy, niż przy wznoszeniu się na stromych 

 stokach gór. W atmosferze swobodnej ubytek ten jest w lecie większy niż nad zbo- 

 czami górskiemi na tej samej wysokości, mniejszy zaś w zimie, co sprawia że klimat 

 górski o złagodzonem lecie i zimie staje się pod tym względem podobnym do klimatu 

 morskiego. 



Zmiana współczynnika obniżania się temperatury przy wznoszeniu następuje rów- 

 nież wraz ze zmianą pór roku, które powodują bardzo wyraźną okresowość tego współ- 

 czynnika, zmniejszając go w zimie, a zwiększając w lecie. 



Tabelka następna uwidacznia okresowość zmian tego współczynnnika dla Europy 

 środkowej. 



Według danych dla Europy środkowej należy wznieść się zimą o 220 m., wiosną 

 o 150 m., latem o 140 m., a jesienią o 190 m., aby temperatura obniżyła się o 1°; 

 w średniej rocznej da to 170 m. wzniesienia. 



Ponieważ największa zmienność temperatury wraz ze wzniesieniem przypada na 

 przełom wiosny i lata, zacierający się w średnich dla pór roku, więc podajemy tabel- 

 kę bardziej szczegółową dla poszczególnych miesięcy w różnych miejscowościach: 



Obniżanie się temperatury na 100 m. wzniesienia. 



1 = 0°.01C 



I 



II 



III 



IV 



V 



VI 



VII 



VIII 



IX 



X 



XI 



XII 



I-XII 









I. 



Góry wysokie. 



a) Alpy Zachodnie 46° N. 









45 



53 



62 



64 



| 66 



67 



67 



64 



| 60 



| 56 



51 



44 



0,58 















b) Alpy Wschodnie 40° N. (strona połudn.) 



49 



54 



63 



67 



| 68 



(i!) 



67 



65 



; 6i 



1 57 



53 



48 



0,60 



