Pokrywa śnieżna

22.12.2022

Opracował: dr Grzegorz Duniec, CMM IMGW-PIB  

Jak powstaje pokrywa śnieżna

Pokrywa śnieżna powstaje w wyniku opadu śniegu. Według definicji WMO śnieg to opad kryształków lodu, których większość ma budowę rozgałęzioną (czasami w kształcie gwiazdek) [1]. Zatem śnieg to nic innego jak opad pojedynczych kryształów lodowych lub bardziej złożonych struktur powstałych w wyniku zderzania i zlepienia się pojedynczych kryształów [6]. Pojedyncze kryształy mogą mieć postać od najprostszych heksagonalnych kolumn czy heksagonalnych płytek po bardziej złożone struktury dendrytowe [2].

Źródło: R. R Rogers, M. K. Yau, A short Course in Cloud Physics 3ed edition, Butterworth Heinemann, 1989.

W wyniku opadu śniegu na powierzchni gruntu gromadzą się kryształy pojedyncze o prostej lub bardziej złożonej strukturze pokrywając go białą warstwą białego puchu, którą nazywamy pokrywą śnieżną. Opad stały, który dociera do podłoża gruntu powstaje w chmurach w wyniku wielu procesów mikrofizycznych. Kiedy utworzą się zarodzie lodowe w wyniku procesu nukleacji głównie heterogenicznej, gdyż nukleacja homogeniczna zachodzi raczej w chmurach Cirrus. W pierwszym etapie kryształki lodu wzrastają w wyniku dyfuzji pary wodnej. O ile w wypadku kropli strumień cząsteczek pary wodnej dyfundował w kierunku pary wodnej w jednakowy sposób, ze względem na symetrię kulisto-symetryczną, a tyle w wypadku kryształka lodowego transport pary wody ku jego powierzchni nie ma charakteru sferycznie symetrycznego. Utworzone zarodzie lodowe nie mają symetrii kulisto-symetrycznej. Na powierzchni kryształu będą obszary, gdzie strumień pary w kierunku powierzchni będzie większy, a w innym obszarach jego powierzchni będzie mniejszy. Wszystko zależy od rozkładu ciśnienia pary wodnej w pobliżu jego powierzchni. Tempo wzrostu masy kryształów będzie zależał od tego jaki kryształ ma kształt oraz od wielkości gradientu ciśnienia pary wodnej w pobliżu powierzchni. W wyniku dyfuzji pary wodnej kryształ będzie zwiększał swoją masę. Kiedy kryształ znajduje się w środowisku przechłodzonych kropelek wody wówczas może wzrastać ich kosztem ze względu na fakt, że ciśnienie pary wodnej nad powierzchnią kropli jest większe, zaś nad powierzchnią kryształu mniejsze. Oczywiście wszystkie kryształy w chmurze nie wzrastają w sposób jednakowy. Jedne będę zwiększać masę w szybszym tempie inne w wolniejszym. Wszystko zależy od rozkładu przesycenia pary wodnej w chmurze. Te, które osiągną większe rozmiary zaczynają poruszać się szybciej. Zaczynają doganiać wolniej się poruszające i mniejsze zderzając się z nimi. W wyniku zderzania kryształy lodu mogą się zlepić ze sobą, tworząc ciekawe bardziej złożone struktury. Inna para kryształków w wyniku zderzenia może wywołać rozpad jednego lub obu na mniejsze fragmenty.

W początkowej fazie, kiedy kryształy są małe, mają one prostszą budowę, kryształ ołówkowy. Późniejsze procesy mikrofizyczne prowadzą do bardziej wyrafinowanych i złożonych kształtów kryształów [5].

Kiedy kryształy osiągną odpowiednie rozmiary zaczynają poruszać się w kierunku Ziemi. Jeśli nie zdąża wyparować lub stopnieć, docierają do powierzchni gruntu, czyli występuje opad śniegu [5]. Jak już wspomniano kryształki lodowe przyjmują różne kształty i rozmiary w zależności od temperatury otoczenia oraz od stopnia przesycenia i warunków ich rozwoju.  Podczas opadu śniegu na ogół występują różne typy kryształków [3]. 

Źródło: H. R. Pruppacher, J. D. Klett, Microphysics of Clouds and Precipitation , Second edition, Springer Dordrecht, 2010.

To jaki rodzaj kryształu się powstanie zależy od temperatury oraz od stopnia przesycenia pary wodnej.

Źródło: H. R. Pruppacher, J. D. Klett, Microphysics of Clouds and Precipitation , Second edition, Springer Dordrecht, 2010.

Na podłoże gruntu docierać mogą także krupy śnieżne oraz grad. Krupa śnieżna powstaje w wyniku oddziaływania spadającego kryształka lodowego z przechłodzonymi kropelkami wody, które w wyniku oddziaływania zamarzają. Płatek śniegu opadając zderza się z coraz to większa ilością przechłodzonych kropelek wody. W pewnej chwili traci swój pierwotny wygląd. Wnętrze krupy nie jest jednorodne. Kropelki kuliste stykając się ze sobą nie wypełniają całej przestrzeni, pozostaje obszar, w którym uwięzione jest powietrze. Taki hydrometeor jest krupą. Dalszy jej wzrost skutkuje przeobrażeniem jej w grad.

Źródło: D. J. Stensrud. Parameterization Schemes – Keys to Understanding Numerical Weather Prediction Models, Cambridge University Press, 2007.

Obraz pokrywy śnieżnej otrzymany wyniku tomografii wskazuje, że pokrywa jest materiałem porowatym.

Źródło: R. L. Amstrong, E. Brun.  Snow and Climate – Physics Physical Processes, Surface Energy Exchange and Modeling, Cambridge University Press, 2008.

Zmiany mikrostruktury lodu spowodowane są głównie przemianami fazowymi jakim poddana jest struktura krystaliczna lodu. Proces transformacji śniegu nazywamy metamorfizmem. Temperatura naturalnego śniegu na ogół zbliżona jest do temperatury punktu potrójnego, dlatego proces wymiany masy między poszczególnymi fazami (para-lód, para-lód-woda) jest bardzo aktywny. To sprawia, że kryształki lodu w sposób ciągły przechodzą transformację. Tempo tych przemian zależy od warunków meteorologicznych oraz termicznych. Zawartość fazy ciekłej oczywiście wpływa na proces metamorfizmu. Zatem wyróżnia się metamorfizm suchego i mokrego śniegu.

Z punktu widzenia fizyki suchy śnieg to taki, które nie zawiera wody w fazie ciekłej. Małe przestrzeni w strukturze śniegu nazywamy porami i w wypadku śniegu suchego wypełnione są one powietrzem z nasyconą parą wodną. Nasycenie parą wodną jest możliwe ze względu na duża powierzchnię właściwą na granicy wymiany lód/powietrze co ułatwia osiągnięcie staniu równowagi między dwiema fazami. W mikroskali osiągnięcie takiej równowagi nie jest możliwe ze względu na różną geometrię kryształków lodu i temperatur. Różnice w ciśnieniu pary nasyconej spowodowane są zmianami krzywizny i temperatury co przekłada się na proces transformacji śniegu. Kryształy lodu posiadają różne kształty co skutkuje lokalnymi różnicami w równowagowym ciśnieniu pary nasyconej. Jeżeli temperatura powietrza wokół wypukłych elementu kryształu jest zbliżona do jednorodnej to ciśnienie pary nasyconej nad powierzchnią wypukłą jest większe niż w obszarze elementów wklęsłych. To skutkuje wystąpieniem gradientu ciśnienia pary wodnej indukujący dyfuzję pary wodnej z obszarów wypukłych do obszarów wklęsłych. To powoduje zmianę kształtu kryształu. Obszar wypukły kurczy się, a obszar wklęsły lub mniej wypukły rośnie. Co w rezultacie przekształca kryształ w ziarno, które z upływem czasu staje się zaokrąglone.

Jeżeli w śniegu zaistnieją gradienty temperatury wówczas spowoduje to także zmiany w rozkładzie ciśnienia pary nasyconej i powstanie gradientów ciśnienia indukujących dyfuzję pary z obszarów cieplejszych do chłodniejszych. W obszarach cieplejszych może dochodzić do sublimacji, a w obszarach chłodniejszych do resublimacji pary wodnej. Gradient temperatury wpływać będzie na tempo wzrostu poszczególnych obszarów kryształu. Gdy jest duży, wówczas obszary chłodniejsze kryształu będą wrastać bardzo szybko. Wówczas utworzą się kryształy fasetowe (klasa 4) i głęboki szron (klasa 5). W warunkach dużego gradientu temperatury osiągnięcie stanu równowagi przez jest niemożliwe. Powierzchnia właściwa może maleć, ale w sytuacji, kiedy w chwili początkowej śnieg jest klasy 3 lub 6 wówczas powierzchnia właściwa wzrasta. W naturalnej pokrywie śnieżnej oba te czynniki (gradient temperatury oraz krzywizna powierzchni rozdzielającej fazy) ze sobą konkurują. Początkowo kryształki śniegu świeżospadłego są w postaci dendrytów i płaskich dysków. Takie kryształy charakteryzują się tym, że posiadają wiele uwypukleń i ostrych fragmentów. W wyniku procesów opisanych powyżej elementy ostro wypukłe w szybkim tempie stają się elementami zaokrąglonymi i przekształcają się w rozdrobnione cząsteczki (klasa 2). Gdy gradient temperatury przekracza 5 °C m-1 to śnieg przekształca się w fasetowe kryształy klasy 4. Przy wyższym gradiencie rzędu 15 °C m-1 śnieg przekształci się w głęboki szron (klasa 5). Przy długo utrzymującym się gradiencie temperatury proces zaokrąglania elementów będzie trwała nadał i ziarna przekształcą się w zaokrąglone elementy klasy 3.

Źródło: R. L. Amstrong, E. Brun.  Snow and Climate – Physics Physical Processes, Surface Energy Exchange and Modeling, Cambridge University Press, 2008

Z punktu widzenia fizyki śnieg mokry to taki, który zawiera wody w fazie ciekłej. Woda na ogół stanowi 0,1% jego objętości. Transformacja takiego śniegu opiera się na wymianie zachodzących pomiędzy trzema fazami. Dla większości sytuacji śnieg nie jest nasycony. Z termodynamiki lodu wiadomo, że temperatura topnienia śniegu zawierającego niewielką ilość wody zależy od ciśnienia kapilarnego i ujemnej krzywizny powierzchni rozgraniczającej dwie fazy woda/powietrze.  Przy wyższej zawartości wody temperatura topnienia zależy od ujemnej krzywizny.

Źródło: R. L. Amstrong, E. Brun.  Snow and Climate – Physics Physical Processes, Surface Energy Exchange and Modeling, Cambridge University Press, 2008

Z obliczeń można wykazać, że im bardziej kryształ jest wypukły tym jego temperatura topnienia wokół powierzchni jest niższa. Jeżeli w warstwie mokrego śniegu wystąpią jakieś lokalne gradienty temperatury to wówczas ciepło jest transportowane z obszarów wklęsłych lub mniej wypukłych do obszarów bardziej wypukłych. Skutkuje to tym, że obszary bardziej wypukle topnieją a znajdująca się woda w pobliżu obszarów wklęsłych zamarza. To prowadzi do zaokrąglenia kryształów, prowadząc do zmniejszenia powierzchni właściwej lodu i dążenie elementu do osiągnięcia stanu kulistego. Ten rodzaj transformacji jest ograniczony przede wszystkim tym, że woda znajdująca się w obszarze porowatym ma ograniczoną zdolność do przemieszczania się z obszaru, gdzie woda powstaje w wyniku topnienia do obszaru, gdzie dochodzi do jej zamarzania, czyli do obszarów wklęsłych lub mniej wypukłych.

Kiedy ilość wody w śniegu jest na bardzo niskim poziomie, wówczas utworzone w porach liczba utworzonych menisków wody jest mała i w dodatku są rozłączne co wpływa negatywnie na wydajność mechanizmu transformacji. W takim wypadku dominującym procesem wymiany jest wymiana pomiędzy fazową stała i gazową.

W celu opisania charakterystyki pokrywy śnieżnej obserwator meteorologiczny dokonuje następujących spostrzeżeń związanych z[1]:

  1. oceną wielkości pokrywy śnieżnej zalegającej nad terenem reprezentatywnym;
  2. pomiarem grubości pokrywy śnieżnej;
  3. pomiarem grubości pokrywy śniegu świeżo spadłego;
  4. wizualną oceną śniegu w oparciu o którą określa się gatunek śniegu;
  5. wizualną oceną pokrywy śnieżnej w celu zidentyfikowania ukształtowania pokrywy śnieżnej;
  6. pomiarem zawartości wody w śniegu.

Wielkość pokrycia śniegiem[2][3][4]

  1. Brak śniegu na gruncie;
  2. Ślad śniegu na gruncie:

– kiedy wysokość pokrywy śniegowej jest mniejsza niż 0,5 cm;

– niewielkie przyprószenie gruntu śniegiem;

– podczas opadu śniegu na grunt, na którym pierwotnie nie występowała pokrywa śnieżna;

– gdy cienka warstwa jest pokrywy śnieżnej jest koloru mniej lub bardziej szarego.

  1. Pokrywa śnieżna całkowita:

– wysokość pokrywy powyżej 0,5 cm;

– zaleganie pokrywy śnieżnej na całej obserwowanej powierzchni;

– w wypadku białego koloru powierzchni grunty.

  1. Pokrywa śnieżna z przerwami:

– pokrywa śnieżna pokrywa więcej niż połowa gruntu nadając mu wygląd biały.

  1. Płaty śniegu na gruncie:

– śnieg pokrywa mniej niż 50 % powierzchni obszaru reprezentatywnego;

– płaty mogą powstać w wyniku zaniku pokrywy śnieżnej z przerwami.

  1. Resztki śniegu na gruncie:

– w wyniku zanikania pokrywy śnieżnej widoczne są tylko niewielkie i nieliczne resztki.

  1. Sadź na gruncie.

Grubość pokrywy śnieżnej – jest to grubość warstwy śniegowej od podłoża gruntu do powierzchni wierzchniej pokrywy śniegowej. Pomiar wykonywany jest śniegowskazem z dokładnością do 1 cm.

Grubość warstwy śniegu świeżo spadłego – wysokość pokrywy śniegu powstałej w wyniku wystąpienia opadu śniegu w ciągu ostatniej doby (od 6 UTC dnia poprzedniego do 6 UTC dnia następnego.

Według Międzynarodowej Organizacji Meteorologicznej gatunek śniegu i ukształtowanie pokrywy śnieżnej został sklasyfikowany w dziewięć kategorii.

Gatunek śniegu:

  1. Śnieg puszysty, świeży;
  2. Śnieg krupiasty, sypki, powstały z opadu krup, drobnych ziarn śniegu, gradu;
  3. Śnieg zsiadły lub przewiany (suchy);
  4. Śnieg zbity (deska śnieżna, gips), często tylko miejscami;
  5. Śnieg mokry (lepki);
  6. Śnieg o powierzchni zlodowaciałej, łamliwej (szreń);
  7. Śnieg o powierzchni zlodowaciałej, niełamliwej (lodoszreń);
  8. Pokrywa śnieżna ziarnista (duże, twarde kryształy powstałe wskutek rekrystalizacji);
  9. Warstwa sadzi o grubości ponad 2 cm na śniegu lub gruncie.

Ukształtowanie pokrywy śnieżnej:

  1. Powierzchnia gładka (nie zachodzi przypadek 2 i 3);
  2. Powierzchnia gładka – warstwa suchego śniegu na szreni lub lodoszreni nie grubsza niż 2 cm;
  3. Powierzchnia gładka lub sfalowana – pokrywa śnieżna pod względem gatunku niejednorodna;
  4. Powierzchnia lekko sfalowana lub pomarszczona (nie zachodzi przypadek 5, 6, 7);
  5. Powierzchnia lekko sfalowana lub pomarszczona – warstwa suchego śniegu na szreni lub lodoszreni nie grubsza niż 2 cm (Jeżeli warstwa śniegu na szreni lub lodoszreni jest większa niż 2 cm, nie uwzględnia się faktu, że pod nią zalega ewentualna warstwa szreni lub lodoszreni);
  6. Powierzchnia lekko sfalowana lub pomarszczona – ostre twarde formy śnieżne wystające ponad powierzchnię;
  7. Powierzchnia lekko sfalowana lub pomarszczona – wystające kamienie lub korzenie;
  8. Powierzchnia nieregularna z zaspami – występuje tylko jeden gatunek śniegu;
  9. Powierzchnia nieregularna z zaspami – między zaspami płytko leżące lub wystające kamienie, korzenie lub ostre formy lodowe – mogą występować różne gatunki śniegu.

Zawartość wody w śniegu:

Zawartość wody w pokrywie śnieżnej określa się następującymi wielkościami:

  1. Gęstość śniegu, określana z dokładnością do 0,01 g cm-3.

Gęstość śniegu zależy od jego wieku. Inna jest gęstość śniegu świeżospadłego, a inna śniegu zalegającego już pewien czas. Gęstość pokrywy śnieżnej waha się w granicach . Przy czym śnieg gęstości  oraz  może wystąpić w sprzyjających okolicznościach. Gęstość śniegu świeżospadłego jest mniejsza w porównaniu z gęstością pokrywy śnieżnej pokrywy zalegającej już pewien czas. W ciągu miesiąca gęstość pokrywy śnieżnej wzrasta 10% miesięcznie. Okazuje się, że temperatura oraz prędkość wiatru również wpływa na jego gęstość. Gęstość śniegu świeżospadłego waha się w granicach . Natomiast typowa gęstość śniegu suchego padającego przy słabym i umiarkowanym wietrze wynosi  . W wypadku śniegu mokrego, w wyższych temperatura powietrza, opadu deszczu ze śniegiem gęstość śniegu jest większa. Ważne jest także z jakich kryształków zbudowana jest pokrywa śnieżną. W wypadku struktury złożonej, gęstość jest mniejsza. Natomiast jeżeli pokrywa śnieżna zbudowana jest z kryształów o prostej strukturze wówczas gęstość wzrasta. Przy prostej strukturze kryształy układając się w strukturę śniegu tworzą strukturę o małej porowatości prowadzącej do zwiększenia gęstości. Podczas opadów mieszanych deszczu i śniegu utworzona pokrywa śnieżna generalnie charakteryzuje się gęstością przekraczającą powyżej .

Prędkość wiatru również wpływa na wzrost gęstości śniegu. Wraz ze wzrostem prędkości wiatru dochodzi do zwiększonej liczny zderzeń kryształów prowadzących do ich destrukcji, fragmentacji. Przy wzroście prędkości wiatru o każdy  powoduje wzrost gęstości o  . Opady śniegu złożonego z kryształów o strukturze dendrytowej, opadające spokojnie w niskich temperaturach, tworzy najlżejsze pokrywy śnieżne [5].

  1. Równoważnik wodny śniegu – wysokość warstwy wody, otrzymana ze stopienia warstwy śniegu o grubości 1 cm, wyrażona w mm. Jednostką równoważnika wodnego śniegu jest mm/cm. Wyznacza się go ze średniej wysokości pokrywy śnieżnej, której wysokość wynosi powyżej 5 cm [6,7].
  2. Zapas wody w śniegu – grubość warstwy wody zawartej w pokrywie śnieżnej, wyrażona w milimetrach. Jest to warstwa wody jaka powstanie po stopieniu pokrywy śnieżnej [6,7].

Literatura:

  1. Międzynarodowy Atlas Chmur, Atlas skrócony WMO, IMGW, Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa 1987.
  2. R Rogers, M. K. Yau, A short Course in Cloud Physics, 3ed edition, Butterworth Heinemann, 1989.
  3. R. Pruppacher, J. D. Klett, Microphysics of Clouds and Precipitation , Second edition, Springer Dordrecht, 2010.
  4. J. Stensrud. Parameterization Schemes – Keys to Understanding Numerical Weather Prediction Models, Cambridge University Press, 2007.
  5. L. Amstrong, E. Brun, Snow and Climate – Physics Physical Processes, Surface Energy Exchange and Modeling, Cambridge University Press, 2008.
  6. Feliks Janiszewski, Instrukcja dla stacji meteorologicznych, Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa, 1988.
  7. Instrukcja dla stacji meteorologicznych, Seria A, Instrukcje i podręczniki Nr 65, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, Warszawa 1962.
  8. Klucze FM12-XII ext. SYNOP do szyfrowania wyników przyziemnych obserwacji meteorologicznych dla celów synoptycznych oraz klucze STORM-AVIO, Warszawa 1996.

UDOSTĘPNIJ STRONĘ