Opady wywołane przez konwergencję konwergencję

Opady generowane przez konwergen-cję, mają – w myśl klasyfikacji Chomicza – charakter ulew i obejmują duży obszar sięga-jący dziesiątek tysięcy kilometrów kwadra-towych, charakterystyczny jest przy tym ich znaczny czas trwania – od kilku do kilku-dziesięciu godzin. Lokalnie, zwłaszcza w obszarach górskich, mogą przekształcać się w opady nawalne – szczególnie groźne ze względu na generowane sumy opadów i rozmiary objętego nimi obszaru. Opady tego typu mogą obejmować swym zasięgiem nawet cały Dolny Śląsk lub jego istotną część, zdarzają się głównie podczas lata, osiągając wtedy największą intensywność i powodując największe konsekwencje

hy-drologiczne, geomorfologiczne i społeczno-ekonomiczne.

W okresie prowadzenia szeroko zakro-jonych pomiarów meteorologicznych, tego typu zdarzenia miały miejsce np. w 1888, 1897, 1903, 1938, 1964, 1977, 1997 i 2006 roku, prowadząc w konsekwencji do dużych, a nawet katastrofalnych powodzi. Geneza tych zdarzeń nie budzi wątpliwości, bowiem można je odnieść do map pola barycznego wykonanych na podstawie wyników pomia-rów ciśnienia atmosferycznego prowadzo-nych w Europie w dużej liczbie stacji po-cząwszy od drugiej połowy XIX wieku. Zda-rzenia o nieco mniejszej intensywności wy-stępowały częściej, zazwyczaj co kilka lat.

Zapewne wiele z odnotowanych w za-piskach historycznych wcześniejszych przy-padków intensywnych opadów i związanych z nimi powodzi w latach 1270, 1350, 1372, 1405, 1445, 1453, 1464, 1495, 1501, 1508,

[42]

1515, 1522, 1543, 1591, 1593, 1595, 1702, 1709, 1729, 1736, 1785 (roztopowa), 1813, 1826, 1829 i 1854 (Girguś, Strupczewski 1965, Czerwiński 1998) było wywołanych przez makroskalową konwergencję, jednak ze względu na brak odpowiednich danych nie ma możliwości przeprowadzenia analizy warunków synoptycznych kształtujących te zdarzenia.

Deszcze o tej genezie przynoszą pod-czas trwania pojedynczego zdarzenia od kil-kudziesięciu do kilkuset milimetrów opadu, przekraczając nawet parokrotnie miesięczne normy klimatologiczne. Największe opady są obserwowane przede wszystkim w górnych częściach zlewni sudeckich dopływów Odry (tab. 3.3), gdzie są zazwyczaj 2–4 razy więk-sze niż na Nizinie Śląskiej.

Makroskalowa konwergencja, określa-na także jako konwergencja w skali synop-tycznej, towarzyszy w zasadzie każdemu układowi niskiego ciśnienia z systemem frontów atmosferycznych. Zjawisko to pole-ga na zbieżności w dolnej i środkowej tropo-sferze linii prądu płynącego powietrza. Re-zultatem zbieżności jest wymuszony ruch wstępujący pod postacią wślizgu bądź wypy-chania ku górze dużych objętości powietrza względnie ciepłego ponad powietrze chłod-ne. Ruchowi wstępującemu towarzyszy adia-batyczne ochładzanie wznoszącego się po-wietrza ciepłego i w konsekwencji konden-sacja części zawartej w nim pary wodnej, prowadząca w dalszej kolejności do powsta-nia opadów atmosferycznych. Jeżeli zawar-tość pary wodnej w powietrzu poddanym wślizgowi jest duża, a konwergencja inten-sywna, to tworzące się opady mogą osiągać znaczną wydajność. Ponadto, o ile prze-mieszczanie niżu barycznego z układem frontów jest powolne, to strefa konwergencji wraz z towarzyszącymi jej zjawiskami może długo pozostawać ponad jednym regionem, powodując wydatne zwiększenie sum opadu.

Powolny ruch lub nawet stagnacja układu barycznego nie oznacza osłabienia konwer-gencji, która nadal może być intensywna.

Opady ekstremalne wywołane przez konwergencję niemal wyłącznie powstają od maja do września, jednak głównie w lipcu i sierpniu. Przyczyny największej ich często-ści w optimum lata należy upatrywać w dwóch czynnikach. Po pierwsze, właśnie w środku lata całkowita zawartość pary wod-nej w troposferze osiąga maksimum i stąd potencjalne możliwości kondensacji dużej ilości wody są w tym czasie największe. Po drugie, wskutek najsłabszego latem kontrastu termicznego pomiędzy strefą wysokich i niskich szerokości geograficznych, zachod-ni ruch powietrza w środkowej i górnej tro-posferze jest powolny i mało stabilny, co powoduje wolne przemieszczanie się dol-nych układów baryczdol-nych i stosunkowo czę-ste blokowanie ich ruchu.

Jak wynika z sytuacji barycznej na mapach dolnych (ryc. 3.2 i 3.3), konfiguracja pola ciśnienia i kierunek napływu powietrza podczas wszystkich zamieszczonych przy-padków najbardziej intensywnych opadów rozlewnych na Dolnym Śląsku były bardzo do siebie podobne. Dolny Śląsk znajdował się pod wpływem układu niskiego ciśnienia usytuowanego w bezpośrednim sąsiedztwie na wschód lub południowy-wschód. Równo-cześnie występował szybki wzrost ciśnienia w kierunku zachodnim w związku z rozbu-dowanym nad Europą Zachodnią klinem wysokiego ciśnienia na północno-wschodnim skraju Wyżu Azorskiego. Ciśnienie w cen-trum układu niżowego w większości przy-padków wynosiło około 1005 hPa, a w obrę-bie klina wyżowego około 1025 hPa.

W efekcie wektor poziomego gradientu ci-śnienia skierowany był ku wschodowi (w sektorze od ENE do SE), co powodowało napływ powietrza z NNE lub z rumbów są-siednich. W większości przypadków gradient ciśnienia był duży lub bardzo duży, powodu-jąc intensywną dolną cyrkulację atmosfe-ryczną prostopadłą do masywu Sudetów.

Drugą kluczową cechą układu dolnego jest jego termiczna asymetria. Po wschodniej stronie niżu następuje napływ z sektora połu-dniowego ciepłych i wilgotnych mas

powie-[43]

trza, najczęściej zwrotnikowego morskiego lub polarnego morskiego starego. Po stronie zachodniej niżu obecne jest napływające z północy polarne morskie powietrze chłod-ne. Kontrast termiczny między tymi masami może przekraczać 10ºC, co powoduje szereg konsekwencji, w tym intensyfikację konwer-gencji.

Ryc. 3.2. Mapy dolne sytuacji barycznej nad Eu-ropą w dniach wybranych zdarzeo opa-dów rozlewnych spowodowanych makro-skalową konwergencję: 3 sierpnia 1888, 29 lipca 1897, 10 lipca 1903, 1 lipca 1909 i 1 września 1938 r. (H – wyż, T – niż). Źró-dło: Karten Archiv, 2008 – data dostępu

[44]

10 VIII 1964

01 VIII 1977

07 VII 1997

13 VIII 2002

07 VIII 2006

Ryc. 3.3. Mapy dolne sytuacji barycznej (izolinie) oraz mapy topografii barycznej 500 hPa (skala kolorystyczna) nad Europą w dniach wybranych zdarzeo opadów rozlewnych spowodowanych przez ma-kroskalową konwergencję: 10 sierpnia 1964, 1 sierpnia 1977, 7 lipca 1997, 13 sierpnia 2002 i 7 sierpnia 2006 r. Na mapach zaznaczono centra układów ni-żowych sterujących cyrkulacją atmosfe-ryczną w rejonie południowo-zachodniej Polski: kółko oznacza centrum układu dolnego, krzyżyk – na poziomie 500 hPa.

Źródło: Karten Archiv, 2008 – data do-stępu

[45]

O ile dla opisanych przypadków sprzed połowy XX wieku warunki synop-tyczne można odtworzyć jedynie na podsta-wie dolnych map barycznych, o tyle dla lat późniejszych dostępne są także informacje o konfiguracji topografii barycznej na po-ziomach wyższych, o pionowej strukturze atmosfery z sondaży aerologicznych oraz rozkładzie innych wielkości np. całkowitego zapasu wody w słupie atmosfery (PWAT – ang. precipitable water). W pięciu analizo-wanych przypadkach z drugiej połowy XX i początku XXI wieku (ryc. 3.3) konfiguracja topografii barycznej na poziomie 500 hPa wykazuje istotne różnice względem poziomu dolnego, wynikające z baroklinowości at-mosfery ukształtowanej pod wpływem roz-kładu przestrzennego temperatury powietrza w dolnej połowie troposfery.

Odmienna konfiguracja pola barycz-nego na poziomach dolnym i górnym ozna-cza stopniową zmianę wraz z rosnącą wyso-kością położenia centrum ośrodka niżowego, którego pionowa oś jest przechylona w kie-runku powietrza chłodnego, co prowadzi w rezultacie do silnej konwergencji. Począw-szy od północnej po zachodnią część dolnego niżu dokonuje się intensywny wślizg ciepłe-go powietrza (które od wschodu i północy okrążyło ten niż), ponad masę chłodną na-pływającą z kierunku północnego.

Wyjątkową skalę i intensywność kon-wergencji pokazują wyniki przeprowadzo-nych analiz trajektorii wsteczprzeprowadzo-nych w pięciu przypadkach opadów rozlewnych począwszy od połowy XX wieku (ryc. 3.4). Powietrze na każdym z trzech rozpatrywanych poziomów (500, 1000 i 4000 m n.p.m.) podczas trzech dni poprzedzających analizę napływało z innego obszaru geograficznego. Cechą wspólną przypadków jest pochodzenie masy powietrznej na poziomie 4000 m n.p.m.

z rejonu Morza Śródziemnego, natomiast powietrza na poziomie dolnym (500 m n.p.m.) z obszarów położonych w sektorze północnym w stosunku do Dolnego Śląska – w zależności od konkretnego przypadku –

pomiędzy Morzem Norweskim a północną Rosją.

Oprócz powietrza zwrotnikowego na poziomie górnym oraz powietrza polarnego morskiego na poziomie dolnym, w strefę konwergencji na pośredniej wysokości może być wciągane z sektora wschodniego powie-trze polarne kontynentalne lub przetransfor-mowane powietrze polarne morskie stare.

Podczas lata powietrze kontynentalne, ze względu na ewapotranspirację z podłoża, może zawierać dużo wilgoci, stanowiąc istotne źródło pary wodnej dla procesów opadotwórczych. Dotyczy to szczególnie stref na obrzeżach kontynentalnego wyżu, gdy przy małych opadach wewnątrzmaso-wych bądź ich braku, wartości PWAT pod-czas kolejnych dni mogą stopniowo rosnąć.

W przedstawionej analizie trajektorii wstecznych uwagę zwraca także bardzo wy-raźne podnoszenie napływającej masy na poziomie górnym ilustrujące wślizg ciepłego powietrza, któremu towarzyszy podobny, chociaż mniej intensywny, wślizg powietrza na poziomie pośrednim. Wstępujący ruch powietrza jest najsilniejszy w rejonie obję-tym opadami. Oznacza to, że w strefie kon-wergencji, której rozmiary horyzontalne w stosunku do rozmiarów sterującego układu barycznego są stosunkowo małe, podnosze-niu i adiabatycznemu ochłodzepodnosze-niu poddane jest powietrze pochodzące z obszarów o po-wierzchni przekraczającej milion kilometrów kwadratowych. Rozległość zasilania strefy konwergencji przez wilgotne powietrze sta-nowi warunek konieczny dla wystąpienia opadów wielokrotnie przewyższających ob-serwowane wartości PWAT, które w strefie intensywnych opadów z reguły mieszczą się w przedziale 20–35 mm.

Wskutek wślizgu dochodzi do adiaba-tycznego ochłodzenia powietrza o dużej ob-jętości, kondensacji pary wodnej i powsta-wania dość rozległej strefy intensywnych opadów atmosferycznych o ciągłym charak-terze. Nie są to jednak klasyczne opady fron-talne frontu ciepłego albo okluzji o charakte-

[46]

Ryc. 3.4. Rekonstrukcja trajektorii wstecznych dla porcji powietrza z wysokości 500 (A), 2000 (B) i 4000 m n.p.m. (C) w dniach wybranych zdarzeo opadów rozlewnych spowodowanych przez makroskalową konwergencję: 10 sierpnia 1964, 1 sierpnia 1977, 7 lipca 1997, 13 sierp-nia 2002 i 7 sierpsierp-nia 2006 r.

[47]

rze ciepłym. Wydaje się, że charakter po-wierzchni frontalnej przypomina raczej sta-gnujący anabatyczny front chłodny, gdzie wypychaniu ciepłego powietrza przed fron-tem towarzyszy dalszy jego wślizg ponad po-wietrze chłodne po powierzchni frontalnej w środkowej troposferze (ryc. 3.5). Z uwagi na fakt, że ciepła i wilgotna masa powietrzna jest podczas lata mało stabilna termodyna-micznie, mogą się w niej pojawiać (zwłasz-cza już pod(zwłasz-czas wstępowania ponad po-wierzchnię frontalną) wbudowane w nią lo-kalne chmury konwekcyjne Cumulonimbus, przynoszące burze i chwilową intensyfikację ciągłych opadów.

W rezultacie, jeśli podczas intensyw-nej letniej konwergencji dojdzie do stagnacji

lub spowolnienia ruchu strefy frontalnej, to sumy dobowe opadu atmosferycznego nawet na obszarze nizinnym mogą osiągać 50–

100 mm, incydentalnie przekraczając 100 mm (np. 2 września 1938 r. w Wińsku i Żmigrodzie, kiedy wynosiły odpowiednio 119,7 i 111,3 mm; patrz tab. 3.3). Podobna sytuacja miała miejsce 10 sierpnia 1964 r.

gdy bardzo wysokie sumy dobowe opadów wystąpiły w całej południowej części Dolne-go Śląska, w tym także poza Sudetami (np.

w Łagiewnikach – 171,6 mm; tab. 3.3).

W tym ostatnim dniu konfiguracja pola ba-rycznego na poziomie dolnym była zasadni-czo różna w stosunku do poziomu izobarycz-nego 500 hPa, powodując napływ górą cie-płego i wilgotnego powietrza z południa,

Ryc. 3.5. Mechanizm powstawania opadów intensywnych związanych z makroskalową konwergencją nad południowo-zachodnią Polską; na blokdiagramie przedstawiono przekrój przez dolną i środkową troposferę. Jeżeli struga chłodnego i wilgotnego powietrza z sektora północnego w strefie intensywnych opadów frontalnych natrafi na obszary górskie, to podczas wymuszo-nego ruchu wstępującego dochodzi do dodatkowej kondensacji pary wodnej i orograficzwymuszo-nego wzrostu intensywności opadu. Im szybszy ruch powietrza w tej strudze, tym większe orogra-ficzne wzmożenie opadu

[48]

a dołem chłodnego i także wilgotnego powie-trza z północy, co oznaczało wyjątkowo silną konwergencję. Sumy dobowe opadu obser-wowane wtedy w Sudetach były podobne jak na Przedgórzu Sudeckim i w niektórych sta-cjach nizinnych, co uznać należy za odstęp-stwo od normy, spowodowane zapewne przez stosunkowo słaby gradient ciśnienia na poziomie dolnym i tym samym mało inten-sywny spływ chłodnego powietrza z północy.

W takich warunkach efekty orograficzne w masie chłodnej nie zaznaczyły się ze zwy-kłą dla innych przypadków intensywnością.

W sytuacji typowej dla opadów eks-tremalnych wywołanych przez makroskalo-wą konwergencję gradient ciśnienia na po-ziomie dolnym jest duży, a przepływ chłod-nego powietrza z sektora NW-N-NE silny, wskutek czego na barierze orograficznej, którą stanowią Sudety, dochodzi do inten-sywnego spiętrzania płynącego dołem powie-trza. Powietrze to jest podczas swego ruchu po dowietrznej stronie gór nieustannie prze-nikane przez cząstki opadu atmosferycznego generowanego ponad powierzchną frontalną, co prowadzi do jego nasycenia parą wodną.

Podczas piętrzenia orograficznego, już od podstawy stoków, dochodzi nad górami (wskutek wilgotnoadiabatycznego ochładza-nia) do dodatkowej kondensacji wody zwięk-szającej w istotny sposób wodność chmur.

Wzbogacone w wodę chmury dolnego piętra są wciąż przemywane przez krople deszczu z wyższego poziomu, które z uwagi na dra-stycznie większe rozmiary opadają szybciej i po kolizyjnych trajektoriach w stosunku do kropelek budujących chmurę. W efekcie duża liczba kolizji kropel deszczu z kropel-kami chmury powoduje znaczące, często nawet więcej niż dwukrotne zwiększenie intensywności występującego opadu. Zwięk-szenie intensywności opadu nad górami na-stępuje zatem w sposób zbliżony do znanego z literatury efektu „seeder-feeder” (Bergeron 1965, Dore, Choularton 1992). Główną róż-nicą jest skala zjawiska, dotycząca nie poje-dynczych izolowanych wzniesień, a całych grup górskich w obrębie Sudetów. Ponadto,

w przypadku opadów rozlewnych w Sude-tach, zjawisko „feeder” nie ma charakteru odrębnej chmury czapowej okalającej szczyt góry, a występuje jako wyraźne zwiększenie wodności już wcześniej istniejących chmur piętra dolnego, które podlegają ruchowi wstępującemu wymuszonemu rzeźbą terenu.

Przedstawiony mechanizm orograficz-nego wzmożenia intensywności opadu bar-dzo dobrze tłumaczy obserwowaną prawi-dłowość polegającą na tym, że największe sumy dobowe podczas opadów rozlewnych są obserwowane na grzbietach górskich ze stokami opadającymi ku N i NE, szczególnie gdy po stronie dowietrznej brak jest innych dużych wzniesień, na których ten efekt mógłby się wcześniej dokonywać prowadząc do częściowego zmniejszenia PWAT w na-pływającej masie powietrznej. Maksimum opadu może być nieznacznie, tzn. do 2–5 kilometrów, przesunięte w głąb masywu górskiego w kierunku południowym od linii grzbietu, co jest uzasadnione dryfem wiatro-wym opadających cząstek opadu. Taka wła-śnie jest pozycja morfologiczna stanowiska pomiarowego Nová Louka w Górach Izer-skich, na którym 29 lipca 1897 r. zmierzono rekordową dla Sudetów sumę dobową opadu wynoszącą 345,1 mm.

Należy dodać, że pogląd według któ-rego opady orograficzne powstają pod wpływem wymuszonej rzeźbą terenu inten-sywnej konwekcji w masie chłodnej prowa-dzącej do powstania silnie rozbudowanych chmur Cumulonimbus (Olszowicz i in. 1999, Kupczyk i in. 2005), nie wydaje się uzasad-niony. Sprowokowana orografią konwekcja wymaga dłuższego czasu (rzędu dziesiątek minut), aby we wznoszącym się powietrzu powstały cząstki opadu atmosferycznego.

Przy obserwowanej dużej prędkości wiatru w masie chłodnej efekt zwiększenia opadów byłby obserwowany w odległości wielu ki-lometrów po zawietrznej stronie grzbietu, czego nie potwierdzają dane obserwacyjne.

Ponadto tworzenie się cząstek opadu tą drogą jest utrudnione z uwagi na intensywne opady ciągłe pochodzące z chmur frontalnych

[49]

w środkowej części troposfery, które „prze-czesują” chmury tworzące się nad przeszko-dą, uniemożliwiając normalny przebieg wzrostu cząstek opadu zgodny z mechani-zmem Findeisena-Bergerona.

Bardzo ciekawe rezultaty przyniosły szczegółowe pomiary intensywności opadów w sierpniu 2002 r. przeprowadzone w sieci pomiarowej Czeskiego Instytutu Hydrolo-giczno-Meteorologicznego (CHMU) w Gó-rach Izerskich, po części w obrębie zlewni Nysy Łużyckiej/Odry, a po części Izery/Łaby (Strachota 2003). Otóż podczas opadów roz-lewnych o wydajności przekraczającej 10 mm·h⁻¹ największą intensywność opadu stwierdzono przy nasilającym się wietrze, który na odległej o około 30 kilometrów Śnieżce osiągnął 13 sierpnia 2002 r. o godz.

12 UTC prędkość 41 m·s⁻¹ przy kierunku północnym. Właśnie pomiędzy godziną 12 a 13 UTC w sąsiednich Górach Izerskich ob-serwowano kulminację intensywności opadu na poziomie 15–24 mm·h⁻¹. Rola dużej prędkości wiatru w kształtowaniu maksy-malnej intensywności opadu polega na spię-trzaniu na przeszkodzie orograficznej zwięk-szonej objętości nasyconego powietrza w jednostce czasu. To przekłada się na dodat-kową ilość skondensowanej podczas spię-trzania wody i podnosi intensywność jej wymywania przez opad pochodzący z góry.

Pojawianie się podczas opadów eks-tremalnych wysokiej prędkości wiatru w płynącej z północy masie powietrza zim-nego jest zjawiskiem typowym, co więcej, często maksymalną prędkość w pionowym przekroju troposfery obserwuje się w okolicy górnej części warstwy granicznej atmosfery, a nie na poziomach wyższych. Przyczyną takiej sytuacji jest asymetria termiczna ukła-du niżowego. W masie chłodnej, gdzie ci-śnienie szybko rośnie w kierunku zachodnim, spadek ciśnienia z wysokością jest szybszy niż w masie ciepłej na wschodzie. W efekcie różnice ciśnienia i jego poziomy gradient zmniejszają się z wysokością, czemu towa-rzyszy spadek prędkości wiatru w troposfe-rze powyżej warstwy granicznej. Ten

stosun-kowo wąski i zarazem intensywny strumień zimnego powietrza bywa nazywany dolno-troposferycznym prądem strumieniowym (Sobíńek i in. 1993).

W świetle przedstawionego mechani-zmu powstawania opadów orograficznych staje się zrozumiała relacja na temat przebie-gu warunków pogodowych w Karkonoszach sporządzona podczas opadów lipcowych 1897 r. (Die Hochwasser-Katastrophe…

1897, za: Czerwiński 1991): Opady rozpo-częły się po południu 27 lipca, początkowo miały jednak umiarkowane natężenie i wy-stępowały z przerwami. Wieczorem 28 lipca intensywność opadów zaczęła narastać.

Utrzymywały się przez cały dzień 29 lipca, a w nocy na 30 lipca można było mówić o oberwaniu chmury. W niektórych miej-scach w wyższych partiach gór w godzinach 21–07 spadło 120–150 mm deszczu. Od rana 29 lipca góry spowiła gęsta mgła, a od wie-czora tegoż dnia zaczął się silny wiatr z pół-nocnego zachodu, którego siła dochodziła do huraganowej, a kierunek zmieniał się z cza-sem na północno-wschodni. W południe 30 lipca deszcz ustał.

W tym opisie zwraca uwagę fakt, że największe opady poprzedziło pojawienie się w górach gęstej mgły, co można interpreto-wać jako początek orograficznego spiętrzania nasyconego parą wodną powietrza. Główna fala opadów wystąpiła podczas nasilonego wiatru z sektora północnego, czyli przy szczególnie intensywnym spiętrzaniu orogra-ficznym powietrza napływającego w obrębie dolnej troposfery, które zachodziło przy obecności opadów frontalnych generowa-nych z wyższego poziomu. W efekcie nad Sudetami Zachodnimi, wskutek dodatkowej kondensacji w strumieniu powietrza wzno-szącego się na północnych stokach, wzrastała wodność chmur przejawiająca się we wzro-ście rozmiarów już istniejących kropelek chmury i w tworzeniu się nowych. Ta dodat-kowa ilość wody była wymywana z atmosfe-ry przez opad pochodzący z warstw wyż-szych. Rezultatem tego były w Karkonoszach Wschodnich rekordowe sumy opadu w dniu

[50]

29 lipca (tab. 3.3), które w kilku posterun-kach opadowych począwszy od środkowego odcinka stoku Karkonoszy w górę po grzbiet wyniosły powyżej 200 mm, a w zachodniej części Gór Izerskich na wspomnianej już stacji Nová Louka osiągnęły 345 mm, co do dzisiaj pozostaje wartością rekordową w Środkowej Europie poza Alpami.

Szczególne miejsce wśród opadowych zdarzeń ekstremalnych w Europie Środkowej zajmują powodziowe opady z pierwszej de-kady lipca 1997 r. (Müller i in. 2009), które objęły swym zasięgiem zlewnię górnej i środkowej Odry oraz górnej Morawy i gór-nej Wisły. Wyjątkowość tego zdarzenia po-legała nie tyle na ekstremalnej intensywności zjawiska (większe dobowe sumy opadów zmierzono choćby podczas zdarzeń w 1897 i 2002 r.), ile z uwagi na długotrwałość opa-dów i objęty nimi obszar. W przeważającej części dorzecza górnej Odry nieprzerwane opady trwały ponad 50 godzin, w kilku sta-cjach przekraczając 3 doby (np. Kubalonka [Olza] 75 godzin, Bolesławów [Biała Lądec-ka] 73 godziny; Dubicki, Malinowska-Małek 1999). O stagnacji i częściowej regeneracji strefy konwergencji w lipcu 1997 r. świadczą choćby kolejne dobowe sumy opadów w stacji Kamienica (Biała Lądecka), które w dniach 5, 6, 7, 8 i 9 lipca wyniosły odpo-wiednio 10, 122, 180, 154 i 16 mm, przyno-sząc łącznie 482 mm w ciągu pięciu dni.

Największe sumy opadów w tym samym czasie wystąpiły w prawobrzeżnej części czeskiego dorzecza Odry: na stacji Ńance wyniosły 617 mm (w kolejnych dniach od 5 do 9 lipca 15, 66, 230, 99 i 207 mm, na stacji Lysá hora – 586 mm, a na stacji Uspo-lka 513 mm, sumy wyższe od 500 mm wy-stąpiły także w lewobrzeżnej części zlewni Odry (Zlaté Hory – 513 mm, Jesenik –

Największe sumy opadów w tym samym czasie wystąpiły w prawobrzeżnej części czeskiego dorzecza Odry: na stacji Ńance wyniosły 617 mm (w kolejnych dniach od 5 do 9 lipca 15, 66, 230, 99 i 207 mm, na stacji Lysá hora – 586 mm, a na stacji Uspo-lka 513 mm, sumy wyższe od 500 mm wy-stąpiły także w lewobrzeżnej części zlewni Odry (Zlaté Hory – 513 mm, Jesenik –