profil

Geneza, wiek i rozmieszczenie węgla brunatnego w Polsce. Zmiany temperatury i opadow w Arktyce Nordyckiej w XX w. oraz prognozy temperatury i opadów (dla Svalbardu) do roku 2050.

drukuj
poleca 83% 526 głosów

Treść
Obrazy
Wideo
Komentarze

PETROGRAFIA

Węgiel jest kaustobiolitem – organiczną skałą palną, powstałą z materiału roślinnego, który w procesie przemian ulegał wzbogacaniu w pierwiastek C. przemiany te określa się mianem uwęglenia. Ze względu na warunki powstania wśród kaustobiolitów stałych wyróżnia się kopalne paliwa humusowe (gumolity), kopalne paliwa sapropelowe (sapropelity) i liptibiolity. Humolitami są torfy, węgiel brunatny i kamienny oraz antracyt, a sapropelitami szlam gnilny oraz sapropelowy węgiel brunatny i kamienny. Do liptobiolitów należą utwory powstałe z części roślin najbardziej odpornych na rozkład, jak żywice (np. bursztuyn), woski i tłuszcze.

WĘGIEL BRUNATNY I JEGO SKŁADNIKI

Węgiel brunatny stanowi ogniwo pośrednie między torfami i węglem kamiennym. Ze względu na genezę wyróżnia się węgle humusowe i sapropelowe. Na podstawie własności fizyczno-chemicznych węgiel brunatny dzieli się na nisko uwęglony (miękki), do którego należy węgiel ziemisty, ksylity oraz wyżej uwęglony węgiel twardy, do którego zalicza się węgiel matowy i błyszczący.
Złoża węgla brunatnego, podobnie jak innych kaustrobiolitów stałych, powstały z nagromadzenia, a następnie przeobrażenia akumulatu roślinnego pod wpływem czynników bio- i geochemicznych w procesie uwęglenia. Węgiel brunatny reprezentuje średni stopień w genetycznej skali rozwojowej: torf – węgiel brunatny – węgiel kamienny.
Powstał on z torfu, a więc z utworu, który przeszedł już wcześniej stadium torfienia i osiągnął w procesie diagenezy stan zwiększonej kompakcji, obniżenia porowatości i odwodnienia. Efektem tych przemian są cechy fizyczne węgla brunatnego, jak: barwa od brunatnej do czarnej, stopniowe zanikanie struktur tkankowych oraz narastanie połysku w odmianach silniej przeobrażonych. Towarzyszy temu systematyczny wzrost zawartości pierwiastka C – do 75%, zmniejszania zawartości części lotnych – do 45%, ubytek wody w porównaniu do torfu – do 15%, pojawienie się korzystnych właściwości technologicznych. W sprzyjających warunkach geotektonicznych proces uwęglenia może trwać dalej, co prowadzi do stopniowego przejścia miękkiego węgla brunatnego w jego odmianę twardą, a następnie w węgiel kamienny.
Podstawową formą występowania węgla w przyrodzie jest pokład, który wchodzi w skład serii węglonośnych na obszarze złoża lub zagłębia węglowego. Jest to główny element litologiczny decydujący o wartości ekonomicznej serii węglonośnej.
Powstanie pokładu lub zagłębienia węgla zależy od czynników naturalnych, wywołanych przede wszystkim zjawiskami diastroficznymi i klimatycznymi. Diastrofizm warunkuje w każdym zagłębiu grubość osadów, skład petrograficzny i budowę cykliczną serii węglonośnych, liczbę pokładów węgla oraz stopień wstępnego przeobrażenia akumulatu roślinnego. Ponieważ zaś największe nasilenie zjawisk diastroficznych notuje się w okresach orogenicznych, stanowią one zwykle maksima rozwoju osadów węglonośnych w rozwoju skorupy ziemskiej. Warunki klimatyczne wpływają z kolei na rozwój i zasobność masy roślinnej oraz jej rozmieszczenie na kuli ziemskiej.
Złoża węgla brunatnego stanowią często górne piętro strukturalne na sfałdowanych starszych formacjach węglonośnych.
Wyróżnia się kilka morfologicznych typów złóż, związanych z warunkami powstania i z późniejszymi procesami, przekształcającymi ich pierwotne formy. Złoża dzieli się na dwie morfologiczne grupy: złoża pokładowe i soczewowe. Pierwsze tworzą często warstwy o mało zmiennych miąższościach na dużych obszarach, niekiedy z wyraźnymi nieprawidłowościami, spowodowanymi erozją, zwłaszcza na obszarach głęboko wciętych pradolin rzecznych. Złoża soczewowe, na ogół nieduże lub małe, ograniczone zwykle pierwotnymi nierównościami morfologicznymi podłoża, na których gromadziła się substancja fitogeniczna, wyklinowują się sedymentacyjnie lub zostały lokalnie zniszczone erozyjnie. Złoża węgli brunatnych dzieli się też na zaburzone i niezaburzone dynamicznie. W obu przypadkach wchodzą w grę czynniki endo- i egzogeniczne, czasem nakładające się w różnych odstępach czasowych. Pierwsze powodują zaburzenia tektoniczne złóż, związane z ruchami pionowymi, drugie – zaburzenia glacjalne (glacitektonika) związane są z naciskami mas lodowych w kierunkach poziomych lub pionowych. Zaburzenia te powstają po uformowaniu się złóż węglowych, czasem w trakcie och tworzenia się, np. w rowach tektonicznych. Na formę złóż węgla brunatnego wpłynęły też czynniki erozyjne, w wyniku których powstały złoża reliktowe.
Polskie złoża węgla brunatnego zawierają jeden lub kilka, niekiedy kilkanaście pokładów. Stąd ich nazwa – złoża jedno – lub wielopokładowe.
Według dotychczasowych(1983) danych wszystkie rozpoznane i stwierdzone złoża węgla brunatnego Polski są pochodzenia autochtonicznego. Złóż alochtonicznych dotychczas nie stwierdzono, chociaż procesy alochtoniczne, związane są z mechanicznym przemieszczeniem się substancji roślinnej w środowisku autochtonicznym, nie są wykluczone.
Wśród polskich złóż węgli brunatnych wyróżnia się więc następujące morfologiczne typy, niezależnie od ich pierwotnej genezy i formy: 1) pokładowe, 2) soczewkowe, 3) reliktowe, 4) na wysadach solnych, 5) tektoniczne, 6) glacitektoniczne. Złoża pokładowe występują głównie w południowo-zachodniej Polsce, w obszarze zachodniej części monokliny przedsudeckiej. Na pozostałych obszarach węglonośnych miocenu przeważają złoża soczewowe, różnych wymiarów, od bardzo małych do dużych, np. Konin, Adamów, Oczkowie i in. Oraz złoża reliktowe, np. Kramik lub Ochle, w okolicach Konina.
Złoża węglowe występujące na wysadach solnych związane są z obniżeniami powierzchni morfologicznej czapy gipsowej, choć często ich kontury stanowią utwory mezozoiczne, poprzez które diapir solny wyciśnięty został ku górze. Do tego typu należą złoża Rogoźno na północ od Łodzi, oraz Lubień i Łanięta na Kujawach.
Najbardziej zasobne w węgiel brunatny są złoża występujące w rowach tektonicznych. Stwierdzono ich dotychczas kilkanaście. Głównymi ich kierunkami są NW-SE lub zbliżony do N-S – ze złożami grupy poznańskiej (Msina, Czemoin, Krzywin, Gostyń), Szamotuły, Nakło, kierunek SW-NE lub zbliżony do niego (-ze złożami Bełchatów), Szczerców, Złożew. Do tektonicznego typu należy także złoże Turów, występujące w obramowaniu proterozoicznych skał krystalicznych masywu łużyckiego. Strefa złóż o kierunku SW-SE jest w pewnym stopniu związana z późnymi ruchami tektonicznymi aulakogenu środkowopolskiego na kontakcie wschodnioeuropejskiej platformy prekambryjskiej i młode platformy paleozoicznej.
Do złóż glacitektonicznych zalicza się te, których obecna forma powstała pod wpływem mechanicznego nacisku posuwających się mas lądolodu. Przyjmują one zwykle postać wydłużonych stref, półokrągłych, podkowiastych, złuskowane lub nieregularnie zdeformowane. Do ważniejszych z nich należą złoża łuku mużakowkiego, żarskiego na zach. od Wrocławia, złoża w okolicach strefy Rzepin – Świebodzin na zachodzie Polski i inne.

WIEK

Polska należy do wyróżniających się w Europie krajów pod względem występowania, różnorodności gatunków i zasobności węgla brunatnego. Jego złoża znane są w utworach kajprowo-retyckich, dolnojurajskich, górnokredowych, a zwłaszcza trzeciorzędowych Niżu Polskiego, podrzędnie zapadliska podkarpackiego. Mezozoiczne węgle brunatne występują w ograniczonej ilości, a ich znaczenie jest bardziej przyrodnicze niż gospodarcze, chociaż niektóre z nich mogłyby być wykorzystywane dla potrzeb miejscowych. Podobnie ocenić można węgle brunatne zapadliska przedkarpackiego.
Do najstarszych geologicznie węgli brunatnych w Polsce, wieku kajprowo-retyckiego, należą cienkie soczewy i wkładki węglowe, miąższości 0,05-0,35 m, występujące w ilastych utworach okolic Końskich i Opoczna na północnych stokach Gór Świętokrzyskich. Nie mają znaczenia przemysłowego z powodu małej miąższości.
Węgle dolnojurajskie występują wśród skał mułowcowych, piaszczystych, piaskowcowych lub ilastych, głównie w okolicach Zawiercia. Napotykane były także w innych okolicach tego obszaru, np. w okolicach Siewierza, Mierzęcic, Kozich Głów i in.
W utworach wezulu i batonu jury środkowej Niżu Polskiego spotyka się przejawy węglonośności alochtonicznej w postaci cienkich wkładek lub warstewek warstewek znaczeniu przyrodniczym.
Główne zasoby krajowych węgli brunatnych koncentrują się w utworach trzeciorzędowych Niżu Polskiego. Wśród utworów piaszczysto-mułkowych i mułowcowych, rzadziej ilastych stwierdzono 9 poziomów węglonośnych przedstawiających grupy pokładów węgla, z których każda zawiera ich 1 do kilku. Ilość grup pokładów w podpiętkach trzeciorzędu waha się od 1 do 4. Są to węgle wieku paleoceńskiego, eoceńskiego, oligoceńskiego, mioceńskiego i plioceńskiego.
Dominujące przemysłowe znaczenie ze względu na zasobność i głębokość umożliwiającą odkrywkową eksploatację mają mioceńskie węgle brunatne, a wśród nich należące do I środkowopolskiej grupy pokładów węglowych miocenu górnego. W sprzyjających warunkach geologiczno-górniczych mogą być również eksploatowane kompleksowo, razem z pokładami I i II grupy, węgle należące do grup Ia oczkowickiej i IIa lubińskeij, lub blisko pod grupą II występujące pokłady grupy III rawickiej. Węgle poziomów węglonośnych innych pięter trzeciorzędu (pokłady grupy IV-VII) są pozabilansowe ze względu na głębokość występowania, przeważnie małą miąższość, miąższość także ze względu na ich małą zasobność. Niektóre z nieprzydatnych dziś dla celów przemysłowych wystąpień węgli brunatnych, np. węgle paleoceńskie, eoceńskie, górnooligoceńskie, a także pozabilansowe węgle mioceńskie występujące w korzystnych warunkach litologicznych, np. wśród osadów nieprzepuszczalnych, mogłyby być w przyszłości wykorzystane do ewentualnego podziemnego zgazowania.

OBSZARY WYSTĘPOWANIA WAŻNIEJSZYCH ZŁÓZ WĘGLA BRUNATNEGO

W latach 1950-1985 udokumentowano 15 dużych i 23 małe złoża węgla brunatnego o globalnych zasobach rzędu 9,6 mld t. Są one skoncentrowane w południowo-zachodniej, zachodniej i centralnej Polsce. Spośród nich są 3 zagospodarowane (Turów, Konin, Adamów) oraz 2 (Bełchatów i Lubstów) w zagospodarowaniu. Eksploatowane są też dwa małe, tzw. satelitarne, złoża węgla brunatnego Bogdanów i Władysławów, o łącznych zasobach 44,5 mln t, uzupełniające zasobowo kombinat górniczo-energetyczny Adamów koło Turka. Zasoby bilansowe złóż zagospodarowanych rozpoznane są w tych samych kategoriach, wynoszą łącznie 3,4 mld t. do pozostałych 10 niezagospodarowanych złóż, rozpoznanych łącznych zasobach 5,8 mld t należą Cybinka, Gubin, Mosty, Babina w zachodniej części Polski, Legnica i Ścinawa – w południowo-zachodniej, Krzywin – Rogoźno – w centralnej, oraz Trzcinka i Sieniowa w północno-zachodniej Polsce. W obszarach południowo-zachodniej i centralnej Polski rozpoznanych zostało też ponad 20 małych złóż węgla brunatnego, brunatnego ogólnych zasobach około 0,3 mld t.
Na zagospodarowanych złożach czynnych jest 10 odkrywkowych kopalń węgla brunatnego: Turów I, Turów II, Pątnów, Kazimierz, Jóźwin, Adamów, Bogdanów, Władysławów, Bełchatów, Lubustów.
W grupie złóż rozpoznanych występuje, o zasobach perspektywicznych, w ilości globalnej 6,7 mld t, bilans złóż węgla brunatnego obejmuje 13 złóż dużych o łącznych zasobach 6,4 mld t oraz 37 złóż małych i bardzo małych o łącznych zasobach 0,3 mld t. Pierwsze z nich tworzą obok udokumentowanych, niezagospodarowanych złóż dodatkową bazę zasobów dla kluczowego przemysłu górniczo-energetycznego. Koncentrują się one w kilku obszarach: złoża Mosina, Czempin, Gostyń, Szamotuły i Naramowice – w centralnej Polsce. Krosno Odrzańskie, Sieniawa, i Cybinka – w zachodniej i północno-zachodniej, Góra, Ruja, Oczkowie, Złoczew – w południowo-zachodniej, Nakło – w północnej Polsce. Złoża małe, bardzo małe rozpoznane są na całym obszarze węglonośnego miocenu lądowego Polski.
Perspektywy rozwoju krajowego górnictwa węgla brunatnego wiążą się przede wszystkim ze złożami, występującymi w utworach mioceńskich. Obszary Polski południowo-zachodniej, zachodniej i centralnej, obejmujące ok. 53% obszaru węglonośnego miocenu lądowego, charakteryzują się większą węglonośniością i zasobnością, w porównaniu do pozostałych obszarów Polski, na których miocen węglonośny zajmuje 47% powierzchni. Węglonośność i zasobność miocenu jest niejednolita. Jest to wynikiem m.in. rozwoju ówczesnej roślinności, tektoniki, paleomorfologii, czynników erozyjnych itp. W świetle kryteriów bilansowości zasoby węgla brunatnego mogą być zwiększone do około 19-20 mld t. Spodziewać się można przyrostu nowych prognostycznych zasobów węgla brunatnego na pozostałych, niezbadanych dotychczas obszarach węglonośnych miocenu Polski, rzędu ok.. 15-20 mld t. Ocenia się więc całkowite zasoby węgla brunatnego brunatnego polskim miocenie lądowym na 35-40 mld t.
Trzeciorzędowy węgiel brunatny występuje również wśród utworów lądowych i bakicznych dolnej części środkowego miocenu wzdłuż północnego i południowego obrzeżenia zapadliska przedkarpackiego. Są to piaski kwarcowe z wkładkami mułków, iłów oraz węgla albo też skały ilaste z soczewkami węgla brunatnego, często margliste z fauną ślimaków słodkowodnych. Podściełają one morskie utwory wyższej części miocenu środowego, stanowiące wypełnienie zasadniczej części zapadliska. Utwory z węglem brunatnym znane są:
• Z wielu miejsc po południowej stronie G. Świętokrzyskich, m.in. w okolicach Kopytnicy-Chorzętowa-Suliszowa, Sandomierza i Tarnobrzega oraz w dolinie Opatówki;
• Na Wyżynie Lubelskiej koło Trzydnika Małego i Węglin;
• Na bezpośrednim przedpolu Karpat (Górny Śląsk, Grudna, Dolna, Jarosław) i w płatach trzeciorzędu na fliszu w kotlinach Sądeckiej oraz Orawsko-Nowotarskiej.


Źródło:
 Red. A. Bolewski, „Surowce mineralne świata – węgiel brunatny”, 1981, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa
 L. Górska, R. Ney, „Nauka dla wszystkich, nr 364 - Surowce energetyczne Polski”, 1983, Zakład Narodowy Imienia Ossolińskich Wydawnictwo Polskiej Akademii Nauk, Kraków
 T. Korpus, „Węgiel”, 1978, Krajowa Agencja Wydawnicza, Warszawa

--

ZMIANY TEMPERATURY I OPADÓW W ARKTYCE NORDYCKIEJ W XX w ORAZ PROGNOZY TEMPERATURY I OPADÓW (dla Svalbardu) DO ROKU 2050

1. ZMIANY TEMPERATURY I OPADÓW W ARKTYCE NORDYCKIEJ W XX w.

1.1. Wprowadzenie.

Nazwa Arktyki pochodzi od greckiego słowa arktos (niedźwiedź). Jest to obszar leżący pod gwiazdozbiorem Wielkiej Niedźwiedzicy. Charakteryzuje się specyficznymi właściwościami środowiska naturalnego i oświetlenia. Wymienić należy przede wszystkim znaczne pokrycie Arktyki przez śnieg i wszelkie rodzaje lodu (lodowce, lądolody, lód morski) oraz występowanie dni i nocy polarnych. Cechą odróżniającą ten obszar od innych jest też to, że jest on w małym stopniu zmieniony przez człowieka. Ustalenie granic Arktyki nie jest łatwe (rys.1).
Znanych jest kilka kryteriów, za pomocą których wyznacza się granice Arktyki: astronomiczne, klimatyczne i botaniczne.
• Wg kryterium astronomicznego południową granicą Arktyki stanowi północne koło podbiegunowe. Wyznaczona w ten sposób Arktyka obejmuje znaczną część obszarów, których nie można zaliczyć do Arktyki. Niektórzy badacze przyjmują za granicę południk 60N lub 70N.
• Najpowszechniej używa się kryterium klimatycznego (izoterma najcieplejszego miesiąca 10C) zastosowane przez Supana i rozpowszechniona przez Kpena.
• Twórca metody botanicznej jest O. Nordenskjrd, który przyjął za granicę Arktyki północną granicę lasów. Modyfikację tej metody zaproponował Hustich (1973), który wyróżnił polarną „granicę gatunków” drzew iglastych
• Inne mniej popularne granice

Wspólnym Nordyckim wysiłkiem został ustalony wysokiej jakości komplet danych klimatycznych dla Arktyki Nordyckiej. Komplet ten składa się z miesięcznych wartości z 20 stacji na Grenlandii, Islandii, Wyspach Owczych i Arktyki Norweskiej (rys.2).
Włączonych jest 10 elementów klimatycznych i większość serii pokrywa okres 1912-2000. Serie danych ilustrują duży kontrast klimatu w Arktyce Nordyckiej i pokazuje, że część tego regionu doznała istotnych zmian w ostatnich 100 latach.
Pomimo wzrostu T w ostatnich dekadach, obecny poziom T jest wciąż w dużej części regionu niższy niż w latach 30-tych i 50-tych. Model długoterminowych zmian P jest bardziej skomplikowany, lecz w części tego regionu roczne P znacznie wzrosły. Na lotnisku Svalbard i Bjørnøya roczne P wzrosły o więcej niż 2,5 % na dekadę podczas ostatniego stulecia.
Zmiany w cyrkulacji atmosferycznej mogą tłumaczyć zmienność z długoterminowych pozytywnych trendów P w Arktyce Norweskiej, a także pozytywne trendy T od lat 60-tych. Pozytywne trendy T przed 1930 oraz negatywne w następnych dekadach nie są tłumaczone przez modele cyrkulacji.
Temperatura na powierzchni globu wzrosła o 0,6C podczas XX w (wg IPCC 2001). Największy wzrost T w ostatniej dekadzie wystąpił na obszarem półkuli północnej między 40 a 70 szerokości N. Większość symulacji modeli klimatycznych globu, zakłada, że obszar Arktyki jest szczególnie narażony na zmiany klimatu, spowodowane wzrostem efektu cieplarnianego.
Faktyczne trendy klimatyczne mogą być maskowane albo wzmacniane, kiedy analiza opiera się na niejednorodnych seriach, jest zatem ważne aby dostosowywać serie niejednorodne przed użyciem ich w studiowaniu i analizowaniu długoterminowych zmian klimatu. Wcześniejsze studia ujawniły, że niejednorodne dane w meteorologii często mają takie same znaczenie jak typowy długoterminowy trend. Niestety skomplikowane jest ustalenie homogeniczności długoterminowych serii klimatycznych z obszarów o rzadkiej sieci stacji, jak to ma miejsce w Arktyce.
Z powodu surowych warunków pogodowych, nawet małe zmiany pogody na stacjach w Arktyce mogą spowodować poważne zmiany w ocenie warunków np. opadów.
Zmienność klimatu w Arktyce wydaje się mieć specjalne zaangażowanie w zmiany globalne, polarne wzmocnienie i sprzężenie zwrotne jest powtarzającym się motywem w numerycznym modelowaniu klimatu.
Oscylacja północnoatlantycka (NAO) jest dominującym, powtarzającym się sposobem zachowania się atmosfery w sektorze Północnego Atlantyku, i wyjaśnia ok. ⅓ miesięcznych zmian T na półkuli północnej podczas zeszłych 60 zim. W końcu lat 80-tych i na początku 90-tych, radykalne wzmocnienie oscylacji północnoatlantyckiej (NAO) przyniosło ocieplenie i prawdopodobni silny transport mas powietrza nad norweski Atlantyk i północne wody do Morza Barentsa.
Podczas okresu 1950-95 maksymalne i minimalne T wzrastały w Fennoskandii a zmniejszały się w zachodniej Grenlandii, jako rezultat wzmacniającej się Oscylacji Północno Atlantyckiej (NAO). Trendy w regionie Islandii – Wyspy Owcze – Jan Mayen były nieistotne.
W tym samym czasie dobowy przebieg T (DTR) znacznie zmalał we wszystkich częściach Arktyki Norweskiej, a także był obserwowany w wielu innych częściach Ziemi. W Fennoskandii znaczące zwężenie się DTR jest powiązane ze wzrostem stopnia zachmurzenia, oraz wzmagającymi się wiatrami zachodnimi, przynoszącymi wilgotne masy powietrza do Fennoskandii.
Globalne modele klimatyczne zakładają wzrost T i P na dużych szerokościach geograficznych północnych, dzięki wzrostowi koncentracji gazów cieplarnianych.
Świeża woda poruszona z Arktyki będzie pełniła coraz ważniejszą rolę w kontekście globalnych zmian klimatu, może być to łączone z przejściowymi formacjami głębokiej wody z północnego Atlantyku i globalną cyrkulacją termohalinową, które są głównym wyznacznikiem globalnego klimatu.
Obserwowany i projektowany wzrost T i P w Arktyce ma szerokie znaczenie dla Arktyki, z może i całego globu, dlatego też monitoring trendów klimatycznych w tym rejonie jest ważny w kontekście globalnym..
Uświadamiając sobie niedostatki w jakości i dostępności serii klimatycznych z Arktyki Nordyckiej, wspólny nordycki wysiłek, zapoczątkował tworzenie wysokiej jakości danych klimatologicznych ze stacji pogodowych na Grenlandii, Islandii, Wysp Owczych, Jan Mayen, Svalbardu i północnej Fennoskandii (rys.2).

1.2.Dane.

Dostępność danych klimatycznych z obszaru Arktyki Nordyckiej jest raczej ograniczona. Tym niemniej na Grenlandii, Islandii i Wyspach Owczych systematyczne obserwacje pogody były rozpoczęte przed 1900 rokiem. Najstarsze obserwacje meteorologiczne ze Svalbardu były opisane podczas ekspedycji, zazwyczaj jednorocznych.
W 1911 została założona stała stacja na Zach. Spitsbergenie, a w latach 1920-30 została także założona stacja na Bjørnøya i Jan Mayen. Dla łączenia serii danych z kilkunastu mierzonych terenów na Zach. Spitsbergenie, zhomogenizowano serie T i P dla Lotniska Svalbard założonego w 1911 roku. Wspólnymi siłami, po selekcji stacji w Arktyce Norweskiej, ustalono zgodne, wysokiej jakości dane klimatyczne (1890-2000). Dane te zawierały miesięczne wartości 10 elementów klimatu: średnie T, średnie max i min T, najwyższe max i najniższe min T wraz z datą ich wystąpienia, średni poziom morza, sumę P, najwyższą ilość dziennego P wraz z datą jego wystąpienia, liczba dni z pokrywą śnieżną ( >50% pokrycia gruntu) i średni stopień zachmurzenia.
Serie danych z Arktyki Nordyckiej były sprawdzone i homogenizowane tak daleko jak na to pozwalały Narodowe Instytuty Meteorologiczne Danii, Islandii i Norwegii.
Do homogenizacji danych zastosowano standardowy test homogeniczności. Serie były organizowane w standardowym formacie NACD a wyniki połączono z danymi NARP (Nordic Arctic Research Program) dostępnymi w internecie.

1.3. Zmiany temperatury powietrza.

Duża skala cyrkulacji atmosferycznej nad północną częścią Oceanu Atlantyckiego jest deformowana przez obszar niskiego ciśnienia blisko Islandii (Niż Islandzki) i obszary z relatywnie wysokim ciśnieniem nad Grenlandią i Oceanem Atlantyckim.
Pomiędzy Islandią a Norwegią przeważają wiatry zachodnie i południowo-zachodnie, dające w rezultacie transport łagodnego powietrza z niższych szerokości w kierunku Svalbardu. Dalej na północ cyrkulacja jest głownie antycyklonalna z przeważającymi wschodnimi i północno-wschodnimi wiatrami. Wielkie różnice T występują pomiędzy dwoma masami powietrza powstającymi odpowiednio na pd-zach i pn-wsch. Różnice w zasięgu mas powietrza i lodami morskimi powodują drastyczne wahania warunków pogodowych. Większe różnice występują zimą, kiedy różnice T pomiędzy dwoma masami powietrza są najbardziej uwydatnione.
Wyraźne fluktuacje w klimacie Arktyki występują w skali dziennej, miesięcznej i rocznej. Np. na Spitsbergenie najniższe T o - 46,3C (Lotnisko Svalbard), ale nawet w środku zimy we wszystkich stacjach na Spitsbergenie notowane są T od + 3C do + 7 C (tab.1) pokazuje, że średnia roczna T (1961 -90) na stacjach w Arktyce Norweskiej wahają się pomiędzy – 12,3C (Denmarkshavn) a 6,5C (Torshavn). Średnia T zimy (grudzień – luty) znajduje się między – 23,1C (Denmarkshavn) Denmarkshavn 3,6C (Torshavn), podczas gdy średnia T lata (czerwiec – sierpień) waha się pomiędzy 1,3C (Hopen) Hopen 10C (Torshavn).
Średnia roczna T w Arktyce Nordyckiej przeszła duże zmiany podczas XX w. Z powodu istotnych zmian w odchyleniu standardowym, różnice w średnie rocznej T bardziej dotyczą różnic T zimą niż latem. Długoterminowe zmiany T w skali dekad w różnych częściach omawianego obszaru pokazuje rys.3. Dla większości stacji zauważyć można pozytywny trend od lat 30-tych do 60-tych, a od końca lat 60-tych T wzrosła we wszystkich stacjach z wyjątkiem Nuk z Zach. Grenlandii. Dla wszystkich stacji najcieplejszymi dekadami były lata 30-te i 50-te.
Wzrost T na globie w XX w. (o ok. 0,6C) jest bardzo znaczący. Wzrost T w Fennoskandii podczas ostatnich 100 lat jest na większości terenów o ok. 0,5-1C. Jednakże dla żadnej stacji w Arktyce Nordyckiej trend średnich rocznych T (1910-99) nie jest istotny statystycznie. Dla kilku stacji długoterminowy trend jest nawet ujemny. Nawet dla stacji z największym wskaźnikiem trendu (Lotnisko Svalbard) trend o ok. + 1,4C na 100 lat nie jest znaczący statystycznie.
Zgodnie z ostatnim raportem IPCC, średni globalny wzrost T wzrósł raczej mocno od końca XIX w. aż do 1945 r., i nastąpił po okresie z raczej stałą T, zrównaną do T z 1975 r. (tab.2). Po 1975 globalna T dla półkuli północnej wzrosła więcej niż dwukrotnie w stosunku do doświadczonej w latach 1910-45.
Dla północnej Europy, a także całego globu, współczesny poziom T jest znacznie większy niż poziom z przed 1930 r. W większości stacji obecny poziom T jest wciąż mniejszy niż podczas lat 30-tych i 50-tych. Może to być tłumaczone, że są różne geograficzne oznaczenia w dwóch okresach z pozytywnymi trendami T; podczas gdy ocieplenia podczas ostatnich dekad miał charakter bardziej globalny, wcześniejsze ocieplenie do lat 40-tych było szczególnie silne w wysokich szerokościach północnych, północnych szczególności w sektorze Atlantyckim.
Jest to wciąż nie do końca zrozumiałe, co zahamowało to ocieplenie, które często przytaczane jest jako „wczesno XX wieczne ocieplenie”.

1.4. Zmiany opadów.

Opady (P) są małe w wysokich szerokościach, ponieważ masy powietrza są zazwyczaj stabilnie uwarstwione i zawierają tylko małą ilość pary wodnej. W części stacji, w północnej Grenlandii i południowym Spitsbergenie, średnie roczne sumy opadów (za lata 1961-90) są powyżej 200 mm. Niemniej jednak znacznie wyższe wartości są obserwowane na stacjach Islandii Wysp Owczych i południowej części Grenlandii (tab.1)
Roczne sumy P rosły na Svalbardzie jak i na Wyspach Owczych podczas ostatnich 7-8 dekad (rys.4).
Z powodu ostrych warunków pogodowych, rzadkiej sieci stacji, brakujących danych i kilku zmian położeń stacji, skomplikowane jest ustalenie długoterminowych homogenicznych serii ze Svalbardu i Grenlandii.
Na wszystkich stacjach obserwujemy wzrost sumy P i dla większości z nich wzrost jest znaczący statystycznie. Na Lotnisku Svalbard i Bjørnøya wzrost jest największy i wynosi >25% na 100 lat.
Relatywny wzrost sum P na Svalbardzie i Wyspach Owczych oceniony przez Hulne (1995) jest znacznie wyższy niż podobny wzrost na kontynencie Fennoskandii i również wyższy niż w średnich szerokościach geograficznych.
Na stacjach Arktycznych kombinacja suchego śniegu i otwartej tundry daje w rezultacie znaczne nawiewanie śniegu nawet przy umiarkowanych prędkościach wiatru.
Na Svalbardzie i Jan Mayen nawiewany śnieg/zamiecie obserwowane są więcej niż 20% czasu w okresie listopad – marzec. Nawiewany śnieg często występuje w kombinacji z opadem śniegu i komplikuje pomiary tego opadu. Duże proporcje w opadach śniegu podczas dużych prędkości wiatrów, wiatrów takich warunkach, konwencjonalne przyrządy mogą wyłapać jedynie mały ułamek P docierających do powierzchni.
W surowych ocenach zasugerowano, że dla „normalnych” lat prawdziwe P mogły być o ok. 50% większe niż zmierzono. Nieuchwycone rozmiary P są proporcjonalnie duże dla silnych opadów. Te nieuchwytne P są różne dla śniegu i deszczu i dodatkowo zależą od wiatru, temperatury; zmiany klimatyczne mogą wynikać z fikcyjnych trendów mierzonych.
Redukcja tych nieuchwyconych rocznych pomiarów daje do zrozumienia, że część zaobserwowanych pozytywnych trendów P jest sztuczna i jest spowodowana przez zredukowanie błędu pomiaru P. Odnosi się to do mierzonych wartości, wzrost sumy rocznych P na Lotnisku Svalbard w okresie 1964-97 wynosi 2,9% na dekadę. Jednakże odnosząc się do „prawdziwych” wartości P powinna być używana w długoterminowych zmianach P w Arktyce.

1.5. Wnioski.

Ujawnienie przyczyn zmian klimatu jest skomplikowane, ponieważ warunki klimatyczne są rezultatem wzajemnego oddziaływania pomiędzy kilkoma czynnikami, działającymi w różnych skalach, zarówno w czasie jak i przestrzeni.
Lokalne T i P mogły ulec zmianie, ponieważ:
1. Zmieniały się częstotliwości różnych cyrkulacji (np. częste, silne wiatry z południa i rzadsze, słabsze wiatry z innych kierunków)
2. Zmiana charakteru mas powietrza.
Serreze i inni (2000) stwierdzili, że w przybliżeniu połowa z ostatnich, wyróżnionych wzrostów zimowej T na półkuli północnej jest odbiciem zmieniającej się cyrkulacji atmosferycznej. Również wzrost T na Svalbardzie od lat 60-tych do 90-tych może być w dużym stopniu tłumaczony zmianami w cyrkulacji atmosferycznej. Wzrost przeciętnej siły wiatrów z południa i zachodu dał w rezultacie wzrost transportu ciepłych mas powietrza nad Spitsbergen.
Jednakże zmiany w cyrkulacji atmosferycznej tłumaczą jedynie w ⅓ obserwowany wzrost T między 1912 a latami 30-tymi i spadek T od 30-tych do 60-tych.
Jedynym możliwym powodem dla zaistniałej sytuacji może być to, że ocieplenie w pierwszej części XX w. było spowodowane zmianami cyrkulacji oceanicznej oraz T powierzchni wody.
Hanssen-Bauer i Førland (1998) wnioskują, że oprócz cyrkulacji atmosferycznej inne czynniki takie jak temperatura powierzchni wody, zasięg lodów morskich i zachmurzenie potrzebne są do modelowania długoterminowych zmian w Arktyce.
Jest zdecydowanie możliwe, że globalne ocieplenie może być wynikiem zmian w cyrkulacji atmosferycznej w Arktyce, które z kolei przyczyniają się do lokalnych zmian T i P.
Nie jest jeszcze możliwe podjęcie żadnych decydujących wniosków, czy zmiany cyrkulacji w Arktyce Nordyckiej były wywołane antropogeniczną emisją.
Obserwowane zmiany P na zach. wybrzeżu Spitsbergenu od 1912 r. mogą być wytłumaczone głównie przez zmiany średnich warunków cyrkulacji atmosferycznej. Powodem tych bliskich stosunków pomiędzy zmianami cyrkulacji i P mogą po części być fizyczne (wiatry z różnych sektorów mają różną zawartość wilgotności, różnice w ukształtowaniu terenu) i częściowo instrumentalne (wiatry z różnych kierunków oznaczają inną frakcję płynną/stałą opadów i w konsekwencji systematyczne różnice w dokładności pomiarów).
Co się tyczy wzrostu rocznej sumy P na Lotnisku Svalbard, około ⅔ może być tłumaczone przez cyrkulację, w ⅓ prze z redukcję błędów w pomiarach opadów.
Nie ma znaczącego trendu rocznej T w XX w. na żadnej z 20 stacji w Arktyce Nordyckiej. Chociaż T wzrosła znacznie od 1960, obecny poziom T jest wciąż mniejszy niż w latach 30-tych.
Wzrost T na Svalbardzie od lat 60-tych do 90-tych może być w dużym stopniu tłumaczony zmianami w cyrkulacji atmosferycznej, ale nie w wypadku wzrostu T w latach 1912-30 i spadku od 30-tcyh do lat 90-tych.
W dużej części Arktyki Nordyckiej suma rocznych opadów wzrosła znacznie w ostatnim wieku. Zarówno w regionie Svalbardu, Islandii, Grenlandii i na stacjach w Wyspach Owczych, obserwowany był wzrost o więcej niż 15% na wiek (tab.3). Na Lotnisku Svalbard i Bjørnøya wzrost był o 26-28%.
Obserwowane długoterminowe zmiany w P na zach. wybrzeżu Svalbardu od 1912 r. mogą być tłumaczone głównie przez zmiany w średnich warunkach cyrkulacji atmosferycznej.

2. TEMPERATURY I OPADY NA SVALBARDZIE W LATACH 1912-2050: pomiary i scenariusze.

2.1. Wprowadzenie.

Analizowane były serie T i P na Svalbardzie za okres 1912-2000.
Scenariusz T zakłada ocieplenie o ok. 1C na dekadę w zimie i 0,3C na dekadę latem w okresie 1961-2050. Zakładany wzrost średniej rocznej T jest ok. 5 razy większy niż ocieplenie w latach 1912-2000.
Scenariusz P również zakłada, że P będą rosły aż do 2050 roku. Maksymalny wzrost zakładany jest w P wiosennych, jednakże trend w sezonowych P jest raczej niepewny.
Aktualnie wiele modeli klimatycznych wykazuje, że największe amplitudy globalnego ocieplenia, jak również stosunkowo największy wzrost średnich opadów, może wystąpić w Arktyce. Potencjalnie ma to największe znaczenie, gdyż Arktyka odgrywa kluczową rolę w kilku mechanizmach kształtujących system klimatyczny.
W wielu pracach dotyczących Arktyki dostrzeżono dowody „świeżych” zmian w środowisku Arktyki, jednakże inni uważają, że wiele serii danych jest raczej krótka, wątpliwej jakości, albo dostarczają ograniczone przestrzenne pokrycie.
W obecnych pracach obserwacje i modele klimatyczne są porównywane w skali lokalnej. Prezentowane są tu najdłuższe serie T i P z Arktyki Norweskiej.

2.2. Dane i miejsce.

Lotnisko na Svalbardzie usytuowane jest na zach. wybrzeżu Spitsbergenu w miejscowości Longyearbyen mniej więcej 78N i 15E (rys.5). Serie T i P (od 1912 do dziś) na lotnisku są najdłuższymi seriami z Arktyki Norweskiej.
Średnie roczne T wahają się tu od – 12,2C do - 3,1C w tym okresie, podczas gdy suma P waha się od 83 mm do 317 mm (rys.6). Serie te są homogeniczne a dodatkowo dla zapełnienia luk zastosowano także pomiary z kilku pobliskich stacji. Dla P istnieją przerwy z czasów II wojny światowej, ale serie dla T są kompletne.
Wcześniejsze analizy pokazały, że trendy T na Lotnisku Svalbard są podobne do tych znalezionych w innych seriach z Archipelagu Svalbard, podczas gdy serie P są reprezentatywne tylko dla zachodniego wybrzeża Spitsbergenu.
Do rozwijania i testowania modeli empirycznych używane były interpolowane gridowe średnie i dane z poziomu morza z Brytyjskiego Biura Meteorologicznego.
Przyjęto, że dane te będą co 5 i będą to dane z szerokości 50-85N i długości 20W – 40E, z okresu 1912-1997.
Przewidywany scenariusz T i P opiera się na modelach klimatycznych ECHAM4/OPYC3, które stosowane są w Instytucie Meteorologii Max`a Planach (Hamburg). Organizacja GSDIO opiera się na scenariuszu IS92a i parametrycznych obliczeniach dl bezpośredniego i niebezpośredniego wpływu aerozoli siarczanowych, jak również gazów cieplarnianych, wliczając w to ozon troposferyczny.
Z powodu ochładzającego wpływu aerozol, globalny wzrost T zakładany przez GSDIO jest mniejszy niż zakładany w podobnych projektach, wykluczających wpływ tych aerozoli.
Hanssen-Bauer i Førland w publikacjach z 2001 r. dowiedli, że zakres T z poziomu morza w GSDIO wywiera ujemny wpływ na analizowany teren, chociaż anomalie ze średniej są realistyczne.

2.3. Metody.

Do przedstawienia zmienności i długoterminowych trendów w skali dekad opracowano wykresy (rys.7,8,9) z dwoma nisko przepuszczalnymi filtrami zawierającymi funkcję Gaussa. Odchylenie standardowe rozkładu Gaussa stosowano w 2 filtrach (F1) i (F2).
Do testowania statystycznego znaczenia trendów liniowych w seriach użyto nieparametrycznego testu Mann-Kendalla. Do wykorzystania T z GSDIO zastosowano dane gridowe i odchylenie standardowe.
Metoda zaproponowana przez Hanssen-Bauera i innych (2000 r.) wykazuje, że przeciętne miesięczne serie T z sąsiednich stacji są dobrze skorelowane. W ten sposób, jeśli średnia wartość i odchylenie standardowe dla danego okresu są znaczne, serie T lokalnych mogą być oszacowane ze standardowych serii z sąsiednich stacji:

TX = {[Ty – MEAN(TY)]/STD(TY)} * STD(TX) + MEAN(TX)

We współczesnych opracowaniach, średnie miesięczne wartości za okres 1961-90 są używane do ważenia modeli i standardowe serie gridowe T z obszarów położonych najbliżej Lotniska Svalbard zostały zastosowane do oszacowania serii na Lotnisku Svalbard.
Do przedstawienia opadów rozwijane były modele regresji wielokrotnej, używając lokalnej T i sześciu przykładowych empirycznych funkcji ortogonalnych z poziomu morza:

RX = a0 + a1 * EOF1 + ….. + a6 * EOF6 + a7 * TX

Oddzielne modele były robione dla każdego miesiąca kalendarzowego. Podczas letnich miesięcy T była wyłączona z postępowania. Powód może być talki, że związek pomiędzy wilgotnością powietrza i P jest słabiej zaznaczony latem niż zimą i także korelacja pomiędzy T i wilgotnością powietrza jest zmniejszona latem.
Okres 1912-60 wykorzystany został do rozwijania modeli, a okres 1961-97 posłużył jako najważniejszy okres.
Współczynnik korelacji pomiędzy obserwowanymi a modelowymi sezonowymi P nie jest imponujący. Opady modelowe do empirycznych metod są specjalni niepewne na obszarach gdzie P w postaci stałej są związane z silnym wiatrem. Chociaż serie są homogeniczne, nie jest możliwe całkowite uporządkowanie pomiarów z powodu niedostatku opadu śniegu wywołanego nawiewaniem i wywiewaniem.

2.4. Rezultaty.

Serie średnich rocznych T z Lotniska Svalbard można podzielić na 3 okresy ze znacznymi statystycznie trendami:
1. 1912-1930 było cieplej
2. 1930-1960 ochłodzenie
3. ponowne ocieplenie od lat 60-tych aż do teraz
Jest to pozytywny trend w średniej rocznej T podczas okresu 1912 – 2000, ale nie jest on statystycznie znaczący (tab.4). Jedyna porą roku gdzie znaleziono pozytywnie znaczący statystycznie trend była wiosna.
Hanssen-Bauer i Førland (1998) stwierdzili, że obserwowany wzrost T na Svalbardzie po roku 1960 można wyjaśnić głównie zmianami cyrkulacji atmosferycznej (NAO zwiększony transport mas ciepłego powietrza z południa i pd-zach.)
Ocieplenie przed 1940 i następujące po nim ochłodzenie, tylko w pewnym stopniu może być wytłumaczone zmianami cyrkulacji atmosferycznej.
Dla P statystycznie znaczący pozytywny trend w okresie 1912 – 2000 został znaleziony w podstawie rocznej oraz we wszystkich sezonach poza zimą (tab.5).
Modelowany scenariusz średniej rocznej T za okres 1961 – 2050 zakłada prawie
5-krotnie większe ocieplenie niż obserwowane w ostatnich 90 latach (tab.4).
Zakładany scenariusz P również wskazuje, że roczne opady będą znacznie rosnąć aż do 2050 r. głównie za sprawą wzrostu wiosennych P (tab.5).
Porównując udział poszczególnych czynników w zakładanym modelu, widać że, w przebiegu rocznym około 30% trendów towarzyszy zmiana cyrkulacji atmosferycznej, podczas gdy 70% spowodowany jest wzrost T.
Powyższe rezultaty sugerują, że oba, obserwowane i prognozowane długoterminowe zmiany T na Svalbardzie, są tylko w części spowodowane zmianami cyrkulacji atmosferycznej.
Różni autorzy sugerują, że cyrkulacja atmosferyczna i T powierzchniowych warstw oceanu mogą być ważne w tłumaczeniu „wczesno XX-to wiecznego ocieplenia” oraz wnioskują, że ocieplenie przed 1940 nie jest do końca zrozumiane.
Obecne scenariusze T sugerują, że za okres 1961-2050, nawet mniejsza część z zakładanego ocieplenia będzie przypisywana zmianom cyrkulacji.
Część z ocieplania jest prawdopodobnie bezpośrednio związane z „efektem szklarniowym”.
Jednakże GSDIO wskazuje rozległe topnienie gór lodowych na wschodzie Svalbardu, oraz efekt sprzężenia zwrotnego z topnienia, prawdopodobnie znacznie przyczynia się do silnego ocieplenia na tym obszarze.
Risanen (2001) w swoich porównaniach 19 modeli klimatycznych Arktyki pokazał, że ECHAM4/OPYC3 w większym stopniu wykazuje nieznacznie mniejsze ocieplenie niż średnio z 19 modeli. Z powodu cofnięcia się lodów morskich ECHAM4/OPYC3 aktualnie zakłada we wschodnim Svalbardzie większe ocieplenie niż w innych częściach Arktyki.
Realizm we współczesnych scenariuszach T jest jak dotąd w wielkim stopniu zależny od wiarygodności projektowanych przez GSDIO zmian w skupieniu lodów morskich w regionie Svalbardu.
Benestad porównał współczesną krawędź lodów morskich w sektorze Atlantyckim z trzech różnych modeli klimatycznych z obserwacjami. Wnioskuje on, że ECHAM4/OPYC3 w tym względzie jest bardziej realny niż Had CMB (UK) i NCAR-CSM (USA), prawdopodobnie dlatego iż te dwa ostatnie przebiegają bez korygowania ciągłych zmian. Jeden może nie zawierać w sobie, że zakładana redukcja lodów morskich w ECHAM4/OPYC3 jest realna, ale przyznają przynajmniej punkt wyjścia jako dostatecznie realny.
Analizy serii z Lotniska Svalbard zakładają, że różnica opadów może być wytłumaczona w większym stopniu niż T przez zmiany w cyrkulacji atmosferycznej. Jest to przynajmniej częściowo zależne od topografii w tym obszarze, która to osłania przeciwko P z pewnych kierunków, podczas gdy orografia wzmacnia P z innych sektorów.
Jest także ważne dl scenariuszy klimatycznych, lecz wpływ cyrkulacji atmosferycznej na trendy długoterminowe w scenariuszu, jest wciąż uważany za mniejszy niż był podczas XX w. Główna część zakładanych trendów P jest tłumaczona przez wzrost wilgotności powietrza.

2.5. Wnioski.

Średnia roczna T na Lotnisku Svalbard wzrastała o 0,14C na dekadę od 1912 r., chociaż wzrost ten nie miał znaczenia statystycznego.
Współczesny scenariusz zakłada bardziej znaczący wzrost o 0,61C na dekadę w latach 1961-2050 (tab.4). Obserwowane i zakładane trendy T są podobne podczas okresu 1961-2000 (rys.8).
Obserwowane ocieplenie może jedynie częściowo być przypisywane zmianom cyrkulacji atmosferycznej na tym obszarze i ta część wydaje się być w większym stopniu ograniczona w scenariusz.
Projektowane ocieplenie, włączając w to silne regionalne wzmacnianie, łączy się z głównymi zmianami w stanie lodów morskich na tym obszarze. Maksymalne ocieplenie jest zakładane w zimie, z minimalne latem (tab.4).
Roczne P na Lotnisk Svalbard wzrosły bardzo znacznie (o 2,8% na dekadę) w XX w. (tab.5). Projektowany modelowy wzrost opadów ocenia się, że tylko w ok. połowie będzie taki jak w XX w. (1,4%) (tab.5).
Maksymalny wzrost opadów przewidywany jest wiosną (rys.5), kiedy wzrost T i cyrkulacji atmosferycznej znacząco przyczyniają się do początkowego trendu.
Latem i jesienią zmiany cyrkulacji atmosferycznej negatywnie przyczyniają się do trendu P. Ponieważ zmiany w terenach na poziomie morza wydają się być mniej przewidywalne niż sygnały T, sezonowe trendy są mniej wiarygodne niż trendy roczne.

Prognoza zachowania się arktycznego systemu klimatycznego w najbliższych latach jest trudna. Czynniki atmosferyczne prowadzą do ocieplenia klimatu Arktyki, z kolei czynniki naturalne działają w kierunku jego ochłodzenia. W wypadku, gdy rosnąca obecnie z roku na rok siła czynników naturalnych będzie większa niż czynników antropogenicznych to spodziewać się można, iż słabe ocieplenie Arktyki notowane w ostatnich dekadach zostanie zastąpione jej ochłodzeniem (R. Przybylak, 1996).


LITERATURA:

 Polar Record 38 (206): 203-210 (2002). Printed in the United Kingdom
 Polar Record 38 (206): 225-232 (2002). Printed in the United Kingdom
 “„Zmienność temperatury powietrza i opadów atmosferycznych w okresie obserwacji instrumentalnych w Arktyce”, Rajmund Przybylak, Toruń 1996, Zakład Poligraficzno-Wydawniczy POZKAL.
 „Stosunki termiczne i opadowe w Arktyce w okresie 1961-1990”, Rajmund Przybylak, Problemy klimatologii polarnej nr 5;


Polecasz? Tak Nie
Polecane teksty:
(0) Brak komentarzy