Raport Zadanie 6

1
Wpływ zmian klimatycznych na zmiany średniego
poziomu i występowania jego ekstremalnych wartości w
rejonie polskiego wybrzeża Morza Bałtyckiego oraz
scenariusze zmian
PODZADANIE 6.1.
1. Cel badań
Głównym celem pracy jest określenie relacji pomiędzy regionalnym czynnikiem
wymuszającym a zmianami poziomów morza w rejonie polskiego wybrzeża Morza Bałtyckiego za
pomocą
statystyczno
-
empirycznych
modeli
(statystyczny
downscaling)
oraz
ocena
długoterminowych zmian intensywności występowania poziomów morza. Ponadto celem pracy jest
między innymi określenie związku pomiędzy częstością i wysokością wezbrań sztormowych,
wieloletnimi zmianami średniego poziomu morza a także występowaniem niskich poziomów morza
a regionalnymi procesami atmosferycznymi. Prowadzone były także badania nad przystosowaniem
modeli hydrodynamicznych do modelowania zmian poziomów morza wymuszonych zmianami
klimatycznymi.
2. Zakres wykonywanych prac
W okresie I.2009-XII.2009 zrealizowano następujące zadania:
 Uzupełniono bazę danych w zakresie średnich i ekstremalnych dobowych wartości poziomu
morza
dla
wybranych
stacji
polskiego
wybrzeża
dla
okresu
1951-2008
i wyznaczono wskaźniki charakterystyczne (poziom średni miesięczny, kwantyl 5% poziomu
minimalnego, kwanty 95% i 99% poziomu maksymalnego)
 Pozyskano ze światowych centrów danych dane niezbędne do opisu cyrkulacji
atmosferycznej w rejonie Europy i Północnego Atlantyku
 Skonstruowano analogowy model opisujący relację „cyrkulacja atmosferyczna – poziom
morza” dla średniego poziomu i występowania jego ekstremalnych wartości dla okresu 19711990 oraz dokonano jego weryfikacji
 Dokonano oceny zmienności średnich i ekstremalnych poziomów morza na polskim
wybrzeżu w okresie 1951-2008, wyznaczono współczynniki trendu i wykonano wykresy
 Wyznaczono funkcje własne (EOF) poziomów morza na polskim wybrzeżu w okresie 19512008 oraz dokonano oceny ich zmienności w oparciu o składowe główne:
 wyznaczono współczynniki trendu składowych głównych
 obliczono zmiany poziomu morza na podstawie danych obserwacyjnych i analizy EOF
2
 utworzono wykresy zmian poziomu morza dla miesięcy, sezonów i roku w okresie 19512008
 Wyznaczono relacje między polem regionalnym a polem lokalnym na podstawie metody
korelacji kanonicznych i analizy redundancyjnej w okresie 1971-1990 dla miesięcy, pór roku
i sezonów

Wykreślono w programie Gradsc mapy kanonicznego i redundancyjnego pola regionalnego
nad Europą i północnym Atlantykiem dla średniego, maksymalnego (kwantyl 95% i 99%) i
minimalnego (kwantyl 5%) poziomu morza dla każdego miesiąca, pór roku, sezonów oraz
roku

Dokonano weryfikacji klimatycznych modeli dotyczących zmian poziomu morza w oparciu o
metodę CCA i RDA - poziom średni, kwantyl 5% poziom minimalny, kwantyl 95% i 99%
poziom maksymalny

Obliczono ilość reprodukowanej wariancji w odtworzonych na podstawie modelu CCA i
RDA seriach średniego, maksymalnego i minimalnego poziomu morza dla okresu
referencyjnego 1971-1990 oraz dla okresu pełnego

Pozyskano wyniki globalnych modeli klimatycznych dla wybranych scenariuszy emisyjnych
ze światowych centrów bazodanowych niezbędne do opisu cyrkulacji atmosferycznej dla
rejonu europejsko-atlantyckiego.

Rozpoczęto
procedurę przygotowywania
plików
wsadowych/PRN niezbędnych do
opracowania scenariuszy zmian charakterystyk poziomu morza w oparciu o modele
statystyczno-empirycznego downscalingu

Wyznaczono funkcje własne pola ciśnienia dla okresu 2011-2030 na podstawie danych z
globalnego modelu Echam5 dla scenariusza emisyjnego 1% CO2 do 2x (run 1, run 2 i run 3) i
B1 (run 1 i run 3) oraz A1B. Ponadto rozpoczęto wykreślanie w programie Gradsc map
funkcji własnych pola ciśnienia

Wyznaczono funkcje własne pola ciśnienia dla okresu 1971-1990 na podstawie danych z
reanalizy NCEP/NCAR oraz wykreślono w programie Gradsc mapy funkcji własnych pola
ciśnienia

Ocena długoterminowych zmian intensywności występowania poziomów morza w rejonie
polskiego wybrzeża Morza Bałtyckiego w latach 1955-2008

Przystosowanie modeli hydrodynamicznych do modelowania zmian poziomów morza
wymuszonych zmianami klimatycznymi.
3
3. Opis metodyki badań
Analizie poddano średni miesięczny poziom morza, jak również maksymalne (kwantyl 95% i
99%) i minimalne (kwantyl 5%) wartości tego elementu za okres 1951-2008 na wybranych
stanowiskach, rozmieszczonych wzdłuż polskiego wybrzeża Bałtyku (Świnoujście, Kołobrzeg,
Ustka, Łeba, Władysławowo, Hel, Gdynia, Gdańsk Port Północny, Gdańsk Ujście Wisły). Poddane
analizie serie pochodziły ze zweryfikowanej jednorodnej bazy danych Oddziału Morskiego Instytutu
Meteorologii i Gospodarki Wodnej. Głównym kryterium doboru stacji była jak najmniejsza ilość
braków w seriach danych.
W celu znalezienia związku między lokalną cyrkulacją atmosferyczną nad południowym
Bałtykiem a zmianami poziomu morza na polskim wybrzeżu dokonano konstrukcji modelu
analogowego „cyrkulacja atmosferyczna w skali lokalnej – poziom morza”. Do opisu lokalnej
cyrkulacji atmosferycznej wykorzystano wartości wektora wiatru geostroficznego, obliczone na
podstawie wartości ciśnienia atmosferycznego w trzech stacjach: Świnoujście, Hel i Visby. Danymi
wejściowymi do modelu były średnie miesięczne, sezonowe i roczne wartości składowej
południkowej i strefowej wiatru geostroficznego. Dane charakteryzujące zmiany poziomu morza
pochodziły z 9 wyżej wymienionych stacji. Wykorzystano dane o poziomie średnim w skali
miesięcznej, sezonowej oraz rocznej, stany ekstremalne zostały opisano poprzez wartości kwantyla
95% i 5%. Wpływ lokalnej cyrkulacji atmosferycznej został określony w wyniku skonstruowania
równań regresji wielokrotnej. Stopień dopasowania zmiennych oceniono na podstawie wartości
współczynnika determinacji (R2). Do konstrukcji modelu wykorzystano dane z przyjętego okresu
referencyjnego 1971-1990.
Skonstruowano
także
statystyczno-empiryczne
modele
(statystyczny
downscaling)
w zakresie zmian poziomów morza. Przy konstrukcji modeli regionalne pole baryczne obejmuje
obszar zawarty między 50ºW a 40ºE i 35ºN a 75ºN. Jest ono opisane przez średnie miesięczne
wartości ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza pochodzące z reanaliz wykonanych w
NCEP/NCAR, obejmujących okres 1951-2008. Rozdzielczość danych, czyli tzw. krok siatki, wynosi
2,5º długości i 2,5º szerokości geograficznej.
Podobnie, jak przy konstrukcji modelu analogowego dane ciśnienia atmosferycznego
z okresu 1971-1990 posłużyły do konstrukcji modeli downscalingowych. Konstrukcji modeli zmian
poziomów morza dokonano w oparciu o dwie metody: korelacji kanonicznych (CCA) i analizy
redundancyjnej (RDA).
4
Metody te bazują na empirycznych funkcjach własnych (Empirical Orthogonal Functions –
EOF) pól analizowanych elementów. Technika ta umożliwia odseparowanie przestrzennej i czasowej
zmienności rozpatrywanego elementu (Storch 1993).
W ramach realizacji zagadnienia dotyczącego oceny długoterminowych zmian intensywności
występowania poziomów morza w rejonie polskiego wybrzeża Morza Bałtyckiego w latach 19552008 przeanalizowano ekstremalne zmiany poziomów: wezbrań sztormowych oraz bardzo niskich
poziomów morza tzw. niżówek dla wybranych stacji: Świnoujście – wybrzeże zachodnie, Ustka –
wybrzeże środkowe, Hel – wybrzeże wschodnie, a także średnich poziomów morza dla stacji
Świnoujście, Ustka, Hel oraz Gdańsk. Badania przeprowadzono dla podstawowego w/w okresu
obserwacji oraz dla okresu referencyjnego 1971-1990. Po przygotowaniu danych do oceny zmian
poziomów morza -wybrzeże zachodnie, środkowe oraz Zatoka Gdańska przeprowadzono
szczegółowa analizę.
4. Charakterystyka osiągniętych wyników
Metoda analogów
W przypadku poziomu średniego w skali roku i sezonów zaznacza się dominacja składowej
strefowej w kształtowaniu poziomu morza, szczególnie wyraźna wiosną i latem. Do wzrostu
średnich wartości poziomu morza na polskich stacjach przyczynia się intensyfikacja spływu
strefowego. Jedynie w listopadzie, grudniu oraz lutym głównym czynnikiem cyrkulacyjnym
kształtującym poziom morza na polskim wybrzeżu jest składowa południkowa wiatru
geostroficznego. W tych miesiącach wzrost średniego poziomu morza jest głównie stowarzyszony ze
spływem północnym. Podobnie jest w przypadku kwantyla 5%.
Znacznie większe znaczenie składowej południkowej ujawnia się w przypadku kształtowania
ekstremalnie wysokich poziomów morza, wyrażonych kwantylem 95%. Dominujący jej wpływ
zaznacza się w skali całego roku oraz sezonu zimowego. W skali miesięcznej znaczący udział
składowej południkowej jest charakterystyczny dla okresu od sierpnia do marca, a zwłaszcza od
listopada do lutego. Podobnie jak w przypadku poziomów średnich kwiecień jest jedynym
miesiącem, kiedy wzrost poziomu morza jest stowarzyszony z dodatnimi wartościami składowej
południkowej, a więc napływem powietrza z sektora południowego.
Za pomocą współczynnika determinacji (R2) określono jaka część wariancji poziomu morza
jest wyjaśniania przez model analogowy. Wyniki wskazują, iż model wyjaśnia w zależności od stacji
około 70-80% wariancji średniego rocznego poziomu morza. Podobnie jest w skali sezonów (zimą
nawet powyżej 80%), poza latem, kiedy ilość wyjaśnianej przez model analogowy wariancji nie
przekracza 50%. Duże różnice występują dla poszczególnych miesięcy. Najlepiej model sprawdza
5
się od stycznia do marca i w lipcu (powyżej 70%) oraz w październiku (niespełna 70%). Dla
pozostałych miesięcy model wyjaśnia od 50-60% we wrześniu do poniżej 10% wariancji w czerwcu.
W przypadku ekstremalnych poziomów morza ilość wyjaśnianej przez model wariancji jest
generalnie niższa, zwłaszcza dla kwantyla 95%. Podobnie jak dla średniego poziomu morza model
odtwarza największą ilość wariancji od stycznia do marca i w październiku (około 55-75%). Dla
stacji w Świnoujściu i Ujściu Wisły ilość wyjaśnianej przez model analogowy wariancji jest
mniejsza w stosunku do pozostałych stacji.
Przeprowadzono ponadto weryfikację modelu analogowego dla okresu 1971-90 oraz 19512006. Równania regresji opisujące związek zmienności poziomu morza ze składowymi wiatru
geostroficznego posłużyły do rekonstrukcji średnich i ekstremalnych poziomów morza. Stopień
dopasowania serii odtworzonej i pomiarowej oceniono za pomocą współczynnika korelacji. W
przypadku poziomu średniego wyniki wskazują na dużą zgodność serii odtworzonych i
obserwacyjnych – wartości współczynnika korelacji, z wyjątkiem kwietnia i czerwca, nie są niższe
niż 0,6, w miesiącach jesiennych i zimowych osiągają wartość 0,7-0,9, a w sezonie zimowym nawet
przekraczają 0,9. Ważny jest fakt, że wartości współczynnika korelacji dla okresu 1951-2006 są
tylko nieznacznie niższe od wartości dla okresu zależnego 1971-1990, co świadczy o dobrym
dopasowaniu serii wyliczonych także na materiale niezależnym. Jedynie w kwietniu i czerwcu
zanotowano duże różnice między wartościami współczynnika korelacji dla okresu zależnego i
niezależnego. Co ciekawe, w przypadku czerwca znacznie lepiej są dopasowane serie dla okresu
niezależnego.
Podobnie jest w przypadku zrekonstruowanych serii kwantyla 95% i 5%, choć wartości
współczynnika korelacji są generalnie nieco niższe niż dla poziomu średniego. W przypadku
kwantyla 5% zwiększają się także nieco różnice między korelacją dla okresu zależnego i
niezależnego. Zwracają zwłaszcza uwagę ujemne wartości współczynnika korelacji między seriami
dla czerwca w okresie 1951-2006, co pokazuje, że model analogowy nie jest w stanie odtworzyć
długookresowych zmian minimalnego poziomu morza w tym miesiącu.
Przestrzenna i czasowa zmienność poziomu morza wzdłuż polskiego wybrzeża
Rezultaty analizy czasowo-przestrzennej struktury zmienności poziomu morza w skali roku w
okresie 1951-2008 wskazują, że w przypadku średniego poziomu morza mamy do czynienia z
przestrzenią sygnału rozpatrywanego elementu opisaną przez dwie funkcje własne, które łącznie
wyjaśniają ponad 98% zmienności. W przypadku poziomu maksymalnego (kwantyl 95% i 99%) oraz
poziomu minimalnego (kwantyl 5%) przestrzenie sygnału są rozpięte na 3 i 5 oraz 3 wektorach
własnych, które wyjaśniają około 97% wariancji odpowiednich pól. W przypadku wartości średnich
6
miesięcznych lokalnego pola HŚR, HMAX, HMIN pierwszy wektor własny (1 EOF) wyjaśnia od 84% do
94% całkowitej wariancji, przy czym w przypadku poziomu średniego morza wartość ta jest
największa, natomiast w przypadku poziomu maksymalnego (kwantyl 99%) morza jest najmniejsza.
W sezonie sztormowym przestrzeń sygnału poziomu średniego opisana jest przez 2, a w
przypadku poziomu maksymalnego i minimalnego przez 3 funkcje własne. Z kolei w sezonie
bezsztormowym mamy do czynienia z przestrzenią sygnału opisaną od 3 (poziom średni) do 6
(poziom maksymalny – kwantyl 99% i poziom minimalny – kwantyl 5%) funkcji własnych.
W przypadku każdego z rozpatrywanych elementów (HŚR, HMAX, HMIN) 1. EOF przedstawia
silne dodatnie anomalie poziomu morza zarówno w skali roku, pór roku i sezonów. W stosunku do
HŚR amplitudy anomalii są większe, co do wartości bezwzględnej w przypadku HMAX i mniejsze w
przypadku HMIN.
Największe wartości anomalii występują w sezonie zimowym w przypadku kwantyla 99%
poziomu maksymalnego, a najmniejsze w sezonie letnim – kwantyl 5% poziomu minimalnego.
Widoczny jest zdecydowany wzrost wartości anomalii przy przesuwaniu się wzdłuż polskiego
wybrzeża z zachodu na wschód. Ogólnie rzecz biorąc, struktura przestrzenna wartości
analizowanego wektora jest uporządkowana i czytelna we wszystkich przypadkach. W przypadku
mareografów położonych w rejonie osłoniętym przez Półwysep Helski występuje niewielkie
zaburzenie. W Ujściu Wisły mamy do czynienia z osłonięciem przez zachodnie wybrzeże Zatoki
Gdańskiej oraz z bardzo słabo zaznaczonym wpływem Wisły. Taka struktura przestrzenna jest
efektem dominacji wiatrów strefowych w rejonie Południowego Bałtyku (Miętus 1999).
Podobieństwo pierwszych funkcji własnych nie powinno budzić zastrzeżeń, gdyż zarówno średni,
jak i ekstremalne poziomy morza są kontrolowane przez ten sam element, jakim jest pole wiatru nad
Bałtykiem.
Wyznaczone dla sezonów sztormowego i bezsztormowego empiryczne funkcje własne HSR
dają podobne wyniki, jak w skali roku.
Związek między regionalnym polem barycznym nad Europą i Północnym Atlantykiem a
poziomem morza na polskim wybrzeżu
Przeprowadzona analiza potwierdziła istnienie związku przyczynowego między regionalną
cyrkulacją atmosferyczną w rejonie Europy i północnego Atlantyku a poziomem wzdłuż polskiego
wybrzeża. Pozwoliła określić empiryczne funkcje przejścia między procesami regionalnymi i
lokalnymi. Podstawową konsekwencją wspomnianego związku jest nachylenie powierzchni morza
wzdłuż polskiego wybrzeża Bałtyku z zachodu na wschód lub odwrotnie w zależności od tego czy
cyrkulacja atmosferyczna sprzyja napływowi, czy też wypływowi wody z Bałtyku.
7
Zarówno dla średniego, maksymalnego i minimalnego poziomu morza uzyskano taką samą
ilość par map redundancyjnych, jak w przypadku par map kanonicznych. Mapy pola lokalnego dla
poziomu średniego wyjaśniają łącznie ponad 98% wariancji elementu, natomiast dla poziomu
maksymalnego i minimalnego ponad 97% zmienności tych elementów.
Wariancja pola ciśnienia jest natomiast wytłumaczona odpowiednio w 34,43% w przypadku
map wymuszenia dla poziomu średniego, ponad 52,29% i 60,90% dla poziomu maksymalnego
(kwantyl 95% i 99%) i 42,33% dla poziomu minimalnego
Współczynnik korelacji stowarzyszonych z mapami serii czasowych wynosi 0,81 dla roku i
wiosny, 0,87 w sezonie zimowym, 0,72 dla lata, 0,84 jesienią i w sezonie sztormowym oraz 0,65 w
sezonie bezsztormowym, czyli w każdym sezonie jest niemalże identyczny jak współczynnik
kanonicznej korelacji.
Otrzymane metodą redundancyjną mapy regionalnego pola barycznego nad Europą i
Północnym Atlantykiem dla średniego, maksymalnego i minimalnego poziomu morza, w skali
zarówno sezonów jak i roku, wykazują daleko posunięte podobieństwo do map kanonicznych.
Różnica w wyjaśnianej przez poszczególne mapy wariancji nie przekracza zazwyczaj 3%, choć w
przypadku poziomów ekstremalnych występują czasem większe różnice.
Zgodnie z metodą RDA mapy pola lokalnego są określane przez maksymalizację wariancji
tego pola. W każdym przypadku pierwsze mapy, zarówno średniego, maksymalnego, jak i
minimalnego poziomu morza, uzyskane tą metodą wyjaśniają więcej wariancji niż mapy
kanonicznych korelacji. W przypadku poziomów ekstremalnych w sezonie letnim oraz
bezsztormowym różnica w wyjaśnianej wariancji pola lokalnego wynosi czasem kilkadziesiąt
procent. Nie zmienia to jednak faktu, iż wyliczone metodą redundancyjną wielkości anomalii pola
lokalnego są generalnie zbliżone (różnica nie przekracza kilku cm) i wykazują ten sam znak, jak w
przypadku anomalii wyliczonych opisaną wcześniej metodą CCA. Zdecydowanie większe różnice
pomiędzy metodami (anomalie przekraczające niekiedy kilkanaście cm) występują w przypadku
drugich par map, szczególnie w przypadku poziomów ekstremalnych.
Indeks rendudacji świadczący o tym, jaka część wariancji elementu lokalnego jest określona
przez wariancję elementu regionalnego, w przypadku dominującej pary map rendundancji między
ciśnieniem atmosferycznym a poziomem morza wzdłuż polskiego wybrzeża Bałtyku największe
wartości osiąga
w sezonie sztormowym, szczególnie w styczniu (poziom średni – 33,5%) i
październiku (poziom średni – 28,1%).
Omówione pary map kanonicznych i redundancyjnych wyznaczone do opisania zależności
między regionalnym polem barycznym a polem średniego i ekstremalnych poziomów morza wzdłuż
polskiego wybrzeża Bałtyku zostały wykorzystane do konstrukcji modelu empiryczno8
statystycznego zmienności poziomu morza. Walidacja modelu została dokonana na podstawie
materiału zależnego z okresu 1971-1990.
Wartości współczynników korelacji między seriami rzeczywistymi i rekonstruowanymi w
oparciu o metodę CCA w przypadku średniego poziomu morza dochodzą do 0,72 (tab.1). Zarówno w
skali roku, jak i w sezonie sztormowym i bezsztormowym wartości współczynników korelacji
maksymalnego poziomu morza (wynoszące od 0,25 do 0,48 w sezonie bezsztormowym; od 0,57 do
0,71 w sztormowym) są większe od wartości współczynnika minimalnego poziomu morza
wynoszącego od 0,30 do 0,37 w sezonie bezsztormowym i od 0,32 do 0,71 w sezonie sztormowym.
Rekonstrukcja ukazała pewną niedoskonałość modelu jedynie w przypadku sezonu
bezsztormowego (kwiecień-sierpień). W tym sezonie związek między ciśnieniem a poziomem morza
jest zdecydowanie najsłabszy, a więc wartości współczynników korelacji między seriami
rzeczywistymi i rekonstruowanymi od kwietnia do sierpnia są także mniejsze.
Wartości współczynników korelacji między seriami rzeczywistymi i rekonstruowanymi w
oparciu o metodę RDA są niemalże identyczne, jak w przypadku omówionej powyżej metody.
Tab.1. Wartość współczynnika korelacji pomiędzy obserwacyjnymi i odtworzonymi przez model empirycznostatystyczny (CCA) seriami średniego poziomu morza (Hśr) w skali roku i sezonów w okresie 1971-1990
1971-1990
Świnoujście
Kołobrzeg
Ustka
Łeba
Władysławowo
Hel
Gdynia
Gdańsk Nowy
Port
Gdańsk ujście
Wisły
zima wiosna lato jesień rok cisza sztorm
0.66 0.65 0.53 0.67 0.61 0.45 0.63
0.73 0.73 0.6 0.7 0.69 0.54 0.71
0.76 0.74 0.57 0.73 0.72 0.57 0.75
0.75 0.74 0.63 0.73 0.72 0.61 0.74
0.76 0.76 0.62 0.73 0.72 0.58 0.75
0.75 0.75 0.56 0.72 0.72 0.57 0.75
0.75 0.75 0.58 0.72 0.72 0.56 0.75
0.75
0.73
0.6
0.7
0.71 0.54
0.74
0.71
0.68
0.56 0.68 0.67 0.45
0.71
Zmiany poziomu średniego, maksymalnego i minimalnego wynikające z analizy EOF
i równania trendu serii obserwacyjnych (OBS) dla stacji pokazały znaczną zgodność otrzymanych
wyników. Warto podkreślić, iż w seriach pomiarowych i w seriach zrekonstruowanych występują
dodatnie trendy wzrostu poziomu morza. Trendy te są konsekwencją systematycznych zmian
regionalnej cyrkulacji atmosferycznej związanych z intensyfikacją zachodniego spływu oraz
wzrostem jego stabilności.
9
Według Miętusa (1999) zmiany średniego poziomu morza wzdłuż polskiego wybrzeża są ze
sobą związane liniową zależnością. Wahania poziomu morza w Ujściu Wisły są kontrolowane przez
jej przepływy. Jest to szczególnie wyraźne wiosna i latem. Regionalna cyrkulacja atmosferyczna
odgrywa dominującą rolę w kształtowaniu poziomu morza.
Opracowanie scenariuszy zmian średniego poziomu morza i ekstremalnych wartości poziomu
morza do roku 2030
W celu określenia przyszłych zmian pola barycznego na obszarze europejsko-atlantyckim
wyznaczono dla wybranych scenariuszy emisyjnych z symulacji globalnej Echam5 funkcje SLP dla
okresu 2011-2030, a następnie porównano z wynikami dla okresu referencyjnego 1971-1990 (dane z
reanalizy NCEP). Bardzo wstępne wyniki wskazują, iż w ramach scenariuszy emisyjnych B1 i
1%CO2 do 2x ilość całkowitej wariancji pola barycznego wyjaśnianej przez funkcje własne nie
ulegnie wyraźnym zmianom. Tym niemniej symulacje przewidują wzrost znaczenia podstawowej
mody zmienności pola SLP (1. EOF) w miesiącach wiosennych i jesiennych. Zmianie ulegnie także
położenie centrów typowych układów barycznych oraz wartości anomalii. W niektórych
przypadkach zaznacza się ponadto zmiana kolejności funkcji własnych, co może sugerować dość
istotną przebudowę pola barycznego w stosunku do okresu referencyjnego. W przypadku scenariusza
emisyjnego 1%CO2 do 2x, dla którego dostępne symulacje obejmują okres 1860-2100, rozpoczęto
ponadto, w celu oceny zdolności modelu do odtwarzania warunków rzeczywistych, wyznaczania
różnic średniej wartości ciśnienia atmosferycznego dla okresu 1971-1990 pomiędzy tą symulacją a
wartościami z reanalizy NCEP. Wyniki pokazują, iż symulacja dla scenariusza emisyjnego 1%CO2
do 2x na niektórych obszarach dość znacząco odbiega od warunków rzeczywistych – różnice w
niektórych gridach dochodzą do 10 hPa. Bardziej szczegółowe rozpoznanie przyszłych zmian pola
ciśnienia zostanie dokonane w toku przyszłych prac.
Ocena długoterminowych zmian intensywności występowania poziomów morza w rejonie
polskiego wybrzeża Morza Bałtyckiego w latach 1955-2008
Wyniki badań dostarczyły istotnych informacji na temat długoterminowych zmian
intensywności występowania poziomów morza w rejonie polskiego wybrzeża Morza Bałtyckiego w
latach 1955-2008.
Określenie
wezbrania
sztormowego,
wg
Majewskiego
bardzo
dobrze
oddaje
niebezpieczeństwo wystąpienia powodzi, bądź zniszczenia wybrzeży. Wzrost częstości wezbrań jest
prawdopodobnie efektem co najmniej dwóch czynników: zmianą w relacji w występowaniu
poszczególnych
typów
cyrkulacji
atmosferycznej
na
przełomie
lat
sześćdziesiątych
i
10
siedemdziesiątych oraz wzrostem średniego poziomu morza w całej południowej części Morza
Bałtyckiego
Na 192 zaobserwowane wezbrania sztormowe w Świnoujściu w analizowanym okresie, w 11
przypadkach poziom morza przekroczył 620 cm natomiast w 4 przypadkach przekroczył 640 cm.
Poziom alarmowy (580 cm) został przekroczony w 107 notowanych wezbraniach. Na 162 wezbrania
sztormowe zaobserwowane od 1955 do 2008 roku w Ustce w 6 przypadkach poziom morza
przekroczył 620 cm. Poziom alarmowy (600 cm) został przekroczony w 24 przypadkach. W Helu w
analizowanym okresie 1957-2008 wystąpiło 166 wezbrań sztormowych. W prawie 90 % (147
przypadków) występujących wezbrań został przekroczony poziom alarmowy 570 cm. W latach
okresu referencyjnego (1971-90) w 64 wezbraniach. Najczęściej w latach 1955-2008 maksimum
wezbrania występowało w przedziale 580-590 cm, w Świnoujściu 70 przypadków, w Ustce 62
przypadki i w Helu 82 przypadki.
W zakresie niskich poziomów morza stwierdzono miedzy innymi, że ze względu na specyfikę
morfologiczną i hydrologiczną na wybrzeżu zachodnim występują o wiele niższe poziomy
minimalne, niż na pozostałym rejonie południowego wybrzeża Bałtyku. Rozpiętość wahań
poziomów na zachodzie jest większa niż we wschodniej części wybrzeża. Występowanie niskich
poziomów morza (≤ 440 cm) w poszczególnych latach jest nieregularne. Największa częstość ich
występowania
Na podstawie linii trendu stwierdzono, że intensywność występowania niskich poziomów
morza maleje zarówno dla okresu 1957-2008, jak i okresu referencyjnego Występowanie niskich
poziomów (≤ 440 cm) morza jest nieregularne i rzadkie. Największa ilość niskich poziomów
wystąpiła w roku 1972, oraz w 1979 roku na wszystkich omawianych akwenach.
W zakresie średnich poziomów morza badania potwierdziły występowanie rosnącego trendu
zmian średniego poziomu morza wzdłuż polskiego wybrzeża, przy czym zmiany te są
intensywniejsze na wybrzeżu wschodnim niż na zachodnim. Wzrasta procentowy udział średnich
rocznych poziomów morza w zakresie wyższych poziomów to znaczy w przedziale 520-530 cm
(zwłaszcza na wschodnim wybrzeżu). Natomiast porównanie anomalii średniego poziomu morza w
okresie podstawowym 1955-2008 oraz referencyjnym 1971-1990 nie wykazało znaczących różnic,
głownie ze względu na fakt, że znaczące wzrosty rocznego średniego poziomu morza zarejestrowano
po roku 2000.w większości stacji największe dodatnie anomalie średniego rocznego poziomu morza
zaobserwowano w roku 2007,a największe ujemne anomalie na większości stacji zarejestrowano w
roku 1960.
Prace wykonane w ramach testowania przystosowania modelu hydrodynamicznego do
modelowania zmian poziomów morza wymuszonych zmianami klimatycznymi wykazały możliwość
11
i
celowość wykorzystania modelu prognozowania krótkoterminowego do celów badań
klimatycznych. Należy podkreślić, że jest to pierwsza taka próba podjęta w Polsce. Wybrany model
uwzględnia wszystkie główne siły wymuszające zmiany poziomu morza. Przystosowanie modelu do
prognozowania zmian miesięcznych wymagać będzie jeszcze dalszych prac dostosowawczych ze
względu na fakt, że wyniki symulacji w dobry sposób oddają dynamikę zmian poziomów morza w
analizowanym okresie natomiast niedostatecznie odwzorowują ekstremalne wartości poziomów
morza.
5. Literatura wykorzystana w opracowaniu
Miętus M., 1999, Rola regionalnej cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu warunków
klimatycznych i oceanograficznych w polskiej strefie brzegowej Morza Bałtyckiego, Materiały
Badawcze IMGW, Seria Meteorologia 29, 157pp.
Miętus M., Filipiak J., 2002, Wpływ termiki powierzchniowej warstwy wody północnego Atlantyku
na wielkoskalową cyrkulację atmosferyczną w rejonie Atlantyku i Europy oraz na warunki termiczne
w Polsce w XX w. Materiały Badawcze IMGW, Seria Meteorologia, 35, 68pp.
Miętus M., Filipiak J., 2004. The temporal and spatial patterns of thermal conditions in the area of
the southwestern coast of the Gulf of Gdańsk (Poland) from 1951 to 1998, Int. J. of Climatology, vol.
24, 4, s. 499-509
Storch von H., 1993, Spatial patterns: EOFs and CCA, [w:] Storch v. H., Navarra A., (red.), Analysis
of Climate Variability, Applications of Statistical Techniques, Springer, s. 227-257.
Storch von H., Zwiers F., 2001, Statistical Analysis in Climate Research, Cambridge Univ. Press,
499pp
Stanisławczyk I., 2003. Niskie poziomy morza, a bezpieczeństwo nawigacji na torze wodnym
Świnoujście-Szczecin, X Międzynar. Konf. NT, Inżynieria Ruchu Morskiego, Świnoujście-Szczecin,
Wyższa Szkoła Morska, str.221-228.
Stanisławczyk I., 2001. Niskie poziomy morza w Kołobrzegu. IV Międzynar. Konf. Ochrona
człowieka w morskim środowisku pracy, Szczecin, 213-220.
Stanisławczyk I., Sztobryn M., Kowalska B., Mykita M. 2008: Klimat niżówek na południowym
wybrzeżu Bałtyku. W: Mat. Konf.: VII Międzynarodowa Konferencja „Ochrona człowieka w
morskim środowisku pracy”, Świnoujście-Kopenhaga, Akademia Morska w Szczecinie, str.318-329
Sztobryn M., Stigge H-J. i in. 2005. STORM SURGES IN THE SOUTHERN BALTIC SEA
(WESTERN ANDCENTRAL PARTS) Bundesamets fur Seeschifffart und Hydrgraphie nr 39/2005
Sztobryn M., Stigge H-J. i in.. 2005. STURMFLUTEN IN DER SUDLICHEN OSTSEE
(WESTLICHER UNDMITTLERE TEIL)Bundesamets fur Seeschifffart und Hydrgraphie nr 39/2005.
Sztobryn M., Stigge H-J. i in., 2005. Wezbrania sztormowe wzdłuż południowego Bałtyku
(zachodnia i środkowa część) - seria Monografie IMGW.
Sztobryn, M., Kowalska B., 2005. Średni sezonowy poziom morza wzdłuż polskiego wybrzeża,
Konferencja naukowa „Hydrologia, meteorologia klimatologia-badania naukowe i prognozy w erze
informatyzacji” Polskie Towarzystwo Geofizyczne, , IMGW, p.72-78.
Sztobryn M., 2001. Ocena prawdopodobieństwa wystąpienia bardzo niskich poziomów morza na
akwenie Świnoujścia. IV Międzynarodowa Konferencja „Ochrona człowieka w morskim środowisku
pracy”, Szczecin, 221-228.
12
6. Wykaz głównych wykonawców wraz z krótką informacją o rodzaju wykonywanych prac
prof. IMGW dr hab. Mirosław Miętus, koordynator projektu, określenie zakresu
(OGł)
merytorycznego prac, metodyki, dyskusja
wyników,
mgr Ewa Jakusik, (OGł)
współautorka
obliczeń,
koordynator
interpretacji wyników, współautorka tekstu
analizy, autor zestawień tabelarycznych
wyników, wykreślenie map w programie
Gradsc
oraz
opracowanie
raportu
sprawozdawczego
mgr Robert Wójcik, (OGł)
współautor obliczeń, współautor tekstu
analizy, wykreślenie map w programie Gradsc,
współautor
opracowania
raportu
sprawozdawczego
mgr Dawid Biernacik (OGł)
współautor obliczeń, współautor tekstu
analizy, autor zestawień tabelarycznych
wyników, współautor opracowania raportu
sprawozdawczego
Dr inż. Marzenna Sztobryn (OGa)
Koncepcja pracy w zakresie analizy
zmienności niskich średnich poziomów morza
oraz wezbrań sztormowych oraz ich nadzór
mgr inż. Beata Kowalska (OGa)
opracowanie zmian poziomów morza w
zakresie stanów średnich, testowanie modelu
hydrodynamicznego do modelowania zmian
poziomów morza wymuszonych zmianami
klimatycznymi
mgr Monika Mykita (OGa)
opracowanie zmian poziomów morza w
zakresie
stanów
wysokich
(wezbrania
sztormowe)
mgr inż. Beata Letkiewicz (OGa)
testowanie modelu hydrodynamicznego do
modelowania zmian poziomów morza
wymuszonych zmianami klimatycznymi
mgr Ida Stanisławczyk (OGa)
opracowanie zmian poziomów morza w
zakresie stanów niskich
13
PODZADANIE 6.2.
Wpływ zmian klimatycznych na przyszłe warunki
występowania zlodzenia Bałtyku
1) Cel badań
a) Celem badań jest określenie związku pomiędzy globalnymi i regionalnymi procesami
atmosferycznymi a występowaniem zlodzenia na obszarze Południowego Bałtyku, identyfikacja
czynników warunkujących zmienność zlodzenia w strefie Południowego Bałtyku, ocena
długoterminowych zmian intensywności występowania zlodzenia w strefie Południowego Bałtyku.
b) Określenie za pomocą modeli statystyczno-empirycznych (statystyczny downscaling) relacji
pomiędzy wielkoskalowym polem wymuszenia a występowaniem zlodzenia na obszarze
południowego Bałtyku w celu wykorzystania zdefiniowanych relacji do opracowania scenariuszy
zmian klimatu w skali XXI wieku.
2) Zakres wykonanych prac
 Skompletowano dane z lat 1951-2008 w zakresie liczby dni z lodem oraz daty pojawiania się
i zaniku zlodzenia dla wybranych stacji (Świnoujście, Kołobrzeg Ustka Hel, Gdynia, Gdańsk)
na polskim wybrzeżu.

Określono parametry zlodzenia Południowego Bałtyku (m.in. określono daty pierwszego
lodu, obliczono liczbę dni z lodem).

Opracowano wskaźniki surowości zlodzenia Południowego Bałtyku.

Przeprowadzono identyfikację czynników warunkujących zmienność zlodzenia w strefie
Południowego Bałtyku.

Zbadano zależności pomiędzy wskaźnikiem surowości zlodzenia polskiej strefy brzegowej
a typami cyrkulacji: Grosswetterlagen, Osuchowskiej, Niedźwiedzia, Lityńskiego.

Przeprowadzono ocenę długoterminowych zmian intensywności występowania zlodzenia w
strefie Południowego Bałtyku na podstawie serii danych wskaźnika zlodzenia z lat 1896-2005
oraz serii danych liczby dni z lodem z lat 1946-2005.

Zbadano zależności pomiędzy warunkami zlodzenia a iloczynem termiki i wiatru.

Przeprowadzono analizę wybranych parametrów zlodzenia Południowego Bałtyku.

Przeprowadzono analizę wybranych sezonów zlodzenia dla polskiego wybrzeża.

Opracowano wskaźniki zlodzenia Zachodniego Bałtyku, Zatoki Fińskiej, Alandów oraz 3
części Zatoki Botnickiej.
 Ustalono warunki meteorologiczne (Tp, prędkość wiatru)do wystąpienia zjawisk lodowych.
 Przygotowano pliki niezbędne do konstrukcji modeli zlodzenia w polskiej strefie brzegowej
w okresie 1951-2008.
14

Skompletowano i przygotowano dane do konstrukcji modeli.

Dokonano oceny zmienności zlodzenia na polskim wybrzeżu Bałtyku w okresie 1951-2008
(wyznaczenie współczynników trendu, wykonanie wykresów).

Wyznaczono funkcje własne liczby dni z lodem, daty pierwszego lodu i daty ostatniego
lodu (1951-2008) oraz wskaźnika surowości zlodzenia (1956-2005).

Dokonano konstrukcji statystyczno-empirycznego modelu (1971-1990) metodą CCA i
RDA w zakresie liczby dni z lodem, daty pierwszego lodu i daty ostatniego lodu (czynnik
wymuszający: pole SLP).

Dokonano konstrukcji statystyczno-empirycznego modelu (1971-1990) metodą CCA i
RDA w zakresie wskaźnika surowości zlodzenia na Bałtyku (czynnik wymuszający: pole
SLP, pole temperatury powietrza z poziomu 2 m n.p.g., pole temperatury powietrza z
poziomu 700 hPa).

Obliczono wartości współczynnika trendu między serią obserwacyjna a zrekonstruowaną
przez model (CCA i RDA) w przypadku liczby dni z lodem (1971-1990, 1952-2008, 19521970, 1991-2008 oraz 1952-1970 łącznie z 1991-2008) oraz wskaźnika surowości zlodzenia
(1971-1990, 1956-2005, 1956-1970, 1991-2005 oraz 1956-1970 łącznie z 1991-2005).

Obliczono ilość reprodukowanej wariancji przez model wskaźnika surowości zlodzenia
skonstruowanych metodą kanonicznych korelacji dla okresów: 1971-1990, 1956-2005, 19561970, 1991-2005 oraz 1956-1970 łącznie z 1991-2005.

Obliczono wartość trendu serii zrekonstruowanych przez model (CCA i RDA) w
przypadku liczby dni z lodem (1952-2008) oraz wskaźnika surowości zlodzenia (1956-2005).

Dokonano wizualizacji wyników skonstruowanych modeli – wykreślenie map anomalii
pola regionalnego.
3) Opis metodyki badań
W pracy zastosowano metodykę badań warunków lodowych opracowaną i przyjętą do
stosowania przez Bałtyckie Służby Lodowe (w ramach BSIM), WMO oraz wypracowaną przez
grupę badaczy realizujących Balic Sea Ice Climate Workshop.
Za pomocą modeli statystyczno-empirycznych (statystyczny downscaling) wyznaczono
relacji pomiędzy wielkoskalowym polem wymuszenia (regionalne pole ciśnienia atmosferycznego
nad Europą i Północnym Atlantykiem, pole temperatury z wysokości 2 m n.p.g. i poziomu 700 hPa
dla „obszaru bałtyckiego”) a występowaniem zlodzenia na obszarze południowego Bałtyku. Do
opisu zlodzenia wykorzystano liczbę dni z lodem dla 6 stacji na polskim wybrzeżu oraz wskaźnik
surowości zlodzenia wyliczony dla 7 akwenów Morza Bałtyckiego. Pole wymuszenia reprezentują
15
średnie wartości elementu (SLP, temperatura powietrza) z okresu listopad-kwiecień. Konstrukcji
modeli dokonano na podstawie danych z okresu 1971-1990, wykorzystując dwie metody
statystycznego downscalingu: korelacji kanonicznych (CCA) i analizy redundancyjnej (RDA).
Metody te bazują na empirycznych funkcjach własnych (Empirical Orthogonal Functions –
EOF) pól analizowanych elementów.
Dokonano ponadto weryfikacji skonstruowanych modeli. Do oceny zdolności odtwarzania
przez modelu warunków rzeczywistych wykorzystano następujące miary: współczynnik korelacji
między serią obserwacyjną a serią zrekonstruowaną przez model oraz ilość wariancji elementu
odtwarzanej przez model. Dokonano ponadto oceny zdolności modelu do odtwarzania wieloletnich
zmian elementu. Weryfikacja modeli została wykonana dla okresu zależnego 1971-1990, pełnego
okresu 1952-2008 oraz dla podokresów: 1952-1970, 1991-2008 oraz 1952-1970 łącznie z 19912008.
4) Charakterystyka osiągniętych wyników
Do opisu zmienności występowania zlodzenia na polskim wybrzeżu Bałtyku wykorzystano
liczbę dni z lodem (1951-2008) oraz wskaźnik surowości zlodzenia (1956-2005).
Charakterystyczne parametry zlodzenia
Obserwacje prowadzone już od końca XIX wieku obejmowały następujące parametry:
-
data pierwszego lodu (pojawienie się zjawisk lodowych)
-
data ostatniego lodu (zanik zjawisk)
-
liczba dni z lodem
-
długość sezonu lodowego
-
maksymalny zasięg pokrywy lodowej
-
maksymalna grubość lodu.
Wskaźnik surowości zlodzenia
Dla południowego Bałtyku opracowano w XX wieku 6 wskaźników: Prufer’a, Betina,
Girjatowicza, Wiśniewskiej, Drużyńskiego.
Ze względu na trudności ze stosowaniem poszczególnych klasyfikacji opracowano nową
metodę klasyfikacji surowości zlodzenia opartą jedynie na parametrach zlodzenia. Wskaźnik
surowości zlodzenia jest funkcją liczby dni z lodem, prawdopodobieństwa jego występowania oraz
liczbą stacji służących do scharakteryzowania danego akwenu morskiego
Na podstawie wartości wskaźnika surowości zlodzenia oraz danych z lat 1956-5005 wyróżniono trzy
typy zim: surowa, normalna i łagodna oraz obliczono średnie wartości parametrów zalodzenia
opisujące każdy typ zimy dla poszczególnych akwenów. Charakterystyki te zostały przedstawione w
tabeli 6.2.1.
16
Tabela 6.2.1. Parametry zlodzenia dla zim łagodnych, normalnych i surowych w okresie 1956-2005.
Typ zimy
Wskaźnik surowosci zim
Liczba Zalew Wislany
dni z Gdynia- morze/Zatoka Gdanska
lodem Kolobrzeg- morze/srodkowe wybrzeże
Swinoujscie - morze /Zatoka Pomorska
Zalew Szczecinski
Długosć Zalew Wislany
sezonu Gdynia- morze/Zatoka Gdanska
lodowego Kolobrzeg- morze/srodkowe wybrzeże
[dni] Swinoujscie - morze /Zatoka Pomorska
Zalew Szczecinski
Dta
Zalew Wislany
pierwsze Gdynia- morze/Zatoka Gdanska
go lodu Kolobrzeg- morze/srodkowe wybrzeże
Swinoujscie - morze /Zatoka Pomorska
Zalew Szczecinski
Data Zalew Wislany
ostatnieg Gdynia- morze/Zatoka Gdanska
o lodu Kolobrzeg- morze/srodkowe wybrzeże
Swinoujscie - morze /Zatoka Pomorska
Zalew Szczecinski
typ1
typ2
typ3
łagodna normalna zimna I
zima
zima surowa
zima
0,45
1,73
4,49
38
87
124
0
4
44
0
3
37
0
10
56
7
54
99
59
102
133
0
16
75
0
6
68
0
24
81
12
69
107
16-12
5-12
29-11
26-01
5-01
2-02
8-01
2-02
26-12
30-12
16-01
4-03
17-12
12-02
16-03
9-04
22-02
19-03
13-02
8-01
2-02
15-02
20-03
8-02
4-03
2-04
Dokonano konstrukcji modelu statystyczno-empirycznego opisującego związki między
regionalnym polem wymuszenia a wskaźnikiem surowości zlodzenia dla 7 akwenów Morza
Bałtyckiego. Wskaźnik ten obliczany jest na podstawie liczby dni z lodem odnotowanych w danym
roku, prawdopodobieństwa występowania zlodzenia w danym akwenie oraz liczby stacji służących
do scharakteryzowania danego akwenu. Szczególną uwagę zwrócono na obszar Bałtyku
Południowego, do charakterystyki którego wykorzystano obserwacje z pięciu stacji reprezentujących
odmienne typy warunków hydrograficznych: Zalew Szczeciński, Zalew Wiślany (Krynica Morska),
Zatoka Gdańska (Gdańsk), Zatoka Pomorska (Świnoujście), wybrzeże środkowe (Kołobrzeg). Im
wyższe wartości wskaźnika, tym bardziej „surowe” wystąpiły warunki w zakresie zlodzenia.
17
Tabela 6.2.2. Empiryczne funkcje własne wskaźnika surowości zlodzenia na Bałtyku oraz
wyjaśniana przez nie wariancja elementu [%] (1956-2005) (WB – Bałtyk Zachodni, SB – Bałtyk
Południowy, GF – Zatoka Fińska, AL – Morze Alandzkie, SoB – Morze Botnickie, NK – Norra
Kvarken, BoF – Zatoka Botnicka)
1
2
3
4
5
akwen
EOF
EOF
EOF
EOF
EOF
WB
1,40
-1,00
0,14
0,08
0,33
SB
1,38
-0,52
0,17
0,52
0,21
GF
1,65
0,43
-0,37
0,08
0,31
AL
1,75
-0,11
-0,35
0,10
0,09
SoB
1,60
0,47
0,10
0,17
0,45
NK
1,25
0,51
0,27
0,09
0,06
BoF
0,64
0,37
0,47
0,20
0,18
Wariancj
78,92
11,58
3,40
2,65
2,22
a [%]
Rezultaty analizy czasowo-przestrzennej struktury zmienności (EOF) wskaźnika surowości
zlodzenia w okresie 1956-2005 wskazują, że mamy do czynienia z przestrzenią sygnału
rozpatrywanego elementu opisaną przez pięć funkcji własne, które łącznie wyjaśniają niemal 99%
zmienności elementu (tab. 6.2.2). Pierwsza funkcja własna (EOF), wyjaśniająca niemal 79%
wariancji wskaźnika, przedstawia wyraźne dodatnie anomalie jednakowego znaku dla wszystkich
akwenów, co wskazuje na udział czynnika regionalnego. Kolejne wektory własne przedstawiają
wpływ czynników mniejszej skali, co sugerują zróżnicowane znaki anomalii dla poszczególnych
akwenów.
Zmiany wskaźnika surowości zlodzenia obliczone dla wielolecia 1956-2005 na podstawie
analizy EOF pokazują, podobnie jak dane rzeczywiste, znaczny spadek wartości analizowanej
zmiennej, co świadczy o zmniejszeniu intensywności zjawisk lodowych na Bałtyku. Wielkości
zmian wyznaczonych na podstawie analizy EOF wykazują dużą zgodność z wartościami
wynikającymi z równania regresji serii obserwacyjnych. Największym spadkiem wartości wskaźnika
cechuje się obszar Bałtyku Południowego.
W procesie konstrukcji modelu statystyczno-empirycznego metodą CCA otrzymano 4 pary
map kanonicznych, prezentujących związki między polem SLP a wskaźnikiem surowości zlodzenia
na Bałtyku. Mapy pola lokalnego wyjaśniają niemal 99% wariancji elementu, podczas gdy mapy
pola regionalnego wyjaśniają łącznie około 78% wariancji pola barycznego (tab. 6.2.3).
18
Tabela 6.2.3. Wariancja [%] pola regionalnego (varSLP) i lokalnego (VarWSL) wyjaśniana przez kolejne
mapy kanoniczne oraz współczynniki korelacji kanonicznej regionalnego pola barycznego i wskaźnika
surowości zlodzenia na Bałtyku
Całkowita
ilość
Wskaźnik CCA 1
CCA 2
CCA 3
CCA 4
wyjaśnianej
wariancji
[%]
r
0,91
0,65
0,57
0,45
×
VarWSL
75,15
9,60
8,28
5,76
98,79
varSLP
52,62
7,34
4,22
13,59
77,77
Pierwsza mapa pola barycznego, wyjaśniająca niemal 53% wariancji pola SLP, prezentuje
rozkład anomalii ciśnienia wymuszający przepływ strefowy w basenie Morza Bałtyckiego. Napływ
powietrza z kierunku zachodniego powoduje znaczne ujemne anomalie wskaźnika (tab. 6.2.4), a
więc
sprzyja
złagodzeniu
zjawisk
lodowych.
Współczynnik
korelacji
serii
czasowych
stowarzyszonych jest bardzo wysoki (0,91). Z rozkładem ciśnienia prezentowanym przez drugą
mapę baryczną związany jest w rejonie Bałtyku południkowy przepływ powietrza. W takiej sytuacji
znak anomalii elementu lokalnego jest odmienny w północnej części Bałtyku.
Tabela 6.2.4. Anomalie pola lokalnego modelu skonstruowanego metodą CCA
(czynnik
wymuszający: regionalne pola SLP)
akwen
WB
SB
GF
AL
SoB
NK
BoF
CCA 1
-1,33
-1,18
-1,63
-1,64
-1,66
-1,42
-0,69
CCA 2
0,86
0,42
0,08
0,35
-0,39
-0,49
-0,57
CCA 3
-1,02
-0,51
0,20
-0,34
-0,14
-0,13
-0,18
CCA 4
0,24
0,27
0,10
0,62
0,66
0,10
-0,30
Zależności między regionalnym polem temperatury powietrza z poziomu sigma995 a
wartością wskaźnika surowości zlodzenia opisują trzy pary map kanonicznych (tab. 6.2.5). W sumie
mapy wyjaśniają po około 97% wariancji pola regionalnego i lokalnego. Pierwsza mapa pola
regionalnego prezentuje dodatnie anomalie temperatury rzędu 1,0-1,5°C na całym obszarze
zainteresowania. W takiej sytuacji, co zrozumiałe, wskaźnik surowości przyjmuje zdecydowanie
niższe wartości od średnich – zmniejsza się intensywność zjawisk lodowych. Relacja ta jest wyjaśnia
ponad 80% wariancji wskaźnika surowości zlodzenia. Druga mapa regionalna, mający już znacznie
mniejszy udział w kształtowaniu elementu lokalnego, przedstawia obszar Bałtyku pod wpływem
anomalii przeciwnego znaku – nieznacznie dodatnich w części południowej i ujemnych w części
północnej. Taki rozkład anomalii termicznych skutkuje bardziej surowymi warunkami na Bałtyku
19
Zachodnim i Bałtyku Południowym oraz, co nieco zaskakujące, na Morzu Alandzkim. W
pozostałych akwenach panują wtedy warunki łagodniejsze od przeciętnych.
Tabela 6.2.5. Wariancja [%] pola regionalnego (varTEMP) i lokalnego (VarWSL) wyjaśniana przez kolejne
mapy kanoniczne oraz współczynniki korelacji kanonicznej regionalnego pola temperatury powietrza z
poziomu sigma995 i wskaźnika surowości zlodzenia na Bałtyku
Całkowita
ilość
Wskaźnik CCA 1
CCA 2
CCA 3
wyjaśnianej
wariancji
[%]
r
0,97
0,60
0,28
×
VarWSL
81,63
9,54
5,75
96,92
VarTEMP
88,40
5,25
3,54
97,19
Relacje między regionalnym polem temperatury powietrza z poziomu 700 hPa a wartościami
wskaźnika surowości zlodzenia na Bałtyku opisują cztery pary map kanonicznych (tab. 6.2.6).
Całkowita ilość wyjaśnianej wariancji pola regionalnego i lokalnego przekracza 98%. Pierwsza mapa
pola regionalnego prezentują cały obszar w zasięgu ujemnych anomalii temperatury rzędu 0,6-0,7°C.
W takiej sytuacji we wszystkich akwenach obserwuje się ujemne wartości anomalii wskaźnika
surowości zlodzenia. Podobnie jest w przypadku drugiej pary map, z tym, że anomalie pola
regionalnego są w tym przypadku bardziej zróżnicowane (od -0,2 do -0,8°C), co odzwierciedla się
także w wartościach anomalii pola lokalnego.
Tabela 6.2.6. Wariancja [%] pola regionalnego (varTEMP) i lokalnego (VarWSL) wyjaśniana przez kolejne
mapy kanoniczne oraz współczynniki korelacji kanonicznej regionalnego pola temperatury powietrza z
poziomu 700 hPa i wskaźnika surowości zlodzenia na Bałtyku
Całkowita
ilość
Wskaźnik CCA 1
CCA 2
CCA 3
CCA 4
wyjaśnianej
wariancji
[%]
r
0,86
0,68
0,44
0,08
×
VarWSL
68,37
19,27
8,39
2,76
98,79
VarTEMP
42,01
41,84
7,77
6,96
98,58
Wyniki weryfikacji skonstruowanych modeli statystyczno-empirycznych wskazuje na
znaczną zdolność modeli do odtwarzania warunków rzeczywistych. Pod względem wartości
współczynnika korelacji między serią obserwacyjną a zrekonstruowaną najlepsze wynik osiąga
model, w którym jako predyktor wykorzystano pole temperatury powietrza z poziomu sigma995
(zbliżonego do 2 m n.p.g.). Dla okresu referencyjnego 1971-1990 seria odtworzona przez ten model
jest skorelowana z rzeczywistą na poziomie 0,9, tylko nieznacznie gorzej wypadają wyniki dla
okresy pełnego 1956-2005 (tab. 6.2.7).
20
Tabela 6.2.7. Wartości współczynnika korelacji między serią obserwacyjną
model statystyczno-empiryczny dla okresu 1971-1990 i 1956-2005
model
okres
WB
SB
GF
AL
SoB
(predyktor)
SLP
0,68
0,79
0,87
0,80
0,76
1971temp. sigma995
0,73
0,91
0,92
0,95
0,91
1990
temp 700 hPa
0,77
0,80
0,81
0,84
0,77
SLP
0,49
0,73
0,82
0,70
0,67
1956temp. sigma995
0,69
0,89
0,90
0,92
0,86
2005
temp 700 hPa
0,49
0,58
0,68
0,74
0,68
i zrekonstruowaną przez
NK
BoF
0,76
0,91
0,75
0,66
0,86
0,62
0,56
0,75
0,62
0,40
0,61
0,44
Identyfikacja czynników warunkujących zmienność zlodzenia w strefie Południowego
Bałtyku.
W badaniach nad identyfikacją czynników warunkujących zmienność zlodzenia w strefie
południowego Bałtyku wyodrębniono 4 typy czynników reprezentujących warunki termiczne,
warunki zlodzenia, warunki hydrologiczne, cyrkulacje i oscylacje.
Zlodzenie mórz, jego trwałość, intensywność występowania są warunkowane przez typy
cyrkulacji atmosferycznej występującej podczas trwania sezonu lodowego. do badań przyjęto
częstość wystepowania poszczególnych typów cyrkulacji w miesiącach grudzień-styczeń-luty,
sklasyfikowanych według Grosswetterlagen, dwie klasyfikacje Niedźwiedzia, dwie klasyfikacje
Lityńskiego i Osuchowskiej.
Najlepsze wyniki tj. najwyższe współczynniki korelacji uzyskano dla klasyfikacji Lityńskiego.
Najwyższe zależności uzyskano (powyżej 0,6)dla wschodniej cyrkulacji zarówno cyklonalnej jak i
antycyklonalnej.
Również cyrkulacje zachodnie i południowo-zachodnie charakteryzują się
wysokim stopniem współzależności.
Przeprowadzono badanie warunków meteorologicznych warunkujących powstanie pierwszego lodu
na przykładzie akwenu Świnoujścia. W 79% przypadków warunkiem wystarczającym była średnia
temperatura z trzech dób niższa niż -1,8 st. C przy średniej prędkości wiatru wyższej niż 1,1 m/s.
Ocena długoterminowych zmian intensywności występowania zlodzenia z strefie Południowego
Bałtyku.
Do oceny długoterminowych zmian zlodzenia wykorzystano dwa parametry: wskaźnik surowości
zlodzenia oraz liczbę dni z lodem. Wskaźnik zlodzenia reprezentowała seria z lat 1896-2005 (z
wyłączeniem sezonu 1945/46) zaś liczbę dni z lodem seria z lat 1946-2005. W okresie 1896-2005
wystąpiły 23 sezony surowe, 16 łagodnych oraz 63 normalne.
Na podstawie badań przeprowadzonych z części dotyczącej identyfikacji czynników
warunkujących zlodzenie, stwierdzono wysoką zależność pomiędzy wskaźnikiem zlodzenia a sumą
chłodu w cieśninach duńskich.
21
Liczba dni z lodem
Liczba dni z zaobserwowanym lodem jest najważniejszym parametrem charakteryzującym
zjawiska lodowe. Zjawisko co najmniej kilkakrotnego tworzenia się pokrywy lodowej i jej topnienia
w ciągu jednego sezonu lodowego jest cechą wyróżniającą wybrzeża Południowego Bałtyku od
większości akwenów bałtyckich.
Rezultaty analizy czasowo-przestrzennej struktury zmienności (EOF) liczby dni ze
zlodzeniem w okresie 1951-2008 wskazują, że mamy do czynienia z przestrzenią sygnału
rozpatrywanego elementu opisaną jedynie przez trzy funkcje własne, które łącznie wyjaśniają ponad
98% zmienności (tab. 6.2.13).
Tabela 6.2.13. Empiryczne funkcje własne liczby dni z lodem na polskim wybrzeżu oraz
wyjaśniana przez nie wariancja [%] (1951-2008)
stacja
1 EOF
2 EOF
3 EOF
Świnoujście
22,92
-8,09
-1,59
Kołobrzeg
17,87
2,96
-2,98
Ustka
16,40
5,05
-0,99
Hel
3,97
2,11
-0,81
Gdynia
18,40
-0,06
5,01
Gdańsk
15,55
2,73
1,08
Wariancja
90,33
5,90
2,08
[%]
5. Literatura wykorzystana w opracowaniu
BETIN B., PREOBRAZENSKIJ J., Surowostć zim w Ewropie i ledowost Baltiki, Leningrad,
1962.
DRUŻYNSKI B., PASZKIEWICZ CZ., Metoda prognozowania surowości zim u polskich brzegów
Bałtyku, Materiały Oddziału Morskiego IMGW, Gdynia, 1990.
GIRJATOWICZ J., , Stopień surowości zimy i możliwość jego przewidywania na, podstawie
niektórych zjawisk fenologiczno-przyrodniczych, Zeszyty Naukowe Akademii
Rolniczej w Szczecinie, Nr 103, 65-73, 1983.
JEVREJEVA S., DRABKIN V.V., KOSTJUKOV J., LEBEDEV A.A., LEPPÄRANTA M.,
MIRONOV YE.U., SCHMELZER N., SZTOBRYN M., , Ice Time Series of the
Baltic Sea, Report Series in Geophysics No. 44, Helsinki, 2002
KOSLOWSKI G., GLASER R., Reconstruction of the Ice Winter Severity since 1701 in the Western
Baltic, Clim. Change 31, 79-98, 1995.
LORENC H., Studia nad 220-letnią (1779-1998) serią temperatury powietrza w Warszawie
oraz ocena jej wiekowych tendencji", materiały badawcze IMGW- seria
Meteorologia-31,Warszawa, 2000.
PRUEFER G., Die Eisverhältnisse in den deutschen und den ihnen benachbarten Ost- und
Nordseegebieten, Ann. d. Deut. Hydr. Mar. Met., H.II.,1942
SCHMELZER N., Eisverhältnisse an der Küste von Mecklenburg-Vorpommern, Die Küste,
56, 51-65, 1994.
SCHMELZER N., SEINA A., LUNDQVIST J.E., SZTOBRYN M., Ice, in: State and
Evolution of the Baltic Sea, 1952-2005, Leibniz Institute for Baltic Sea Research,
Germany, 2008.
22
SEINA A., PALOSUO E., The classification of the maximum annual extent of ice cover in
the Baltic Sea 1720-1995, Based on the material collected by Risto Jurva (winters
1720-1940) and material of the Ice service of the Finnish Institute of Marine research
(winters 1941-1995), Meri – Report Series of the Finnish Institute of Marine
Research, No. 27, 79-91, 1996.
STANISŁAWCZYK I., SZTOBRYN, M., DRUŻYŃSKI, B., Features of severity of winters
at the Polish coast, IMGW report, 1995.
SZTOBRYN M., “Sea ice condition severity index”, Baltic Sea Ice Climate Workshop, Helsinki,
2008.
SZTOBRYN, M., Zlodzenie polskiej strefy przybrzeżnej w latach 1955-2005, IMGW,
Report, 2005.
WIŚNIEWSKA, A., Surowość zlodzenia polskiej strefy przybrzeżnej Bałtyku, Inż. Morska i
Geotechnika nr 2, 48-50, 1991.
6.
Wykaz głównych wykonawców wraz z krótką informacją o rodzaju wykonanych prac
dr hab. Mirosław Miętus
prof. IMGW
mgr Robert Wójcik
dr Michał Marosz
mgr Dawid Biernacik
dr inż. Marzenna Sztobryn
mgr inż. Beata Letkiewicz
mgr inż. Beata Kowalska
mgr Monika Mykita
mgr Ida Stanisławczyk
Koordynator całości prac w zadaniu i podzadaniu, współautor
koncepcji realizacji podzadania. Autor procedur numerycznych
i programów obliczeniowych. Współudział w interpretacji i
analizie rezultatów obliczeń.
Prace związane z wyborem stacji, pozyskaniem danych, ich
przygotowaniem, obliczeniem funkcji własnych, tempa zmian
warunków zlodzenia, konstrukcji modeli, weryfikacji modeli;
współautor raportu.
Prace związane z wyborem stacji, pozyskaniem danych, ich
przygotowaniem, obliczeniem funkcji własnych, tempa zmian
warunków zlodzenia, konstrukcji modeli; współautor raportu.
Prace związane z wyborem stacji, pozyskaniem danych, ich
przygotowaniem, obliczeniem funkcji własnych, konstrukcji
modeli; współautor raportu.
Przygotowanie koncepcji badań. Badania (wraz z
przygotowaniem danych) wpływu zmian klimatycznych na
wskaźniki zlodzenia Południowego Bałtyku. Identyfikacja
czynników
warunkujących
zlodzenie.
Ocena
zmian
długoterminowych. Analiza wybranych parametrów zlodzenia
Południowego Bałtyku.
Przygotowanie danych do oceny zmian zlodzenia Południowego
Bałtyku - wybór stacji.
Badania nad identyfikacją czynników warunkujących zmienność
zlodzenia ze szczególnym uwzględnieniem cyrkulacji. v
Analiza wybranych parametrów zlodzenia Południowego
Bałtyku. Analiza wybranych sezonów zlodzenia dla polskiego
wybrzeża.
Badania nad oceną długoterminowych zmian intensywności
zlodzenia.
Badania nad oceną zmian długoterminowych intensywności
zlodzenia.
Badania nad identyfikacją czynników warunkujących zmienność
zlodzenia. Badanie zależności pomiędzy warunkami zlodzenia a
iloczynem termiki i wiatru
23
PODZADANIE 6.3.
Wpływ zmian klimatu na falowanie na obszarze
Bałtyku
1. Cel badań
Głównym celem pracy jest określenie wpływu zmian klimatycznych na wysokość falowania oraz
propagacji falowania całkowitego, wiatrowego i martwego tzw. rozkołysu w rejonie południowego
Bałtyku za pomocą modeli statystyczno-empirycznych (statystyczny downscaling).
2. Zakres wykonanych prac w okresie I.2009-XII.2009
 Przygotowano bazę danych w zakresie dobowych wartości wysokości i kierunku propagacji
falowania całkowitego, wiatrowego i martwego tzw. rozkołysu dla okresu 1988-1993
 Pozyskano ze światowych centrów danych dane niezbędne do opisu cyrkulacji
atmosferycznej w rejonie Europy i Północnego Atlantyku
 Dokonano oceny zmienności falowania w południowej części Morza Bałtyckiego wyznaczenie współczynników kierunkowych równania trendu wysokości falowania oraz
istotność statystyczną dla miesięcy, sezonów (sztormowy, bezsztormowy) oraz całego roku.
 Wyznaczono funkcje własne (EOF) wysokości i kierunku propagacji fali całkowitej,
wiatrowej oraz martwej w południowej części Morza Bałtyckiego w okresie 1988-1993,
dokonano wizualizacji, interpretacji i analizy rezultatów obliczeń
 Obliczono tempo zmian wysokości falowania w południowej części Morza Bałtyckiego na
podstawie serii czasowych stowarzyszonych z empirycznymi funkcjami własnymi.
 Wyznaczono relacje między polem regionalnym a polem lokalnym (wysokość i kierunek
propagacji falowania) na podstawie metody korelacji kanonicznych (CCA) i analizy
redundancyjnej (RDA) w okresie 1988-1993 dla miesięcy, roku i sezonów: sztormowego i
bezsztormowego
 Wykreślono w programie Gradsc mapy kanonicznego i redundancyjnego pola regionalnego
nad Europą i północnym Atlantykiem dla średniej dobowej wysokości falowania całkowitego
dla każdego miesiąca, roku, sezonów: sztormowego i bezsztormowego

Wykreślono mapy pola lokalnego wysokości falowania całkowitego, wiatrowego i rozkołysu
(EOF, CCA, RDA, trendy, zmiany EOF-OBS, współczynnik korelacji) w skali miesięcy,
roku i sezonów: sztormowego i bezsztormowego
24

Wykreślono mapy pola lokalnego składowej strefowej i południkowej kierunku propagacji
falowania całkowitego, wiatrowego i rozkołysu (EOF, CCA, RDA, współczynnik korelacji)
w skali miesięcy, roku i sezonów: sztormowego i bezsztormowego

Dokonano weryfikacji klimatycznych modeli dotyczących zmian wysokości falowania
całkowitego, wiatrowego i martwego skonstruowanych metodą CCA i RDA za okres 19881993

Dokonano weryfikacji klimatycznych modeli dotyczących zmian pola lokalnego składowej
południkowej V (południe-północ) i strefowej U (zachód-wschód) kierunku propagacji
falowania całkowitego, wiatrowego i martwego skonstruowanych metodą CCA i RDA za
okres 1988-1993

Obliczono ilość reprodukowanej wariancji w odtworzonych na podstawie modelu CCA i
RDA seriach wysokości i składowych (V; U) kierunku propagacji falowania całkowitego,
wiatrowego i martwego

Pozyskano wyniki globalnych modeli klimatycznych dla wybranych scenariuszy emisyjnych
ze światowych centrów bazodanowych niezbędne do opisu cyrkulacji atmosferycznej dla
rejonu europejsko-atlantyckiego.

Rozpoczęto
procedurę przygotowywania plików wsadowych/PRN niezbędnych do
opracowania scenariuszy zmian charakterystyk poziomu morza w oparciu o modele
statystyczno-empirycznego downscalingu
3. Opis metodyki badań
W niniejszej pracy charakterystyka klimatu falowania w polskiej strefie ekonomicznej Morza
Bałtyckiego została opracowana przy użyciu symulacji numerycznej uruchamianej w trybie
hindcast’u (model „płytkiej wody” HYPAS; Gayer i in. 1995; Miętus, von Storch 1997).
Hybrydowy model falowania w przybliżeniu „płytkiej wody” uwzględnia lokalne warunki
meteorologiczne (basen Morza Bałtyckiego) z krokiem czasowym - 3 godziny. mputerach
znajdujących się w DKRZ (Deutsches Klimarechenzentrum) w Hamburgu.
W modelu falowania zmiany dwuwymiarowej gęstości energii widma F ( f , ) w czasie i
przestrzeni zostały policzone w funkcji częstotliwości i kierunku fali, według 17. przedziałów
częstości i 24. przedziałów kierunku. Rozdzielczość przestrzenna hindcastu wynosiła 15,875 km, co
pozwalało na wyznaczenie charakterystyk falowania w 1709. punktach na całym akwenie Morza
Bałtyckiego, a integracji widm dokonywano co 15 minut (Gayer i in. 1995).
W pracy wykorzystano ciągi dobowych wartości wysokości i składowych: strefowej i
południkowej kierunku propagacji falowania całkowitego, wiatrowego oraz martwego tzw.
25
rozkołysu z 293. punktów gridowych z okresu 01.02.1988 – 31.03.1993 r. Wszystkie obliczenia
wykonano dla miesięcy, sezonu bezsztormowego (kwiecień –sierpień) i sztormowego (wrzesieńmarzec), jak i w skali całego roku. Metoda wyznaczania dobowych wartości składowej strefowej i
południkowej kierunku propagacji falowania polegała na uśrednieniu składowych wektora
propagacji otrzymanych poprzez rzutowanie jednostkowego wektora propagacji na osie układów
współrzędnych.
Przy identyfikacji cech czasowo-przestrzennej zmienności pola wysokości i kierunku
propagacji falowania całkowitego, wiatrowego i martwego tzw. rozkołysu w południowej części
Morza Bałtyckiego oraz związków pola lokalnego z regionalną cyrkulacją atmosferyczną
wykorzystano metodę empirycznych funkcji własnych (EOF – Empirical Orthogonal Functions),
analizę korelacji kanonicznych (CCA – Canonical Correlation Analysis) oraz analizę redundancyjną
(RDA – Redundancy Analysis). Ponadto wyznaczono tzw. współczynnik redundancji, informujący
jaka część wariancji pola lokalnego jest wyjaśniana przez zmienność pola regionalnego.
4. Charakterystyka osiągniętych wyników
Przestrzenna i czasowa zmienność kierunku propagacji fali całkowitej w południowej części
Morza Bałtyckiego
Rezultaty analizy czasowo-przestrzennej struktury zmienności składowych kierunku propagacji
fali całkowitej w okresie 1988-1933 wskazują na występowanie w skali roku trzech funkcji własnych
dla składowej strefowej oraz czterech funkcji własnych dla składowej południkowej. Łączna wartość
wyjaśnianej wariancji dla składowej strefowej wynosi ponad 96%, z czego pierwszy wektor własny
kierunku propagacji fali wyjaśnia ponad 90% całkowitej wariancji (tab.1). Natomiast sumaryczna
wartość wyjaśnianej wariancji dla składowej południkowej wynosi podobnie, jak przy pierwszej
składowej ponad 96%, lecz pierwszy wektor własny wyjaśnia jedynie 85% wariancji całkowitej
(tab.2). W sezonie sztormowym, jak i bezsztormowym przestrzeń sygnału kierunku propagacji
opisana jest przez trzy i cztery wektory własne odpowiednio dla składowej strefowej i południkowej.
W sezonie sztormowym obie składowe są wyjaśniane przez ponad 97% wariancji, każda z osobna. Z
kolei w sezonie bezsztormowym łączna ilość wyjaśnianej przez nie wariancji dla obydwu
składowych wynosi ponad 95% dla każdej.
Tab.1. Wariancja (%) wyjaśniana przez kolejne wektory własne składowej strefowej kierunku propagacji fali całkowitej
Funkcja
EOF1
EOF2
EOF3
SUMA
Rok
90,17
4,28
2,06
96,51
Sztorm
91,35
4,04
1,68
97,07
Cisza
88,75
4,75
2,39
95,89
Tab.2.
Wariancja (%) wyjaśniana przez kolejne wektory własne składowej południkowej kierunku propagacji fali całkowitej
Funkcja
Rok
Sztorm
Cisza
26
EOF1
EOF2
EOF3
EOF4
SUMA
84,60
9,04
1,63
1,26
96,53
87,05
7,91
1,23
1,06
97,25
80,76
10,90
2,29
1,54
95,49
Pierwsza empiryczna funkcja własna składowej strefowej i południkowej kierunku propagacji
fali we wszystkich trzech analizowanych okresach (rok, sezon sztormowy i bezsztormowy) wykazuje
wysokie dodatnie anomalie w całym badanym obszarze. W skali roku wartości anomalii składowej
strefowej są większe od składowej południkowej, szczególnie w rejonie Basenu Bornholmskiego (o
0,10). W sezonie sztormowym i bezsztormowym sytuacja jest bardzo podobna.
Druga empiryczna funkcja własna dwóch składowych kierunku propagacji fali całkowitej
wyjaśnia od niespełna 11% w sezonie bezsztormowym do ponad 4% w sezonie sztormowym
wariancji. Wartości wariancji wyjaśnianej przez kolejne wektory własne w przypadku składowej
południkowej są zdecydowanie większe niż w przypadku składowej strefowej kierunku propagacji
fali całkowitej. Funkcja własna wykazuje w skali roku niższe wartości anomalii kierunku propagacji
fali dla obu składowych. Zakres anomalii składowej strefowej na badanym obszarze waha się od -0,2
na wschodzie do +0,1 na zachodzie.
Natomiast składowa południkowa charakteryzuje się większą zmiennością przestrzenną
anomalii z najwyższymi wartościami dodatnimi w rejonie wyspy Olandii (0,3) i ujemnymi na
wschód od Gotlandii (-0,3). Obraz zmienności wartości anomalii w sezonie sztormowym i
bezsztormowym wykazuje duże podobieństwo, jak w skali roku.
Trzeci wektor własny wyjaśnia mniej niż 3% wariancji w przypadku trzech okresów
badawczych. Zakres anomalii składowej południowej mieści się w zakresie od 0,0 do 0,1; a w
przypadku składowej strefowej kierunku propagacji fali całkowitej od 0,1 do -0,2 w skali roku.
Podobieństwo funkcji własnych nie powinno budzić większej wątpliwości, gdyż zarówno
wysokość, jak i kierunek propagacji w skali roku, jak i obu analizowanych sezonów jest
kontrolowana przez ten sam element, jakim jest pole wiatru nad Bałtykiem, zależne od średniego
rozkładu ciśnienia.
Związek między regionalnym polem barycznym nad obszarem atlantycko-europejskim
a kierunkiem propagacji fali całkowitej w południowej części Morza Bałtyckiego
W przypadku składowej strefowej kierunku propagacji fali całkowitej w skali roku, jak i
sezonu sztormowego i bezsztormowego uzyskano trzy pary map kanonicznych. Liczba par map dla
składowej południkowej kierunku propagacji fali była większa o jedną parę map na analizowanym
obszarze. W skali roku pola lokalne wartości obu składowych wyjaśniają po 96,5% wariancji
27
elementu. Wariancja regionalnego pola barycznego jest wytłumaczona w prawie 33% w przypadku
składowej strefowej (tab.3) i w 33,8% w odniesieniu do składowej południkowej (tab.4).
Tab.3. Wyjaśniana wariancja (%) oraz współczynniki korelacji kanonicznej (r) regionalnego pola barycznego (SLP) oraz
pola składowej strefowej kierunku propagacji fali całkowitej.
CCA
1
2
3
Charakterystyka
r
var SLP
var TSDUE
r
var SLP
var TSDUE
r
var SLP
var TSDUE
ROK
0,75
13,03
89,45
0,41
7,77
3,83
0,22
12,11
3,23
SZTORM
0,79
13,73
90,47
0,47
10,16
3,27
0,25
11,45
3,32
CISZA
0,79
10,52
88,37
0,43
4,91
4,46
0,24
9,27
3,08
Tab.4. Wyjaśniana wariancja (%) oraz współczynniki korelacji kanonicznej (r) regionalnego pola barycznego (SLP) oraz
pola składowej południkowej kierunku propagacji fali całkowitej.
CCA
1
2
3
4
Charakterystyka
r
var SLP
var TSDVE
r
var SLP
var TSDVE
r
var SLP
var TSDVE
r
var SLP
var TSDVE
ROK
0,82
12,86
79,14
0,45
7,63
9,40
0,21
9,86
1,90
0,11
4,46
6,12
SZTORM
0,84
13,23
81,60
0,48
7,89
8,63
0,25
10,60
1,58
0,15
2,68
5,45
CISZA
0,81
11,67
75,63
0,44
7,53
10,72
0,25
7,51
2,84
0,16
8,89
6,31
Pierwsza mapa kanoniczna pola dla obu składowych dla całego roku wyjaśnia po 13%
wariancji pola regionalnego. Wariancja wyjaśniona przez pole lokalne składowej strefowej wynosi
niespełna 90%, a przez pole lokalne składowej południkowej prawie 80%. Pole regionalne składowej
strefowej
charakteryzuje się występowaniem dwóch układów barycznych, z centrami nad
Półwyspem Fennoskandzkim i Zachodnią Europą. Korelacja sygnału pola regionalnego z polem
lokalnym dla tej składowej jest silna i wynosi 0,75. Natomiast pole regionalne składowej
południkowej związane jest z jednym układem barycznym mającym swoje centrum na północy
Wysp Brytyjskich. Korelacja obu sygnałów jest w tym przypadku bardzo silna i wynosi 0,82.
28
Druga mapa kanoniczna pola dla dwóch składowych kierunku propagacji fali wyjaśnia po
prawie 8% wariancji pola regionalnego. Wariancja wyjaśniona przez pole lokalne składowej
strefowej wynosi prawie 4%, a przez pole lokalne drugiej składowej 9,4%. Pole regionalne pierwszej
składowej przedstawia cały region w zasięgu rozległego układu barycznego z centrum nad
Półwyspem Jutlandzkim. Korelacja dwóch sygnałów nie jest wysoka i wynosi 0,41. Natomiast pole
regionalne drugiej składowej dotyczy dwóch centrów barycznych nad Północnym Atlantykiem i nad
Skandynawią. Korelacja sygnałów pola regionalnego i lokalnego dla składowej południkowej jest
nieco wyższa i wynosi 0,45.
Omówione pary map kanonicznych wyznaczone do opisania zależności między regionalnym
polem barycznym a polem składowych (u, v) kierunku propagacji falowania całkowitego w
południowej części Morza Bałtyckiego zostały wykorzystane do konstrukcji modelu empirycznostatystycznego zmienności falowania. Walidacja modelu została dokonana na podstawie materiału
zależnego z okresu 1988-1993.
Wartości współczynników korelacji między seriami rzeczywistymi i rekonstruowanymi w
oparciu o metodę CCA w przypadku kierunku propagacji fali całkowitej są wysokie i przekraczają
0,50 dla roku i dwóch analizowanych sezonów. W skali roku zakres zmienności współczynnika
korelacji wynosi dla składowej strefowej 0,58 - 0,62 i dla strefowej południkowej 0,56 – 0,62, z
najwyższymi wartościami w rejonie wyspy Olandii. Sezon sztormowy i bezsztormowy przedstawia
podobny rozkład zmienności przestrzennej współczynnika korelacji. Należy jednak zwrócić uwagę
na najwyższą współzależność występującą w sezonie sztormowym, szczególnie dla składowej
strefowej kierunku propagacji fali (w rejonie Olandii korelacja powyżej 0,66).
Wartości współczynników korelacji między seriami rzeczywistymi i rekonstruowanymi w
oparciu o metodę RDA są niemalże identyczne, jak w przypadku omówionej powyżej metody.
Kolejnym elementem analizowanym w pracy jest wysokość falowania. Struktura czasowa i
przestrzenna falowania w rejonie południowego Bałtyku, omówiona w niniejszej pracy, potwierdziła
występowanie dwóch sezonów o różnych charakterystykach – sztormowego (od września do marca)
i bezsztormowego (od kwietnia do sierpnia). Z drugiej strony można zauważyć też kilka wspólnych
prawidłowości.
Zarówno w skali roku, jak i sezonów, pierwszy wektor własny w rejonie otwartego morza
przedstawia systematyczny wzrost odchylenia od wartości wieloletnich przy przesuwaniu się z
zachodu na wschód. Wyjaśnia on ponad 90% wariancji wysokości fali całkowitej w sezonie
sztormowym i ponad 85% w okresie „ciszy”. Otrzymane wyniki są zgodne z pracami Miętusa (1997,
1999). W przypadku sezonu sztormowego mapy kanoniczne wykazują bardzo duże podobieństwo do
29
map dla sezonu bezsztormowego, choć anomalie są zdecydowanie większe. Odpowiednio do
słabszego wymuszenia mniejsze są wartości anomalii pola wysokości fali.
Oddziaływanie wiatru na powierzchnię morza odbywa się na tle regionalnych warunków
cyrkulacyjnych, jakie panują nad Europą i Północnym Atlantykiem. To one są podstawowym
czynnikiem, który oprócz warunków meteorologicznych nad Bałtykiem określa także jego warunki
hydrologiczne.
Pierwsza moda regionalnego pola barycznego często przedstawia rozkład ciśnienia
przypominający Oscylację Północnoatlantycką. Nie bez znaczenia pozostaje jednak lokalna
cyrkulacja atmosferyczna. Przestrzenne zróżnicowanie sygnału zależne od uwarunkowań lokalnych
pokazują wyższe funkcje własne.
Na przebieg procesów oceanograficznych w południowej części Morza Bałtyckiego mają
także wpływ warunki lokalne, m.in. ukształtowanie linii brzegowej, rozmiar i geometria
5. Literatura wykorzystana w opracowaniu
Miętus. M (red.), 1998, The Climate of the Baltic Sea Basin, WMO, Marine Meteorology and
Related Oceanographic Activities, Rep. no 41, WMO/TD- no 933.
Miętus M., 1999, Rola regionalnej cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu warunków
klimatycznych i oceanograficznych w polskiej strefie brzegowej Morza Bałtyckiego,
Materiały Badawcze IMGW, Seria Meteorologia 29, 157 s.
Miętus M., Storch von H., 1997, Reconstruction of the wave climate in the Proper Baltic Basin, April
1947-March 1988, GKSS External Report, 97/E/28, 30 s
Miętus M., Wielbińska D., 1996, Średni rozkład ciśnienia atmosferycznego nad Europą i jego
modyfikacja w rejonie Morza Bałtyckiego, Wiadomości IMGW, z.3., s. 85-99
6. Wykaz głównych wykonawców wraz z krótką informacją o rodzaju wykonanych prac
mgr Ewa Jakusik
Całość prac związanych z wyborem punktów gridowych,
obliczeniem funkcji własnych wysokości falowania
całkowitego, wiatrowego i martwego oraz kierunku
propagacji falowania całkowitego, określenie tempa zmian
falowania, analiza z wykorzystaniem statystycznego
downscalingu, wizualizacją, analizą i interpretacją
rezultatów obliczeń. Wykreślenie map pola regionalnego
w programie Gradsc.
Pozyskała wyniki globalnych
modeli klimatycznych dla wybranych scenariuszy
emisyjnych ze światowych centrów bazodanowych
niezbędne do opisu cyrkulacji atmosferycznej dla rejonu
europejsko-atlantyckiego. Autorka raportu.
dr Michał Marosz
Prace związane z wyznaczeniem współczynników
kierunkowych równania trendu wysokości fali oraz
istotności statystycznej dla miesięcy, sezonów oraz całego
roku; obliczeniem funkcji własnych kierunku propagacji
falowania wiatrowego i rozkołysu, analiza dotycząca
współczynników trendu i tempa zmian falowania, prace
nad procedurą przygotowywania plików wsadowych/PRN
30
niezbędnych do opracowania scenariuszy zmian
charakterystyk falowania w oparciu o modele
statystyczno-empirycznego downscalingu
prof. IMGW dr hab. Mirosław koordynator projektu, określenie zakresu merytorycznego
Miętus
prac, metodyki, dyskusja wyników,
mgr Michał Pilarski
Autor map pola lokalnego wysokości i kierunku
propagacji falowania całkowitego, wiatrowego i martwego
metodą EOF, CCA i RDA oraz współczynnika korelacji
Prace przy rocznym raporcie syntetycznym.
31
PODZADANIE 6.4.
Opracowanie
metodyki
wyznaczania
terenów
bezpośredniego
zagrożenia
powodzią
przy
uwzględnieniu oddziaływania morza i zmian
klimatycznych
1) Cel badań,
Celem badań w zadaniu 6.4 jest opracowanie wytycznych dotyczących metod i sposobów
ochrony polskich obszarów przybrzeżnych przed występowaniem ekstremalnych zagrożeń
powodziowych oraz wyznaczenie terenów bezpośredniego zagrożenia dla obszaru pilotażowego.
Oznacza to konieczność określenia prawdopodobieństwa występowania potencjalnych zagrożeń
powodziowych od strony morza przy uwzględnieniu zmian klimatycznych. Wytyczne opracowane w
ramach zadania 6.4 będą następnie rekomendowane do wdrożenia w jednostkach administracji
lokalnej i państwowej odpowiedzialnych za bezpieczeństwo i ochronę przed zagrożeniami.
2) Zakres wykonywanych prac,
W ramach realizacji podzadania 6.4. w 2009 roku wykonano następujące prace:

Przeprowadzono identyfikację potencjalnych zagrożeń od strony morza oraz analizowano
zagrożenia spowodowane jednoczesnym występowaniem czynników powodziowych,

Scharakteryzowano główne czynniki powodujące niebezpieczeństwo zalania, zniszczenia i
narażenia na straty terenów nadmorskich oraz przeanalizowano zalecenia na temat metodyki
określenia terenów zalewowych, z uwzględnieniem aspektów ryzyka związanego z
wyznaczaniem terenów zalewowych w rejonach nadmorskich,

Przeanalizowano akty prawne dotyczące ochrony brzegów morskich ,

Dokonano przeglądu stosowanych metod obliczania zmian poziomów morza oraz danych na
temat brzegów morskich,

Wykonano inwentaryzację istniejących map topograficznych do wykorzystania przy
określaniu zagrożeń powodziowych terenów nadmorskich oraz przeprowadzono analizę
funkcjonalności programu Arc View do modelowania terenów bezpośredniego zagrożenia od
poziomów morza oraz przygotowano przykładowe mapy terenów zalewowych w ujściach
rzek Baudy i Pasłęki

Przeprowadzono analizę map sytuacyjno wysokościowych z obszaru wschodniego wybrzeża
Polski pod kątem wyboru obszaru pilotażowego oraz wytypowano obszar pilotażowy –
32
obszar Karwii oraz ujścia rzeki Pasłęki, ponadto przeanalizowano możliwości pozyskania
dodatkowych danych dla obszaru pilotażowego

Dokonano zakupu danych pomiarowych niezbędnych do analizy zmian brzegów w
wytypowanych obszarach- z rejonu Ostrowo - Karwia – Dębki, określających zmiany brzegu
morskiego (zmiany linii brzegowej, zmiany podstawy wydmy, zmiany objętościowe), co
najmniej w dwóch charakterystycznych profilach. Przeprowadzono konsultacje i ustalenia
dotyczące przygotowania numerycznego modelu terenu dla obszaru ujścia Pasłęki oraz
obszaru Karwii

Pozyskano w drodze zakupu niezbędne mapy rastrowe i wektorowe z Pomorskiego Urzędu
Marszałkowskiego w Gdańsku a także uzyskano numeryczny modelu terenu dla obszaru
Karwii i ujścia Pasłęki.
3) Opis metodyki badań
Opracowanie wytycznych dotyczących metod ochrony polskich obszarów przybrzeżnych
przed występowaniem ekstremalnych zagrożeń powodziowych oraz wyznaczenie terenów
bezpośredniego zagrożenia dla obszaru pilotażowego wymaga analizy zarówno obowiązujących
dokumentów prawnych jak również stosowanych metod obliczania zmian poziomów morza.
Identyfikacja potencjalnych zagrożeń od strony morza i ich wzajemnych powiązań wykonana została
w oparciu o badania i doświadczenia pracowników Oddziału Morskiego Instytutu Meteorologii i
Gospodarki
Wodnej
w
Gdyni
w
zakresie
osłony
hydrometeorologicznej
i
analizy
hydrometeorologicznych zagrożeń polskiego wybrzeża. (Sztobyn M., Stigge H J i inn. 2005),
(Sztobryn M., Kowalska B., Letkiewicz B,2005) Przeanalizowano również obowiązujące przepisy
prawne dotyczące pasa nadmorskiego oraz wód terytorialnych i polskiej strefy ekonomicznej.
Ponadto wykorzystano doświadczenia zdobyte podczas wykonywania na zlecenie Rejonowego
Zarządu Gospodarki Wodnej w Gdańsku (RZGW) map terenów zalewowych w ramach wyznaczenie
granic obszarów bezpośredniego zagrożenia powodzią w celu uzasadnionego odtworzenia terenów
zalewowych dla zlewni administrowanych przez RZGW Gdańsk.
4) Charakterystyka osiągniętych wyników
W ramach realizacji zadania przedstawiono podział wód morskich oraz typy wybrzeży zgodnie z
obowiązującymi aktami prawnymi. Przeanalizowano rodzaje zagrożeń powodziowych dla
poszczególnych typów wybrzeży oraz dotychczasowy stan umocnień brzegów. Przeanalizowano
zalecenia na temat metodyki określenia terenów zalewowych, w rejonie nadmorskim. Do dalszych
badań wytypowano brzegi morskie o charakterze płaskim.
33
Zgodnie z obowiązującym prawem wprowadzono klasyfikacje obszarów morskich na
morskie wody wewnętrzne oraz wody terytorialne. Zagrożenia od strony morza możemy więc
podzielić na zagrożenia od wód wewnętrznych i zewnętrznych (terytorialnych).
Do głównych zagrożeń powodziowych terenów nadbrzeżnych należą: wezbrania sztormowe
(spowodowane silnym wiatrem dolądowym, w przypadku polskiego wybrzeża wiatrami z sektora
północnego), powodzie zatorowe (niekontrolowany wzrost poziomów wody na skutek zatoru
lodowego),fale powodziowe i opadowe i roztopowe na rzekach uchodzących do morza, intensywne
opady deszczu, wzrost średniego poziomu morza na skutek globalnego ocieplenia, powodujący
wzrost intensywności występowania wezbrań sztormowych, niewłaściwa gospodarka urządzeniami
hydrotechnicznymi (np. za późno włączone pompy, awarie urządzeń hydrotechnicznych. itp.). Za
wezbranie sztormowe przyjmuje się każdą sytuację hydrologiczną, podczas której maksymalny
zaobserwowany poziom morza przekroczył 570 cm, (dla porównania: poziom alarmowy dla
wybrzeża zachodniego jest równy 580 cm, zaś dla wschodniego 570 cm). Zagrożenie powodzią
sztormową na terenie objętym morską osłoną hydrologiczną, występuje kilkadziesiąt razy w ciągu
jednego roku. Główną siłą generującą ten typ powodzi jest wiatr, poza tym działają też inne czynniki
hydrologiczne i meteorologiczne, jak ciśnienie, temperatura powietrza i wody itp. Rozmiar
zagrożenia powodzią od strony morza charakteryzuje między innymi porównanie ilości wezbrań
sztormowych w poszczególnych okresach: w latach 1950-1978 wzdłuż polskiego wybrzeża
zarejestrowano 72 wezbrania sztormowe natomiast w okresie 1979-2007 już 152 wezbrania.. W
rejonach dolnej Odry i Wisły dodatkowe zagrożenie powodziowe występujące głównie w półroczu
jesienno-zimowym powodują tzw. cofki. Są to spiętrzenia wody w ujściowych odcinkach rzeki w
wyniku silnych wiatrów północnych.. Wyjątkowo groźne dwukierunkowe przepływy wody
występują między Zatoką Gdańską oraz rzeką Motławą i Martwą Wisłą.(Jednorał,2007). W
przypadku zagrożenia od morskich wód zewnętrznych rozmiar zniszczeń jest ściśle związany z
geomorfologią brzegów morskich. Wyróżniono następujące typy brzegów morskich: klifowe,
wydmowe, płaskie - tworzą je piaszczyste plaże południowego wybrzeża Bałtyku, utrwalone
budowlami hydrotechnicznymi. Ustalono, że w podzadaniu 6.4 będą prowadzone badania nad
wpływem wezbrań sztormowych na brzegi płaskie i wydmowe, najbardziej narażone na zniszczenie
wskutek działalności wód morskich. Ponadto zgodnie z aktami prawnymi obowiązującymi w Polsce
istnieje pojęcie pasa technicznego (Rozporządzenie Rady Ministrów z dnia 29.04.2003r.). Większość
brzegów morskich wzdłuż polskiego wybrzeża administrowanego przez Urzędy Morskie nie posiada
umocnień. Na około 500 km brzegów morskich zaledwie 26% stanowią brzegi umocnione.. (Praca
zbiorowa
Instytut
Morski,2002).
Opracowano
wstępnie
wytyczne
do
określenia
prawdopodobieństwa występowania potencjalnych zagrożeń powodziowych od strony morza przy
34
uwzględnieniu zmian klimatycznych. W Oddziale Morskim IMGW sporządzono mapy dla ujść rzek
wpływających do Zalewu Wiślanego. Mapy ujściowych odcinków rzek uchodzących do Zalewu
Wiślanego wykonane w IMGW są udostępniane przez RZGW Gdańsk. Zgodnie z Ustawą Prawo
Wodne
obszary
bezpośredniego
zagrożenia
powodzią
obejmują
tereny
między
wałem
przeciwpowodziowym a linią brzegową rzeki, strefę wybrzeża morskiego oraz strefę przepływów
wezbrań powodziowych. Jako podstawę określenia granic stref zagrożenia powodziowego uznaje się
granice tzw. strefy A1 i A10, określającej zasięg obszaru zalewowego odpowiadającego wysokiemu
powodziowemu przepływowi o objętości przepływu Q, którego prawdopodobieństwo przewyższenia
wynosi 1% i 10%. W raporcie dołączono mapy terenów zagrożonych powodzią w ujściowych
odcinkach rzek : Baudy oraz Pasłęki (rys.6.4.1a,b). W ramach przeprowadzonej inwentaryzacji map
wykorzystywanych do określania zagrożenia terenów nadmorskich dokonano podziału na mapy ,
przy wykonywaniu których uwzględniono częściowo proces falowania (dotyczy m. innymi rzek:
Elbląg, Pasłęka, Bauda) oraz mapy, nie uwzględniające falowania ( dotyczy rzek: Słupia, Łeba,
Piaśnica)..
Rys. 6.4.1a,b Mapa zasięgu stref zagrożenia powodziowego dla ujściowego odcinka Pasłęki,(a) oraz
Baudy (b)
Wytypowano obszary pilotażowe – obszar Karwii oraz ujścia rzeki Pasłęki. W celu dokładnego
odwzorowania analizowanych na tym obszarze zjawisk i zagrożeń dokonano zakupu danych
pomiarowych niezbędnych do analizy zmian brzegów w wytypowanych obszarach- z rejonu
35
Ostrowo - Karwia – Dębki, określających zmiany brzegu morskiego (zmiany linii brzegowej, zmiany
podstawy wydmy, zmiany objętościowe), co najmniej w dwóch charakterystycznych profilach.
Następnie w ramach obowiązujących procedur pozyskano w drodze zakupu niezbędne mapy
rastrowe i wektorowe z Pomorskiego Urzędu Marszałkowskiego w Gdańsku. Pod koniec
raportowanego okresu uzyskano numeryczny modelu terenu dla obszaru Karwii i ujścia Pasłęki.
Model umożliwi prace nad wyznaczaniem terenów bezpośredniego zagrożenia powodzią na obszarze
pilotażowym. Pozyskane materiały będą niezbędne podczas kontynuowania prac nad realizacja
zadania.
5. Literatura wykorzystana w opracowaniu
Sztobryn M., Stigge H-J. i in. 2005. Wezbrania sztormowe wzdłuż południowego Bałtyku (zachodnia
i środkowa część) - seria Monografie IMGW.
Bird E. 2008. Coastal geomorphology: an introduction. John Wiley & Sons Ltd, West Sussex,
England
Instytut Morski (praca zbiorowa) Strategia ochrony brzegów morskich –synteza, 2002
Cygan B., Lubomirski K., Sztobryn M., Piekarski M., Kańska A., Kowalska B., Krzysztofik
K.,. Letkiewicz B., Mykita M., Stanisławczyk I., Kostrzębski L., Jóźwiak U.,
Zakrzewski B. Płonka J., 2006. Wyznaczenie granic obszarów bezpośredniego zagrożenia powodzią
w celu uzasadnionego odtworzenia terenów zalewowych - wodyo prawdopodobieństwie
występowania 0.5%, rzeka- Bauda, IMGW, Gdynia
Jednorał T., 2007. Dwukierunkowe przepływy wod i tworzenie się cofek w ujściach rzek do morza.
Inżynieria Morska i Geotechnika, nr 4/2007, str. 239-248
Kańska A., Krzysztofik K., Stanisławczyk I., Sztobryn M., Kowalska B., Letkiewicz B.,Mykita M.,
2006. Program prewencyjnego zapobiegania powodzi w dorzeczu Odry ze szczególnym
uwzględnieniem dorzecza Warty i Zalewu Szczecińskiego - Odra Region,IMGW Gdynia,
Sztobryn M., Kowalska B., Letkiewicz B. 2005. Maksymalne wysokie poziomy morza na Bałtyku w
zachodniej części polskiego wybrzeża, Polskie Towarzystwo Geofizyczne ,IMGW “Ekstremalne
zjawiska hydrologiczne i meteorologiczne”, Materiały konf., Warszawa
Samołyk M., 2009. Zmienność procesów morfogenetycznych na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin, I
Ogólnopolska Konferencja Geoekosysytem Wybrzeży Klifowych, Międzyzdroje,
Akty prawne
Rozporządzenie Rady Ministrów z dnia 29.04.2003r. sprawie określenia minimalnej i maksymalnej
szerokości pasa technicznego i ochronnego oraz sposobu wyznaczania ich granic.
Ustawa z dnia 21 marca 1991 r.o obszarach morskich Rzeczypospolitej Polskiej i administracji
morskiej, Dziennik Ustaw z 2003 r. nr 153 poz. 1502
6. Wykaz głównych wykonawców wraz z krótką informacją o rodzaju wykonywanych
prac,
mgr inż. Beata Kowalska
dr inż. Marzenna Sztobryn
mgr Monika Mykita
Koncepcja trybu prowadzenia badań, nadzór, analiza
aktów prawnych, identyfikacja potencjalnych zagrożeń od
strony morza, analiza danych dla obszaru pilotażowego
Identyfikacja zagrożeń powodziowych - zagrożenia
wezbraniami sztormowym,
Identyfikacja zagrożeń powodziowych -, inwentaryzacja
map, analiza możliwości pozyskania numerycznego
36
mgr inż. Beata Letkiewicz
modelu terenu dla obszaru pilotażowego
Identyfikacja zagrożeń powodziowych –ujścia rzek,
inwentaryzacja map, analiza map i modeli dla obszaru
pilotażowego
37
PODZADANIE 6.5.
Długookresowe zmiany struktury termohalinowej
Bałtyku jako czynnik stymulujący jego produktywność
1. Cel badań
Przedmiotem prac prowadzonych od stycznia 2009 r. do grudnia 2009 r. było przetworzenie
i analiza danych pomiarowych w celu wyznaczenia wskaźników statystycznych zmian struktury
termohalinowej wód polskiego sektora Morza Bałtyckiego.
2. Zakres wykonanych prac w okresie 01.01.2009-30.06.2009
Zgromadzono i przetwarzano dane pomiarowe z okresu 1902 do 2008 temperatury, zasolenia,
gęstości, stężenia tlenu (lub siarkowodoru) i nasycenia tlenem pochodzące ze źródeł IMGW), GIOŚ
oraz bazy danych ICES. Ze względu na zbyt dużą lukę w danych w latach wojennych ostatecznie do
analiz wybrano dane z okresu od roku 1950 do 2008. Następnie przeprowadzono analizę statystyczną
zmian warunków termohalinowych w kwadratach bałtyckich J04 i L03 oraz w rejonie Rynny
Słupskiej, w której obserwuje się nieokresowe procesy przepływu przydennych wód o dużym
zasoleniu istotne dla ustalania się warunków termohalinowych. Badano tendencje zmian temperatury
wody i zasolenia wody w warstwie przydennej. Badano także korelacje zmian temperatury wody ze
zmianami
zasolenia
w warstwie powierzchniowej. Wykonano analizę serii wartości ekstremalnych i średnich rocznych
(lub
sezonowych),
aby
sprawdzić
występowanie
okresowości
zmian
zasolenia
i temperatury.
W
następnej
kolejności
prowadzono
analizę
statystyczną
zmian
temperatury
i zasolenia wody dla trzech stacji brzegowych: Władysławowo, Mielno i Kołobrzeg – sąsiadujących
z kwadratami bałtyckimi, dla których wykonywano analizy w etapie I. i II.
Odrębnym zadaniem było przygotowywanie danych do modelu LITPACK w celu prowadzenia
analiz zmian linii brzegowej w wyniku zmian czynników klimatycznych. Na podstawie danych
batymetrycznych pozyskanych z Biura Hydrograficznego Marynarki Wojennej RP wyznaczono
profile batymetryczne w Zatoce Gdańskiej. Profile te będą wykorzystywane w następnym etapie do
wykonywania obliczeń związanych z modelowaniem prądów litoralnych i zmian transportu
rumowiska oraz oddziaływania falowania na brzeg.
38
3. Opis metodyki badań
Dla kwadratu bałtyckiego L03 (granice: 19º – 20º dł. geogr., 54,50º – 55º szer. geogr) oraz J04
wykonywano analizę regresji i korelacji dla danych z okresu od 1950 roku.
Wykonano analizy statystyczne trendu i wygładzania średnią ruchomą ciągów danych dla wybranych
stacji: P2, MRS1, P19, P3, M40, P12, P5 (z rejonu Rynny Słupskiej) i P40 i P140 (pd.-wsch. stok
Głębi Gotlandzkiej). Wykonano analizę serii czasowych z dopasowaniem trendu liniowego, a
następnie dopasowywano średnią kroczącą 9- i 11- letnią.
W trakcie analiz wykonywanych na potrzeby projektu wykonano dodatkowe analizy serii wartości
ekstremalnych i średnich rocznych (lub sezonowych) z pomiarów morskich, aby sprawdzić
występowanie ewentualnej okresowość zmian zasolenia i temperatury.
Przystępując do analizy danych ze stacji brzegowych sprawdzono zakres i częstość występowania
temperatury wody. Najniższa zmierzona wartość temperatury wody we wszystkich analizowanych
lokalizacjach wyniosła -0,6ºC. Najwyższa temperatura wynosiła 24,2ºC w Kołobrzegu, 23,1ºC w
Mielnie i 22,9º we Władysławowie.
Zasolenie wody zmieniało się w różnych zakresach na różnych stacjach. Najbardziej morski
charakter ma stacja we Władysławowie. Wartości zasolenia zawierały się w granicach
5,41-13,80 we Władysławowie, 3,75-10,74 w Mielnie oraz 3,94-11,22 w Kołobrzegu.
Analiza dopasowania tendencji liniowej zmian temperatury wody w całym okresie pomiarowym
wykazała nieznaczącą zmianę, pomimo nieco bardziej wyraźnych dla wybranych krótszych okresów
(tab. 1). Wyznaczono również równania tendencji wykładniczej dla analizowanych serii danych.
Tabela 1. Równania tendencji liniowej zmian temperatury wody
Stacja
Okres
1950-2008
1950-1995
1996-2008
1950-1980
1957-2008
1957-1995
1996-2008
Władysławowo
Kołobrzeg
Mielno
7.4843 + 3.9647E-5*x
7.8633 + 2.4983E-5*x
-8.2362 + 0.0005*x
Wyznaczono tendencje
8.9708 + 7.6047E-6*x
8.2932 + 3.0402E-5*x
9.1651 - 1.5384E-6*x
-9.3558 + 0.0005*x
zmian ekstremalnych
wartości
rocznych
dla temperatury wody
i zasolenia. Równania trendu liniowego zamieszczono w tabeli 2. Wyznaczono korelację temperatury
wody i zasolenia wody dla par danych ze stacji brzegowych. Wyniki analiz przedstawiono w
tabelach 3 (zasolenie wody) i 4 (temperatura wody).
39
temp. zasolenie
wody
Tabela. 2 Równania tendencji liniowych dla wartości ekstremalnych miesięcznych.
Stacja
Władysławowo
Mielno
Kołobrzeg
Maksimum miesięczne
51.515 - 0.0218*x
-4.5855 + 0.0069*x
79.3566 - 0.0358*x
Minimum miesięczne
23.6594 - 0.0086*x
51.4036 - 0.0234*x
144.8733 - 0.0713*x
Władysławowo
Kołobrzeg
-7.7782 + 0.0141*x
33.4169 - 0.0063*x
-12.4848 + 0.0062*x
-12.9154 + 0.0066*x
Tabela. 3. Współczynnik korelacji (na poziomie istotności p=0, 95) maksymalnych, średnich
i minimalnych wartości średniego zasolenia pomiędzy różnymi lokalizacjami
Współczynnik
korelacji
0,41
0,37
0,63
0,56
0,50
0,87
0,31
0,16
0,64
Min
śr
Maks
Stacje
Władysławowo – Mielno
Władysławowo – Kołobrzeg
Mielno – Kołobrzeg
Władysławowo – Mielno
Władysławowo – Kołobrzeg
Mielno – Kołobrzeg
Władysławowo – Mielno
Władysławowo – Kołobrzeg
Mielno – Kołobrzeg
Tabela. 4. Współczynnik korelacji (na poziomie istotności p=0,95) maksymalnych, średnich
i minimalnych wartości miesięcznej temperatury wody pomiędzy różnymi lokalizacjami
Współczynnik
korelacji
-0,15
0,99
0,97
Stacje
maks Władysławowo – Kołobrzeg
śr
Władysławowo – Kołobrzeg
min Władysławowo – Kołobrzeg
4. Charakterystyka osiągniętych wyników
Na podstawie literatury ustalono, że jakkolwiek roczne zmiany zasobów ryb zależą od zmian
ogólnych warunków termohalinowych w morzu, to jednocześnie okresowe zmiany czynników
anemobarycznych,
z
którymi
związane
jest
np.
występowanie
upwellingu
w zasadniczym stopniu może wpływać na obfitość zasobów w strefie przybrzeżnej morza.
W zależności od dostępnych danych na temat połowów w strefie przybrzeżnej, w kolejnym etapie
pracy będzie można uwzględnić w pracy również ten aspekt.
40
Wstępna analiza wyników pomiarów w kwadratach i wybranym rejonie pokazuje istnienie
wyraźnego trendu zmian w ciągu ostatnich sześćdziesięciu lat oraz występowanie wyraźnej
okresowości zmian. Przybliżony okres zmian okresowych wynosi około 11- 14 lat.
W warstwie powierzchniowej występuje stopniowy spadek zasolenia podczas gdy brak jest
wyraźnego trendu zmian temperatury wody. Jednakże widoczna jest istotna korelacja na poziomie
0,37 pomiędzy zmianami temperatury wody i zasolenia w warstwie powierzchniowej, gdzie
wzrostowi temperatury towarzyszy spadek zasolenia. Z kolei w warstwie naddennej słabemu
trendowi wzrostu zasolenia towarzyszy spadek temperatury wody. Jest wielce prawdopodobne, że
proces ten wpływa w zasadniczy sposób na spadek populacji dorsza, gdyż dla właściwego procesu
reprodukcji niezbędnej jest występowanie określonej temperatury wody przy określonej gęstości
wód w warstwie pośredniej.
Analiza tendencji liniowej temperatury wody mierzonej na stacjach brzegowych wykazała
nieznaczną tendencję wzrostową temperatury na każdej ze stacji. Analiza tendencji wykładniczej
pokazała wzrost temperatury wody na stacjach we Władysławowie i Kołobrzegu oraz spadek w
Mielnie (może być ona spowodowana krótszym okresem pomiarowym w stosunku do
Władysławowa i Kołobrzegu).
Analiza tendencji liniowej przebiegu zasolenia wykazuje raczej spadek zasolenia na stacjach
brzegowych (okresy 1950-2008 i 1950-1995 we Władysławowie, 1957-1971 w Kołobrzegu) niż jego
wzrost (okresy 1996-2008 we Władysławowie i 1950-1980 w Mielnie). Wzrost zasolenia wody na
stacji we Władysławowie w okresie 1996-2008 można tłumaczyć reakcją na zwiększenie
częstotliwości wlewów słonych wód z Morza Północnego od roku 1993 po okresie stagnacji 19761992 (niektórzy badacze podają 1985-1992).
Wyznaczenie trendu liniowego (istotność 0,95) zmian ekstremalnych wartości rocznych pokazało
tendencję wzrostową zasolenia maksymalnego w Mielnie oraz tendencje spadkowe we
Władysławowie i Kołobrzegu i tendencję spadkową zasolenia dla minimów miesięcznych. Analiza
ekstremów temperatury wody pokazała tendencję spadkową maksymalnej temperatury miesięcznej i
wzrost minimalnej temperatury miesięcznej w Kołobrzegu oraz tendencję spadkową ekstremów na
stacji we Władysławowie.
Analiza korelacji wartości miesięcznych ekstremalnych oraz średnich pokazała istotne korelacje dla
temperatury wody i zasolenia dla sąsiadujących stacji (tab. 3 i tab. 4) oraz . Mielno i Władysławowo
są położone poza bezpośrednim wpływem wód rzecznych, Kołobrzeg natomiast pozostaje pod
wpływem wód rzeki Parsęty.
41
5. Wykaz głównych wykonawców wraz z krótką informacją o rodzaju wykonanych prac
Mgr Włodzimierz Krzymiński
Nadzór merytoryczny nad realizacją prac, wykonywanie
obliczeń i analiz statystycznych, opracowywanie koncepcji
realizacji zadania.
Mgr Magdalena Kamińska
Wykonywanie obliczeń i analiz statystycznych,
przygotowywanie materiałów roboczych do opracowań i
sprawozdań. Wypełnianie formularzy karty czasu pracy.
Przygotowywanie zamówień i śledzenie realizacji.
42
Wpływ zmian klimatycznych na strukturę przestrzenną
i czasową zakwitu glonów
PODZADANIE 6.6.
1. Cel badań
Celem
realizowanego
zadania
jest
analiza
zagadnienia
występowania
zakwitów
fitoplanktonowych w polskiej strefie przybrzeżnej oraz w strefie pełnomorskiej Morza Bałtyckiego,
określenie powiązań pomiędzy zmianami występującymi w populacji planktonu a parametrami
abiotycznymi środowiska morskiego, w tym parametrami klimatycznymi, a także próba
prognozowania występowania zakwitów na podstawie wykrytych zależności w modelu
ekologicznym.
2. Zakres wykonywanych prac
1. Badanie zmian zawartości chlorofilu-a
Zakres prac w badaniach zmian zawartości chlorofilu-a obejmował w okresie sprawozdawczym
następujące zagadnienia:
- przygotowanie cyfrowych zbiorów danych z bazy danych oceanograficznych dla parametrów
fizyko-chemicznych,
substancji biogennych według zasobów danych chlorofilu-a; obróbka
danych do dalszych obliczeń statystycznych i analizy zależności korelacyjnych;
- próba określenia częstotliwości zakwitów metodą statystyczną w podziale sezonowym: wiosna –
lato.
2. Badanie zmian fitoplanktonu
Zakres prac w badaniach zmian fitoplanktonu obejmował w okresie sprawozdawczym następujące
zagadnienia:
- weryfikację zbiorów pomiarowych fitoplanktonu z lat 1999-2006 w zakresie poprawności
nazewnictwa gatunków oraz obliczeń bioobjętości i biomasy w przeliczeniu na węgiel,
- wprowadzenie zweryfikowanych zbiorów do bazy danych,
- przygotowanie cyfrowych zbiorów danych fitoplanktonowych dla określonych zagregowa- nych
wskaźników,
- wstępną analizę zmienności czasowej wyznaczonych wskaźników fitoplanktonowych.
3. Analiza korelacyjna wskaźników biologicznych z czynnikami presji
Przygotowano kompleksowe zbiory danych cyfrowych fizyko-chemicznych i fitoplanktonu
(w podziale na poszczególne wskaźniki) do analizy korelacyjnej. Badano zależności korelacyjne
między wskaźnikami produktywności: stężeniem chlorofilu-a, całkowitą biomasą fitoplanktonu w
miesiącach
letnich
oraz
biomasą
poszczególnych
grup
(Oscillatoriales,
Chlorophyceae,
43
Chrysophyceae, Cyanophyceae), a także gatunków (Aphanizomenon flos aquae, Nodularia
spumigena) w obszarach przybrzeżnych Zatoki Gdańskiej, w Zalewie Wiślanym oraz w strefie
płytkowodnej środkowego wybrzeża i w rejonie pełnomorskim a (i) czynnikami charakteryzującymi
środowisko morskie; fizycznymi – temperatura wody morskiej i zasolenie oraz chemicznymi
(stężenia substancji biogennych: rozpuszczonych fosforanów, fosforu ogólnego, azotu mineralnego
(NO3+NO2+NH4), azotu ogólnego i krzemianów), a także (ii) ładunkami substancji biogennych
spływającymi do morza z wodami Wisły i Odry.
4. Analiza czynnikowa
Przeprowadzono wstępną analizę czynnikową (PCA) zależności wskaźników produktywności
od czynników presji dla wybranych obszarów Zatoki Gdańskiej.
4. Charakterystyka osiągniętych wyników - Prace wykonane w okresie sprawozdawczym oraz
ich zgodność z przyjętym harmonogramem rzeczowo-finansowym
1. Badanie zmian zawartości chlorofilu-a
Badanie zmienności stężeń chlorofilu-a prowadzono na danych ze stacji monitoringowych
położonych w Zatoce Gdańskiej (KO, ZP6 – stacje wysokiej częstotliwości), strefie płytkowodnej
środkowego wybrzeża (Ł7, P16), w strefie otwartego morza (P1, P140) i w Zalewach (KW – Zalew
Wiślany, O6 – Zalew Szczeciński).
Rozkład częstości stężeń chlorofilu-a na stacji wysokiej częstotliwości w miesiącach
wiosennych (II-V) zilustrowano na rys.1.
KO
II-V
6
Częstość występowania
5
4
3
2
1
<0
;0
<0 .5)
.5
<1 ;1)
;1
<1 .5)
.5
<2 ;2)
;2
<2 .5)
.5
<3 ;3)
;3
<3 .5)
.5
<4 ;4)
;4
<4 .5)
.5
<5 ;5)
;5
<5 .5)
.5
<6 ;6)
;6
<6 .5)
.5
<7 ;7)
;7
<7 .5)
.5
<8 ;8)
;8
<8 .5)
.5
<9 ;9)
;
<9 9.5
. )
<1 5;1
0; 0)
<1 10.
0. 5)
<1 5;1
1; 1)
<1 11.
1. 5)
<1 5;1
2; 2)
<1 12.
2. 5)
<1 5;1
3; 3)
<1 13.
3. 5)
<1 5;1
4; 4)
<1 14.
4. 5)
<1 5;1
5; 5)
<1 15.
5. 5)
<1 5;1
6; 6)
<1 16.
6. 5)
<1 5;1
7; 7)
<1 17.
7. 5)
5;
18
)
0
Chlorofil-a (mg m-3)
Rys.1 Rozkład częstości stężeń chlorofilu-a
w miesiącach wiosennych (II-V) w klasach
co 0,5 mg m-3 na stacji wysokiej
częstotliwości badań monitoringowych
(12/rok) w Zatoce Gdańskiej (1999-2006)
Rozkłady częstości stężeń chlorofilu-a w miesiącach wiosennych (II-V) na stacjach wysokiej
częstotliwości mają charakter bardzo zbliżony do rozkładów normalnych i można na ich podstawie
podjąć próbę wyznaczenia częstotliwości zakwitów fitoplanktonu.
Rozkłady częstości stężeń chlorofilu-a na stacjach pełnomorskich wykazywały charakter
odbiegający w sposób zdecydowany od rozkładu normalnego, co oznacza, że dane pomiarowe nie
pokrywają pełnego spektrum stężeń występujących w środowisku. Zatem wyznaczone dla tych
44
obszarów wartości częstotliwości zakwitów należy traktować jako obarczone poważnym błędem
(przybliżone).
Podobnie jak dla strefy płytkowodnej środkowego wybrzeża, rozdzielczość pomiarów
monitoringowych w Zalewie Wiślanym okazała się niewystarczająca dla dokonania analizy
częstotliwości zakwitów fitoplanktonu wiosną.
Analogiczne badanie wykonano dla sezonu letniego. W odniesieniu do sezonu letniego,
uzyskane wyniki wskazały na wyższą częstotliwość zakwitów w osłoniętym Zalewie Puckim,
niezależnie od przyjętego poziomu predykcji (97,5; 95 czy 90 percentyl) niż w akwenach o większej
ekspozycji. Dla obu obszarów pełnomorskich wartości częstotliwości zakwitów są bardzo zbliżone.
Dla porównania, średnia częstotliwość zakwitów w wodach duńskich wyznaczona metodą
statystyczną wyniosła 8,7% (97,5 percentyl).
2. Badanie zmian fitoplanktonu
Udział poszczególnych grup w całkowitej biomasie fitoplanktonu w lecie zmienia się w
szerokich granicach zależnie od akwenu oraz roku badań. Ogólnie najmniejszy udział stwierdzono w
przypadku Oscillatoriales. Grupa ta stanowi w letnim fitoplanktonie niewielki ułamek lub nie
pojawia się w ogóle. Oscillatoriales tworzą znaczącą biomasę jedynie w fitoplanktonie Zalewu
Wiślanego. Natomiast pozostałe analizowane grupy Chlorophyceae, Chrysophyceae i Cyanophyceae
mają istotny udział w biomasie
letniego fitoplanktonu. Ponadto, grupy te wykazują na ogół
tendencję wzrostu biomasy w badanym okresie (2002-2008). Stwierdzono występowanie szeregu
masowych zakwitów tworzonych przez te grupy w różnych regionach polskiej strefy Bałtyku
(Tab.1).
Tabela 1
Przykłady zakwitów dominujących grup fitoplanktonu na stacjach w polskiej strefie Bałtyku
Stacja/region
KO – Zatoka Gdańska
Ł7
–
środkowe
wybrzeże
P1 – Głębia Gdańska
Data
29.08.2003
06.06.2005
08.08.2006
09.06.2008
05.06.2002
P140 – płd.-wsch. 26.09.2004
Basen Gotlandzki
06.08.2007
KW – Zalew Wiślany
25.06.2002
26.09.2006
Grupa
Chrysophyceae
Chlorophyceae
Cyanophyceae
Chlorophyceae
Cyanophyceae
Chrysophyceae
Cyanophyceae
Chlorophyceae
Cyanophyceae
Biomasa
[mm3 m-3]
22 337,81
556,20
588,69
374,81
4 553,94
2 034,20
9 741,30
10 331,23
51 416,66
% całkowitej
biomasy
98,4
36,5
41,1
27,6
86,2
88,8
95,4
17,1
88,2
Zmienność wskaźników fitoplanktonu przedstawiono na przykładach biomasy sinic
(Cyanophyceae) i całkowitej biomasy fitoplanktonu zmierzonych w miesiącach letnich (VI-IX) na
stacji monitoringowej w Zatoce Gdańskiej (Rys.2 i 3).
45
Całkowita biomasa (VI-IX)
1600
1400
1200
1000
800
600
400
200
0
[mm3 m-3]
5000
4000
3000
2000
1000
data
Rys.2
Zmiany średniej biomasy sinic
(Cyanophyceae) w miesiącach letnich (VI-IX)
na stacji KO w Zatoce Gdańskiej w latach
2002-2006
02
.0
6.
26
02
.0
7.
16
02
.0
8.
28
03
.0
8.
29
04
.0
7.
01
04
.0
8.
12
04
.0
9.
23
05
.0
6.
10
05
.0
7.
19
05
.0
8.
23
06
.0
8.
07
06
.0
9.
28
0
02
.0
6.
26
02
.0
7.
16
02
.0
8.
28
03
.0
8.
29
04
.0
7.
01
04
.0
8.
12
04
.0
9.
23
05
.0
6.
10
05
.0
7.
19
05
.0
8.
23
06
.0
8.
07
06
.0
9.
28
Biomasa [mm3 m-3]
Cyanophyceae
data
Rys.3 Zmiany średniej całkowitej biomasy
fitoplanktonu w miesiącach letnich (VI-IX) na
stacji KO w Zatoce Gdańskiej w latach 20022006
W badanym przedziale czasu stwierdzono ujemny kierunek zmian całkowitej biomasy
fitoplanktonu na stacji ZP6 w Zalewie Puckim, co potwierdza wzrastająca (R=+0,34, n=59, p<0,076)
przezroczystość wody w tym akwenie. Istotne statystycznie, ujemne współczynniki regresji
względem czasu znaleziono także w przypadku biomasy sinic (Cyanophyceae) na tej stacji oraz w
wodach Zatoki Gdańskiej (st. KO). Natomiast w wodach Zalewu Wiślanego biomasa sinic w lecie
wykazuje znaczący trend dodatni.
3. Analiza korelacyjna wskaźników biologicznych z czynnikami presji
Stwierdzono istnienie silnych, statystycznie istotnych zależności funkcyjnych między
wskaźnikami produktywności, jak stężenie chlorofilu-a, całkowita biomasa fitoplanktonu lub
biomasa wyszczególnionych grup/gatunków fitoplanktonu a czynnikami presji; przykłady
wyznaczonych istotnych statystycznie współczynników regresji zamieszczono na rys.4.
Badano także inne zależności między wskaźnikami drugorzędowych efektów (ang. –
secondary effects) eutrofizacji (przezroczystość wody i stężenie tlenu przy dnie) i czynnikami presji.
Uzyskano szereg istotnych statystycznie korelacji, które tutaj zilustrowano przykładami zależności
natlenienia warstwy przydennej od stężeń chlorofilu-a (Rys.5) i zależności przezroczystości wody od
stężeń chlorofilu-a (Rys.6).
46
18
13
16
12
14
11
O2_dno = 8.8899-0.0234*x; 0.95 Prz.Ufn.
R = -0,42; p<0,000; n = 44
12
-3
dm
3
10
9
8
8
6
2 O dnie [cm
przy
Chlorofil-a [mg m-3]
]
10
4
2
CHl-a = 3.1181+0.1565*x; 0.95 Prz.Ufn.
0
7
6
5
R = 0,29; p<0,0061; n = 47
4
-2
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
22
24
26
28
0
20
40
60
80
100
120
140
Chlorofil-a [m g m -3]
SiO4 [mmol m -3]
Rys.4
Zależność
między
stężeniami
chlorofilu-a i stężeniami rozpuszczonych
krzemianów w wodach Zalewu Puckiego
(dane z lat 1999-2008)
Rys.5 Zależność stężenia tlenu w warstwie
przydennej od stężeń chlorofilu-a (w rozbiciu
całorocznym) w obszarze Zalewu Wiślanego
(dane z lat 1999-2008)
22
Secchi = 11.4707-0.7794*x; 0.95 Prz.Ufn.
20
R = -0,39; p<0,000; n = 72
18
16
14
12
Secchi [m]
10
8
6
4
2
-1
0
1
2
3
4
5
6
7
8
Chlorofil-a [m g m -3]
Rys.6 Zależność przezroczystości wody
morskiej (widzialności krążka Secchi’ego) od
stężenia chlorofilu-a w obrębie płd.-wsch.
Basenu Gotlandzkiego (strefa pełnomorska)
(dane z lat 1990-2008)
4. Analiza czynnikowa
Wstępne wyniki analizy przedstawiono na rys.7 i 8. Badanie zależności stężeń chlorofilu-a od
czynników fizyko-chemicznych w strefie przybrzeżnej Zatoki Gdańskiej, rejon Klifu Orłowskiego
(Rys.7), wykazało silne skorelowanie dodatnie z temperaturą wody oraz stężeniami związków
fosforu i krzemianami, natomiast odwrotną proporcjonalność w stosunku do zasolenia, zasobności
wody w azot mineralny, przezroczystości wody i natlenienia wody nad dnem – analogicznie do
analizy korelacyjnej. Wyniki te potwierdzają fakt limitowania produkcji pierwotnej w wodach Zatoki
Gdańskiej przez fosfor. Przy tym pierwsza oś objaśnia 36,6% zmienności parametrów, a druga 24,5%, co oznacza, że >30% zmienności w tym akwenie wynika z wpływu czynników, które nie
zostały ujęte w analizie.
W badaniu zależności stężeń chlorofilu-a mierzonych w tym rejonie Zatoki Gdańskiej od
ładunków substancji biogennych spływających Wisłą (Rys.8) wykazano silną zależność produkcji
pierwotnej od dostawy substancji odżywczych – pierwsza oś wyjaśnia >80% zmienności.
47
Projekcja zmiennych na płaszczyznę czynników
( 1 x 2)
Projekcja zmiennych na płaszczyznę czynników
Zmienne aktywne i dodatkowe
Zmienne aktywne i dodatkowe
*Zmienne dodatkowe
*Zmienne dodatkowe
1.0
( 1 x 2)
1.0
ladunek P PO4 [umol/s]
0.5
tw
zas
Czynn. 2 : 11.65%
Czynn. 2 : 24.52%
0.5
seci
po4
0.0
Sio4
*Chl_a
totP
tlen_dno
totN
-0.5
0.0
ladunek N tot [umol/s]
ladunek N NO3 [umol/s]
*Chl_a
ladunek Ptot [umol/s]
-0.5
TOxN
Nin
-1.0
-1.0
-1.0
-0.5
0.0
0.5
1.0
Czynn. 1 : 36.64%
Aktywn.
Dodatk.
-1.0
-0.5
0.0
0.5
1.0
Aktywn.
Dodatk.
Czynn. 1 : 81.17%
Rys.7 Badanie zależności stężeń chlorofilu-a od Rys.8 Badanie zależności stężeń chlorofilu-a od
czynników fizyko-chemicznych; stacja KO ładunków substancji biogennych spływających
(Zatoka Gdańska – zewnętrzna Zatoka Pucka)
Wisłą; stacja KO (Zatoka Gdańska – zewnętrzna
Zatoka Pucka)
5. Wykaz głównych wykonawców wraz z krótką informacją o rodzaju wykonanych prac
Dr Elżbieta Łysiak-Pastuszak
Mgr Zdzisława Piątkowska
Mgr Wojciech Kraśniewski
Mgr Łukasz Lewandowski
koordynator prac w zad.6.6; nadzór nad merytorycznym zakresem
prac i zgodnością z harmonogramem; przygotowywanie
sprawozdań; udział w merytorycznym opracowaniu wyników
przygotowanie danych z bazy danych w zakresie soli odżywczych,
stężeń chlorofilu-a, przezroczystości i natlenienia oraz
wskaźników biologicznych do analiz statystycznych (obliczenia
średnich w warstwach, uśrednianie w obszarach morskich, średnie
sezonowe i roczne); udział w opracowaniu wyników (rysunki)
weryfikacja zbiorów pomiarowych fitoplanktonu z lat 1999-2006
w zakresie poprawności nazewnictwa gatunków oraz obliczeń
bioobjętości; wprowadzenie zweryfikowanych zbiorów do bazy
danych,
przygotowanie
cyfrowych
zbiorów
danych
fitoplanktonowych dla określonych zagregowanych wskaźników;
udział w opracowaniu wyników fitoplanktonu (poster)
badanie częstotliwości zakwitów fitoplanktonu na podstawie
stężeń chlorofilu-a; badanie zmienności czasowej stężeń
chlorofilu-a i wskaźników fitoplanktonowych; badanie zależności
między parametrami fizyko-chemicznymi i wskaźnikami
biologicznymi; merytoryczne opracowanie wyników
48