Tekst / Artykuł

Jan DEGIRMENDŽIĆ
Katedra Geografii Fizycznej UŁ
ROZKŁAD PRZESTRZENNY KWADRANTÓW JET STREAK
W GÓRNEJ TROPOSFERZE W OKRESACH DODATNIEJ
ORAZ UJEMNEJ FAZY NAO
THE SPATIAL DISTRIBUTION OF JET STREAK QUADRANTS
IN THE UPPER TROPOSPHERE DURING THE POSITIVE
AND NEGATIVE NAO PHASE
Dotychczasowe badania dotyczące mechanizmów Oscylacji Północnoatlantyckiej, mimo że są wyjątkowo liczne i uwzględniają bardzo szeroki zakres czynników
potencjalnie determinujących zmienność NAO, to jednak nie prezentują konsensusu w kwestii genezy tejże oscylacji (Marsz, 2008; Bachmann, 2007). Wciąż nie
jest jasne, czy NAO jest przejawem oddziaływania jedynie procesów atmosferycznych czy też jest wynikiem interakcji między atmosferą a oceanem. Nie wiadomo
także, jakie główne mechanizmy są odpowiedzialne za międzyroczne zmiany
indeksu NAO (Hurrel i in., 2006). Pełniejszą charakterystykę czynników generujących zmienność NAO czytelnik znajdzie m.in. w pracach H u r r e l l a i in. (2006),
R o d w e l l a i in. (1999) oraz M a r s z a (2008).
Niniejszy artykuł stanowi przyczynek do określenia roli dynamiki górnej troposfery w kształtowaniu zmienności Oscylacji Północnoatlantyckiej. Jest to zadanie zbieżne w swej idei z celem realizowanym przez Marsza (2008), który wiąże
występowanie fazy NAO+ z określonym układem fali w środkowej troposferze,
natomiast pojawienie się ujemnej fazy NAO uzasadnia zanikiem tego układu
fali. Analiza A. Marsza sugeruje, że kształt fali długiej nad wschodnim Atlantykiem w okresie występowania makroformy cyrkulacji W (wg Wangengeima-Girsa)
sprzyja intensyfikacji Niżu Islandzkiego oraz Wyżu Azorskiego. Kształt fali (jej
Prz. Geof. LVI, 3-4 (2011)
150
J. Degirmendžić
krzywizna) jest jednym z dwóch głównych czynników, które modyfikują rozkład
adwekcji wirowości (Beebe, Bates, 1955) — parametru wykorzystywanego do delimitacji stref, w obrębie których czynniki dynamiczne (m.in. górna dywergencja)
sprzyjają rozwojowi dolnych układów niskiego lub wysokiego ciśnienia1. Drugim
czynnikiem są układy tzw. jet streak, czyli mezoskalowe maksima prędkości wiatru
osadzone w strefie rdzenia prądu strumieniowego. W tym kontekście charakterystykę rozmieszczenia obszarów dywergencji związanych z układami jet streak
można traktować jako dopełnienie analizy prezentowanej przez Marsza (2008).
Cel pracy
Zadaniem realizowanym w pracy jest określenie przestrzennego rozkładu częstości dywergentnych (LF, RR) oraz konwergentnych (LR, RF) kwadrantów jet
streak w górnej troposferze (rys. 1) w sektorze euroatlantyckim, z podziałem na
ujemną i dodatnią fazę NAO. Skonstruowano także pola różnic częstości kwadrantów dywergentnych i konwergentnych. Wymienione różnice stanowią miarę
proporcjonalną do wielkości wsparcia górnotroposferycznego dla rozwoju dolnych
układów niskiego ciśnienia (ujemna wartość różnicy wskazuje, że sygnał górnotroposferyczny sprzyja dolnej antycyklogenezie). Różnice częstości oznaczono
symbolami [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO+ dla dodatniej fazy NAO oraz [(LF +
RR) − (LR + RF)]NAO− dla ujemnej fazy NAO. Dodatnie wartości informują
Rys. 1. Model 4QM (Four Quadrants Model) quasi-prostoliniowego jet streak. K – obszar konwergencji, D - obszar dywergencji, dłuższa strzałka określa kierunek prądu strumieniowego, krótsze to
składowe ageostroficzne wiatru. LF, LR, RR oraz RF oznaczają kwadranty jet streak
Fig. 1. 4QM model of quasi-linear jet streak. K – convergence region, D – divergence region, long
arrow indicates the direction of jet stream flow, short arrows show ageostrophic wind vectors. LF,
LR, RR and RF denote quadrants of the jet streak
Według Serreze (1995) maksima dodatniej adwekcji wirowości (PVA) w środkowej troposferze
są związane zwykle ze strefami górnej dywergencji i wskazują na obszary, pod którymi powinny
rozwijać się aktywne niże lub powinny być obserwowane wyraźne spadki ciśnienia.
1
Rozkład przestrzenny kwadrantów jet streak w górnej troposferze
151
o przewadze frekwencji sektorów dywergentnych, ujemne o przewadze sektorów
konwergentnych. Sporządzono także mapę przedstawiającą różnice między [(LF +
RR) − (LR + RF)]NAO+ oraz [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO−, które informują
o zmianach różnic frekwencji kwadrantów dywergentnych i konwergentnych zachodzących w trakcie zmiany fazy NAO− do NAO+.
Na podstawie opisanych wyżej rozkładów przestrzennych sformułowano odpowiedzi na następujące pytania:
1. Czy rozkład przestrzenny frekwencji kwadrantów jet streak w danej fazie
NAO sprzyja utrwaleniu dolnego pola ciśnienia związanego z tą fazą oscylacji?
2. Czy zmiany rozkładu przestrzennego częstości kwadrantów jet streak zachodzące w trakcie zmiany fazy NAO− do NAO+ sprzyjają intensyfikacji Niżu Islandzkiego i Wyżu Azorskiego, która jest symptomem rozwoju dodatniej fazy NAO?
Dane i metody badawcze
Do analizy wykorzystano składowe strefowe i południkowe wiatru (u, v)
w węzłach siatki 2,5° × 2,5° z powierzchni izobarycznej 300 hPa. Pola wiatru
obejmują 50-lecie 1958-2007 z rozdzielczością czasową 4 × dobę (00, 06, 12
i 18 UTC). Analizę ograniczono do zimy (XII-II). Badany obszar zawiera się w granicach: 30-85°N oraz 70°W-50°E, czyli pokrywa kontynent Europy oraz północny
Atlantyk. Dane o wietrze zaczerpnięto z Reanaliz NCEP-NCAR (Kalnay i in., 1996).
Dobowe wartości indeksu NAO zaczerpnięto ze strony NOAA CPC (ftp://ftp.
cpc.ncep.noaa.gov/cwlinks/). Indeks ten stanowi serię czasową stowarzyszoną
z pierwszym wektorem własnym opisującym zmiany pola SLP nad Atlantykiem.
Wykorzystano serię NAO z lat 1958-2007. Założono, że znak indeksu nie zmienia
się we wszystkich czterech terminach pomiarowych (00, 06, 12 i 18 UTC) i pozostaje taki sam jak znak indeksu NAO z danego dnia.
Pierwszym etapem obliczeń było określenie pozycji jet streak w terminowych
polach wiatru, tzn. wyznaczenie współrzędnych geograficznych ich środków oraz
określenie wektorów wiatru w centrach jet streak. Procedura detekcji jet streak
w polu wiatru została opisana przez D e g i r m e n d ž i c i a (2006). Algorytm lokalizujący jet streak porównuje prędkość w każdym węźle siatki znajdującym się na
badanym obszarze (nazwano go punktem C – centralnym) z wartościami z sąsiadujących 24 punktów węzłowych (rys. 2). Punkt C klasyfikowany jest jako środek
jet streak, jeżeli spełnione są następujące warunki:
1) prędkość w punkcie C jest większa od wartości progowej,
2) w punktach 1-8, które bezpośrednio sąsiadują z punktem C, prędkość przewyższa 30 ms-1,
3) prędkość wiatru w punkcie C przewyższa wartości z wszystkich 24 otaczających punktów.
152
J. Degirmendžić
Rys. 2. Rozmieszczenie punktów węzłowych wykorzystanych do automatycznej detekcji jet streak
w polu wiatru. C – punkt centralny jet streak. Punkty 1-24 – zob. objaśnienia w tekście. Mapę konturową podano tylko w celu zobrazowania skali przestrzennej
Fig. 2. Location of nodal points used for the automatic detection of the jet streak in wind field. C –
the central point of the jet streak. 1-24 points – see explanation in the text. The map background
provides a scale only and implies nothing about the geographic distribution of the jet streaks
Wartość progowa prędkości wiatru wynosi 50 ms-1. W rezultacie klasyfikowane
są jedynie silne jet streak, które, jak wskazuje praktyka synoptyczna oraz badania
naukowe, mogą istotnie wpływać na dynamikę układów niżowych (Uccellini,
Kocin, 1987; Achtor, Horn, 1986). Rezultaty automatycznej detekcji jet streak
porównano z wizualną analizą pól wiatru – określono liczbę wyróżnionych mezoskalowych maksimów wiatru oraz ich położenie. Obydwa parametry wyznaczone
przez algorytm są zgodne z analogicznymi parametrami określonymi w trakcie
wizualnej oceny pól wiatru (Degirmendžić, 2006). Wyróżnione jet streak (ich pozycja oraz składowe wiatru w centrum) zostały zarchiwizowane w bazie danych.
Następnie wyznaczono środki kwadrantów każdego układu jet streak, tzn. określono współrzędne geograficzne tych punktów. Pojęcie środek występuje w znaczeniu punktu, w sąsiedztwie którego (pod którym w dolnej troposferze) rozwija się
zwiększona aktywność cyklonalna (w przypadku kwadrantów LF i RR) oraz aktywność antycyklonalna (w przypadku kwadrantów LR i RF). Dalej w tekście, dla
uproszczenia, używa się pojęcia pozycja/usytuowanie kwadranta, mając na myśli
pozycję środka kwadranta.
Rozkład przestrzenny kwadrantów jet streak w górnej troposferze
153
W celu określenia pozycji kwadrantów jet streak wykorzystano poniższą procedurę. Po pierwsze, obliczono kąt wiatru w centrum jet streak (αw) zgodnie z formułą:
gdzie u i v są odpowiednio strefową i południkową składową wiatru w centrum
jet streak. Kąt αw zawiera się w przedziale od 0° do 360° i jest mierzony od kierunku
N zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Następnie wyznaczono kierunki w sektorach dywergentnych jet streak (LF i RR), które dzielą przedziały kątowe skupiające najwięcej układów niżowych (przedziały modalne częstości niżów) na połowę.
Informacje o przedziałach modalnych frekwencji niżów w sektorach jet streak
zaczerpnięto z pracy D e g i r m e n d ž i c i a (2011). Przedziałem modalnym w kwadrancie LF, tzn. zakresem kątowym, w granicach którego koncentruje się najwięcej niżów w porównaniu z innymi zakresami, jest przedział 45-60°. Linia, która
dzieli ten zakres na połowę, jest zorientowana pod kątem 52,5° względem wektora
wiatru w centrum jet streak – kąt ten jest liczony od wektora wiatru przeciwnie
do ruchu wskazówek zegara. Stosując poniższy wzór, obliczono początkowy kąt
ortodromy (θLF) łączącej środek jet streak ze środkiem kwadranta LF:
θLF oraz kąty odpowiadające kolejnym sektorom (θRR, θLR, θRF) są liczone od kierunku
północnego zgodnie z (0-180°) oraz przeciwnie do ruchu wskazówek zegara (od
0 do −180°). Analogiczny algorytm zastosowano do pozostałych kwadrantów,
zmieniając jedynie wartość kąta, który jest odejmowany/dodawany od/do αw.
W przypadku sektora RR przedział, który skupia najwięcej niżów, sytuuje się
w zakresie 195-210° (Degirmendžić, 2011). Linia dzieląca ten zakres na połowę
jest nachylona pod kątem 202,5° do wektora wiatru o początku w centrum jet
streak. W rezultacie formuła wyznaczająca kąt początkowy ortodromy (θRR łączącej
centrum jet streak ze środkiem sektora RR) prezentuje się następująco:
W przypadku sektorów konwergentnych (LR i RF) kąty początkowe ortodromy
wyznaczają przebieg linii dzielącej dany kwadrant na połowę – kwadrant LR (90180°) dzieli linia nachylona pod kątem 135°, a kwadrant RF (270-360°) linia
nachylona pod kątem 315° do wektora wiatru o początku w centrum jet streak.
W związku z taką procedurą wyznaczone środki kwadrantów konwergentnych
mają charakter geometryczny, ale biorąc pod uwagę symetrię rozmieszczenia stref
dywergencji i konwergencji w sąsiedztwie jet streak (Ziv, Paldor, 1999), można
przypuszczać, że w pobliżu tak wyróżnionych środków rozwijają się strefy sil-
154
J. Degirmendžić
nej konwergencji, które powinny sprzyjać dolnej antycyklogenezie. Można więc
założyć, że wyróżnione środki LR oraz RF wskazują na obszary o podwyższonym potencjale antycyklogenetycznym. Formuły, według których liczone są kąty
początkowe ortodromy dla sektorów konwergentnych (θLR, θRF), przedstawiają się
następująco:
W kolejnym kroku prowadzącym do wyznaczenia środków sektorów jet streak
wykorzystano informację o tym, jak daleko od centrum jet streak najczęściej sytuują się niże. Najwięcej układów niżowych obserwuje się w zakresie odległości
800-900 km od centrum jet streak (Degirmendžić, 2011), dlatego odległość 850
km przyjęto jako długość ortodromy łączącej centrum jet streak ze środkiem sektorów jet streak. Dysponując współrzędnymi punktu początkowego ortodromy (tzn.
współrzędnymi centrum jet streak), kątem początkowym ortodromy, długością
ortodromy, obliczono współrzędne geograficzne końcowych punktów ortodromy,
czyli środków kwadrantów jet streak według wzorów:
gdzie: φq oraz λq są odpowiednio szerokością i długością geograficzną środków
kwadrantów, φjs i λjs stanowią szerokość i długość geograficzną centrum jet streak,
θ jest kątem początkowym ortodromy (dla poszczególnych kwadrantów – θLF, θRR,
θLR, θRF), d jest długością ortodromy (850 km), a R jest promieniem Ziemi.
W ostatnim etapie zliczono wystąpienia środków kwadrantów jet streak w kolistych gridach o promieniu 500 km i środkach w punktach węzłowych siatki (2,5°
× 2,5°). Niezwykle mało prawdopodobne jest, aby takie same kwadranty dwóch
(lub więcej) różnych układów jet streak znalazły się w tym samym terminie w granicach koła o średnicy 1000 km, co pozwala interpretować zliczenia kwadrantów
jako liczbę terminów obserwacyjnych z danym kwadrantem. Kwadranty jet streak
i pola dywergencji z nimi związane zajmują określony obszar – np. typowa szerokość kwadranta jet streak (mierzona prostopadle względem osi prądu strumieniowego) wynosi ok. 1000 km (Rose i in., 2004; Clark i in., 2009). Zastosowanie
kolistych gridów powoduje, że dany kwadrant jet streak jest wyrażony w polu
częstości w promieniu 500 km od jego środka – taka procedura wydaje się poprawnie wyznaczać obszar usytuowany w granicach kwadranta cechujący się wyraźnie
rozwiniętą dywergencją, która może modyfikować dolne układy ciśnienia. Liczbę
kwadrantów w gridach określono osobno w terminach odpowiadających fazie
Rozkład przestrzenny kwadrantów jet streak w górnej troposferze
155
NAO+ i NAO−. Ostatecznie zliczenia kwadrantów wyrażono w procentach
terminów NAO+/NAO−. Informują one o tym, w ilu procentach terminów z daną
fazą NAO w danym regionie wystąpił określony sektor jet streak.
Rozmieszczenie kwadrantów jet streak w fazach NAO
Sektor LF (lewy sektor wyjścia). W okresie dodatniej fazy NAO częstość
kwadrantów LF osiąga maksimum w pasie rozciągniętym od Półwyspu Labrador
na ENE w kierunku Islandii – 10-14%. Oznacza to, że maksymalnie w 14% terminów obserwacyjnych, w których indeks NAO przyjął wartości dodatnie, w danym
gridzie wystąpił sektor LF. Strefa podwyższonych częstości kwadrantów LF nawiązuje wyraźnie do przebiegu polarnego prądu strumieniowego (PFJ) nad północnym
Atlantykiem w fazie NAO+ (zob. Pinto i in., 2009 – rys. 9). Na odcinku między
obszarem położonym na południe od Grenlandii (ok. 40°W) aż do basenu Bałtyku
można zaobserwować wyraźny spadek częstości kwadrantów LF. Strefa oddziaływania dywergentnego sektora LF nad północno-wschodnim Atlantykiem ogranicza
się do pasa równoleżnikowego 45-75°N (rys. 3). Podobnie jak strefa podwyższonej frekwencji kwadrantów LF, również Niż Islandzki w fazie NAO+ rozciąga się
równoleżnikowo z WSW na ENE (Serreze i in., 1997).
Druga struktura widoczna w polu częstości kwadrantów LF jest związana
z podzwrotnikowym prądem strumieniowym (STJ) i występuje nad północną
Afryką, wschodnią częścią Morza Śródziemnego oraz w pasie przebiegającym na
południe od Morza Czarnego i Kaspijskiego. Warto zauważyć, że maksimum częstości lewych sektorów delty jet streak osadzonych w STJ osiąga zbliżoną wartość
do maksimum związanego ze strukturą PFJ – ok. 13%. Maksimum sytuuje się
nad Cyprem, czyli w regionie, gdzie zimą zwykle stacjonuje układ niskiego ciśnienia (El-Fandy, 1946). Kolejne maksimum zaznacza się blisko wschodniej granicy
obszaru badań, na południe od Morza Kaspijskiego.
W ujemnej fazie NAO strefa objęta wpływem sektorów LF wycofuje się wyraźnie nad zachodnią część północnego Atlantyku. Izolinia 6% dochodzi do południka
30°W, podczas gdy w fazie dodatniej oscylatora częstość 6% obserwuje się nad
zachodnią Skandynawią. Ponadto strefa występowania LF przesuwa się znacząco na
południe, w rejon 40-50°N. Dla porównania, w dodatniej fazie NAO nad północno-wschodnim Atlantykiem maksymalne częstości LF pojawiają się w strefie 55-65°N.
Podobne przesunięcie – na południo-zachód – jest charakterystyczne dla Niżu
Islandzkiego przy zmianie fazy NAO− do NAO+ (Serreze i in., 1997 – rys. 5). Nad
północno-wschodnim Atlantykiem oraz nad środkową i północną Europą częstości kwadrantów LF pozostają na niskim poziomie ok. 4%. Podwyższoną częstość
sektorów LF w fazie NAO− obserwuje się również nad wschodnią częścią basenu
Morza Śródziemnego – maksymalnie ok. 10% nad Cyprem. Kwadranty LF występują w tej samej co w okresie NAO+ strefie szerokości geograficznych (30-40°N).
156
J. Degirmendžić
Rys. 3. Częstość kwadrantów LF jet streak w dodatniej fazie NAO [LFNAO+], ujemnej fazie NAO [LFNAO−]
oraz różnice częstości kwadrantów LF między fazą NAO+ i NAO− [LFNAO+ − LFNAO−]. Określono
liczbę wystąpień środków kwadrantów w kolistych gridach w terminie z dodatnią / ujemną fazą
Oscylacji Północnoatlantyckiej i przedstawiono jako udział procentowy w łącznej liczbie terminów
z daną fazą NAO. Powierzchnia 300 hPa, zima, okres 1958-2007
Fig. 3. The frequency of LF jet streak quadrants during positive NAO phase [LFNAO+], negative NAO
phase [LFNAO−] and the differences in LF quadrants frequency between NAO+ and NAO−[LFNAO+
− LFNAO−]. Numbers of occurrences of quadrants' centres within the circular grids during positive/
negative phase of the North Atlantic Oscillation were specified and presented as percentages of the
total number of terms with appropriate NAO phase. 300 hPa surface, winter, period of 1958-2007
Rozkład przestrzenny kwadrantów jet streak w górnej troposferze
157
Na rysunku 3 przedstawiono także różnice częstości sektorów LF w dodatniej
oraz ujemnej fazie NAO. Charakterystyczne dla tego rozkładu jest jedno wyraźne
maksimum (ok. 8%) usytuowane na południo-zachód od Islandii. Pozycja tego
maksimum pokrywa się dokładnie z usytuowaniem centrum Niżu Islandzkiego
w fazie NAO+ (Serreze i in., 1997). Wartości dodatnie rozprzestrzeniają się na
wschód nad basen Bałtyku oraz na zachód nad Półwysep Labrador. Można stwierdzić zatem, że nad północno-wschodnim Atlantykiem występuje maksymalnie ok.
8-procentowy wzrost częstości lewego kwadranta wyjścia jet streak w fazie NAO+
w porównaniu z fazą NAO−. Strefa ujemnych wartości, oznaczających spadek
częstości kwadrantów LF przy zmianie fazy NAO− do NAO+, rozciąga się nad
Atlantykiem oraz zachodnią częścią Morza Śródziemnego poniżej równoleżnika
50°N. Minimum występuje nad zachodnim Atlantykiem (ok. −4%) oraz nad Półwyspem Iberyjskim (ok. −3%). Przebieg izolinii 0% jest bardzo zbliżony do przebiegu izokorelaty 0 (Li, Wang, 2003 – rys. 4) rozdzielającej obszar, gdzie ciśnienie
atmosferyczne jest ujemnie skorelowane ze zmianami dobowego indeksu NAO (na
północ od granicy wyznaczonej przez izokorelatę) oraz dodatnio skorelowane (na
południe od wyznaczonej granicy). Można więc stwierdzić, że intensyfikacji Niżu
Islandzkiego w fazie NAO+ towarzyszy wzrost częstości dywergentnego sektora
LF w górnej troposferze w tym rejonie, natomiast rozbudowie Wyżu Azorskiego
w dodatniej fazie oscylatora towarzyszy spadek częstości tego sektora w górnej
troposferze. Taka zależność sugeruje występowanie dynamicznych powiązań między strefą górnej dywergencji rozwijającej się w lewym sektorze wyjścia jet streak
a zmiennością NAO. Należy jednak zaznaczyć, że pozycje ekstremów w polu różnic
częstości (rys. 3) nie pokrywają się z pozycjami centrów o maksymalnej dodatniej
i ujemnej korelacji prezentowanych na mapie izokorelat (Li, Wang, 2003 – rys. 4).
Sektor RR (prawy sektor wejścia). Rozkład przestrzenny częstości drugiego
dywergentnego sektora jet streak (RR) charakteryzuje się nieco mniejszymi maksymalnymi wartościami w porównaniu z częstościami sektora LF, co oznacza, że
jego pozycja jest bardziej zmienna w porównaniu z LF. Maksymalnie w 10% terminów związanych z dodatnią fazą NAO obserwuje się kwadranty RR w równoleżnikowym pasie między Nową Szkocją a Irlandią (rys. 4). Strefa podwyższonych
częstości RR związana z PFJ nad Atlantykiem jest położona w niższych szerokościach geograficznych w porównaniu z analogiczną strefą kwadrantów LF. Podobnie jak w przypadku sektorów LF, obszar podwyższonych częstości RR w dodatniej
fazie NAO sięga na wschodzie nad zachodnią Skandynawię. Strefa częstości kwadrantów RR związana z STJ jest przesunięta znacznie na południe i znajduje się
w pobliżu południowej granicy obszaru badań.
Rozkład przestrzenny sektorów RR w fazie NAO− ulega wyraźnym zmianom.
Podobnie jak w przypadku sektorów LF, obszar występowania kwadrantów RR
również wycofuje się nad zachodnią część Atlantyku. Wartości maksymalne
w regionie na zachód od 60°W są nieco wyższe w porównaniu z fazą NAO+.
158
J. Degirmendžić
Rys. 4. Jak na rys. 3, ale dotyczy kwadranta RR
Fig. 4. Same as Fig. 3 except for RR quadrant
Pojawia się także drugie maksimum częstości RR, między Islandią a Grenlandią
(rys. 4). Ta strefa zwiększonych częstości sektora RR, która rozciąga się z podzwrotnikowych szerokości Atlantyku na północo-wschód, przyczynia się do wyraźnej przewagi RR w fazie NAO− w porównaniu z fazą NAO+ na zachód od Islandii i nad południową Grenlandią. Może to być jeden z czynników wpływających
na rozbudowę bruzdy Niżu Islandzkiego nad zachodnią Grenlandią w fazie NAO−
Rozkład przestrzenny kwadrantów jet streak w górnej troposferze
159
(zob. Serreze i in., 1997 – rys. 5). Największy wzrost częstości sektorów RR
w fazie NAO+ w porównaniu z NAO− obserwuje się na zachód od Irlandii –
ok. 6% częściej pojawia się nad tym regionem prawy sektor wejścia jet streak
w dodatniej fazie w porównaniu z ujemną fazą NAO. Można przypuszczać, że
spadki ciśnienia obserwowane w fazie NAO+ na południowych peryferiach Niżu
Islandzkiego związane są ze strefami górnej dywergencji rozwiniętymi w granicach
kwadrantów RR. Wahania ciśnienia w centrum Niżu Islandzkiego obserwowane
w trakcie zmiany fazy Oscylacji Północnoatlantyckiej nie są związane ze zmianami
częstości kwadrantów RR – izolinia 0% na mapie różnic częstości (rys. 4) przebiega w okolicy Islandii, a więc w bezpośrednim sąsiedztwie centrum układu
niżowego. Prawdopodobne jest, że za spadki ciśnienia w fazie NAO+ w centrum
Niżu Islandzkiego oraz w jego bezpośrednim sąsiedztwie odpowiedzialne są strefy
dywergencji rozwiniętej w granicach sektorów LF jet streak.
Sektor LR (lewy sektor wejścia). Rozkład przestrzenny kwadrantów konwergentnych LR w fazie NAO+ jest bardzo podobny do analogicznego rozkładu
sektorów LF. Izolinia 4% struktury związanej z PFJ w przypadku obu kwadrantów
sięga na wschód aż do jeziora Ładoga, na północy przekracza równoleżnik 70°N,
a na południu przecina południe Wielkiej Brytanii (rys. 5). Strefa ograniczona
przez tę izolinię charakteryzuje się przebiegiem z WSW na ENE. Nad północnymi
wybrzeżami Afryki, wschodnią częścią basenu Morza Śródziemnego i w pasie na
południe od Morza Czarnego i Kaspijskiego występuje strefa podwyższonych częstości LR związanych z STJ.
W ujemnej fazie NAO kwadranty LR najczęściej występują nad północną częścią Appalachów (ok. 14%). Obszar podwyższonych częstości sektorów LR nie
przekracza południka 25°W – cała struktura związana z PFJ występuje na zachód
od tego południka. Położenie strefy podwyższonej frekwencji LR ma przebieg
równoleżnikowy, co odróżnia ją od analogicznej strefy obserwowanej w dodatniej
fazie NAO. W okresie NAO− częstości LR maleją nad wschodnią częścią basenu
Morza Śródziemnego oraz na południe od Morza Czarnego i Kaspijskiego.
W równoleżnikowym pasie (50-70°N) rozciągniętym przez cały północny Atlantyk obserwuje się dodatnie różnice częstości sektorów LR związane z przejściem
fazy NAO− do NAO+ (rys. 5). Maksimum (6%) występuje między Islandią
a Grenlandią i nieznacznie na południe od wysp, tym samym w pobliżu centrum
Niżu Islandzkiego w fazie NAO+. Wzrost częstości konwergentnych sektorów
w dodatniej fazie NAO w rejonie Islandii nie sprzyja rozwojowi aktywnego Niżu
Islandzkiego. Spadek częstości LR w fazie NAO+ na Atlantyku na południe od
równoleżnika 50°N także nie wskazuje na występowanie wsparcia górnotroposferycznego dla rozwoju Wyżu Azorskiego. Ogólnie należy stwierdzić, że zmiany
przestrzenne sektora LR zachodzące podczas zmiany fazy NAO powinny raczej
hamować mechanizm oscylacji. Należy jednak stwierdzić, że jedynie częstość
wszystkich sektorów konwergentnych oraz dywergentnych jet streak można
160
J. Degirmendžić
Rys. 5. Jak na rys. 3, ale dotyczy kwadranta LR
Fig. 5. Same as Fig. 3 except for LR quadrant
traktować jako czynnik określający wielkość wsparcia górnotroposferycznego, który
może korelować z dynamiką Niżu Islandzkiego/Wyżu Azorskiego oraz z intensywnością NAO.
Sektor RF (prawy sektor wyjścia). Pole częstości kwadranta RF w fazie
NAO+ różni się zasadniczo od rozkładów częstości pozostałych sektorów jet streak
w tej fazie oscylacji. Różnicę stanowi fakt występowania dwóch maksimów
Rozkład przestrzenny kwadrantów jet streak w górnej troposferze
161
Rys. 6. Jak na rys. 3, ale dotyczy kwadranta RF
Fig. 6. Same as Fig. 3 except for RF quadrant
osadzonych w strukturze polarnego prądu strumieniowego (rys. 6). W przypadku
innych kwadrantów obserwuje się pojedyncze maksimum w obrębie PFJ. Pierwsze
maksimum częstości sektora RF (ok. 11%) występuje na Atlantyku w pobliżu
południka 20°W między 45° a 50°N. Drugie usytuowane jest u wybrzeży Ameryki
Północnej. Pierwsze centrum znajduje się na południe od izokorelaty 0 (Li, Wang,
2003 – rys. 4), co oznacza, że lokalizacja sektorów konwergentnych RF sprzyja
162
J. Degirmendžić
intensyfikacji dolnego antycyklonu, a w szczególności powoduje wzrost ciśnienia
na jego północnych peryferiach, co może objawiać się przemieszczaniem Wyżu
Azorskiego w wyższe szerokości geograficzne w fazie NAO+. W ujemnej fazie
NAO rozkład przestrzenny sektorów RF cechuje się również dwoma maksimami
– pierwszorzędne maksimum usytuowane jest blisko zachodniej granicy obszaru
badań, na Atlantyku (14%). Drugorzędne maksimum (6%) występuje nad Islandią. Warto zauważyć, że w tej fazie oscylatora zmienia się kształt strefy, w obrębie której notuje się podwyższone częstości kwadranta RF. W fazie NAO− strefa
ta przebiega z zachodu na wschód Atlantyku, skręcając na północ, nad Islandię
i Grenlandię (rys. 6). Drugorzędne maksimum kwadrantów konwergentnych RF
może w części hamować rozwój Niżu Islandzkiego w fazie NAO−.
Pole różnic między częstością RF w dodatniej i ujemnej fazie NAO charakteryzuje się dwoma strefami o wartościach ujemnych (spadki częstości) oddzielonymi od siebie strefą wzrostów częstości RF w fazie NAO+ w porównaniu
z NAO−. Wartości ujemne (ok. −3 - −4%), obserwowane w okolicy Islandii
i Grenlandii, informują o spadku częstości sektorów RF w dodatniej fazie NAO,
co może stanowić czynnik intensyfikujący Niż Islandzki w tej fazie oscylatora
wskutek osłabienia średniej górnej konwergencji lub wzmocnienia dywergencji
w tym rejonie. Największe wzrosty częstości stowarzyszone ze zmianą fazy NAO−
do NAO+ obserwuje się w strefie umiarkowanych szerokości geograficznych nad
wschodnim Atlantykiem, między 45 a 50°N (rys. 6). Pole wyróżnione zamkniętą
izolinią 6% sytuuje się na południe od izokorelaty 0 (Li, Wang, 2003 – rys. 4),
co wskazuje na możliwość wpływu górnej konwergencji generowanej w granicach sektorów RF na intensyfikację północnych peryferiów Wyżu Azorskiego.
Trzeba jednak nadmienić, że w regionie w górnej troposferze położonym bezpośrednio nad centrum Wyżu Azorskiego występują ujemne różnice częstości, które
wskazują na nieznaczny spadek liczby sektorów konwergentnych RF w okresie, kiedy
antycyklon jest silnie rozwinięty. Podsumowując, należy stwierdzić, że zmiany częstości kwadrantów RF obserwowane na północ od równoleżnika 60°N są dodatnio
skorelowane ze zmianą ciśnienia na poziomie morza, która zachodzi w okresie zmiany
fazy NAO, szczególnie wyraźnie w rejonie występowania Niżu Islandzkiego. Natomiast zmiany frekwencji sektorów RF obserwowane na południe od 50°N powinny
intensyfikować północne, a osłabiać południowe peryferia Wyżu Azorskiego rozbudowującego się w trakcie rozwoju dodatniej fazy Oscylacji Północnoatlantyckiej.
Rozkład przestrzenny różnic między częstością dywergentnych
i konwergentnych kwadrantów jet streak w fazach NAO
Różnice częstości [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO+ oraz odpowiadająca fazie
NAO− [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO− informują o tym, o ile częściej (%) w danym
Rozkład przestrzenny kwadrantów jet streak w górnej troposferze
163
regionie geograficznym występują dywergentne kwadranty jet streak w porównaniu
z konwergentnymi. Ujemna różnica informuje o przewadze sektorów konwergentnych. Dodatnie różnice sugerują częstsze występowanie stref dodatniej dywergencji w wyżej troposferze (związanych z jet streak). Różnice te uwzględniają tylko
strefy silnej dywergencji rozwinięte w sąsiedztwie jet streak, nie uwzględniają
natomiast pozostałych obszarów dodatniej lub ujemnej dywergencji występujących
w oddaleniu od rdzenia prądu strumieniowego. Tak skonstruowaną różnicę można
traktować jako czynnik wprost proporcjonalny do wielkości wsparcia górnotroposferycznego dla rozwoju dolnych układów niskiego ciśnienia. Obszary dodatnich
różnic w górnej troposferze powinny wyznaczać rejony wyraźnie obniżonego ciśnienia lub rozwiniętej cyrkulacji cyklonalnej w dolnej troposferze, a obszary ujemnych
różnic powinny delimitować strefy występowania układów wysokiego ciśnienia
lub wzrostów ciśnienia na poziomie morza.
Dodatnia faza NAO. W fazie NAO+ sektory dywergentne (LF i RR) przeważają nad konwergentnymi (RF i LR) w rejonie północnoatlantyckiego szlaku
niżów (rys. 7). Przewaga częstości nie jest znaczna i wynosi maksymalnie ok. 4%
w rejonie Islandii i ok. 5% na południe od Grenlandii. Pierwsze wspomniane
maksimum pokrywa się z pozycją centrum Niżu Islandzkiego w fazie NAO+ (zob.
Serreze i in., 1997 – rys. 5). Nad południową częścią północnego Atlantyku rozpościera się strefa, gdzie przeważają sektory konwergentne. Przewaga ta najsilniej
zaznacza się na północo-zachód od Półwyspu Iberyjskiego (−3%) i na zachód od
południka 50°W (−4 - −5%). Region Wyżu Azorskiego jest związany z przewagą
kwadrantów konwergentnych w górnej troposferze w fazie NAO+, choć największe ujemne różnice występują nad północnymi peryferiami tego układu (rys. 7).
Rys. 7. Różnice częstości kwadrantów dywergentnych oraz konwergentnych w dodatniej fazie NAO
([LF + RR]NAO+ − [LR + RF]NAO+). Dodatnie (ujemne) różnice świadczą o częstszym występowaniu
sektorów dywergentnych (konwergentnych). Powierzchnia 300 hPa, zima, okres 1958-2007
Fig. 7. Differences in frequency of divergent and convergent jet streak quadrants during positive NAO
phase [LF + RR]NAO+ − [LR + RF]NAO+. Positive (negative) differences indicate that divergent (convergent) sectors are more frequent. 300 hPa surface, winter, period of 1958-2007
164
J. Degirmendžić
Nad wschodnią częścią Atlantyku izolinia 0% przebiega w strefie 50-55°N, czyli
zbliżonej do przebiegu izokorelaty 0 (Li, Wang, 2003 – rys. 4). Z powyższego
porównania wynika, że południkowy gradient ciśnienia między rejonem Islandii
a Azorami w fazie NAO+ przynajmniej w części jest rezultatem przewagi częstości dywergentnych (konwergentnych) kwadrantów jet streak nad północnym (południowym) regionem analizowanego akwenu Atlantyku (rys. 7). Warto także zauważyć, że prawie cały basen Morza Śródziemnego pokrywa strefa przewagi sektorów
dywergentnych z maksimum nad wschodnią częścią basenu. Maksymalne różnice
częstości w tym rejonie wynoszą ok. 4%, co oznacza jedno dodatkowe, w porównaniu z częstością LR i RF, wystąpienie dywergentnego kwadranta na 25 terminów
pomiarowych (6,2 dnia) w fazie NAO+. W miarę przemieszczania się na południe,
nad wybrzeżami północno-wschodniej Afryki, obserwuje się silny wzrost dominacji konwergentnych sektorów jet streak, związany prawdopodobnie z podzwrotnikową strefą dynamicznych wyżów.
Ujemna faza NAO. Analogiczny rozkład różnic częstości kwadrantów jet streak
związany z fazą NAO− nie charakteryzuje żadne wyraźnie zaznaczone ekstremum
na obszarze wschodniego Atlantyku, które mogłoby wskazywać na istotną przewagę dywergentnych lub konwergentnych sektorów (rys. 8). Przez Islandię przebiega izolinia 0%, a nad Atlantykiem poniżej 40°N wartości zawierają się w przedziale 0 - −2%. Wydaje się, że obserwowane pole różnic częstości kwadrantów
dywergentnych i konwergentnych w fazie NAO− nie stanowi istotnego wsparcia
dla utrzymywania silnego gradientu ciśnienia między Islandią a Azorami.
Warto wskazać również na występowanie dipola o charakterze równoleżnikowym – północno-wschodni Atlantyk pokrywają ujemne wartości różnic (minimum
nad Wielką Brytanią ok. −2%), a nad zachodnim Atlantykiem występują dodatnie
różnice świadczące o przewadze kwadrantów dywergentnych LF i RR w ujemnej
Rys. 8. Jak na rys. 7, ale dotyczy ujemnej fazy NAO
Fig. 8. Same as Fig. 7 except for negative NAO phase
Rozkład przestrzenny kwadrantów jet streak w górnej troposferze
165
fazie NAO w tym regionie (rys. 8). Taka morfologia pola sugeruje wzrost wsparcia górnotroposferycznego dla rozwoju dolnych układów niskiego ciśnienia nad
zachodnim Atlantykiem w porównaniu z jego wschodnim sektorem. Rezultatem
może być przesunięcie Niżu Islandzkiego na zachód w ujemnej fazie NAO. W tej
fazie NAO centrum niżu znajduje się na południe od Grenlandii między równoleżnikami 45° a 60°N (zob. Serreze i in., 1997 – rys. 5). Jego pozycja pokrywa się
z usytuowaniem obszaru o największej przewadze częstości kwadrantów dywergentnych jet streak (ok. 4%).
Zmiany różnic między częstością dywergentnych i konwergentnych
kwadrantów jet streak związane ze zmianą fazy NAO
Obliczono pole różnic między dwoma analizowanymi wyżej rozkładami przestrzennymi (rys. 7 i 8). Dodatnie różnice [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO+ − [(LF
+ RR) − (LR + RF)]NAO− informują o wzroście przewagi częstości sektorów
dywergentnych nad konwergentnymi lub o spadku przewagi konwergentnych
sektorów nad dywergentnymi podczas zmiany fazy NAO z ujemnej na dodatnią.
Ujemne wartości różnic wskazują na spadek przewagi sektorów dywergentnych
nad konwergentnymi lub wzrost przewagi konwergentnych sektorów nad dywergentnymi w trakcie zmiany fazy NAO z ujemnej na dodatnią.
W polu różnic można wyróżnić dwie główne struktury: strefę dodatnich
wartości rozciągniętą na północ od równoleżnika 52,5°N oraz strefę ujemnych
wartości, która pokrywa analizowany obszar poniżej tego równoleżnika (rys. 9).
Ponadto w strefie między 30 a 35°N nad Atlantykiem oraz w nieco wyższych szerokościach geograficznych nad kontynentem pojawia się pas różnic nieznacznie
większych od zera. Granica między strefą dodatnich wartości na północy i ujemnych wartości na południu jest zbieżna z przebiegiem izokorelaty 0 (Li, Wang,
2003 – rys. 4). Świadczy to o tym, że spadek ciśnienia w regionie północnym
związany z intensyfikacją NAO jest stowarzyszony ze wzrostem przewagi kwadrantów dywergentnych nad konwergentnymi w górnej troposferze. Analogicznie
wzrost ciśnienia na poziomie morza w regionie południowym związany z intensyfikacją NAO jest stowarzyszony ze wzrostem przewagi frekwencji kwadrantów
konwergentnych jet streak. Trzeba jednak nadmienić, że wzrost ten jest widoczny
powyżej równoleżnika 35°N, czyli nad północnymi peryferiami Wyżu Azorskiego,
natomiast w pobliżu centrum tego układu proporcje między frekwencją sektorów dywergentnych i konwergentnych przy zmianie fazy NAO nie zmieniają
się istotnie.
Warto zauważyć, że ekstremalne wartości różnic występują nad wschodnim
Atlantykiem w strefie długości geograficznej 0-30°W – nad Islandią maksimum
osiąga wartość 5%, a na zachód od Zatoki Biskajskiej minimum osiąga −4%
166
J. Degirmendžić
Rys. 9. Zmiana przewagi częstości dywergentnych sektorów nad konwergentnymi związana ze zmianą ujemnej
fazy NAO na dodatnią fazę oscylatora ([(LF + RR) − (LR + RF)]NAO+ − [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO−). Dodatnie (ujemne) różnice informują o wzroście (spadku) przewagi kwadrantów dywergentnych lub spadku (wzroście)
przewagi sektorów konwergentnych przy zmianie fazy NAO− do NAO+. Powierzchnia 300 hPa, zima, okres
1958-2007
Fig. 9. Change in the frequency prevalence of divergent against convergent quadrants related to the NAO shift
from negative to positive phase ([(LF + RR) − (LR + RF)]NAO+ − [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO−). Positive (negative) differences indicate the increase (decrease) in predominance of divergent quadrants or decline (growth)
in dominance of convergent sectors associated with the NAO shift from negative to positive phase. 300 hPa
surface, winter, period of 1958-2007
(rys. 9). Podwyższona frekwencja dywergentnych (konwergentnych) kwadrantów
jet streak w sąsiedztwie Islandii (na zachód od Półwyspu Iberyjskiego) w dodatniej
fazie NAO wpływa na podwyższenie (obniżenie) średniej górnej dywergencji.
Zmiany ciśnienia na poziomie morza, stymulowane takimi zmianami dynamiki
w górnej troposferze, można zaobserwować na średnich mapach ciśnienia w postaci
głębokiego Niżu Islandzkiego oraz rozbudowanego Wyżu Azorskiego.
Podsumowanie
W celu dokonania syntezy przedstawionych wyników badań dotyczących przestrzennego zróżnicowania frekwencji dywergentnych oraz konwergentnych kwadrantów jet streak w fazach NAO oraz zmian rozkładów przestrzennych częstości
sektorów związanych ze zmianą fazy NAO obliczono średnie powierzchniowe
częstości w granicach regionu N i S. Region N (70°W-10°W; 55°N-70°N) oraz
region S (70°W-10°W; 35°N-45°N) utożsamia się ze strefami bezpośredniego
oddziaływania odpowiednio Niżu Islandzkiego oraz Wyżu Azorskiego (rys. 10).
Określono średnią frekwencję kwadrantów jet streak z węzłów siatki występujących
w granicach wyróżnionych regionów (N i S).
Rozkład przestrzenny kwadrantów jet streak w górnej troposferze
167
Rys. 10. Strefy występowania Niżu Islandzkiego (Region N – 70°W-10°W; 55°N-70°N) oraz Wyżu Azorskiego
(Region S – 70°W-10°W; 35°N-45°N) (za Barnstonem i Livezey’em, 1987)
Fig. 10. Zones of Icelandic Low (Region N – 70°W-10°W; 55°N-70°N) and the Azores High (Region S –
70°W-10°W; 35°N-45°N) occurrence (after Barnston and Livezey, 1987)
Tabela. 1. Różnice między średnią częstością sektorów dywergentnych i konwergentnych ([LF + RR]
− [LR+RF]) w regionie N (70°W-10°W; 55°N-70°N) i S (70°W-10°W; 35°N-45°N) w danej fazie NAO
(%). Średnie policzono z punktów węzłowych znajdujących się w granicach regionu N i S. Dodatkowo
przedstawiono różnicę [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO+ − [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO− obliczoną
ze średnich częstości w odpowiednich regionach. Powierzchnia 300 hPa, zima, okres 1958-2007
Table. 1. Differences between the average frequency of divergent and convergent sectors ([LF + RR]
− [LR+RF]) within the N (70°W-10°W; 55°N-70°N) and S (70°W-10°W; 35°N-45°N) region during
appropriate NAO phase (%). The average is calculated from the grid points situated within the
boundaries of N and S region. In addition, [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO+ − [(LF + RR) − (LR +
RF)]NAO− is presented – calculated on the basis of average frequencies for respective region. 300 hPa
surface, winter, period of 1958-2007
Region
NAO+
NAO−
NAO+ − NAO−
N
2,6
1,2
1,4
S
−0,92
0,47
−1,39
W fazie NAO+ w regionie N średnia przewaga frekwencji sektorów dywergentnych nad konwergentnymi wynosi 2,6%. W fazie NAO− analogiczna przewaga
jest mniejsza o 1,4% (tab. 1). W regionie południowym (S) w trakcie fazy NAO−
168
J. Degirmendžić
zaznacza się przewaga kwadrantów dywergentnych nad konwergentnymi (0,47%),
co przyczynia się do osłabienia Wyżu Azorskiego (tab. 1). W fazie NAO+ pojawia
się przewaga częstości sektorów konwergentnych nad dywergentnymi (−0,92%),
co może wpływać na intensyfikację Wyżu Azorskiego. Początkowe zmniejszenie
przewagi sektorów dywergentnych nad konwergentnymi oraz późniejszy wzrost
przewagi sektorów konwergentnych nad dywergentnymi związany ze zmianą fazy
NAO− do NAO+ wynosi 1,4% (tab. 1). Warto zauważyć, że moduły różnic [(LF
+ RR) − (LR + RF)]NAO+ − [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO− wynoszą tyle samo
w obu regionach – 1,4%. Istotne wydaje się również stwierdzenie, że w regionie
północnym (N) w żadnej fazie Oscylacji Północnoatlantyckiej nie obserwuje się
przewagi sektorów konwergentnych nad dywergentnymi. W regionie S taka przewaga pojawia się w fazie NAO+ (tab. 1).
Podsumowując, należy stwierdzić, że:
1) podwyższona różnica ciśnienia między rejonem Islandii a Azorami w fazie
NAO+ przynajmniej w części wynika z przewagi frekwencji dywergentnych kwadrantów nad północnym regionem oraz dominacji konwergentnych kwadrantów
jet streak nad południowym regionem analizowanego akwenu Atlantyku. Różnica
w przewadze częstości sektorów dywergentnych między regionem N i S
wynosi 3,5%,
2) w fazie NAO− analogiczna różnica wynosi tylko 0,78%, tym samym wskazuje na bardzo niewielką różnicę wsparcia górnotroposferycznego między regionem
N i S. Ponadto w polu różnic częstości kwadrantów dywergentnych i konwergentnych jet streak związanym z fazą NAO− nie występuje wyraźnie zaznaczone ekstremum (rys. 8). Obie te obserwacje wskazują na to, że rozkład częstości sektorów jet streak w ujemnej fazie NAO nie stanowi czynnika stymulującego
utrzymywanie dużej różnicy ciśnienia między Islandią a Azorami,
3) zmianie fazy NAO− do NAO+ towarzyszy wzrost przewagi kwadrantów
dywergentnych w regionie północnym (N) oraz wzrost przewagi kwadrantów
konwergentnych w regionie południowym (S). Wartości ekstremalne różnic [(LF
+ RR) − (LR + RF)]NAO+ − [(LF + RR) − (LR + RF)]NAO−, widoczne na rys. 9,
usytuowane są w obrębie stref cyrkulacji Niżu Islandzkiego oraz Wyżu Azorskiego.
Na podstawie wyżej przedstawionych obserwacji można stwierdzić, że zmiany
frekwencji dywergentnych i konwergentnych kwadrantów jet streak nad północnym
i południowym regionem wschodniego Atlantyku, stowarzyszone ze zmianą fazy
NAO, sprzyjają transformacji dolnego pola ciśnienia występującej podczas tej
zmiany fazy.
Materiały wpłynęły do redakcji 15 VI 2011.
Rozkład przestrzenny kwadrantów jet streak w górnej troposferze
169
Literatura
A c h t o r T.H., H o r n L.H., 1986, Spring Season Colorado Cyclones. Part I: Use of Composites to Relate
Upper and Lower Tropospheric Wind Fields. J. Clim. App. Meteorol., 25, 732-743.
B a c h m a n n N., 2007, The North Atlantic Oscillation (NAO). Research, mechanisms and future outlook.
Maszynopis powielany, ETH Zurich, ss. 17.
B a r n s t o n A. G., L i v e z e y R. E., 1987, Classification, seasonality and persistence of low-frequency atmospheric circulation patterns. Mon. Wea. Rev., 115, 1083-1126.
B e e b e R. G., B a t e s F. C., 1955, A Mechanism for Assisting in the Release of Convective Stability. Mon.
Wea. Rev., 83, 1-10.
C l a r k A. J., Schaffer C. J., Gallus W. A. Jr., Johnson-O’mara K., 2009, Climatology of Storm Reports
Relative to Upper-Level jet streaks. Wea. Forecasting, 24, 1032-1051.
D e g i r m e n d ž i ć J., 2006, Wzrost częstości i intensywności maksimów prędkości w górnotroposferycznym
prądzie strumieniowym nad Europą w latach 1958-2003. Prz. Geogr., 78, 1, 5-24.
D e g i r m e n d ž i ć J., 2011, Wpływ górnotroposferycznych prądów strumieniowych na rozkład przestrzenny
niżów barycznych nad Europą. Wyd. UŁ, ss. 332.
E l - F a n d y M. G., 1946, Barometric lows of Cyprus. Quart. J. R. Met. Soc., 72, 314.
H u r r e l J. W., Visbeck M., Busalacchi A., Clarke R. A., Delworth T. L., Dickson R. R., Johns W. E.,
Koltermann K. P., Kushnir Y., Marshall D., Mauritzen C., McCartney M. S., Piola A., Reason C.,
Reverdin G., Schott F., Sutton R., Wainer I., Wright D., 2006, Atlantic climate variability and predictability: A CLIVAR perspective. J. Climate, 19, 5100-5126.
K a l n a y E., Kanamitsu M., Kistler R., Collins W., Deaven D., Gandin L., Iredell M., Saha S., White
G., Woollen J., Zhu Y., Leetmaa A., Reynolds R., Chelliah M., Ebisuzaki W., Higgins W., Janowiak J., Mo K. C., Ropelewski C., Wang J., Jenne R., Joseph D., 1996, The NCEP/NCAR 40-Year
Reanalysis Project. Bull. Amer. Meteor. Soc., 77, 437-471.
L i J., Wa n g X. L., 2003, A New North Atlantic Oscillation Index and Its Variability. Adv. Atmos. Sci.,
20, 5, 661-676.
M a r s z A. A., 2008, W sprawie genezy Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO). Prz. Geof., 53, 1, 3-26.
P i n t o J. G., Zacharis S., Fink A. H., Leckebusch G. C., Ulbrich U., 2009, Factors contributing to the
development of extreme North Atlantic cyclones and their relationship with the NAO. Clim. Dyn., 32,
711-737.
R o d w e l l M. J., Rowell D. P., Folland C. K., 1999, Oceanic forcing of the wintertime North Atlantic Oscillation and European climate. Nature, 398, 320-323.
R o s e S. F., Hobbs P. V., Locatelli J. D., Stoelinga M. T., 2004, A 10-Yr Climatology Relating the Locations
of Reported Tornadoes to the Quadrants of Upper-Level jet streaks. Wea. Forecasting, 19, 301-309.
S e r r e z e M. C., 1995, Climatological aspects of cyclone development and decay in the Arctic. Atmos.-Ocean,
33, 1-23.
S e r r e z e M. C., Carse F., Barry R. G., Rogers J. C., 1997, Icelandic Low Cyclone Activity: Climatological
Features, Linkages with the NAO, and Relationships with Recent Changes in the Northern Hemisphere
Circulation. J. Climate, 10, 453-464.
U c c e l l i n i L. W., K o c i n P. J., 1987, The Interaction of jet streak Circulation during Heavy Snow Events
along the Coast of the United States. Wea. Forecasting, 2, 289-308.
Z i v B., P a l d o r N., 1999, The Divergence Fields Associated with Time-Dependent Jet Streams. J. Atmos.
Sci., 56, 1843-1857.
170
J. Degirmendžić
Streszczenie
Celem analizy jest określenie związków pomiędzy rozmieszczeniem dywergentnych i konwergentnych kwadrantów jet streak w górnej troposferze a fazą Oscylacji Północnoatlantyckiej. W procedurach obliczeniowych wykorzystano pola wiatru z powierzchni 300 hPa nad sektorem euroatlantyckim, z rozdzielczością 4 × dobę, obejmujące okres 1958-2007 oraz serie dobowych wartości indeksu
NAO. W terminowych polach wiatru zlokalizowano układy jet streak oraz określono pozycje ich
kwadrantów (LF, RR, LR i RF). Następnie zliczono wystąpienia poszczególnych sektorów jet streak
w kolistych gridach osobno w okresie dodatniej i ujemnej fazy NAO. Przestrzenne rozkłady częstości
kwadrantów oraz rozkłady różnic częstości kwadratów dywergentnych i konwergentnych stanowią
podstawą niniejszej analizy.
Rezultaty analizy wskazują, że w dodatniej fazie NAO nad północną częścią badanego akwenu
Atlantyku przeważają dywergentne sektory jet streak nad konwergentnymi, a nad południowym regionem zaznacza się dominacja kwadrantów konwergentnych. Taki rozkład kwadrantów jet streak sprzyja
utrwalaniu pola ciśnienia związanego z fazą NAO+. W ujemnej fazie oscylacji w obu regionach
Atlantyku (Islandii i Azorów) występuje nieznaczna przewaga dywergentnych sektorów jet streak. Ta
przewaga nie różni się wyraźnie między regionami, co sprzyja utrwalaniu słabego gradientu ciśnienia
między Islandią a Azorami. Również proces zmiany fazy NAO wydaje się być stymulowany przez
zmianę cyrkulacji w górnej troposferze – podczas transformacji NAO− do NAO+ obserwuje się wzrost
przewagi kwadrantów dywergentnych nad regionem północnym oraz początkowy spadek przewagi
dywergentnych sektorów i późniejszy wzrost dominacji konwergentnych sektorów nad południowym
regionem badanego akwenu Atlantyku.
S ł o w a k l u c z o w e : Europa i Północny Atlantyk, rozkład przestrzenny, NAO, kwadranty jet
streak
Summary
The aim of the study is to determine relationship between distribution of divergent and convergent quadrants of the uppertropospheric jet streaks and the phase of the North Atlantic Oscillation.
The calculation procedures were applied to 300 hPa wind fields over the Euro-Atlantic sector spanning
the period of 1958-2007 with 4 × daily resolution and to the record of daily NAO values. Jet streak
systems as well as their quadrants (LF, RR, LR, RF) were positioned in wind fields. Then, number
of occurrence of jet streak quadrants within circular grids was counted separately for positive and
negative NAO phase. Spatial distributions of quadrants frequency and the distribution of differences
in frequency between divergent and convergent quadrants constitute the basis for the analysis.
The main results indicate that during positive NAO phase over the northern part of the eastern
Atlantic divergent sectors of the jet streak prevail over convergent ones, while the southern region
is marked by a predominance of convergent quadrants. Such a distribution of jet streak quadrants
preserves or strengthens pressure field associated with positive NAO phase. Negative phase of oscillation features slight predominance of divergent sectors over both northern and southern part of the
North Atlantic. This prevalence does not differ considerably between these two regions – it is favourable for generation weak pressure gradient between Iceland and the Azores. The process of NAO
phase transition is likely to be stimulated by circulation changes in the upper troposphere – during
NAO− to NAO+ shift the predominance of divergent jet streak sectors increases within the northern region. Simultaneous initial decline in divergent quadrants and subsequent increase in the convergent sectors prevalence within the southern region of the analysed Atlantic basin is observed.
K e y w o r d s : Europe and the North Atlantic, spatial distribution, NAO, jet streak quadrants