Tekst / Artykuł

Andrzej A. MARSZ
Katedra Meteorologii i Oceanografii Nautycznej Wydziału Nawigacyjnego
Akademii Morskiej w Gdyni
FREKWENCJA MAKROTYPÓW CYRKULACJI
ŚRODKOWOTROPOSFERYCZNEJ WEDŁUG KLASYFIKACJI
WANGENGEJMA-GIRSA W OKRESIE ZIMOWYM
A POLE CIŚNIENIA ATMOSFERYCZNEGO NAD EUROPĄ
I PÓŁNOCNĄ AZJĄ
FREQUENCY OF MID-TROPOSPHERIC CIRCULATION
MACRO-TYPES FOLLOWING WANGENGEJM-GIRS
CLASSIFICATION DURING WINTER PERIOD
AND THE ATMOSPHERIC PRESSURE FIELD OVER EUROPE
AND NORTH ASIA
W okresie ostatniego wieku na półkuli północnej doszło do kilku zmian reżimu
termicznego. Szczególnie wyraźnie zmiany te zaznaczyły się w atlantycko-eurazjatyckim sektorze cyrkulacyjnym i w Arktyce. W latach 20. i 30. XX wieku nastąpiło bardzo silne ocieplenie Arktyki oraz obszaru północnej Europy i Azji, osiągające swoją kulminację na przełomie lat 30. i 40. XX wieku. Z początkiem lat
60. XX wieku rozpoczęło się gwałtowne ochłodzenie obejmujące zarówno Arktykę,
jak i obszary Eurazji oraz Ameryki Północnej, które trwało do końca dekady lat
80. XX wieku (Jones, Briffa, 1992). Na przełomie dekady lat 80. i 90. XX wieku
nastąpiło gwałtowne, niemal skokowe ocieplenie, które trwa do chwili obecnej.
Największy wzrost temperatury obserwuje się ponownie w Arktyce i Subarktyce
oraz w północnej części strefy umiarkowanej, szczególnie nad obszarem Atlantyku
Północnego, Europy Północnej i północo-zachodniej Azji (Jones i in., 2011). Sezonowe zróżnicowanie zmian temperatury w poszczególnych okresach ociepleń
Prz. Geof. LVIII, 1–2 (2013)
4
A.A. Marsz
i ochłodzeń było regionalnie zróżnicowane, jednak szczególnie duże zmiany temperatury w tych okresach zachodziły w okresach zimowych. Na temat przyczyn
tych wielkoskalowych zmian temperatury sformułowano wiele mniej lub bardziej
spójnych hipotez (patrz np. Stott i in., 2000 i dyskusja z tą pracą Zwiersa i Weavera,
2000; Swanson i in., 2009 i cytowana tam literatura).
Nie wchodząc w szerszą dyskusję nad przyczynami obserwowanych zmian
temperatury, trzeba zwrócić uwagę, że jednym z podstawowych mechanizmów
przenoszących ciepło w atmosferze jest cyrkulacja atmosferyczna i to jej zmiany,
niezależnie od przyczyn, które je powodują, stanowią w znakomitej części o krótkookresowej – międzyrocznej i międzydekadowej – zmienności temperatury powietrza. Wykazało to bardzo wielu badaczy, a liczba prac wskazujących, że cyrkulacja
atmosferyczna stanowi bezpośrednią przyczynę zmian temperatury, czy ogólniej
– warunków klimatycznych w skali regionalnej – liczy już setki pozycji. Cyrkulacja atmosferyczna stanowi przejaw wewnętrznej dynamiki atmosfery ziemskiej,
różnorako powiązanej z dynamiką innych podsystemów systemu klimatycznego
(oceanu, kriosfery, ...). Stanowi ona zespół zespolonych ze sobą, ciągłych w trójwymiarowej przestrzeni i czasie procesów przepływów powietrza, niezmiernie
trudnych do jednoznacznego opisu i prostego zdefiniowania (Yarnal, 1994; Ustrnul, 1997; Tveito, Ustrnul, 2003).
Najpoważniejszą trudność w jednoznacznym opisie procesów cyrkulacyjnych
stanowi zwłaszcza to, że powiązane ze sobą procesy cyrkulacyjne działają jednocześnie w różnych skalach przestrzennych i czasowych. Zmusza to klimatologów do
posługiwania się w celu opisania cech cyrkulacji atmosferycznej różnego rodzaju
prostymi miarami („wskaźnikami”) cyrkulacji. Mają one tę wadę, że charakteryzują
na ogół tylko jeden, często bardzo uproszczony, aspekt cyrkulacji. W rezultacie
wskaźniki charakteryzujące poszczególne, pojedyncze aspekty cyrkulacji atmosferycznej w sposób niedoskonały objaśniają obserwowaną zmienność temperatury.
Przykładem tego może być wykorzystanie wskaźnika NAO (Oscylacji Północnoatlantyckiej), często traktowanego jako wskaźnik cyrkulacji strefowej dla atlantycko-eurazjatyckiego sektora cyrkulacyjnego. Wskaźnik ten na ogół dobrze objaśnia zmiany
temperatury nad obszarem północo-zachodniej i środkowej Europy w okresach,
gdy fazy NAO są dodatnie, znacznie gorzej w okresach, gdy faza NAO jest ujemna.
Ogólnie charakter cyrkulacji dolnej nad jakimś obszarem jest sterowany przez
układ fal długich cyrkulacji górno- i środkowotroposferycznej (fal Rossby’ego, fal
górnej planetarnej strefy frontalnej), odtwarzających zarysy górnych klinów i górnych zatok (rys. 1). Po wschodniej stronie górnego klina lokuje się dolny antycyklon, układy niżowe tworzą się w strefach wzmożonej baroklinowości na pograniczu wschodniej części górnej zatoki i zachodniej części górnego klina
i przemieszczają się w kierunku wierzchołka fali. W zależności od ułożenia (rozkładu przestrzennego) górnych klinów i górnych zatok nad danym obszarem
wykształca się w dolnej troposferze określony charakter cyrkulacji z typowymi dla
Frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej...
5
Rys. 1. Cyrkulacja w reżimie falowym. W najwyższej warstwie (5 000 - 10 000 m) tworzy się falokształtny strumień przenoszący powietrze z zachodu na wschód (tu o liczbie falowej N = 4), wewnątrz
którego znajduje się chłodne powietrze (szare). Zafalowany strumień (fale długie) prądu strumieniowego wyznacza zasięgi górnych zatok (chłód) i górnych klinów (ciepło). W dolnej warstwie (2500
m; górna część rysunku) widoczne są horyzontalne komórki cyrkulacyjne, tworzące charakterystyczne
„cyklony” (niże - N) i „antycyklony” (wyże - W). W dolnej części rysunku są przedstawione kierunki
prądów powietrza przy powierzchni. System „frontów ciepłych” i „frontów chłodnych” prowadzi do
efektywnego horyzontalnego mieszania się ciepłego powietrza zwrotnikowego i zimnego polarnego
oraz wynoszenia go do góry (za Y.Mintz i G.Warnecke; z podręcznika Fortaka, 1971; zmodyfikowane)
Fig. 1. Circulation in the wave regime. A wave-like stream is formed in the top layer (5 000 - 10 000
m) conveying air from west to east (here the wavenumber is N = 4), inside which there is cool air
(gray). Wavy stream (long waves) of stream current determines the upper ranges of troughs (cold)
and upper ridges (heat). In the bottom layer (2500 m; upper part of the figure) there are horizontal
circulation cells, forming the characteristic „cyclones” (lows - N) and „anticyclones” (highs - W). At
the bottom of the figure are shown the directions of air currents at the surface. The system of „warm
fronts” and „cold fronts” leads to the effective horizontal mixing of the warm tropical and cold polar
air and rising it upwards (following Y. Mintz and G. Warnecke, the manual Fortak, 1971, modified)
niej kierunkami adwekcji lub sytuacjami bezadwekcyjnymi (Fortak, 1971). Różne
wskaźniki i miary używane do charakterystyki cyrkulacji atmosferycznej, takie jak
AO (Oscylacji Arktycznej), NAO, frekwencja typów dolnej cyrkulacji atmosferycznej, cyrkulacja opisywana przez wskaźniki (indeksy) cyrkulacji strefowej, są silnie
i wysoce istotnie powiązane z frekwencją fal długich określonego typu. W ten
sposób ułożenie fal długich (typ) i ich frekwencja stanowi syntetyczny, ale bardzo
ogólny opis występującej nad danym obszarem cyrkulacji atmosferycznej.
6
A.A. Marsz
Rys. 2. Schematyczny rozkład położenia górnych klinów i górnych zatok wyznaczonych przez układ
fal długich w poszczególnych makrotypach (W, E i C) cyrkulacji środkowotroposferycznej według
klasyfikacji Wangengejma-Girsa
Fig. 2. Schematic distribution of the position of the upper ridges and upper troughs determined by
a system of long waves in each mid-tropospheric circulation macro-types (W, E and C) following
Wangengejm-Girs classification
W atlantycko-eurazjatyckim sektorze cyrkulacyjnym charakter i rozkład przestrzenny fal długich cyrkulacji środkowotroposferycznej (500 hPa) opisuje typologia Wangengejma-Girsa (Vangengejm, 1952; Girs, 1964, 1981). Wyróżnia ona
trzy podstawowe schematy układu fal długich – makrotyp W (liczba falowa 4,
cyrkulacja strefowa) oraz makrotypy E i C (liczba falowa 5, cyrkulacja południkowa) – patrz rys. 2.
Ponieważ frekwencja poszczególnych makrotypów Wangengejma-Girsa (typów
ułożenia środkowotroposferycznych fal długich) steruje dalszymi przejawami cyrkulacji atmosferycznej, wykazuje przez to wyraźne, i na ogół statystycznie istotne,
związki z innymi postaciami opisu cyrkulacji atmosferycznej – takimi jak „typy
cyrkulacji atmosferycznej” według klasyfikacji O s u c h o w s k i e j - K l e i n (1975,
1978, 1991) – (Kożuchowski, 1993; Marsz, 2005), indeksami cyrkulacji strefowej
(Zonal Index), wskaźnikiem NAO (Marsz, 2012), wskaźnikem AO (Marsz, Styszyńska, 2006), miesięcznymi wartościami składowych równoleżnikowych i południkowych wiatru geostroficznego. Dzięki silnym powiązaniom z cyrkulacją dolnotroposferyczną występują bezpośrednie powiązania elementów klimatycznych,
takich jak temperatura powietrza (Kożuchowski, 1989; Marsz 2005), opadów
(Kożuchowski, Marciniak, 1988) czy ciśnienia atmosferycznego w Arktyce Atlantyckiej (Marsz, Styszyńska, 2006) z frekwencją makrotypów Wangengejma-Girsa.
Frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej...
7
Ponadto zmiany frekwencji fal długich zaliczonych do określonych makrotypów
wykazują charakterystyczną zmienność w czasie, odtwarzając występujące epoki
cyrkulacyjne (patrz np. Degirmendžić i in., 2000).
W ujęciu średnich wieloletnich frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej wykazuje nieznaczną zmienność sezonową, przy bardzo dużej
międzyrocznej zmienności miesięcznej (patrz σn w tab. 1). Średnio w roku (110
lat; 1901-2010) najczęściej występującym jest makrotyp E (43,21% czasu roku),
na drugim miejscu lokuje się makrotyp W (32,11% czasu roku), najrzadziej występuje makrotyp C (24,68% czasu roku). Oznacza to, że przeciętnie w ciągu roku
przez 2/3 jego czasu panują w atlantycko-eurazjatyckim sektorze cyrkulacyjnym
przepływy południkowe, a tylko w około 1/3 roku przepływy strefowe. Z przeglądu
tab. 1 nietrudno zauważyć, że frekwencja przepływów strefowych jest nieco większa jesienią i na początku zimy niż wiosną i latem. Podobnie wyraźnemu zwiększeniu w stosunku do średniego rocznego „tła” ulega frekwencja makrotypu C
w drugiej połowie wiosny i na początku lata (maj-lipiec), gdy różnice sezonowe
frekwencji makrotypu E są znikome.
Tabela 1. Wieloletnia (1901-2010) średnia miesięczna frekwencja makrotypów W, E i C cyrkulacji
środkowotroposferycznej (śr) i jej odchylenie standardowe (σn)
Table 1. Many-year (1901-2010) mean monthly frequencies of mid-tropospheric circulation macrotypes W, E and C (mean) and their standard deviations (σn)
W
E
C
01
02
03
04
05
06
07
08
09
10
11
12
śr
11,4
8,3
9,8
7,7
7,3
9,1
8,3
10,3
11,4
12,3
10,7
10,6
σn
7,12
6,96
6,32
6,00
5,95
6,54
5,55
7,34
7,10
7,08
7,09
7,14
śr
12,5
13,5
13,9
14,4
14,1
11,2
13,4
14,0
11,3
11,7
13,4
13,9
σn
7,78
7,40
7,38
7,11
7,31
7,37
8,11
7,65
6,51
7,27
8,14
8,57
śr
7,1
6,3
7,3
7,9
9,5
9,7
9,2
6,7
7,3
7,0
5,9
6,5
σn
5,78
5,63
5,81
5,24
6,38
5,93
6,39
5,52
5,54
5,91
5,45
5,36
Taki obraz klimatyczny, jeśli odnieść go do realnych przebiegów frekwencji
makrotypów Wangengejma-Girsa, stanowi fikcję statystyczną. W rzeczywistości
w poszczególnych epokach cyrkulacyjnych wykształca się zróżnicowana struktura
frekwencji makrotypów, w której udział poszczególnych makrotypów wykazuje
zmienność znacznie wykraczającą poza przedstawione tu wartości średnie (rys. 3).
Szczególnie wyraźnie zmienia się w poszczególnych epokach cyrkulacyjnych udział
najczęściej występujących i silnie ze sobą skorelowanych ujemnie (r = -0,77)
makrotypów W i E. Zdarzają się miesiące, w których jeden z makrotypów w ogóle
nie występuje, jak i rzadziej – w których występuje w ciągu całego miesiąca tylko
jeden makrotyp (np. w marcu 1961 występował wyłącznie makrotyp W,
8
A.A. Marsz
Rys. 3. Frekwencja makrotypów Wangengejma-Girsa w okresach zimowych (grudzień-marzec) ostatnich 60 lat (1951-2010). Wyraźnie widoczne granice „epok cyrkulacyjnych” – chłodnej lat 60-80. XX
wieku i „ciepłej” lat 90. XX wieku i pierwszej dekady XXI wieku (1962-1988 i 1989-2010). W latach
1962-1988 średnia frekwencja makrotypu W w okresie zimy jest równa 27,85 dni (σn = 8,52),
a makrotypu E 62,81 dni (σn = 16,81), w latach 1989-2010 średnia frekwencja makrotypu W wynosi
51,91 dni (σn = 17,81), a makrotypu E 38,41 dni (σn = 15,53). W tych samych okresach frekwencja makrotypu C jest równa odpowiednio 28,59 (σn = 12,85) i 30,91 (σn = 10,88) dni
Fig. 3. Frequency of Wangengejm-Girs macro-types in winter (December-March) the last 60 years
(1951-2010). Clearly marked limits of “circulation epochs” - a “cool” epoch in the years 60-80 of
the twentieth century and the “warm” epoch in the 90-ties of the twentieth century and first decade
of the twenty-first century (1962-1988 and 1989-2010). In the years 1962-1988 the mean frequency
of macro-type W is equal to 27.85 days in winter (σn = 8.52) and macro-type E 62.81 days (σn =
16.81), in the years 1989-2010 the mean frequency of macro-type W is 51.91 days (σn = 17.81) and
of macro-type E is 38.41 days (σn = 15.53). In the same periods the frequency of macro-type C is
equal to 28.59 (σ n = 12.85) and 30.91 (σ n = 10.88) days respectively
w styczniu 1977 r., marcu lat 1904 i 1909, maju lat 1981 i 1983 wyłącznie makrotyp E, maju 1947 wyłącznie makrotyp C)1.
Zmienność temperatury powietrza i innych elementów klimatycznych jest
zależna od cyrkulacji dolnej. Ta stanowi rezultat rozkładu przestrzennego (pola)
1
Ograniczono się do wskazania niektórych takich przypadków, w rzeczywistości jest ich znacznie
więcej.
Frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej...
9
ciśnienia na poziomie morza (SLP). Istniejące do tej pory liczne, ale fragmentaryczne informacje nie dają pełniejszego obrazu związków, jakie zachodzą między
frekwencją makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej według klasyfikacji
Wangengejma-Girsa a polem ciśnienia nad obszarem atlantycko-eurazjatyckiego
sektora cyrkulacyjnego. W rezultacie nie bardzo wiadomo, jak kształtują się makroskalowe mechanizmy wpływu cyrkulacji środkowotroposferycznej na kształtowanie się przepływów w dolnej troposferze, a tym samym jaki jest (może być)
wielkoskalowy wpływ zmienności cyrkulacji środkowotroposferycznej na zmienność elementów klimatycznych w strefie klimatu umiarkowanego Eurazji.
Celem pracy jest przedstawienie wyników badań nad związkami, jakie zachodzą między frekwencją makrotypów Wangengejma-Girsa w atlantycko-eurazjatyckim sektorze cyrkulacyjnym a polem ciśnienia na poziomie morza nad obszarami
Eurazji leżącymi w strefie klimatu umiarkowanego w okresie zimowym. Zima,
rozumiana dalej jako okres od grudnia do marca włącznie, stanowi pod względem
cyrkulacyjnym najbardziej dynamiczny i wykazujący największą międzyroczną
zmienność sezon cyrkulacyjny. Od charakteru cyrkulacyjnego zimy zależy nie tylko
temperatura powietrza samej zimy, ale również, poprzez zasadniczy wkład zmienności temperatury zimy w zmienność temperatury rocznej, średnia roczna temperatura powietrza w wysokich i umiarkowanych szerokościach geograficznych.
Ta ostatnia wielkość z kolei jest powszechnie przyjmowana jako syntetyczna miara
zmian klimatu.
Dane i ich źródła, metody analizy
Analizą objęto obszar rozciągający się od 11°W do 131°E między 39° a 66°N.
Obszar ten obejmuje leżącą w strefie klimatu umiarkowanego Europę i północną
część Azji, bez jej najdalej na wschód wysuniętych części (rys. 6 i następne). Dla
orientacji można wyjaśnić, że na wschodzie obszar opracowania na północy sięga
po deltę Leny, Góry Wierchojańskie i Jakuck, na południu po Morze Japońskie
i zatokę Bo Hai.
Do analizy przyjęto okres 60-lecia 1951-2010. W tym okresie, jak już wspomniano w poprzednim rozdziale (rys. 3), zachodziły wyraźne zmiany frekwencji
makrotypów Wangengejma-Girsa i bardzo duże zmiany temperatury powietrza
nad rozległymi obszarami Europy i północno-zachodniej Azji. Pozwala to traktować minione 60-lecie jako wysoce reprezentatywne, przynajmniej z punktu widzenia zakresu zmian temperatury nad obszarem Eurazji. W tych latach zagęszczenie
prowadzonych obserwacji meteorologicznych, w tym obserwacji aerologicznych,
w atlantycko-eurazjatyckim sektorze cyrkulacyjnym było na tyle duże, że można
traktować oszacowania frekwencji poszczególnych makrotypów jako wysoce wiarygodne.
A.A. Marsz
10
Rys. 4. Związek frekwencji makrotypu W według klasyfikacji Wangengejma-Girsa w okresie zimowym
(12-03) ze średnim zimowym ciśnieniem atmosferycznym (SLP) w gridzie 65°N, 25°E (północna
Finlandia)
Fig. 4. Correlation between the frequency of macro-type E following Wangengejm-Girs classification
in winter (12-03) and mean atmospheric pressure (SLP) in the grid of 65° N, 25° E (northern
Finland)
Źródłem danych o frekwencji makrotypów Wangengejma-Girsa w okresie 19512005 jest zestawienie zawarte w pracy D i m i t r i e v a i B e l y a z o (2006)2. Niepublikowane dane z okresu 2006-2010 otrzymano z AANII bezpośrednio od dra
V.E. L a g u n a. Jednorodność szeregu tych danych nie budzi wątpliwości.
Zestawy miesięcznych wartości ciśnienia na poziomie morza (dalej SLP)
zaczerpnięto ze zbioru NOAA NCEP-NCAR CDAS-1 MONTHLY Intrinsic MSL
pressure. Jest to zbiór o organizacji gridowej 2,5° x 2,5°, będący reanalizą (Kalnay
i in., 1996). Dla celów omawianej analizy rozdzielczość przestrzenną ograniczono
do siatki 5° x 5°. Jakość danych z tego zbioru wzbudza wątpliwości co do niektórych gridów, reprezentujących wysoko wyniesione obszary Azji na pograniczu
Priloženie 1. Kalendarnyj katalog atmosfernyh processov po čirkumpolârnoj zone Severnogo polušariâ i ih
harakteristiki za period s 1949 po 2006 g. (s. 259-358). Są to dane opracowywane przez zespół badawczy
Arktyczo-Anatarktycznego Instytutu Naukowo-Badawczego (AANII).
2
Frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej...
11
Rys. 5. Związek frekwencji makrotypu E według klasyfikacji Wangengejma-Girsa w okresie zimowym
(12-03) ze średnim zimowym ciśnieniem atmosferycznym (SLP) w gridzie 50°N, 60°E (przedgórza
południowego Uralu)
Fig. 5. Correlation between the frequency of macro-type E following Wangengejm-Girs classification
in Winter (12-03) and mean atmospheric pressure (SLP) in the grid of 50° N, 60° E (foothills of the
south Urals)
Rosji, Kazachstanu i Chin (Panagiotopoulos i in., 2005), co jest związane z problemami z redukcją ciśnienia atmosferycznego do poziomu morza. Podobnie na
niezgodności między obserwowanymi wartościami SLP a wartościami SLP w tym
zbiorze zwracają uwagę H u a n g i in. (2011), dotyczy to jednak obszarów Chin
leżących już poza granicami opracowania.
Ten czynnik może powodować, że przedstawione wyniki związków między
frekwencją makrotypów a SLP na obszarze południowo-wschodniego Kazachstanu,
południowej Syberii i Zabajkala między 90 a 120°E mogą nie w pełni odpowiadać
rzeczywistości. Niestety, sieć obserwacji stacyjnych na obszarze Syberii i krajów
byłego Związku Radzieckiego jest rzadka, duża część stacji zaprzestała działania
w latach 1990-1994 („pierestrojka” i rozpad Związku Radzieckiego), a większość
z tych, które pracują, ma poważne braki obserwacyjne w końcu lat 1980. i latach
1990. Na obszarze północno-zachodnich Chin i Mongolii, które wchodzą w obszar
opracowania, praktycznie brak miesięcznych danych stacyjnych. Te czynniki
12
A.A. Marsz
stanowią, że zbiór CDAS-1 staje się jedynym dostępnym zbiorem danych do tej
analizy.
Analiza wykresów rozrzutu punktów w przestrzeni wspólnej F & SLP (F –
frekwencja danego makrotypu) w okresie zimowym w danym gridzie wykazała,
że związki F z SLP mogą być z dobrym przybliżeniem traktowane jako związki
liniowe (rys. 4 i 5). Pozwala to do badania siły związku między F a SLP stosować
korelację liniową, a wielkość reakcji SLP na zmianę F oceniać, estymując parametry równania liniowego.
W analizie wykorzystano proste metody – korelację liniową i analizę regresji,
wraz z odpowiadającymi tym metodom testami istotności statystycznej. Dla szeregu liczącego 60 par, współczynnik korelacji (r) osiąga próg istotności statystycznej p  0,05 (przedział ufności 95%) przy wartości r ~ |0,27|, a próg p  0,001
(p.u. = 99,9%) przy r równym ~|0,42|.
Wyniki
Mapy rozkładu współczynników korelacji liniowej między frekwencją makrotypów W, E i C w okresie zimowym a SLP na badanym obszarze przedstawia rys.
6. Mapy te nie będą szczegółowiej omawiane, jedynie zostaną tu krótko skomentowane rozkłady przestrzenne współczynników korelacji.
Na badanym obszarze stwierdza się występowanie bardzo silnych korelacji
SLP z frekwencją makrotypu W i makrotypu E (rys. 6, W i E). Obie mapy rozkładu
izokorelat w zasadniczych rysach są podobne do siebie, tyle że znaki współczynników korelacji są na nich odwrotne. Przebieg izokorelaty zerowej na obszarze
Europy jest na obu mapach niemal taki sam – izokorelata ta biegnie od północnej
części Wielkiej Brytanii na ESE, w kierunku środkowej części Morza Kaspijskiego.
Wzrostowi frekwencji makrotypu W towarzyszy spadek ciśnienia na obszarze
położonym na północ od przebiegu izokorelaty zerowej, z najsilniejszym spadkiem
nad północnym Bałtykiem – Finlandią – Morzem Białym i rejonem północnej
części europejskiej Rosji (30-50°E, 60-65°N; r < -0,75) i wzrost ciśnienia na
południe od linii izokorelaty zerowej, najsilniejszy w rejonie południowej części
Półwyspu Iberyjskiego i zachodniej części Morza Śródziemnego (r > +0,70). Taki
rozkład współczynników korelacji wskazuje, że wraz ze wzrostem frekwencji
makrotypu W nad Europą rozwija się coraz silniejsza cyrkulacja strefowa.
Na północy (55-65°N) silny spadek ciśnienia związany ze wzrostem frekwencji makrotypu W sięga na wschód od południka 60°E, który w przybliżeniu wyznacza granicę między Europą a Azją (długość geograficzna Uralu), dochodząc w głąb
północnej Azji w przybliżeniu do 125°E. Na południu, oprócz silnych wzrostów
ciśnienia nad Morzem Śródziemnym, słabe, ale istotne statystycznie, wzrosty
ciśnienia zaznaczają się od rejonu leżącego na wschód od Jeziora Aralskiego po
Frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej...
13
W
E
C
Rys. 6. Rozkład wartości współczynników korelacji między frekwencją makrotypu cyrkulacji śrokowotroposferycznej W, E i C według klasyfikacji Wangengejma-Girsa a ciśnieniem atmosferycznym na
poziomie morza w okresie zimowym (12-03) w strefie szerokości umiarkowanych Europy i NW
części Azji. Korelacje statystycznie istotne na poziomie p < 0,05 przy r  |0,26|, istotne statystycznie
na poziomie p < 0,001 przy r  |0,42]. Okres 1951-2010
Fig. 6. Distribution of the values of coefficients of correlation between frequency of mid-tropospheric
circulation macro-types W, E and C following Wangengejm-Girs classification and atmospheric pressure at the level of sea surface in Winter (12-03) in mid-latitudes of Europe and NW part of Asia.
Correlations statistically significant at p < 0.05 at r  | 0.26 |, statistically significant at p <0.001
at r  | 0.42]. The period from 1951 to 2010
14
A.A. Marsz
obszary na południe od Bajkału (~105°E). Układ izokorelat sugeruje, że nad
południowym Kazachstanem rola zimowego Wyżu Azjatyckiego (Syberyjskiego)
w kształtowaniu pola ciśnienia w sytuacji wzrostu frekwencji makrotypu W się
zwiększa – przy wzroście frekwencji makrotypu W zasięg obszaru podwyższonego
ciśnienia w szerokościach czterdziestych sięga dalej na zachód, przy jednoczesnym
spadku ciśnienia na północ od tego obszaru. Oznacza to, że również nad Azją,
choć w mniejszym stopniu niż nad Europą, rośnie wraz ze wzrostem frekwencji
makrotypu W natężenie cyrkulacji strefowej.
Wzrostowi frekwencji makrotypu E w okresie zimowym towarzyszy silny
wzrost ciśnienia nad północno-wschodnią częścią Półwyspu Skandynawskiego,
obszarem wschodniej części europejskiej Rosji i zachodniej Syberii (35-75°E,
50-65°N), słabszy wzrost ciśnienia nad obszarem środkowej Syberii i północno-zachodniego Kazachstanu (rys. 6, E). Centrum obszaru wzrostu ciśnienia
(r > 0,80) lokuje się w rejonie 60°N, 50°E, czyli na zachodnich przedgórzach
Uralu, w rejonie górnej Kamy – górnej Wyczegdy. Najsilniejsze spadki ciśnienia,
choć nie tak silne jak wzrosty (r  –0,60), następują nad Francją, północną częścią
Półwyspu Iberyjskiego i zachodnią częścią Morza Śródziemnego.
Zmiany frekwencji makrotypu C w okresie zimowym w mniejszym stopniu
wpływają na deformację pola ciśnienia nad Eurazją (rys. 6, C). Istotny statystycznie wzrost ciśnienia następuje wraz ze wzrostem frekwencji tego makrotypu nad
Wyspami Brytyjskimi, Morzem Północnym, południową częścią Półwyspu Skandynawskiego, południowym i środkowym Bałtykiem i Półwyspem Jutlandzkim
oraz zachodnią Polską, północnymi Niemcami i krajami Beneluxu. Maksimum siły
związku lokuje się nad północno-wschodnią Szkocją i północną częścią Morza Północnego (r = +0,62). Istotny statystycznie spadek ciśnienia towarzyszący wzrostowi
frekwencji makrotypu C w okresie zimy lokuje się nad wschodnią częścią europejskiej Rosji, Uralem i południowo-zachodnią Syberią, z centrum nad południowym
Uralem i zachodnim Kazachstanem (r = -0,42; patrz tab. 2). Poza tym ostatnim
obszarem, wszędzie na południe od 48°N zmiana frekwencji makrotypu C nie
pociąga za sobą statystycznie istotnych zmian SLP, podobnie jak na wschód od 95°E.
Dyskusja wyników i wnioski
Jak wskazują mapy izokorelat, zmienność frekwencji makrotypów W i E prowadzi do tworzenia się „huśtawki” ciśnienia atmosferycznego nad obszarem Eurazji. Jest to przedłużenie w przestrzeni tego samego mechanizmu, który nad Atlantykiem Północnym wymusza funkcjonowanie Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO;
Marsz, 2008). W miarę oddalania się od Atlantyku siła związków między frekwencją tych makrotypów a ciśnieniem atmosferycznym na poziomie morza powoli
słabnie. Wyjątek w tym względzie stanowi rejon Uralu.
Frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej...
15
Tabela 2. Siła reakcji średniej SLP z okresu zimy (12-03) na zmianę frekwencji makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej Wangengejma-Girsa (F) o jeden dzień w wybranych punktach. Wartości
współczynników regresji funkcji liniowej SLP12-03 = f(F) i ich błędu standardowego (w nawiasie).
W dolnym wierszu wartość p (poziomu istotności) oszacowania współczynnika regresji. Wartość
0,000 oznacza, że p << 0,0001.
Table 2. Reaction force of the mean SLP from winter (12-03) onto the change in the frequency of
mid-tropospheric circulation of Wangengejm-Girs macro-types (F) by one day at selected points.
Values of regression coefficients of the linear function SLP12-03 = f(F) and their standard error (in
parentheses). The bottom line is the p-value (significance level) estimating the regression coefficient.
The value of 0.000 means that p<< 0.0001.
Współrzędne
Przybliżenie położenia punktu
Zmiana średniego zimowego (12-03) ciśnienia
atmosferycznego (hPa) przy zmianie frekwencji makrotypu
w okresie zimy o 1 dzień
W
E
C
45°N, 05°E
południowa Francja
+0,129(±0,019)
0,000
-0,107(±0,017)
0,000
+0,026(±0,038)
0,502
65°N, 25°E
środkowa Finlandia
-0,211(±0,023)
0,000
+0,156(±0,024)
0,000
+0,018(±0,054)
0,745
60°N, 50°E
NE część Równiny
Rosyjskiej, rejon
Kirova
-0,179(±0,022)
0,000
+0,174(±0,017)
0,000
-0,111(±0,047)
0,022
55°N, 90°E
Syberia, rejon
Krasnojarska
-0,050(±0,013)
0,000
+0,057(±0,010)
0,000
-0,054(±0,021)
0,012
50°N, 60°E
obszar między
Uralem a Morzem
Aralskim
-0,083(±0,017)
0,000
+0,096(±0,012)
0,000
-0,096(±0,027)
0,001
50°N, 20°E
Polska, Kraków
+0,041(±0,020)
0,042
-0,050(±0,017)
0,004
+0,058(±0,030)
0,059
Zmienność frekwencji makrotypów W i E w okresie zimowym najsilniej wymusza zmienność SLP na północy strefy umiarkowanej. Na szerokościach 60-65°N
współczynniki korelacji osiągają największe wartości, a istotne statystycznie korelacje sięgają tam do długości 120-125°E. Na południowych granicach strefy umiarkowanej (40°N) współczynniki korelacji są znacząco słabsze, a długość strefy,
w której występują silne i statystycznie istotne związki frekwencji makrotypów
W i E z SLP, jest znacznie mniejsza – sięga tylko do 40-45°E, czyli wschodnich
części Morza Czarnego – Kaukazu. Pojawia się jednak drugi ośrodek, słabszych
korelacji, wykazujący taką samą reakcję na zmiany frekwencji makrotypów W i E
(W – wzrost ciśnienia, E – spadek ciśnienia) na szerokościach 40-45°N, leżący na
długościach 70-100-110°E. Sugeruje to, że wraz ze wzrostem frekwencji makrotypu
E w okresie zimowym zachodni skraj Wyżu Azjatyckiego w szerokościach 40-45°N
słabnie, a jego równoleżnikowa oś przemieszcza się na północ, w szerokości
50-60°N. Sam Wyż Azjatycki rozbudowuje się bardzo daleko na zachód, sięgając
16
A.A. Marsz
wschodniej Europy i Skandynawii. W przypadku wzrostu w okresie zimowym
frekwencji makrotypu W Wyż Azjatycki rozbudowuje się w kierunku zachodnim,
ale jego oś przesuwa się ku południowi, utrzymując się na szerokościach 40-45°N,
gdy na północ od tych szerokości ciśnienie silnie się obniża. W tym samym okresie rośnie zasięg Wyżu Azorskiego (Północnoatlantyckiego Wyżu Subtropikalnego)
na wschód i północo-wschód i wzmacnia się oś Wojejkowa, rozdzielająca przepływające nad Europą strumienie powietrza skierowane na ENE i WSW.
Współczynniki regresji (b) równań liniowych SLP = a + b·F, gdzie F – frekwencja danego makrotypu w okresie zimowym, informują o sile reakcji średniej
zimowej SLP w danym punkcie (gridzie) na zmianę frekwencji danego makrotypu
o 1 dzień. Rozkład przestrzenny współczynników regresji w ogólnych zarysach
odtwarza rozkład izokorelat przedstawiony na rys. 6, W, E i C, w związku z czym
tych map nie przedstawiono. Zestawienie wartości współczynników regresji (b)
dla kilku wybranych punktów na rozpatrywanym obszarze zawarte jest w tab. 2.
Dane zawarte w tab. 2 wskazują na znacznie silniejszą reakcję pola ciśnienia
na zmiany frekwencji makrotypów W i E w okresie zimowym na NW części rozpatrywanego obszaru (północnej części Półwyspu Skandynawskiego i północnej
części europejskiej Rosji; 60-65°N, 20-55°E) niż SW jego części (zachodniej części
Morza Śródziemnego, Półwyspu Iberyjskiego i południowej Francji). Te same dane
potwierdzają istnienie „huśtawki” zmian znaku pola ciśnienia i silnego narastania
intensywności przepływów strefowych w dolnej troposferze wraz ze spadkiem
frekwencji makrotypu E i wzrostem frekwencji makrotypu W w okresie zimy.
Na obszarze południowej i południowo-zachodniej Polski (tab. 2 – Kraków)
zaznacza się słabszy, ale statystycznie istotny przebieg tej zimowej „huśtawki”
SLP zależnej od zmiany frekwencji makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej W i E. Wzrostowi frekwencji makrotypu W odpowiada na tym obszarze słaby
wzrost SLP, co oznacza odpowiedni wzrost częstości i intensywności napływów
z SW do W. W przypadku wzrostu frekwencji makrotypu E w okresie zimowym
kierunki napływu powietrza nad południową Polską nie są już tak oczywiste, ale
z porównania rozkładu izokorelat i średniego wieloletniego pola SLP (grudzień-marzec) można sądzić, ze wzrośnie częstość adwekcji z sektora wschodniego.
Na obszarze leżącym w rejonie wschodniej części Niziny Rosyjskiej (w tab. 2;
punkt 60°N, 50°E) oraz w rejonie szeroko rozumianego Uralu (45-65°N, 50-65°E)
wartości bezwzględne współczynników regresji określających związek SLP z frekwencją makrotypów W i E są bardzo zbliżone do siebie. Ich wartości zmniejszają
się w kierunku południowym, ale do 45°N (poza punktem 45°N, 50°E) pozostają
istotne. Wzrost frekwencji makrotypu W o 1 dzień w okresie zimy powoduje tam
prawie taki sam spadek ciśnienia jak wzrost frekwencji makrotypu E o 1 dzień powoduje jego wzrost. Wzrost frekwencji makrotypu W o 1 dzień w okresie zimowym
musi pociągać za sobą spadek frekwencji o 1 dzień makrotypu E lub makrotypu C.
W rezultacie w okresie zimowym, lub w jego części, w której wzrasta frekwencja
Frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej...
17
makrotypu W, ciśnienie nad tym obszarem spada, umożliwiając wnikanie strumienia powietrza z zachodu daleko na wschód – nad północne części Syberii – do 120°E.
Odwrotnie – wzrost frekwencji makrotypu E pociąga za sobą wzrost ciśnienia nad
tym obszarem, odcinający możliwość napływu powietrza z zachodu nad Syberię, ale również nad obszar północnej i północno-wschodniej Europy (rys. 6, E).
Zwiększonej ponad normę frekwencji makrotypu E w okresie zimowym powinien towarzyszyć rozległy wzrost ciśnienia, ciągnący się na zachód od rejonu
szeroko rozumianego Uralu i Zachodniej Syberii, mogący sięgać Europy Środkowej
i wschodniej części Półwyspu Skandynawskiego. W sensie klimatycznym oznacza
to bardzo silną rozbudowę zachodniej części Wyżu Azjatyckiego, z przesunięciem
się blokady do rejonu na zachód Uralu lub jeszcze dalej ku zachodowi. Centrum
Wyżu Azjatyckiego w takich warunkach powinno przesunąć się do zachodniej
części podawanego przez G o n g a i H o (2002) centrum aktywności Wyżu Syberyjskiego (Siberian High central activity; 70-120°E, 40-60°N) lub nawet leżeć na
zachód od tego centrum. Powinno to wywierać silny wpływ nie tylko na charakter termiczny zimy we wschodniej i środkowej Europie, ale również na charakter
monsunu zimowego na obszarze północno-wschodniej Azji.
O bardzo silnych zimowych zmianach SLP i wysokości geopotencjału nad
szeroko rozumianym rejonem Uralu i towarzyszącej wzrostowi SLP nad tym obszarem rozwojowi zimowej blokady pisało kilku badaczy. G o n g i in. (2001), G o n g
i H o (2002) oraz L i (2004) wykazali istnienie stosunkowo ścisłych związków
między rozszerzaniem się zasięgu Wyżu Syberyjskiego na zachód i silnym wzrostem ciśnienia nad Uralem ze zmiennością wskaźnika Oscylacji Arktycznej (AO).
Ujemnym wartościom zimowego wskaźnika AO towarzyszy silne przesunięcie się
Wyżu Azjatyckiego na zachód i wydatny wzrost SLP nad Syberią Zachodnią i Uralem. Ta k a y a i N a k a m u r a (2005), analizując mechanizmy wzmacniania się
Wyżu Azjatyckiego, wykazują zasadniczy wpływ przemieszczających się znad Atlantyku na wschód fal Rossby’ego. W każdym przypadku istnienie blokady jest związane z występowaniem quasistacjonarnego górnego klina (środkowa troposfera)
nad zachodnią i/lub środkową Syberią.
Geneza układu blokującego nad Uralem, w kontekście ocieplenia zim nad
obszarem wschodniej Azji, stanowiła ostatnio przedmiot studiów Wa n g a i in.
(2010). Wyniki badań tych autorów wykazują, że w drugiej połowie lat 1970.
częstość występowania zimowej blokady nad Uralem wyraźnie się zmniejszyła3,
co umożliwiło wzrost częstości występowania cieplejszych zim na obszarze
wschodniej Azji. Wang i in. (2010) zmianę tę tłumaczą w dość skomplikowany
i mało zrozumiały sposób – ma to następować w wyniku zmiany propagacji sygnału
Na szeregach niewyrównanych przez filtrację momenty zmian frekwencji makrotypu E i SLP
w okresie zimowym zaznaczają się nie w połowie lat 1970., ale w zimach 1967/68 i 1987/88. D’Arrigo
i in. (2005) zmianę (gwałtowny spadek) indeksu Wyżu Azjatyckiego wyznacza na rok 1989.
3
A.A. Marsz
18
blokady rejonu Uralu do rejonu wschodniej Azji (?)4. Mechanizm ten ma polegać
na zmianie intensywności propagacji w troposferze i stratosferze stacjonarnych
planetarnych fal długich. W okresie kiedy propagacja tych fal w stratosferze (2050 hPa) jest intensywna, ich propagacja w troposferze (500 hPa) słabnie, występuje wtedy częsta blokada; tworzą się zimą silne wyże stacjonarne w rejonie Uralu
(lata 1957-1976). Odwrotnie – w okresie, kiedy następuje intensywna propagacja
stacjonarnych fal długich w troposferze, następuje spadek intensywności propagacji tych fal w stratosferze i blokada w rejonie Uralu ulega osłabieniu (lata 19772000). Czynnikiem, który ma decydować o „przerzucaniu się intensywności propagacji stacjonarnych fal planetarnych” z toru stratosferycznego na troposferyczny
i odwrotnie, ma być zmienność zasobów ciepła w wodach (i SST) Atlantyku Północnego (Wang i in., 2010).
Związki między zmianami SLP w rejonie Uralu a międzyroczną zmiennością
zimowego wskaźnika AO stwierdzone przez Gonga i in. (2001), Gonga i Ho (2002)
oraz Li, (2004), w świetle rozkładów przestrzennych współczynników korelacji
między frekwencją makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej przedstawionych w tej pracy są jasne i zrozumiałe. Wartość zimowego wskaźnika AO jest
funkcją frekwencji makrotypów W i E w tym samym okresie (odpowiednio r
+0,65 i –0,51; 1951-2010). Spadek frekwencji makrotypu W i jednoczesny wzrost
frekwencji makrotypu E musi prowadzić do wystąpienia wzrostu ciśnienia nad
szeroko rozumianym rejonem Uralu i przesunięcia się Wyżu Azjatyckiego na
zachód, ale również doprowadzić do wystąpienia ujemnych wartości wskaźnika
AO. Jest również sprawą oczywistą, że makrotypy W oraz E stanowią określone
postaci fal Rossby’ego (Takaya, Nakamura, 2005); w tym przypadku dla wzmocnienia Wyżu Azjatyckiego i wystąpienia wysuniętej na zachód blokady wymagane
jest w okresie zimy wystąpienie zwiększonej frekwencji postaci fali długiej odpowiadającej makrotypowi E. Natomiast w świetle uzyskanych w tej pracy wyników
zmianę częstości występowania zimowych blokad w rejonie Uralu można, bez
uciekania się do mało zrozumiałego „przerzucania” się intensywności propagacji
fal długich z troposfery do stratosfery (Wang i in., 2010) i zmiany propagacji
sygnału blokady rejonu Uralu do rejonu wschodniej Azji, w prosty sposób objaśnić
zmianą frekwencji makrotypu E Wangengejma-Girsa (rys. 5 i 7).
Czynnikiem, który jest odpowiedzialny za zmiany frekwencji środkowotroposferycznych fal długich typu E (wzrost SLP nad Uralem i N Europą) i typu W według
klasyfikacji Wangengejma-Girsa (spadek SLP), jest rzeczywiście zmiana zasobów
ciepła w wodach Atlantyku Północnego (patrz Marsz 2008, 2012). Już wcześniej
Li (2004) na podstawie badań modelowych wykazał, że zmiany charakteru cyrkulacji atmosferycznej nad Uralem w czasie wczesnej zimy (październik-grudzień)
są powodowane przez zmiany dopływu ciepła do atmosfery z powierzchni Atlan4
Sygnał jest informacją, informacja nie może być czynnikiem sprawczym.
Frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej...
19
Rys. 7. Przebieg zimowych wartości SLP w gridach 60°N, 50°E (zachodnie przedgórza Uralu) i 60°N,
60°E (północny Ural) oraz frekwencji makrotypu E według klasyfikacji Wangengejma-Girsa w tym
samym czasie. Wyraźnie widoczny zmniejszony spadek frekwencji makrotypu E od końca lat 1980.
i odpowiadający mu spadek średniego zimowego SLP na tym obszarze, wskazujący na ograniczenie
zimowych sytuacji blokujących nad Uralem
Fig. 7. The course of the Winter SLP values in grids 60°N, 50°E (western foothills of the Urals), and
60°N, 60°E (northern Urals) and frequency of macro-type E according to Wangengejm-Girs classification at the same time. Clearly visible lower decrease in the frequency of macro-type E from the late
80-ties of the twentieth century and a corresponding decrease in the mean winter SLP in this area,
indicating a restriction of winter blocking situations over the Urals
tyku Północnego, które modyfikują charakter fal długich. Wyniki badań Li (2004)
potwierdzają późniejsze badania M a r t i n a i R u p r e c h t a (2007).
Wystąpieniu zimowej blokady nad rejonem Uralu odpowiada wystąpienie surowych zim na obszarze europejskiej części Rosji, Syberii Zachodniej i Kazachstanu.
Nad obszarem Polski wystąpieniu blokady nad Uralem odpowiada na ogół również
wystąpienie zim chłodniejszych od normy, z tym jednak, że w takich sytuacjach
względnie silniejsze niż na pozostałych obszarach kraju spadki temperatury występują na południowo-zachodnich i zachodnich jego częściach.
Pewne zaskoczenie stanowi rozkład przestrzenny współczynników korelacji
między frekwencją makrotypu C a SLP w okresie zimowym. Schemat rozkładu
przestrzennego fali długiej odpowiadający makrotypowi C (rys. 2) sugeruje występowanie przy zwiększonej frekwencji makrotypu C dolnego antycyklonu nad Pół-
A.A. Marsz
20
wyspem Skandynawskim. Taką lokalizację układu wysokiego ciśnienia zdaje się
potwierdzać występująca niezbyt silna, ale istotna korelacja (r = 0,41, p < 0,009)
między frekwencją makrotypu C a frekwencją typu cyrkulacji E. O s u c h o w s k i e j - K l e i n (1975, 1978 1991) w okresie zimowym lat 1951-1990. Cechą charakterystyczną dla typu cyrkulacji E. Osuchowskiej-Klein (1975) jest właśnie występowanie antycyklonu nad Półwyspem Skandynawskim z centrum w pobliżu 62-63°N,
15°E. Tymczasem maksimum siły związku między frekwencją makrotypu C a SLP
jest wyraźnie przesunięte ku zachodowi i lokuje się nad Wyspami Brytyjskimi
(rys. 8), a nad Półwyspem Skandynawskim w badanym okresie, poza jego południowo-zachodnimi skrajami, związki między frekwencją makrotypu C w okresie
zimowym a SLP są nieistotne. Taki stan rzeczy może mieć swoją przyczynę w schematycznym i zgeneralizowanym nakreśleniu zarysu fali długiej typowej dla makrotypu C (rys. 2), który następnie wpływa na klasyfikację sytuacji synoptycznych
zaliczanych do tego makrotypu.
Podsumowując, można stwierdzić, że zmienność frekwencji makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej w atlantycko-eurazjatyckim sektorze cyrkulacyjnym w okresie zimowym może stanowić dobry klimatyczny opis warunków przepływów powietrza nad Europą i północno-zachodnią częścią Azji również
w dolnej troposferze. Międzyroczna zmienność struktury makrotypów W, E i C
według klasyfikacji Wangengejma-Girsa w okresie zimowym ma mocne i dobre
przełożenie na podobną zmienność pola ciśnienia atmosferycznego na poziomie
morza, ta zaś bezpośrednio steruje kierunkami i intensywnością dolnych wielkoskalowych przepływów powietrza. Choć nie prowadzono w tej pracy analizy
związku frekwencji makrotypów z zimową temperaturą powietrza, stwierdzony
fakt zmniejszenia się od końca lat 80. XX wieku frekwencji makrotypu E i wzrost
frekwencji makrotypu W (rys. 3) oraz odpowiadający tym zmianom struktury
frekwencji makrotypów wzrost natężenia cyrkulacji strefowej, przy wydatnym
spadku częstości występowania zimowego wyżu blokującego nad Uralem (rys. 7),
czyni jasnym, że obserwowany w ciągu ostatnich dwudziestukilku lat wzrost
zimowej temperatury powietrza nad obszarem północnej Europy i północno-zachodniej Azji ma swoją bezpośrednią przyczynę w zmianie charakteru wielkoskalowej cyrkulacji atmosferycznej.
Materiały wpłynęły do redakcji 12 III 2013.
Literatura
D’Arrigo R., Jacoby G., Wilson R., Panagiotopoulos F., 2005, A reconstructed Siberian High index since
A.D.1599 from Eurasian and North American tree rings. Geoph. Res. Letters, 32, L05705,
doi:10.1029/2004GL022271.
Degirmendzić J., Kożuchowski K., Wibig J., 2000, Epoki cyrkulacyjne XX wieku i zmienność typów cyrkulacji atmosferycznej w Polsce. Prz. Geof., 45, 3-4; 221-239.
Frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej...
21
Dimitriev A.A., Belyazo V.A., 2006, Kosmos, planetarnaâ klimatičeskaâ izmenčivost’ i atmosfera polarnyh
regionov. Gidrometeoizdat, Sankt Peterburg, ss. 358.
Fortak H., 1971, Meteorologie. Carl Habel Verlagsbuchhandlung, Berlin und Darmstadt, ss. 287.
Girs A.A., 1964., O sozdanii iedinoi klassifikacii makrosinopticheskikh processov severnogo polushariya. Met.
i Gidr., 4, 43-47.
Girs A.A., 1981, K voprosu o formakh atmosfernoj cirkulacii i ikh prognosticheskom ispolzovanii. Trudy AANII,
373; 4-13.
Gong D.-Y., Wang S.-W., Zhu J.-H., 2001, East Asian winter monsonn and Arctic Oscillation. Geoph. Res.
Letters, 28, 10; 2073-2076.
Gong D.-Y., Ho C.-H., 2002, The Siberian High and climate change over middle to high latitude Asia. Theor.
and Appl.Climatology, 72; 1-9.
Huang W-R., Wang S-Y., Chan J.C.L., 2011, Discrepancies between global reanalyses and observations in the
interdecadal variations of Southeast Asian cold surge. Inter. J. of Climatology, 31, 15; 2272–2280.
Jones P.D., Briffa K.R., 1992, Global Surface Air Temperature Variations During the Twentieth Century: Part
1, Spatial, Temporal and Seasonal Details. The Holocene, 2, 2, 165-179; doi:
10.1177/095968369200200208 .
Jones, P.D., Parker D.E., Osborn T.J., Briffa K.R., 2011, Global and hemispheric temperature anomalies - land
and marine instrumental records. [w:] Trends: A Compendium of Data on Global Change. Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory, U.S. Department of Energy,
Oak Ridge, Tennessee, U.S.A. doi: 10.3334/CDIAC/cli.002.
Kalnay E., Kanamitsu M., Kistler R., Collins W., Deaven D., Gandin, L. Iredell M., Saha S., White G.,
Woollen J., Zhu Y., Leetmaa A., Reynolds B., 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. of the American Met. Society, 77; 437-470.
Kożuchowski K., 1989, Makrotypy ogólnej cyrkulacji atmosfery a temperatura powietrza w Polsce. Prz. Geof.,
34, 4, 427-435.
Kożuchowski K., 1993, Makrotypy ogólnej cyrkulacji atmosfery a główne typy cyrkulacji nad Polską. Prz.
Geof., 38, 3-4, 241-247.
Kożuchowski K., Marciniak K., 1988, Variability of mean monthly temperatures and semi-annual precipitation
totals in Europe in relation to hemispheric circulation patterns. J. of Climatology, 8, 2, 191-199. doi:
10.1002/joc.3370080206.
Li S., 2004, Impact of Northwest Atlantic SST Anomalies on the Circulation over the Ural Mountains during
Early Winter. J. of the Met. Society of Japan, 82, 4, 971-988.
Marsz A., 2005, Czy cyrkulacja atmosferyczna jest zdeterminowana i przewidywalna? [w:] red. E.Bogdanowicz, U.Kossowska-Cezak i J.Szkutnicki: Ekstremalne zjawiska hydrologiczne i meteorologiczne. PTGeof./
IMGW, Warszawa, 32-52.
Marsz A.A., 2008, W sprawie genezy Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO). Prz. Geof., 53, 3-26.
Marsz A., 2012, Cyrkulacja atmosferyczna w atlantycko-eurazjatyckim sektorze cyrkulacyjnym – schemat
uwarunkowań i mechanizmów działania. [w:] red. Z. Bielec–Bąkowska, E. Łupikasza, A. Widawski:
Rola cyrkulacji atmosfery w kształtowaniu klimatu. Uniwersytet Śląski, Sosnowiec, 101-118.
Marsz A.A., Styszyńska A., 2006, O „arktycznych” i „atlantyckich” mechanizmach sterujących zmiennością temperatury powietrza na obszarze Europy i północno-zachodniej Azji. Problemy Klimatologii Polarnej, 16,
47-89.
Martin T., Ruprecht E., 2007, Decadal variation of the North Atlantic meridional heat transport and its relation to atmospheric processes. Geoph. Res. Letters, 34, L04703, doi:10.1029/2006GL028438.
Osuchowska-Klein B., 1975, Prognostyczne aspekty cyrkulacji atmosferycznej nad Polską. Prace IMGW, 7,
4-51.
Osuchowska-Klein B., 1978, Katalog typów cyrkulacji atmosferycznej. IMGW, WKiŁ, Warszawa, ss. 192.
Osuchowska-Klein B., 1991, Katalog typów cyrkulacji atmosferycznej (1976-1990). Wyd. IMGW, Warszawa,
ss. 50.
22
A.A. Marsz
Panagiotopoulos F., Shahgedanova M., Hannachi A., Stephenson D.B., 2005; Observed Trends and Teleconnections of the Siberian High: A Recently Declining Center of Action. J. of Climate, 18, 9; 1411–1422.
doi: http://dx.doi.org/10.1175/JCLI3352.1.
Stott P.A., Tett S.F.B, Jones G.S., Allen M.R., Mitchell J.F.B., Jenkins G.J., 2000, External Control of 20th
Century Temperature by Natural and Anthropogenic Forcings. Science, 290, 2133; DOI: 10.1126/science.290.5499.2133.
Swanson K.L., Sugihara G., Tsonis A.A., 2009, Long-term natural variability and 20th century climate
change. PNAS (Procedings of the National Academy of Sciences) 106, 38, 16120-16123; doi:
10.1073/pnas.0908699106.
Takaya K., Nakamura H., 2005, Mechanisms of Intraseasonal Amplification of the Cold Siberian High. J. of
the Atmosph. Sciences, 62, 12, 4423-4440.
Tveito O.E., Ustrnul Z., 2003, A review of the use of large-scale atmospheric circulation classyfication in
spatial climatology. DNMI, Report 10/03, ss. 17.
Ustrnul Z., 1997, Zmienność cyrkulacji atmosfery na półkuli północnej w XX wieku. Materiały Badawcze
IMGW, seria Meteorologia, 27, Warszawa, ss. 208.
Wang L., Chen W., Zhou W., Chan J.C.L., Barriopedro D., Huang R., 2010, Effect of the climate shift
around mid 1970s on the relationship between wintertime Ural blocking circulation and East Asian climate.
Int. J. of Climatology, 30, 153-158, doi: 10.1002/joc.1876.
Wangengejm G.Ya., 1952, Osnovy makrocirkulâcionnogo metoda dolgosročnyh meteorologičeskih
prognozov. Trudy Arktičeskogo i Antarktičeskogo Naučno-Issledovatel-skogo Instituta, 34; 6-314.
Yarnal B., 1994, Synoptic Climatology in Environmental Analysis: A Primer. John Wiley & Sons, ss. 256.
Zwiers F.W., Weaver A.J., 2000, The Causes of 20th Century Warming. Science, 290, 5499, 2081-2083;
doi: 10.1126/science.290.5499.2081.
Streszczenie
Procesy cyrkulacyjne w środkowej troposferze sterują procesami cyrkulacji dolnej, dzięki czemu
częstość występowania środkowotroposferycznych fal długich w określonych położeniach może stanowić syntetyczną klimatyczną charakterystykę przepływów w dolnej troposferze. W pracy przeanalizowano związki zachodzące między frekwencją makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznych
Wangengejma-Girsa a polem ciśnienia na poziomie morza (SLP) w okresie zimowym nad obszarem
strefy umiarkowanej Europy i północnej Azji (40-65°N, 10°W-130°E). Zima rozumiana jest jako okres
od grudnia do marca włącznie, badaniami objęto okres 1951-2010. Przeprowadzona analiza wykazała
bardzo silne związki między frekwencją makrotypów W i E według klasyfikacji Wangengejma-Girsa
a polem ciśnienia (rys. 6). Ze wzrostem frekwencji makrotypu W w czasie zimy silnie spada ciśnienie w północnej części Europy i Azji, rośnie na pograniczu strefy umiarkowanej z subtropikami, co
prowadzi do dominacji cyrkulacji strefowej, sięgającej na północy w głąb Syberii (do 120-125°E).
W przypadku wzrostu frekwencji makrotypu E rozkład przestrzenny zmian SLP jest odwrotny, a zasięg
Wyżu Azjatyckiego silnie rozciąga się na północo-zachód. W rezultacie zmian frekwencji makrotypów
W i E wytwarza się zimą „huśtawka” zmian ciśnienia między południową a północną częścią strefy
umiarkowanej, najsilniejsza nad obszarem zachodniej i środkowej Europy. Wzrost frekwencji makrotypu C powoduje najsilniejsze deformacje pola SLP na obszarze wokół Morza Północnego (wzrost
ciśnienia), słabsze w rejonie Kazachstanu (spadek SLP). Na pozostałych obszarach przy zmianach
frekwencji makrotypu C zmiany SLP są statystycznie nieistotne. Obserwowane w latach 1951-2010
zmiany frekwencji makrotypów W, E i C, poprzez ich wpływ na kształtowanie pola SLP, dobrze objaśniają występujące w tym okresie zmiany temperatury powietrza na rozpatrywanym obszarze.
S ł o w a k l u c z o w e : cyrkulacja atmosferyczna, makrotypy Wangengejma-Girsa, Europa, NW
Azja, zima
Frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej...
23
Summary
Circulation processes in the mid- troposphere control the lower circulation processes. Thanks
to this frequency of long mid-tropospheric waves in certain positions may be a synthetic climatic
characteristics of the flows in the lower troposphere. The study is analyzing the relationships between
the frequency of mid-tropospheric circulation Wangengejm-Girs macro-types and sea level pressure
(SLP) in Winter over the area of moderate zones of Europe and North Asia (40-65°N, 10°W-130°E).
Winter is defined as the period from December to the end of March. The study covered the period
1951-2010. The analysis showed a very strong corelation between the frequency of W and E macro-types according to the Wangengejm-Girs classification and pressure field (Fig. 6, E).In Winter the
increase of frequency of macro-type W causes a visible fall of pressure in the northern part of Europe
and Asia, and increase in pressure on the border of the moderate zone with the subtropical zone.
This leads to the dominance of the zonal circulation extending north into Siberia (up to 120-125 °
E). In case of the increase in frequency of macro-type E, spatial distribution of SLP changes is reversed, and the range of the Asian High extends far to the north-west. In Winter the dominance of
macro-type E leads to a blockade with the center over the Ural region - NE Europe. Changes in
a frequency of macro-types W and E create a “swing” of pressure, and changes between southern
and northern part of the temperate zone. It is the strongest over the area of western and central
Europe. The increase in frequency of macro-type C causes the strongest deformation of SLP fields
in the area around the North Sea (increase in pressure) and weaker deformation in the region of
Kazakhstan and Western Siberia (decrease in SLP). In other areas changes in frequency of macro-type
C do not result in SLP changes which are statistically significant. The observed changes in the frequency of macro-types W, E and C, over the period 1951-2010, their influence on the SLP field,
explain in a very good way, the changes in air temperature in the examined area observed during
this period.
K e y w o r d s : atmospheric circulation, Wangengejm-Girs circulation patterns, Europe, NW Asia,
winter
Andrzej A. Marsz
[email protected]
Katedra Meteorologii i Oceanografii Nautycznej
Wydziału Nawigacyjnego Akademii Morskiej w Gdyni