nao - IMGW
advertisement
Andrzej A. MARSZ Katedra Meteorologii i Oceanografii Nautycznej Wydziału Nawigacyjnego Akademii Morskiej w Gdyni WPŁYW OSCYLACJI PÓŁNOCNOATLANTYCKIEJ (NAO) NA WZROST TEMPERATURY POWIETRZA NAD POLSKĄ W WARUNKACH ZMIENNYCH ZASOBÓW CIEPŁA W ATLANTYKU PÓŁNOCNYM INFLUENCE OF THE NORTH ATLANTIC OSCILLATION (NAO) ON THE INCREASE IN AIR TEMPERATURE OVER POLAND UNDER CONDITIONS OF VARIABLE HEAT RESOURCES IN THE NORTH ATLANTIC Sformułowanie zagadnienia Profesor Krzysztof K o ż u c h o w s k i swój podręcznik Klimat Polski – nowe spojrzenie (2011) zamyka niezmiernie ważnym i ciekawym rozdziałem zatytułowanym Sygnał ocieplenia klimatu Polski. W rozdziale tym rozważa występujące w ostatnich dwu-trzech dekadach przejawy wzrostu temperatury powietrza nad Polską i odnosi się do ich realnych i hipotetycznych przyczyn. Omawiając rolę cyrkulacji w kształtowaniu obserwowanego ocieplenia (s. 268), stwierdza: „Jednakże warunki cyrkulacyjne panujące pod koniec XX w. i w pierwszych latach bieżącego stulecia nie wyjaśniają w pełni skali obserwowanego ocieplenia. Znacznemu złagodzeniu zim na przełomie stuleci nie towarzyszył np. równie intensywny wzrost wskaźnika Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO). Przeciwnie, indeks NAO miał tendencję malejącą. Cała dekada 1991-2000 była „za ciepła” ze względu na dominujące składowe wiatru geostroficznego oraz układy baryczne nad Polską. Adwekcje przynoszą cieplejsze masy powietrza, gdyż atmosfera stała się cieplejsza. W ten właśnie Prz. Geof. LVIII, 3-4 (2013) 128 A.A. Marsz sposób kształtuje się sygnał globalnego ocieplenia: kompleks miejscowych zmian klimatycznych, statystycznie istotnych i zbieżnych ze zmianami w skali globalnej”. Już wcześniej ten sam autor (patrz Degirmendžić i in., 2004, Kożuchowski, 2009) sygnalizował „niezgodność” między charakterem i intensywnością cyrkulacji atmosferycznej a intensywnością wzrostu temperatury powietrza nad Polską. Stwierdzony fakt „niezgodności” subtrendów między szeregami czasowymi różnych wskaźników opisujących charakter i intensywność cyrkulacji atmosferycznej (indeksami NAO, składowymi strefowymi i południkowymi wiatru geostroficznego, indeksami cyrkulacji strefowej, ...) a temperaturą powietrza nad Polską (i ogólniej – nad Europą wokółbałtycką) jest na tyle ważnym stwierdzeniem, że należy poświęcić mu więcej uwagi. W pracy ograniczy się do pewnych uwag na temat związków między przebiegiem cyrkulacji atmosferycznej w atlantycko-europejskim sektorze cyrkulacyjnym, opisanym przez wskaźnik NAO (Oscylacji Północnoatlantyckiej), a temperaturą powietrza nad Polską. Zmienność innych wskaźników charakteryzujących cyrkulację dolno- i środkowotroposferyczną jest silnie i statystycznie istotnie powiązana ze zmiennością indeksów NAO. Nie jest to nic zaskakującego – wszystkie wskaźniki opisują tę samą rzeczywistość – ciągłe w czasie i przestrzeni przepływy strumieni powietrza w tym sektorze cyrkulacyjnym, tyle że różne ich aspekty za pomocą odmiennych miar. Faza NAO a intensywność poboru ciepła z wód Atlantyku Północnego Wskaźnik NAO nie jest indeksem cyrkulacji strefowej sensu stricto, ale indeksem pozwalającym na identyfikację faktu występowania napływu mas powietrza morskiego znad Atlantyku nad Europę i określenie intensywności tego napływu. Sam wskaźnik NAO, ze względu na jego konstrukcję, charakteryzuje intensywność cyrkulacji atmosferycznej, ale tylko orientacyjnie jej kierunek. W przypadku dodatnich wartości wskaźnika NAO – im wskaźnik jest większy, tym bardziej intensywny jest napływ powietrza formującego się nad Atlantykiem Północnym i kierującego się na wschód, nad Europę, a następnie na północo-wschód, nad Skandynawię i NW część europejskiej Rosji. Z napływem powietrza znad Atlantyku w chłodnej porze roku nad obszarem Polski powiązany jest wzrost temperatury powietrza. W przypadku gdy wskaźnik NAO przybiera ujemne wartości, kierunki napływu (składowe N lub S, ale i E) wykazują znaczne zróżnicowanie regionalne i nad Polską nie dają się jednoznacznie powiązać ze zmianami temperatury powietrza, choć w chłodnej porze roku częściej są związane ze spadkami temperatury niż z jej wzrostem. W czasie dodatniej fazy NAO powietrze wypływające po zachodniej stronie Niżu Islandzkiego z Arktyki, czy ogólnie z północy, przepływa nad północnym Wpływ Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO) ... 129 Atlantykiem i jako zimniejsze od wody ogrzewa się od powierzchni oceanu. Podobnie powietrze znad ciepłych wód subtropików, włączone w silny strumień zachodni nad Atlantykiem Północnym, dociera jako ciepłe powietrze nad obszar środkowych i północnych części Europy. Proces poboru ciepła z powierzchni morza jest rozbijany na dwie składowe – pobór ciepła jawnego (wymiana turbulencyjna – P) i pobór utajonego ciepła parowania (wymiana substancjalna – LE). W przypadku parowania z powierzchni morza energia zużywana na parowanie jest pobierana z wody. Łączny pobór ciepła z oceanu do atmosfery stanowi sumę P i LE. Czynniki wywierające wpływ na pobór ciepła z wody i ich role określają proste formuły (za Sukhovej, 1977)1: P = 0,212·N·(tw – tp)·Vw, LE = 0,326·N·(ew – e)·Vw, (1) (2) gdzie: P – pobór ciepła jawnego (wymiana turbulencyjna) z powierzchni morza (MJ·m-2·miesiąc-1), LE – pobór utajonego ciepła parowania z powierzchni morza (MJ·m-2·miesiąc-1), N – liczba dni w miesiącu, tw – średnia dobowa temperatura powierzchni morza w miesiącu (°C), tp – średnia dobowa temperatura powietrza w miesiącu (°C), ew – maksymalna prężność pary wodnej w temperaturze (tw) powierzchni wody (hPa), e – średnia dobowa w miesiącu prężność pary wodnej w powietrzu (hPa), Vw – średnia dobowa prędkość wiatru w miesiącu (m·s-1), przy czym Vw, tp i e są mierzone na wysokości 10 m nad poziomem morza. Formuła (1) jest słuszna wyłącznie dla tw>tp; w przypadku gdy tw = tp, przepływ ciepła jawnego z powierzchni morza ustaje, a w przypadku gdy tw<tp, nie następuje, jak mogłoby się wydawać, przepływ ciepła z atmosfery do powierzchni morza. W warunkach tw<tp przepływ ciepła z powietrza do powierzchni morza jest zerowy – powierzchnia morza nie ogrzewa się od powietrza. Tym niemniej jest możliwy przepływ ciepła – w postaci utajonego ciepła parowania – z oceanu do atmosfery w warunkach gdy tw<tp, pod warunkiem, że w przepływającym nad wodą powietrzu e jest mniejsze od ew (patrz formuła (2)). W obu formułach jako istotny czynnik wywierający wpływ na ilość przekazanego ciepła z oceanu do atmosfery stoi prędkość wiatru (Vw). Im większa prędkość wiatru, tym przy ustaleniu pozostałych czynników pobór ciepła z powierzchni oceanu jest większy. Z obu formuł wynika jeszcze jeden ważny fakt – klimatyczna rola oceanu zmienia się w ciągu roku i to zmienia się wraz z intensywnością cyrkulacji. W chłodnej porze roku ocieplająca rola oceanów jest znakomicie większa niż w ciepłej porze roku – ocean oddaje do atmosfery część zakumulowanych w okresie letniego nagrzewania (i w latach poprzednich) zasobów ciepła do atmosfery, a natężenie 1 Można spotkać się z niewielkimi różnicami w wartościach współczynników proporcjonalności w formułach tego rodzaju podawanych przez różnych autorów. 130 A.A. Marsz strumieni ciepła z oceanu do atmosfery w szerokościach umiarkowanych i subpolarnych staje się większe od strumieni energii słonecznej docierającej w tym samym czasie do powierzchni oceanu W ten sposób ocean staje się astrefowym źródłem ciepła dla procesów atmosferycznych. Na dodatek wszędzie tam, gdzie oddająca ciepło do atmosfery woda morska znajduje się we względnie uporządkowanym ruchu, przekazane do atmosfery ciepło zostało zakumulowane na zupełnie innych powierzchniach oceanu i w innym czasie, niż zostaje przekazywane do atmosfery. W okresie ciepłym Δt (tw – tp) jest niewielka, na dodatek intensywność cyrkulacji (prędkość wiatru) jest wyraźnie osłabiona. W okresie chłodnym, ze względu na wielką pojemność cieplną oceanu, Δt wszędzie w szerokościach umiarkowanych i subpolarnych jest duża, co powoduje intensywny przenos ciepła z oceanu do atmosfery. W ogrzewającym się powietrzu, zwłaszcza takim, którego temperatura początkowa (przed rozpoczęciem procesu ogrzewania) jest niska, prężność maksymalna pary wodnej (E = f(T)) jest również niewielka. Wzrost temperatury tego powietrza skutkuje gwałtownym wzrostem niedosytu wilgotności w warstwie przywodnej, co w dalszej konsekwencji pociąga za sobą wzrost parowania z powierzchni oceanu, a tym samym powoduje wzrost zasobów ciepła w powietrzu. Ponieważ w warunkach tw>tp rozwija się nad oceanem pogoda konwekcyjna, znaczna część pobranego z oceanu ciepła parowania może bezpośrednio nad oceanem, w rejonie przepływów strumieni LE, zostać zamienione na ciepło jawne (tworzenie się chmur pionowych; ciepło kondensacji). W takich warunkach (patrz formuły (1) i (2)) rola prędkości wiatru (czyli natężenie cyrkulacji) w poborze ciepła z powierzchni oceanu w okresie chłodnej pory roku staje się szczególnie duża. Dodatnie fazy NAO a temperatura powietrza nad Polską Wartość „stacyjnego” wskaźnika NAO pośrednio informuje o średniej wartości gradientu barycznego nad częścią Atlantyku Północnego2. Im większa wartość wskaźnika NAO, tym większa prędkość wiatru nad wodą i bardziej intensywny pobór ciepła z powierzchni morza – i tym samym – większy zasób ciepła w powietrzu znad Atlantyku transportowanym następnie przez cyrkulację na wschód. Ale im większa wartość wskaźnika NAO, tym również szybszy transport powietrza na wschód. Straty ciepła w niesionym przez cyrkulację atmosferyczną powietrzu zależą od jego temperatury i czasu transportu. W ten sposób w warunkach szybkiego transportu powietrza przy wysokich dodatnich wartościach wskaźnika NAO straty ciepła w powietrzu niesionym na wschód i docierającym nad obszar 2 W przypadku wskaźnika NAO Rogersa (1984) o gradiencie między Azorami (Ponta Delgada) a Akureyri, w przypadku wskaźnika Hurrella (1995) między Lizboną a Stykkisholmur/Reykjavikiem, w przypadku wskaźnika NAO CRU (Jones i in., 1997) między Gibraltarem a Stykkisholmur/Reykjavikiem. Wpływ Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO) ... 131 Polski są mniejsze i temperatura powietrza staje się nieproporcjonalnie wyższa niż w przypadku wystąpienia niewielkich dodatnich wartości wskaźnika NAO (pobór mniejszych ilości ciepła z powierzchni oceanu, zwiększone straty ciepła w czasie transportu). Rzeczywisty związek między wartością wskaźnika NAO a temperaturą powietrza nad Polską jest nieliniowy, a w ujęciu regionalnym – ze względu na zróżnicowany czas (długość) transportu – dodatkowo zmienny w przestrzeni. Mimo tego, zależność między wartością wskaźnika NAO a temperaturą (T) może być dobrze przybliżona funkcją liniową T = a + b·NAO i takie przybliżenie w rozsądny sposób jest stosowane w licznych, tu nie cytowanych, pracach. Ta zależność dobrze objaśnia zasadniczą rolę cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu zmienności temperatury powietrza nad Polską, ale rzeczywiście nie odtwarza pełnej skali obserwowanego wzrostu temperatury nad Polską w ostatnich dwu dekadach. Jest właśnie tak, jak pisze Kożuchowski (2011) – cyrkulacja atmosferyczna wraz z upływem czasu przynosi nad Polskę coraz to cieplejsze masy powietrza. Można jednak postawić pytanie, skąd bierze się ciepło, czyniące te masy powietrza cieplejszymi? Zmiany zasobów ciepła w Atlantyku Północnym jako dodatkowy czynnik wpływający na temperaturę powietrza nad Polską Przy analizach związków między NAO (czy ogólniej - cyrkulacją atmosferyczną) a temperaturą powietrza nie bierze się pod uwagę faktu, że zasoby ciepła w północnej części Oceanu Atlantyckiego nie są stałe, ale zmieniają się w czasie. Od przełomu lat 70.i 80. XX wieku obserwuje się wzrost zasobów ciepła na tym akwenie, co przejawia się (patrz rys. 1) wzrostem temperatury powierzchni morza (dalej SST). Wzrost SST nie jest jednakowy na całym Atlantyku Północnym, występują na nim mniejsze powierzchnie, gdzie okresowo nastąpiły spadki SST (np. NW część Atlantyku Północnego w latach 1990.), na niektórych akwenach tempo wzrostu jest szybsze, na innych wolniejsze. Najszybszy, choć niejednoczesny wzrost SST obserwuje się na szlaku przepływu wód wielkiego systemu prądowego: Prądu Antylskiego – Golfstromu – Prądu Północnoatlantyckiego – Norwesko-Atlantyckiego – Zachodniospitsbergeńskiego, odtwarzającego fragment powierzchniowej części północnoatlantyckiego „przenośnika taśmowego” cyrkulacji termohalinowej (Broecker, 1991; Gray i in., 2004). Od pojawienia się „impulsu” zmiany SST w delcie Golfstromu (~37-40°N, 58-40°W) do momentu pojawienia się śladów tego impulsu na Prądzie Zachodniospitsbergeńskim na szerokości Spitsbergenu (~76-77°N, 10-12°E) mija ok. 3-4 lat. Na pozostałych akwenach wzrost SST następuje z innym opóźnieniem. Wzrosty SST i zasobów ciepła na Atlantyku Północnym zachodzą quasicyklicznie, w okresie obserwacji instrumentalnych co 132 A.A. Marsz Rys. 1. Przebieg średniej rocznej SST na Atlantyku Północnym(1900-2010). SST uśredniona z trzech powierzchni 2°x2° o współrzędnych centrum (gridów): 38°N, 56°W – zachodnia część środkowej części Atlantyku Północnego, delta Golfstromu; grid 40°N, 20°W – wschodnia część Atlantyku Północnego, pogranicze wód strefy tropikalnej i umiarkowanych; grid 56°N, 12°W – NE część Atlantyku Północnego, pogranicze wód strefy umiarkowanej i strefy subpolarnej). Zmiany SST w delcie Golfstromu (38°N, 56°W) sygnalizują mające nastąpić z różnymi opóźnieniami zmiany w polu SST na Atlantyku Północnym Fig. 1.The course of mean annual SST of the North Atlantic (1900-2010). SST averaged from three areas of 2°x2° with the coordinates (centre of a grid): 38° N, 56° W – West of the central part of the North Atlantic, the Gulf Stream delta; the grid 40°N, 20°W – the eastern part of the North Atlantic borderlines of waters between tropical and temperate zones; the grid 56° N, 12° W – NE of the North Atlantic border of waters between temperate and sub-polar zones). SST changes in the delta of the Gulf Stream (38° N, 56° W) inform about the changes in the SST in the North Atlantic which are to occur with different delays 55-75 lat (Schlesinger, Ramankutty, 1994; Dima, Lohmann, 2007). Stwierdzone na podstawie badań paleoklimatycznych quasiokresowości zmian SST na Atlantyku Północnym to 60-100 lat w okresie ostatnich 400 lat (Gray i in., 2004) i 60-90 lat w ciągu ostatnich 8000 lat (Knudsen i in., 2011). Ostatni pełny cykl AMO (liczony od minimum do minimum) liczył ok. 70 lat. Te rytmiczne, czy quasi-rytmiczne, zmiany SST odtwarzają przebieg Multidekadowej Oscylacji Atlantyku (Atlantic Multidecadal Oscillation; patrz Keer, 2000; 2005; Enfield i in., 2001; Gray i in.; 2004). Następujący od lat 1980. wzrost zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego umożliwia pobór coraz to większych ilości ciepła z powierzchni oceanu Wpływ Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO) ... 133 do atmosfery. Temperatura powietrza nad Atlantykiem Północnym rośnie wraz z upływem czasu, kosztem pobierania zwiększonej ilości ciepła jawnego i ciepła parowania z powierzchni tego akwenu. W takiej sytuacji nawet mniej intensywna cyrkulacja strefowa, ale następująca później, może transportować powietrze o podobnej lub wyższej temperaturze nad Polskę niż silniejsza cyrkulacja strefowa, która występowała wcześniej. Teza ta może budzić wątpliwości wobec faktu, że w polskiej literaturze rysują się poważne kontrowersje na temat wymierności wpływu stanu termicznego Atlantyku Północnego na temperaturę nad obszarem Polski. Wcześniej prowadzone badania przez M i ę t u s a i F i l i p i a k a (2002) wykazują praktyczny brak wpływu stanu termicznego tego akwenu na zmienność temperatury w Polsce, a ostatnio prowadzone (Marosz, Miętus, 2011) wskazują, że wpływ ten jest niewielki. Badania autora (Marsz, 2001, 2005) wykazały natomiast, że wpływ taki istnieje i na dodatek jest wyraźny i relatywnie silny. Nie wchodząc w tym miejscu w dyskusję na temat przyczyn rozbieżności między stwierdzeniami Miętusa i Filipiaka (2002) oraz Marosza i Miętusa (2011) a autora, należy stwierdzić, że postawiona teza o wpływie wzrostu zasobów ciepła w Atlantyku Północnym i związanego z tym wzrostem SST na tym akwenie wymaga jej empirycznego potwierdzenia. Materiały i metody Do charakterystyki zmian temperatury powietrza nad Polską wykorzystano średnią roczną obszarową temperaturę powietrza (dalej TRK), obliczoną dla roku kalendarzowego z wartości miesięcznych z 10 stacji – Białegostoku, Elbląga, Krakowa, Łeby, Poznania, Siedlec, Szczecina, Włodawy, Warszawy i Wrocławia. Stacje te zdaniem IMGW w wystarczająco dokładny sposób charakteryzują zmienność warunków nad Polską i dane z nich są systematycznie przekazywane jako CLIMAT monthly weather summaries (FM-71-XI) do WMO, wobec czego są powszechnie dostępne. Ponieważ w tym zestawie stacji szereg danych ze stacji Kraków-Balice rozpoczyna się od roku 1961, wykorzystano do analizy 50-lecie 1961-2010. Szereg TRK charakteryzuje przebieg powietrza na „niegórskich” obszarach Polski i jest bardzo silnie i wysoce istotnie skorelowany z przebiegami rocznej temperatury powietrza na innych, nie uwzględnionych przy obliczaniu średniej obszarowej, stacjach na obszarze Polski. Informacje o zmienności zasobów ciepła w Atlantyku Północnym zaczerpnięto ze zbioru NOAA NODC (National Oceanographic Data Center) Yearly heat content from 1955 to 2011, Basin time series, Atlantic (wykorzystano część NA)3. 3 http://data.nodc.noaa.gov/woa/DATA_ANALYSIS/3M_HEAT_CONTENT/DATA/basin/yearly/h22-a0-700m.dat 134 A.A. Marsz Dane te zawierają informacje o wartościach rocznych anomalii zasobów ciepła w całym Atlantyku Północnym w warstwie wody od 0 do 700 m (wymiar 1022 J) i są datowane na połowę każdego roku. Zbiór rozpoczyna się od roku 1955,5, wykorzystano dane od roku 1960,5. Metodyka opracowania tego zbioru i jego korekty w stosunku do wcześniejszych wersji jest omawiana w pracy L e v i t u s a i in. (2009). Wartości w tym zbiorze są bardzo silnie i wysoce istotnie skorelowane dodatnio z roczną SST na obszarze Atlantyku Północnego, zwłaszcza jego środkowych i północno-wschodnich częściach, a więc tych, nad którymi cyrkulacja strefowa przenosi powietrze trafiające następnie nad obszar Polski. Na przykład, współczynnik korelacji rocznych anomalii zasobów ciepła w Atlantyku Północnym z uśrednioną średnią roczną4 SST z trzech gridów oddalonych od siebie po 20003500 km leżących na pograniczu wód tropikalnych i strefy umiarkowanej – 38°N, 56°W (zachodnia część środkowej części N Atlantyku), 40°N, 20°W (wschodnia część N Atlantyku) i 56°N, 12°W (pogranicze strefy umiarkowanej i subpolarnej, NE część N Atlantyku), jest równy 0,84 (1961-2010; patrz rys. 2). Ze względu na umiejscowienie w czasie (datowanie) wartości anomalii zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego najsilniejszy wpływ na temperaturę roczną nad obszarem Polski w danym roku wywierają anomalie zasobów ciepła z poprzedniego roku (r = 0,51). Są one dalej oznaczone jako Q. Jako wartości charakteryzujące cyrkulację atmosferyczną przyjęto miesięczne wskaźniki NAO CRU (Jones i in., 1997). Roczny wskaźnik NAO CRU jest powiązany z roczną temperaturą powietrza na polskich stacjach względnie słabo. Współczynnik korelacji między TRK a rocznym wskaźnikiem NAO jest równy +0,32 (p = 0,032), zmienność rocznego wskaźnika NAO w równaniu regresji objaśnia (adj. R2) zaledwie 8,3% zmienności TRK obserwowanej w 50-leciu 1961-2010. Przyczyną takiego stanu rzeczy jest to, że miesięczne wartości wskaźników NAO w ciągu roku mają różne znaki, przez co roczny wskaźnik NAO w małym stopniu charakteryzuje rzeczywisty przebieg cyrkulacji atmosferycznej. Ponieważ cyrkulacja atmosferyczna odgrywa w kształtowaniu temperatury powietrza i poboru ciepła z oceanu szczególną rolę zimą, ze wskaźników miesięcznych utworzono, jako zwykłą średnią arytmetyczną, średni wskaźnik dotyczący okresu od stycznia do marca włącznie, dalej oznaczony jako NAO1-3. Dodatkowym uzasadnieniem takiego działania była potrzeba, aby wskaźnik NAO odpowiadał chronologicznie korelowanemu okresowi temperatury powietrza (czyli nie wykraczał poza rok, którego dotyczy porównanie z temperaturą). Jako metodę badawczą zastosowano najprostszą, i przez to łatwą do interpretacji, metodę analizy regresji i analizę wariancji. 4 Dane SST pochodzą ze zbioru NOAA NCDC ERSST version3b. (patrz Smith i in., 2008) Wpływ Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO) ... 135 Rys. 2. Związek między anomaliami zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego (1022J) a roczną SST na Atlantyku Północnym. SSTSR jest średnią roczną SST z trzech gridów na środkowej i północo-wschodniej części Atlantyku (jak na rys. 1). Lata 1961-2010 Fig. 2.The relationship between anomalies of heat resources in the waters of the North Atlantic (1022J) and the annual SST in the North Atlantic. SSTSR is the mean annual SST of the three grids in central and north-eastern part of the Atlantic (as in Fig. 1).Years 1961-2010 Testowanie hipotezy o wpływie zmiennych zasobów ciepła w Atlantyku Północnym na wzrost temperatury powietrza w Polsce Wpływ zmian zasobów ciepła w Atlantyku Północnym na temperaturę powietrza w Polsce można wykryć, a ich rozmiar określić w prosty sposób, estymując temperaturę powietrza nad Polską za pomocą równania regresji wielokrotnej, w której zmiennymi objaśniającymi będą NAO oraz Q, jako wskaźnik charakteryzujący zmienność zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego. Wskaźnik NAO w równaniu jest traktowany jako miara natężenia zimowej cyrkulacji, od której zależy intensywność poboru ciepła z powierzchni Atlantyku Północnego oraz szybkość przenosu powietrza znad Atlantyku nad Polskę (wpływ na straty ciepła w transporcie). Wskaźnik Q, charakteryzujący zmienność zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego, poprzez wpływ na SST, określa również pośrednio 136 A.A. Marsz wyjściową temperaturę powietrza nad Atlantykiem, przed rozpoczęciem jego transportu na wschód. Można przyjąć, że roczna temperatura powietrza na obszarze Polski zależy głównie od zmienności temperatury powietrza w miesiącach zimowych. Ta w najwyższym stopniu uwarunkowana jest przez charakter zimowej cyrkulacji atmosferycznej. Wskazuje na to wiele prac (patrz np. Marsz, Styszyńska, 2001; Kożuchowski, 2004) i nie wymaga to w tym miejscu specjalnego dowodu. Pozwala to, przy estymacji rocznej temperatury „obszarowej” w Polsce (TRK),przyjąć jako zmienną niezależną (objaśniającą) wartość wskaźnika NAO CRU (Jones i in., 1997), uśrednionego dla okresu od stycznia do marca włącznie (NAO1-3). Estymacja parametrów równania, w którym TRK jest liniową funkcją NAO1-3 z szeregów 50-letnich (okres 1961-2010), daje następujące rezultaty: TRK = 7,773(±0,099) + 0,443(±0,072)·NAO1-3, (3) w którym zmienność NAO1-3 objaśnia 44,3% wariancji TRK. Równanie to jest wysoce istotne (R = 0,67, adj.R2 = 0,43, F(1,48) = 38,2, p<< 0,001), a błąd standardowy estymacji TRK (BSE) jest równy 0,66°C. Podane za wartościami wyrazu wolnego i współczynnika regresji (w nawiasach) wartości błędów standardowych ich oszacowań wskazują na bardzo wysoką istotność statystyczną estymowanych wartości. Wzrost indeksu NAO (dodatnie wartości wskaźnika) z pierwszych trzech miesięcy roku w oczywisty sposób powoduje wzrost rocznej temperatury nad Polską. Estymacja parametrów równania, w którym TRK jest funkcją dwu zmiennych – NAO13, charakteryzującego zimową cyrkulację atmosferyczną i Q, charakteryzującego powolną zmienność rocznych zasobów ciepła w wodach (i SST) na obszarze całego Atlantyku Północnego, daje wynik: TRK = 7,699(±0,079) + 0,422(±0,057)·NAO1-3 + 0,250(±0,045)·Q (4) w którym zmienność NAO1-3 objaśnia 44,3%, a zmienność Q 21,8% wariancji TRK. Również i to równanie jest wysoce istotne statystycznie (R = 0,81, adj.R2 = 0,646, F(2,47) = 45,8, p<< 0,001, BSE = 0,52). Łącznie obie, nieskorelowane ze sobą, zmienne5 objaśniają prawie 65% wariancji rocznej „obszarowej” temperatury nad Polską w rozpatrywanym pięćdziesięcioleciu, obejmującym również okres współczesnego wzrostu temperatury powietrza. Następuje zatem również istotny statystycznie wzrost rocznej temperatury powietrza nad Polską wraz ze wzrostem zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego (Q), a nie tylko wzrostem NAO13. Rysunek 3 przedstawia przebieg rocznej temperatury „obszarowej” nad Polską obliczonej z wartości rocznych wymienionych stacji (TRK). Przebieg ten można trak5 Szeregi indeksu NAO1-3 i wskaźnika Q z rozpatrywanego okresu (1961-2010 i 1960-2009) nie są ze sobą skorelowane. Współczynnik korelacji między nimi jest równy +0,07 (p = 0,637). Wpływ Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO) ... 137 Rys. 3. Przebieg średniej rocznej obszarowej temperatury nad Polską (TRK OBS), temperatury estymowanej przy uwzględnieniu zimowej cyrkulacji atmosferycznej i zasobów ciepła w Atlantyku Północnym (TRK = f(NAO1-3, Q); równanie (4 )) oraz estymowanej wyłącznie przy uwzględnieniu zimowej cyrkulacji atmosferycznej (TRK = f(NAO1-3); równanie (3) Fig. 3. Course of average annual temperature over Polish area (TRK OBS), estimated temperature taking into account the winter atmospheric circulation and heat resources in the North Atlantic (TRK = f (NAO1-3, Q); equation (4 )) and considering only the estimated winter atmospheric circulation (TRK = f (NAO1-3); equation (3) tować jako wartość obserwowaną. Dodatkowo na rysunku oznaczone są przebiegi estymowane TRK z równań(3) i (4). Już sam ogląd rysunku wskazuje, że estymacja nieuwzględniająca zmienności SST (TRK = f(NAO)) wyraźnie zaniża temperaturę w stosunku do obserwowanej w drugiej dekadzie ocieplenia (2001-2010), w której wartości indeksu NAO nie były tak skrajnie wysokie jak w pierwszej dekadzie ocieplenia (1991-2000). Przebieg TRK estymowany z uwzględnieniem NAO i zmian zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego (TRKf(NAO, Q)) wierniej oddaje zmiany TRK w drugiej dekadzie ocieplenia (2000-2010). Porównanie średnich obserwowanych i oszacowanych równaniami (3) i (4) średnich różnic temperatury w obu dekadach jest zestawione w tab. 1. Nie będzie się wchodzić w rysujące się niuanse natury statystycznej, przypomni się tylko o sygnalizowanej już wcześniej „nieliniowości” wpływu NAO na temperaturę powietrza przy bardzo wysokich wskaźnikach NAO i to, że w dekadzie 1991-2000 138 A.A. Marsz Tabela. 1. Estymowane za pomocą równań (3) i (4) obszarowe średnie dekadowe (1991-2000 i 20012010) wartości temperatury nad Polską oraz ich porównanie z obserwowanymi średnimi dekadowymi. Określone granice –95% i +95% przedziału ufności (p.u.) średnich dekadowych Table 1. Estimated by means of equations (3) and (4) average temperatures over Polish area for the decades (1991-2000 and 2001-2010) and their comparison with the observed average temperatures for these decades. Defined boundaries of 95% and 95% of confidence interval (pu) for decades average Dekada 19912000 20012010 Średnia Przybliżenie temperadekadowa tury rocznej (TRK) [°C] Błąd standardowy estymacji średniej Wartość średniej z p. 95% Wartość średniej z p.u. +95% Różnica: wartość estymowana – obserwowana obserwowana 8,27 ±0,17 7,70 8,83 - TRK = f(NAO1-3) 8,29 ±0,17 7,89 8,17 +0,02 TRK = f(NAO1-3, Q) 8,44 ±0,18 8,03 8,85 +0,17 obserwowana 8,65 ±0,19 8,22 9,09 - TRK = f(NAO1-3) 7,84 ±0,17 7,45 8,22 -0,81 TRK = f(NAO1-3, Q) 8,51 ±0,17 8,13 8,89 -0,14 sześciokrotnie wystąpiły ekstremalnie wysokie wartości wskaźnika NAO1-3 – większe od +1,5. Ten czynnik spowodował, że w dekadzie 1991-2000 estymacja TRK z NAO1-3 dała wynik zbieżny z obserwowanym, a estymacja z NAO1-3 i Q zawyżone oszacowanie temperatury, choć zawyżenie to jest statystycznie nieistotne (tab. 1). W drugiej dekadzie ocieplenia (2001-2010), kiedy wartości wskaźnika NAO1-3 były w połowie lat ujemne, a dodatnia wartość wskaźnika tylko w jednym roku była większa od 1,5, obie estymacje dają niedoszacowanie wartości TRK względem obserwowanej. Jednak estymacja uwzględniająca tylko NAO jako czynnik wzrostu temperatury daje różnicę statystycznie istotną w stosunku do obserwowanej, a estymacja uwzględniająca zarówno cyrkulację atmosferyczną, jak i zmianę zasobów ciepła w wodach daje różnicę statystycznie nieistotną. Tak więc uwzględnienie zmian zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego, obok cyrkulacji atmosferycznej, w znacznej części niweluje niedoszacowanie obserwowanego wzrostu rocznej temperatury powietrza. To ostatnie wykazuje, że zmiany stanu termicznego Atlantyku Północnego wywierają wpływ na temperaturę nad Polską. Dyskusja wyników i wnioski Porównując równania (3) i (4), warto zwrócić uwagę na to, że wartości wyrazów wolnych obu równań i współczynników regresji stojących przed NAO są bardzo podobne – różnice między nimi wynoszą części setne. Oznacza to, że niezależnie od tego, czy uwzględnia się zmienność zasobów ciepła w Atlantyku Wpływ Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO) ... 139 Północnym czy nie, wpływ zimowej cyrkulacji atmosferycznej pozostaje praktycznie taki sam. O temperaturze rocznej nad Polską decyduje charakter zimowej cyrkulacji i jej intensywność – każdorazowo dodatnia wartość wskaźnika NAO1-3, sygnalizująca napływ powietrza znad Atlantyku, pociąga za sobą wzrost rocznej temperatury powietrza nad Polską. Ujemna wartość wskaźnika NAO1-3, sygnalizująca napływ powietrza z innych niż znad Atlantyku kierunków, pociąga za sobą spadek temperatury. W równaniu (4) przed Q (anomaliami zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego z poprzedniego roku) stoi znak dodatni. Oznacza to, że zmiany zasobów ciepła z poprzedniego roku w Atlantyku Północnym wpływają na roczną temperaturę nad Polską zgodnie ze znakiem i wartością Q, niezależnie od charakteru występującej w okresie zimowym cyrkulacji atmosferycznej. Co zatemma większe znaczenie w kształtowaniu rocznej temperatury nad Polską? Rolę zimowej cyrkulacji atmosferycznej i zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego wyjaśnia analiza wariancji. W równaniu (4) udział NAO1-3, czyli zimowej cyrkulacji atmosferycznej (adwekcje z sektora zachodniego – z innych niż zachodni sektorów), w całości objaśnianej wariancji rocznej obszarowej temperatury nad Polską (~66%) wynosi ~2/3 (44,3%), gdy zmiany Q tylko ~1/3 (21,8%). Wydaje się to oczywiste – gdyby cyrkulacja strefowa nie przenosiła nad Polskę zimą wygrzanego nad Atlantykiem powietrza i kierowałaby je nad inne obszary, nie byłoby silnych zimowych wzrostów temperatury nad Polską, decydujących o wartości temperatury rocznej. Z równania (4) wynika jasno, że szczególnie silne wzrosty temperatury rocznej nad Polską wymagają koincydencji wzrostu natężenia zimowej cyrkulacji strefowej i wzrostu zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego w poprzednim roku. Duże zasoby ciepła w wodach Atlantyku Północnego nie pozwalają na głębsze spadki SST w okresie i po okresie wychładzania zimowego nawet wtedy, kiedy zimowa cyrkulacja atmosferyczna nad tym akwenem jest bardzo intensywna. Pozwala to na dalszy zwiększony transfer ciepła z oceanu do atmosfery, zwłaszcza na wiosnę, i szybszy wzrost SST w początkowej fazie letniego nagrzewania powierzchni oceanu. W przypadku zmniejszonych zasobów ciepła w oceanie po okresie zimowego wychładzania, w którym obserwuje się wzrost natężenia cyrkulacji atmosferycznej (duża Vw), SST jest zdecydowanie niższa, transfer ciepła z oceanu w okresie wiosennym i letnim wyraźnie się obniża. To ostatnie skutkuje obniżeniem temperatury powietrza formującego się nad Atlantykiem Północnym, a w dalszej konsekwencji – niższą temperaturą powietrza w tych porach roku nad Polską. Zmienność zasobów ciepła w Atlantyku Północnym wyraźnie wpływa na zmienność temperatury nad Polską nie tylko w miesiącach wspólnych z uwzględnianą w równaniu (4) intensywnością zimowej cyrkulacji atmosferycznej, ale we wszystkich miesiącach roku, gdyż współczynniki korelacji między miesięczną obszarową temperaturą powietrza a Q są bez wyjątku dodatnie. W kwietniu (r = 0,46), maju (r = 0,28), lipcu (r = 0,40) i sierpniu (r = 0,48) korelacje te są istotne staty- 140 A.A. Marsz Rys. 4. Przebieg wskaźnika DG3L charakteryzującego zasoby ciepła w wodach Atlantyku Północnego na N od 25°N i wskaźnika NAO J.Hurrella (DJFM) w latach 1880-2010. Silnemu wzrostowi zasobów ciepła w latach 1928-1940 nie towarzyszy cyrkulacja strefowa w okresie zimowym, umiarkowanemu wzrostowi zasobów ciepła w latach 1990-1995 odpowiada bardzo intensywna cyrkulacja strefowa. W rezultacie wzrosty temperatury rocznej nad Polską w latach 1928-1940 były niewielkie, gdy wzrosty temperatury rocznej w latach 1990-1995 były bardzo silne. Przebieg wskaźnika DG3L odtwarza zmienność AMO (Multidekadowej Oscylacji Atlantyku) Fig. 4. Course of DG3L index characterizing heat resources in the waters of the North Atlantic of 25°N and the J.Hurrell NAO index (DJFM) in the years 1880-2010. Strong increase in heat resources in the years 1928-1940 does not accompany the zonal circulation within a period of winter, moderate increase in heat resources in the years 1990-1995 is correlated with very intense zonal circulation. As a result, the annual increases in temperature over Poland in the period 1928-1940 were small when the annual temperature increases in the years 1990-1995 were very high. The course of DG3L index reflects variability of AMO (Multidecadal Atlantic Oscillation) stycznie. Dzięki temu TRK jest w rozpatrywanym okresie dość silnie powiązana z Q (r = 0,51, p<< 0,001). Przyczyny występowania tych na ogół niezbyt silnych, tylko w niektórych miesiącach istotnych, korelacji miesięcznej temperatury powietrza nad Polską są zróżnicowane, jednak zawsze do ich wystąpienia przyczynia się cyrkulacja atmosferyczna. Tego zagadnienia nie będzie się tu dalej rozwijać. Rozpatrując rolę cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu zmian temperatury nad Polską, na zakończenie można zwrócić uwagę na to, że w latach 1928-1940 SST i zasoby ciepła w wodach Atlantyku Północnego były niemal równie duże jak Wpływ Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO) ... 141 w latach 1991-2010 (rys. 4)6. Nie skutkowało to podobnie wyraźnym wzrostem temperatury powietrza nad Polską jak ten, który obserwuje się w dwu ostatnich dekadach. Przyczyn takiego stanu rzeczy należy doszukiwać się w charakterze cyrkulacji atmosferycznej występującej w tym czasie w atlantycko-europejskim sektorze cyrkulacyjnym. Zabrakło odpowiednio intensywnej cyrkulacji strefowej w okresie zimowym. Dodatnie wartości indeksu NAO były w tym okresie niskie, poza jednym wyjątkiem (rok 1938; indeks NAO Hurrella = 1,79) mniejsze od 1,0. Jak wykazuje analiza map synoptycznych7, rozwijała się w tym okresie cyrkulacja południkowa i ciepłe powietrze wygrzane nad Atlantykiem trafiało do Arktyki Atlantyckiej i nad północną część Półwyspu Skandynawskiego, przyczyniając się tam, a nie nad Polską (i Europą Środkową), do wydatnego wzrostu temperatury. Analizując przebiegi temperatury rocznej z lat 1890-2010, zauważa się, że jeszcze w Sztokholmie i Visby dość wyraźnie rysuje się wzrost temperatury odpowiadający wzrostowi zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego w latach 1928-1939, gdy na stacjach polskich (poza Koszalinem) odpowiednio czytelnego i odpowiednio silnego wzrostu temperatury powietrza w tym okresie brak. Materiały wpłynęły do redakcji 12 III 2013. Literatura Broecker W. S., 1991,The Great Ocean Conveyor. Oceanography, 4 (2), 79-89. Degirmendžić J., Kożuchowski K., Żmudzka E., 2004, Changes of air temperature and precipitation in Poland in the period 1951-2000 and their relationship to atmospheric circulation. Int. J. of Climatology, 24 (3), 291-310. DOI: 10.1002/joc.1010. Dima M., Lohmann G., 2007, A Hemispheric mechanism for the Atlantic Multidecadal Oscillation. J. of Climate, 20 (11), 2706-2719. Enfield D.B., Mestas-Nunez A.M., Trimble P.J., 2001, The Atlantic Multidecadal Oscillation and its relation to rainfall and river flows in the continental U.S. Geoph. Res. Letters, 28 (10), 2077-2080. Gray S.T., Graumlich L.J., Betancourt J.L., Pederson G.T., 2004, A tree-ring based recon-struction of the Atlantic Multidecadal Oscillation since 1567 A.D. Geoph. Res. Letters, 31, L12205, doi:10.1029/ 2004GL019932. 6 Wobec braku danych o anomaliach zasobów ciepła w wodach Północnego Atlantyku w całym okresie lat 1900-2010, zasoby ciepła w środkowej i północnej części tego akwenu charakteryzuje na rys. 4 wskaźnik oznaczony jako DG3L (patrz Marsz i Styszyńska, 2009). Wskaźnik ten pośrednio informuje o ilości ciepła wprowadzanego przez cyrkulację oceaniczną (wraz z wodami tropikalnymi) z delty Golfstromu na północ, do środkowej i północnej części Atlantyku Północnego. Współczynnik korelacji między DG3L a Q w okresie 1961-2010 jest równy +0,79. Długookresowa składowa zmienności wskaźnika DG3L odtwarza zmienność AMO. Szereg chronologiczny (1880-2011) wartości wskaźnika można znaleźć i pobrać pod adresem: http://ocean.am.gdynia.pl/kmikp/ DG3L_wartosci_1880_2009.html 7 Ze zbioru map synoptycznych Global Historical Fields, 1994 (CD-ROM, Version 1.0, gov.noaa. ncdc. C00448) 142 A.A. Marsz Hurrell J.W., 1995, Decadal Trends in the North Atlantic Oscillation: regional temperatures and precipitation. Science, 269 (5224), 676-679. Jones P.D., Jónsson T., Wheeler D., 1997, Extension to the North Atlantic Oscillation using early instrumental pressure observations from Gibraltar and south-west Iceland. Int. J. of Climatology, 17 (13), 1433-1450. Kerr R.A., 2000, A North Atlantic climate pacemaker for the centuries. Science, 288 (5473), 1984-1986. Kerr R.A., 2005, Atlantic Climate Pacemaker for Millennia Past, Decades Hence? Science, 309 (5731), 41-43. Knudsen M.F., Seidenkrantz M.-S., Jacobsen B.H., Kuijpers A., 2011, Tracking the Atlantic Multidecadal Oscillation through the last 8,000 years. Nature Communications, 2:178. DOI: 10.1038/ncomms1186. Kożuchowski K., 2004, Cyrkulacja atmosferyczna nad Polską i jej wpływ na warunki klimatyczne. [w:] red. K.Kożuchowski; Skala, uwarunkowania i perspektywy współczesnych zmian klimatycznych w Polsce,Łódź, 69-81. Kożuchowski K., 2009, Contemporary climatic warming in Poland. Papers on Global Change, 16, 41-53. Kożuchowski K., 2011, Klimat Polski. Nowe spojrzenie. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa, ss. 293. Levitus, S., Antonov J.I., Boyer T.P., Locarnini R.A., Garcia H.E., Mishonov A.V., 2009, Global ocean heat content 1955–2008 in light of recently revealed instrumentation problems. Geoph. Res.Letters, 36, L07608, doi:10.1029/2008GL037155. Marsz A., 2001, Stan termiczny Północnego Atlantyku a reżim termiczny zim na polskim wybrzeżu Bałtyku. WSM, Gdynia, ss. 107. Marsz A., 2005, O oceanicznych uwarunkowaniach cyrkulacyjnego i termicznego charakteru zimy w Polsce i środkowej Europie. Wyd. Akademii Morskiej, Gdynia, ss. 63. Marsz A., Styszyńska A., 2001, Oscylacja Północnego Atlantyku a temperatura powietrza nad Polską. WSM, Gdynia, ss. 101. Marsz A.A., Styszyńska A., 2009, Oceanic control of the warming processes in the Arctic – a different point of view for the reasons of changes in the Arctic climate. Problemy Klimatologii Polarnej, 19, 7-31. Miętus M., Filipiak J., 2002, Wpływ termiki powierzchniowej warstwy wody północnego Atlantyku na wielkoskalową cyrkulację atmosferyczną w rejonie Atlantyku i Europy oraz na warunki termiczne w Polsce w XX wieku. Materiały Badawcze IMGW, Seria Meteorologia, IMGW, Warszawa, ss. 68. Marosz M., Miętus M., 2011, Podzadanie 1.1. Związek klimatu Polski w drugiej połowie XX wieku z procesami w skali regionalnej i globalnej. [w:] Projekt Klimat: Wpływ zmian klimatu na środowisko, gospodarkę i społeczeństwo. 1. Zmiany klimatu i ich wpływ na środowisko naturalne Polski oraz określenie ich skutków ekonomicznych (koordynator zadania M.Miętus;). IMGW, Warszawa-Gdynia-Kraków (http://klimat.imgw.pl/wp-content/uploads/2011/02/zad.1_R2010w.pdf). Rogers J.C., 1984, The association between the North Atlantic Oscillation and the Southern Oscillation in the Northern Hemisphere. Monthly Weather Review, 112, 1999-2015. Schlesinger M. E., Ramankutty N., 1994, An oscillation in the global climate system of period 65-70 years. Nature 367, 723-726. Smith T.M., Reynolds R.W., Peterson T.C., Lawrimore J., 2008, Improvements to NOAA’s Historical Merged Land-Ocean Surface Temperature Analysis (1880-2006). J. of Climate, 21 (10), 2283-2296. Sukhovej V.F., 1977, Izmenčivost’ gidrologičeskich uslovij Atlantičeskogo okeana.Naukova Dumka, Kiev, ss. 215. Streszczenie Przebieg temperatury nad Polską wykazuje bardzo silne związki ze wskaźnikami cyrkulacji atmosferycznej, w tym ze wskaźnikiem NAO. K.Kożuchowski (2011) zwraca uwagę, że wzrostowi temperatury w ostatnim dwudziestoleciu nie odpowiadają zmiany odpowiednich wskaźników cyrkulacji strefo- Wpływ Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO) ... 143 wej. Praca stanowi próbę wyjaśnienia rozbieżności między tempem wzrostu temperatury powietrza nad Polską a zmianami wartości wskaźnika NAO, wskazując na działanie dodatkowego czynnika, jakim jest systematyczny wzrost zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego (oznaczenie Q). Roczna temperatura powietrza nad Polską w zasadniczej części jest regulowana przez zmienność temperatury zimy, wzrost temperatury zimy z kolei zależny od wzrostu wartości wskaźników cyrkulacji strefowej. Wskaźnik NAO w okresie zimowym wskazuje na intensywność napływu mas powietrza „wygrzanego” nad Atlantykiem Północnym. Wobec wzrostu zasobów ciepła (i SST) w Atlantyku Północnym (rys. 1, 2) w ostatnich latach mniej intensywna cyrkulacja strefowa zimą może przynosić nad Polskę powietrze o wyższej temperaturze. Weryfikacja tej hipotezy wykazuje, że uwzględnienie obok zmienności NAO zmienności Q (równanie (2), rys. 3) znacznie zmniejsza rozbieżności między obserwowaną temperaturą roczną nad Polską a temperaturą estymowaną wyłącznie ze wskaźnika NAO (równanie (1), rys. 3). W przypadku najsilniejszych wzrostów i spadków temperatury rocznej nad Polską wymagana jest koincydencja znaków i wartości wskaźnika NAO i Q. Wysokim wartościom zasobów ciepła w wodach Atlantyku Północnego w latach 1930. nieodpowiadał ekwiwalentny wzrost temperatury powietrza nad Polską, gdyż charakter występującej wtedy cyrkulacji atmosferycznej (ujemne w przewadze wartości wskaźnika NAO; rys. 4) nie doprowadzał do napływu powietrza atlantyckiego nad Polskę. S ł o w a k l u c z o w e : Polska, temperatura roczna – zmiany, NAO, N Atlantyk SST Summary The course of temperature over Poland has a very strong relationship with indicators of atmospheric circulation, including the NAO index. K. Kożuchowski (2011) points out that the temperature rise in the last twenty years does not correspond to changes in relevant indicators of zonal circulation. The work is an attempt to explain the discrepancy between the rate of increase in air temperature over Poland and changes in values of NAO index, pointing to the influence of an additional factor, which is a systematic increase in heat resources in the waters of the North Atlantic (marked Q). Annual air temperature over Poland is mainly controlled by the temperature changes in winter. Winter temperature, in turn, depends on the intensity of zonal circulation. A positive NAO index in winter indicates the intensity of the inflow of air masses “warmed” over the North Atlantic. With rising heat resources (and SST) in the North Atlantic (Fig. 1, 2) in recent years, less intense zonal circulation in winter can bring air of higher temperature over Poland. Verification of this hypothesis shows that adding variability of Q (equation (2), Fig. 3) to variation of NAO significantly reduces the discrepancy between the observed annual temperature over Polish in relation to the temperature estimated only with the NAO index (equation (1), Fig. 3) .The influence of Q on annual temperature over Poland is independent of the zonal circulation, but for the occurrence of the strongest increases and decreases the temperature the coincidence of signs and changes in the NAO index and Q is required. High values of heat resources in the waters of the North Atlantic in the 30-ties of the twentieth century did not match an equivalent increase in air temperature over Poland as the nature of the atmospheric circulation observed at that time (predominantly negative NAO index values, Fig. 4) did not result in the inflow of air from the Atlantic over Poland. K e y w o r d s: Poland, temperature change, NAO, North Atlantic SST Andrzej A. Marsz [email protected] Katedra Meteorologii i Oceanografii Nautycznej Wydziału Nawigacyjnego Akademii Morskiej w Gdyni
