Wskaźniki cyrkulacji - makrotypy Wangengeima-Girsa

 


Barashkova N.K., Kuzhevskaya I.V., Polyakov D.V., 2015. Klassifikaciya form atmosfernoj cirkulyacii (Барашкова Н.К., Кужевская И.В., Поляков Д.В., Классификация форм атмосферной циркуляции). Izdatelstvo Tomskogo universiteta; 124 s.
Rozdział 2.2. Klasyfikacja procesów atmosferycznych G.Ya. Wangengejma – A.A. Girsa, fragment tego rozdziału – strony 14-25 – tłumaczenie Andrzej A. Marsz

     G.Ya. Wangengejm opierając się na pojęciu elementarnego procesu synoptycznego (EPS) przeprowadził w latach 1932-1935 typizację procesów makrosynoptycznych. Pod mianem EPS rozumie się proces, w ciągu którego utrzymuje się rozkład geograficzny znaku pola barycznego i ukierunkowanie podstawowych przenosów (strumieni powietrza) w granicach Atlantycko-Eurazjatyckiego Sektora Cyrkulacyjnego na półkuli północnej [patrz: Вангенгейм – 1933 – Опыт применения синоптических методов к изучению и характеристике климата. Известия ГГО, № 2-3, с. 3-16].
     Dla każdego EPS były konstruowane zbiorczo-kinematyczne mapy. Porównania kolejnych takich map z uwzględnieniem charakteru procesów i ich formowania się, orientacją dominujących wiatrów, głównych wtargnięć mas atmosferycznych, pozwoliło na określenie podstawowych grup EPS. W rezultacie całą tą mnogość procesów udało się ograniczyć do 26 wyróżnionych typów. Dla każdego z nich były skonstruowane typowe zbiorczo-kinematyczne mapy i grafiki przebiegów wartości elementów meteorologicznych.
     W wyniku dalszych analiz, 26 typów procesów zostało uogólnionych do trzech makrotypów (makroform) cyrkulacji atmosferycznej: zachodniego W, wschodniego E i merydionalnego (południkowego) C, które określano według przeważających kierunków przenosu troposfery w szerokościach umiarkowanych. Zbiorczo-kinematyczne mapy wszystkich 26 typów zazwyczaj stosuje się w praktycznym wykorzystaniu do podziału (wyróżnienia) nieprzerwanie przebiegających w czasie procesów EPS na poszczególne „odcinki czasu”. Następnie, wykorzystując przypisanie każdego typu składającego się na łańcuch następujących po sobie EPS do określonej postaci W, E lub C, odnosi się każdy z EPS do tego czy innego makrotypu.
     W 1946 roku G.Ya. Wangengejm wykazał, że makrotypy W, C i E stanowią w swojej istocie formy ogólnej cyrkulacji atmosfery. A.A. Girs, badając wertykalną strukturę procesów form W, C i E, wykazał, że przy występowaniu formy W w miąższości troposfery obserwuje się strefowy przenos powietrza [patrz: Гирс – 1960 – Основы долгосрочных прогнозов погоды (The main principles of the long-range weather forecasts). Гидрометеорологическое изд-во, Ленинград, 560 с.]. Przekształcenie procesów tej makroformy w E albo w C związane jest z powstaniem w troposferze stacjonarnych fal o dużej amplitudzie, przykład których przedstawiony jest na ryc. 5 (poniżej).
     Teoria takich fal w prądach zachodnich rozpatrywana jest w pracach E.N. Blinowoj , C-G. Rossby’ego, N.E. Kochina [uwaga tłumacza: Блинова Е. Н., Гидродинамическая теория волн давления, температурных волн и центров действия атмосферы. Доклады АН СССР, т. 39, № 1, 1943; Rossby C.G., Relation between variations in the intensity of the zonal circulation of the atmosphere and the displacement of the semipermanent centers of action Journ. of Mar. Research, vol. 11, No. 1, 1939; Rossby C.G., On the nature of the general circulation of the lower atmosphere. The atmosphere of the Earth and Planets. Chicago, 1947; Кочин Н. Е., Применение теории пограничного слоя к проблеме общей циркуляции атмосферы. Собр. сочинений, т. 1. Изд. АН СССР, М.—Л. 1949].

Charakterystyki podstawowych makroform (makrotypów) cyrkulacji

     Rozpatrzmy najistotniejsze typowe charakterystyki podstawowych makroform W, C i E, niezbędne dla rozumienia makrocyrkulacyjnej metody długookresowego prognozowania pogody.

Położenie głównych górnych klinów i zatok w kulminacyjnym stadium rozwoju makroform W, E i C (wg ryc. 5 z pracy Barashkova i in. 2015)


Makroforma W (zachodnia)

     W troposferze obserwuje się występowanie fal o małej amplitudzie, szybko przemieszczających się z zachodu na wschód (ryc. 5 w pracy Barashkova i in. 2015 – na rycinie powyżej linia w kolorze niebieskim). Na mapach przyziemnych obserwuje się strefowe przemieszczanie się układów barycznych z zachodu na wschód: cyklonów w szerokościach umiarkowanych i wysokich, a antycyklonów szerokościach subtropikalnych (ryc. 6). Średnie typowe przyziemne pole baryczne przedstawia ryc. 7. Widać z tej ryciny, że w szerokościach subtropikalnych bardzo dobrze wyrażony jest pas wysokiego ciśnienia, a w szerokościach umiarkowanych i polarnych strefa obniżonego ciśnienia. Subtropikalna strefa wysokiego ciśnienia niemal nie dzieli się, a przedstawia się w postaci ciągłego pasa [uwaga tłumacza AAM – przy makroformie W w subtropikalnej strefie podwyższonego ciśnienia występują w ciepłej porze roku dwa wyraźnie rysujące się rozległe maksima – Wyż Hawajski (Pacyfik Wschodni) i Wyż Azorski (Atlantyk). Zimą, dodatkowo, na pograniczu subtropików i strefy umiarkowanej występuje nad Azją Wyż Syberyjski (Azjatycki). Podobnie w strefie umiarkowanej zimą występują dwa silne minima – Niż Aleucki oraz Niż Islandzki, latem Niż Aleucki ulega rozmyciu a dalej na zachód, nad Azją, pojawia się Niż Azjatycki (Syberyjski), Niż Islandzki słabnie, ale nie zanika]. To samo można powiedzieć o strefie obniżonego ciśnienia w strefie szerokości umiarkowanych.

Przykład trajektorii cyklonów i antycyklonów przy występowaniu makroformy W (centrum cyklonu oznaczone kropką, centrum antycyklonu – kółkiem) – po lewej oraz średnie typowe przyziemne pole baryczne przy występowaniu makroformy W (B – antycyklon, H – cyklon) – po prawej (wg ryc. 6 i 7 z pracy Barashkova i in. 2015)

     O ile przy powierzchni Ziemi i w środkowej troposferze składowe strefowe są maksymalnie nasilone, a składowe merydionalne osłabione, to międzystrefowa (miedzy szerokościami umiarkowanymi a polarnymi) wymiana mas atmosferycznych jest silnie osłabiona. W rejonach polarnych zaczyna dominować w bilansie cieplnym wychładzanie radiacyjne (ujemny bilans cieplny się pogłębia), a w szerokościach subtropikalnych nagrzewanie radiacyjne zwiększa swoją rolą (dodatni bilans cieplny rośnie). W rezultacie w rejonach polarnych obserwuje się ujemne odchylenia temperatury powietrza i atmosferycznego ciśnienia od normy, w szerokościach subtropikalnych – dodatnie. Formowaniu tych ostatnich sprzyja w okresach zimowych wynos z zachodu ciepłych mas powietrza pochodzenia oceanicznego (ryc. 8 i 9).

Anomalie temperatury powietrza przy występowaniu makroformy W – po lewej oraz anomalie ciśnienia atmosferycznego przy występowaniu makroformy W – po prawej (wg ryc. 8 i 9 z pracy Barashkova i in. 2015)

[uwaga tłumacza AAM – przypuszczalnie w tekście pracy opuszczono jedno (?) poprzedzające zdanie, dotyczące zmian temperatury na kontynencie w szerokościach umiarkowanych. W odniesieniu do subtropików, zdanie to nie ma sensu. Teza o spadku temperatury powietrza w szerokościach polarnych przy występowaniu makrotypu W jest słuszna jedynie w fazach (okresach) osłabienia transportu oceanicznego ciepła na północ (osłabienia składowej powierzchniowej cyrkulacji termohalinowej na Atlantyku Północnym). W okresach wzmocnienia intensywności cyrkulacji termohalinowej przy wzmocnieniu transportu ciepła na północ wraz z Wodami Atlantyckimi, temperatura powietrza w Arktyce rośnie, powierzchnia lodów zmniejsza się, a SLP spada, a jednocześnie następuje wzrost częstości występowania makrotypu W. Fale krótsze (o większej od 4 liczbie falowej) nie są w takiej sytuacji potrzebne, gdyż radiacyjne straty ciepła z obszarów wysokich szerokości z naddatkiem uzupełniane są przez oceaniczny transport ciepła (patrz „kompensacja Bjerknesa”)]. 


Makroforma C (merydionalna, południkowa)

     Przy formie C w troposferze obserwuje się występowanie stacjonarnych fal o dużej amplitudzie, wymuszające południkowy stan ogólnej cyrkulacji atmosfery. Położenie podstawowych górnych klinów i zatok (500hPa) oznaczono linią przerywaną (ryc. 5 w pracy Barashkova i in. 2015). Widoczne jest, że wzdłuż zachodnich części górnych klinów zachodzi wynos ciepłego powietrza w północne szerokości, gdzie spotyka się ono z chłodnymi masami arktycznego pochodzenia. Warunkuje to występowanie w tych obszarach bardzo silnych kontrastów, konwergencję górnych potoków, i w następstwie tego dynamiczny wzrost ciśnienia atmosferycznego.
     Strefy znacznych kontrastów termicznych sprzyjają powstawaniu i aktywizacji frontów i związanej z nimi działalności cyklonalnej. Przy tym cyklony przemieszczają się zazwyczaj omijając (opływając) górne kliny wysokiego ciśnienia, to jest na zachód od grzbietów (klinów) po trajektorii z południowego zachodu na północny wschód, a na wschód od nich - z północnego zachodu na południowy wschód. Tworząc tak zwane „nurkujące” cyklony („nyryajushchie cikłony”) – ryc. 10.

Przykład trajektorii cyklonów i antycyklonów przy występowaniu makroformy C (centrum cyklonu oznaczone kropką, centrum antycyklonu – kółkiem) – po lewej oraz średnie typowe przyziemne pole baryczne przy występowaniu makroformy C (B – antycyklon, H – cyklon) – po prawej (wg ryc. 10 i 11 z pracy Barashkova i in. 2015)


Rezultatem działalności cyklonicznej w tej formie jest rozkład średniego typowego pole ciśnienia na poziomie morza (ryc. 11), które wykazuje pewne charakterystyczne osobliwości:

  1. Niż Islandzki i Niż Aleucki nie są głębokie, często się wypełniają i na ich miejscach niekiedy mogą występować kliny wyżowe antycyklonów subtropikalnych, rzadziej samodzielne układy wyżowe [uwaga tłumacza AAM – tu Autorzy tłumaczonej pracy stosują niedopuszczalne uproszczenia. Dość typowe jest w makrotypie C „rozdwojenie” centrów niżów – „Niż Aleucki” (tylko zimą) może mieć dwa centra – pierwsze na wschód od wybrzeży Kamczatki, drugie – po wschodniej stronie Zatoki Alaska. „Niż Islandzki” podobnie – pierwsze centrum lokuje się nad Morzem Labrador (między S Grenlandią a Nową Fundlandią, drugie – nad Morzem Norweskim, na NE od Islandii, a na S od Spitsbergenu. Centrum Wyżu Azjatyckiego (zima) lokuje się w rejonie Zabajkala, a jego zachodni klin jest wyciągnięty w kierunku mórz Aralskiego i Kaspijskiego (bardziej południowe położenie osi klina). Wyż Azorski rozdwaja się, tworząc centra w rejonie Bermudów i drugie – po wschodniej stronie N Atlantyku, niekiedy nawet nad Płw. Iberyjskim lub zachodnią częścią M. Śródziemnego].
  2. Antycyklon Syberyjski jest dobrze rozwinięty. Jego klin (grzbiet) łączy się nad Wschodnią Syberią z antycyklonem polarnym, a południowa część znajduje się w strefie subtropikalnej.

We wschodnich częściach górnych klinów w troposferze obserwuje się adwekcje chłodu, a w zachodnich – adwekcje ciepła. W rezultacie tych związków na powierzchni ziemi i na wysokości środkowej troposfery formują się obszary dodatnich anomalii temperatury w zachodnich częściach przyziemnego antycyklonu, a ujemne – w we wschodnich częściach (ryc. 12).

Anomalie temperatury powietrza przy występowaniu makroformy C – po lewej oraz anomalie ciśnienia atmosferycznego przy występowaniu makroformy C (grudzień-marzec) – po prawej  (wg ryc. 12 i 13 z pracy Barashkova i in. 2015)


Makroforma E (wschodnia)

     Procesy makrotypu (makroformy) E, tak jak i procesy formy meridionalnej charakteryzują się występowaniem w troposferze fal stacjonarnych o dużej amplitudzie, przykład których przedstawia ryc. 5. Jednak lokalizacja osi podstawowych klinów i zatok na półkuli odpowiadających formie E jest odwrotna od tej, jaką obserwuje się w makrotypie C. Tam, gdzie w makrotypie C znajdują się główne górne kliny, przy wystąpieniu makrotypu E lokują się górne zatoki. W związku z tym rozkłady anomalii temperatury i ciśnienia swoiste dla makroformy C (ryc. 12 i 13) są przy makrotypie E na większości rejonów zlokalizowane odwrotnie (ryc. 14 i 15). 

Anomalie temperatury powietrza przy występowaniu makroformy E – po lewej oraz anomalie ciśnienia atmosferycznego przy występowaniu makroformy E – po prawej (wg ryc. 14 i 15 z pracy Barashkova i in. 2015)

     Strefa maksymalnych kontrastów (gradientów) temperatury rozciąga się wzdłuż granic klinów i zatok. Cyklony, obchodząc kliny ze wschodu, przemieszczają się z południowego zachodu na północny wschód. W rejonach, gdzie w środkowej troposferze rozpościerają się wschodnie części klinów, przy powierzchni Ziemi formują się stacjonarne antycyklony (ryc. 16).
     I tak, pod wschodnią częścią europejskiego górnego klina obserwuje się wystąpienie silnego wzrostu przyziemnego ciśnienia (w kierunkach mórz Karskiego i Kaspijskiego). W rezultacie klin, a często i klin Antycyklonu Syberyjskiego, przemieszcza się (wyciąga się) ze wschodu na zachód. Temu przesunięciu sprzyja także dynamiczny wzrost ciśnienia  w północo-zachodniej części europejskiego górnego klina.

Przykład trajektorii cyklonów i antycyklonów przy występowaniu makroformy E (centrum cyklonu oznaczone kropką, centrum antycyklonu – kółkiem) – po lewej oraz średnie typowe przyziemne pole baryczne przy występowaniu makroformy E (B – antycyklon, H – cyklon) – po prawej (wg ryc. 16 i 17 z pracy Barashkova i in. 2015) 

 Na mapie średniego ciśnienia przy występowaniu makrotypu E  (ryc. 17) zaznaczają się pewne typowe cechy:

  1. Niże Aleucki i Islandzki są dobrze rozwinięte, a ich zatoki wyciągnięte są w kierunku północo-wschodnim, rzadziej – południowo zachodnim [uwaga tłumacza AAM – stwierdzenie słuszne tylko w okresie chłodnej pory roku].
  2. Antycyklon Syberyjski (zimą) z reguły jest osłabiony na obszarze Syberii i mocno przesunięty na zachód. Tylko w niektórych przypadkach występowania makroformy E występuje „rozdwojenie” centrów tego antycyklonu – silne jedno silne centrum zachowuje się (utrzymuje się) nad Syberią, drugie centrum lokuje się na długości geograficznej Morza Kaspijskiego.


     W roku 1948 A.A. Girs badał problem wertykalnej struktury makroprocesów W, C i E i występowania tych makroprocesów w skali całej półkuli północnej. Przyjmując kryteria sformułowane przez G.Ya. Wangengejma dla wydzielenia typów procesów W, E i C dla procesów funkcjonujących w Pacyficzno-Amerykańskim Sektorze Cyrkulacyjnym, doszedł do wniosku, że makroprocesy obserwowane w tym sektorze także można uogólnić do trzech typów – jednego strefowego (Z) i dwóch południkowych (merydionalnych) (M1 i M2).

     Dla procesów W i Z typowe jest strefowe zachowanie atmosfery, przy którym w troposferze występują fale o małej amplitudzie, szybko przemieszczające się z zachodu na wschód. Procesy E, C, M1 i M2 charakteryzują południkowe postaci cyrkulacji, dla których swoiste są w troposferze fale stacjonarne o dużej amplitudzie. Położenie górnych klinów i górnych zatok w E i C, a także w M1 i M2 jest przeciwstawne (tam gdzie przy E i M1 obserwuje się występowanie górnego klina, w C i M2 występuje górna zatoka).
     Analizy wykazały, że przy wystąpieniu makrotypów W, E i C w Atlantycko-Eurazjatyckim Sektorze Cyrkulacyjnym, niemal z takim samym prawdopodobieństwem mogą wystąpić w Sektorze Pacyficzno-Amerykańskim rożne typy procesów – Z, M1 i M2. Z tego względu, aby scharakteryzować występowanie makrotypów na całym obwodzie półkuli północnej koniecznym jest jednoczesne scharakteryzowanie ich typów w obu sektorach cyrkulacyjnych.
     W rezultacie wydziela się 9 kombinacji typów makroprocesów (WZ, WM1, WM2, EZ, EM1, EM2, CZ, CM1, CM2), które mogą być rozpatrywane jako podstawowe postaci cyrkulacji atmosferycznej półkuli północnej, albo też jako odmiany form W, C i E obserwowanych w sektorze Atlantycko-Eurazjatyckim.


Schemat położenia górnych (AT500) klinów i zatok przy różnych postaciach form W (a), C (b) i E (w) na półkuli północnej. Na każdej rycinie kolejno „podtypy” Z (ciągła cienka linia), M1 (kropkowana) i M2 (pogrubiona ciągła) – wg ryc. 18 z pracy Barashkova i in. 2015  

     Na ryc. 18 przedstawiono położenie geograficzne podstawowych układów górnych klinów i zatok w każdej postaci makrotypów W, C i E na półkuli północnej. Analiza tych map wykazuje, że formy cyrkulacji określone są przez charakter termobarycznej fali długiej i jej ułożenia w troposferze i dolnej stratosferze [uwaga tłumacza AAM – to ostatnie stwierdzenie jest merytorycznie wątpliwe. Troposferę od stratosfery oddziela tropopauza, w której pionowy gradient temperatury jest bliski zero, a poziome gradienty termiczne są znikomo małe. W takich warunkach brak możliwości tworzenia się stref podwyższonych gradientów termicznych, które wyznaczają zarysy fal długich. Patrz prace Rossby’ego (1939 i inne)]. Różnice miedzy tymi makroformami (makrotypami) sprowadzają się, przede wszystkim, do różnic w charakterze fal (stacjonarne albo mieszane fale), różnic w amplitudzie i lokalizacji geograficznej górnych klinów i górnych zatok. 

 


Kalendarz miesięcznych wartości wskaźników cyrkulacji środkowotroposferycznej według klasyfikacji Wangengeima-Girsa obejmujący lata 1891-2018 jest dostępny w elektronicznej wersji pracy:

Дмитриев А.А., Дубравин В.Ф., Белязо В.А. (2018) – Атмосферные процессы Северного полушария (1891-2018 гг.), их классификация и использование. СУПЕР Издательство, Санкт-Петербург

 


Życiorysy i bibliografie G.Ya. Wangengejma oraz A.A. Girsa patrz tutaj

 


Prace polskich autorów wykorzystujących w swoich badaniach wskaźniki cyrkulacji środkowotroposferycznej Wangengeima-Girsa

1969

– Stachý J. – Prevision á long terme de l’écoulement riverain en Pologne. Bulletin of the International Association of Scientific Hydrology (Bulletin de l’IAHS), Vol. XIV, No. 4, s. 33-43.

– Stachý J. – Wieloletnia prognoza odpływu rzek polskich. Wiadomości Służby Hydrologicznej i Meteorologicznej, tom V (XVII), zeszyt 3 (79), s. 23-34.

1971

– Stachý J. – Z zagadnień wieloletniej zmienności odpływu rzecznego w Polsce. II. Gospodarka Wodna, tom 31, zeszyt 2, s. 44-49.

1972

– Stachý J. – Z zagadnień wieloletniej zmienności odpływu rzecznego w Polsce. Wiadomości Służby Hydrologicznej i Meteorologicznej, tom VIII, zeszyt 20.

1988

– Kożuchowski K., Marciniak K. – Variability of mean monthly temperatures and semi-annual precipitation totals in Europe in relation to hemispheric circulation patterns. International Journal of Climatology, Vol. 8, s. 191-199.

1989

– Kożuchowski K. – Makrotypy ogólnej cyrkulacji atmosfery a temperatura powietrza w Polsce. Przegląd Geofizyczny, Rocznik XXXIV, zeszyt 4, s. 427-435.

1990

– Kożuchowski K. (red.) – Materiały do poznania historii klimatu w okresie obserwacji instrumentalnych. Wydawnictwo Uniwersytetu Łódzkiego, Łódź, 452 s.

– Kożuchowski K., Marciniak K. – The influence of global circulation patterns on inter-annual temperature changes in Europe. Zeitschrift fűr Meteorologie, tom 40, nr 4, s. 267-271.

– Kożuchowski K., Trepińska J. – Wpływ strefowej cyrkulacji atmosfery na zmiany średniej sezonowej i rocznej temperatury powietrza w Krakowie w latach 1891-1980. Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne, nr 77, s. 45-55.

1992

– Stopa-Boryczka M, Boryczka J., Kicińska B., Żmudzka E. – Atlas współzależności parametrów meteorologicznych i geograficznych w Polsce pt. Zmiany wiekowe klimatu Polski, Tom VII. Wydawnictwo Uniwersytetu Warszawskiego, 439 s.

1993

– Kożuchowski K. – Makrotypy ogólnej cyrkulacji atmosfery a główne typy cyrkulacji nad Polską. Przegląd Geofizyczny, Rocznik 38, zeszyt 3-4, s. 241-247.

– Kożuchowski K. – Variations of hemispheric zonal index since 1899 and its relationship with air temperature. International Journal of Climatology, Vol. 13, No. 8, s. 853-864.

1994

– Kożuchowski K. – Temperatura powietrza i typy cyrkulacji w Polsce na tle charakterystyk ogólnej cyrkulacji atmosfery. Rozprawy i Studia Uniwersytet Szczeciński, 226 (152), 47-72.

1997

– Boryczka J., Stopa-Boryczka M., Błażek E., Skrzypczuk J. – Atlas współzależności parametrów meteorologicznych i geograficznych w Polsce pt. Cykliczne zmiany aktywności Słońca i cyrkulacji atmosferycznej w Europie, Tom X. Wydawnictwo Uniwersytetu Warszawskiego, 220 s.

1999

– Boryczka J., Stopa-Boryczka M., Błażek E., Skrzypczuk J. – Atlas współzależności parametrów meteorologicznych i geograficznych w Polsce pt. Cykliczne zmiany klimatu miast w Europie, Tom XIII.  Wydawnictwo Uniwersytetu Warszawskiego, 283 s.

2000

– Degirmendžić J., Kożuchowski K., Wibig J. – Epoki cyrkulacyjne w XX wieku i zmienność typów cyrkulacji w Polsce. Przegląd Geofizyczny, Rocznik 45, zeszyt 3-4, s. 221-239.

2001

Boryczka J., Stopa-Boryczka M., Baranowski D.,  Błażek E., Skrzypczuk J. Atlas współzależności parametrów meteorologicznych i geograficznych w Polsce pt. Prognozy zmian klimatu miast Europy, Tom XV. Wydawnictwo Uniwersytetu Warszawskiego, 249 s.

2005

Marsz A.A. Czy cyrkulacja atmosferyczna jest zdeterminowana i przewidywalna? [w:] Bogdanowicz E., Kossowska-Cezak U., Szkutnicki J. (red.), Ekstremalne zjawiska hydrologiczne i meteorologiczne. Wyd. PTGeof. i IMGW, Warszawa, s.32-52.

Marsz A.A. O oceanicznych uwarunkowaniach cyrkulacyjnego i termicznego charakteru zimy w Polsce i środkowej Europie. Wydawnictwo Uczelniane Akademii Morskiej w Gdyni, 63 s.

2006

Marsz A.A., Styszyńska A. O "arktycznych" i "atlantyckich" mechanizmach sterujących zmiennością temperatury powietrza na obszarze Europy i północno-zachodniej Azji. Problemy Klimatologii Polarnej, nr 16, s. 47-89.

2007

Marsz A.A. Czy w latach 1976-1978 nastąpiła zmiana reżimu cyrkulacyjnego i klimatycznego półkuli północnej. Przegląd Geofizyczny, Rocznik 52, zeszyt1, s.7-25.

2008

Marsz A.A. W sprawie genezy Oscylacji Północnoatlantyckiej (NAO). Przegląd Geofizyczny, Rocznik 53, zeszyt 1, s. 3-26.

2009

Zblewski S., Marsz A.A. Zmiany temperatury powierzchni Morza Czukockiego (1982-2008). Problemy Klimatologii Polarnej, nr 19, s. 147-158.

2010

Marsz A.A. Rola międzystrefowej cyrkulacji południkowej nad wschodnią częścią Atlantyku Północnego w kształtowaniu niektórych cech klimatu Arktyki Atlantyckiej. Problemy Klimatologii Polarnej, nr 20, s.7-29.

2012

– Marsz A.A. – Cyrkulacja atmosferyczna w atlantycko-euroazjatyckim sektorze cyrkulacyjnym – schemat uwarunkowań i mechanizm działania. [w:] Bielec-Bąkowska Z., Łupikasza E., Widawski A. (red.), Rola cyrkulacji atmosfery w kształtowaniu klimatu, Prace Wydziału Nauk o Ziemi UŚ, tom 74, s. 101-118.

Marsz A.A., Styszyńska A., Zblewski S. Wpływ cyrkulacji środkowotroposferycznej na temperaturę powietrza w północnej Kanadzie i na Alasce. Problemy Klimatologii Polarnej, nr 22, s. 117-151.

2013

– Marsz A.A. – Frekwencja makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej według klasyfikacji Wangengejma-Girsa w okresie zimowym a pole ciśnienia atmosferycznego nad Europą i północną Azją. Przegląd Geofizyczny, Rocznik 58, zeszyt -2, s. 3-22.

2014

Styszyńska A. Przebieg wskaźnika oceanizmu w europejsko-azjatyckim sektorze Arktyki i Subarktyki w XX i na początku XXI wieku. Problemy Klimatologii Polarnej, nr 24, s. 51-64.

2015

– Marsz A.A. – Cyrkulacja termohalinowa na Atlantyku Północnym a temperatura powietrza w Polsce (1961-2010). Przegląd Geofizyczny, Rocznik 60, zeszyt 3-4, s. 109-131.

2016

– Degirmendžić J., Kożuchowski K. – Aktywność niżów śródziemnomorskich nad Polską a cyrkulacja w górnej i środkowej troposferze. Przegląd Geofizyczny, Rocznik LXI, zeszyt 1-2, s. 3-30.

Degirmendžić J., Kożuchowski K. Niże śródziemnomorskie jako czynnik klimatu Polski. Wydawnictwo Uniwersytetu Łódzkiego, Łódź, 165 s.

2017

– Degirmendžić J., Kożuchowski K. – Epoki cyrkulacyjne w okresie 1891-2010 na podstawie klasyfikacji Wangenheima-Girsa. [w:] Nadzwyczajne zdarzenia meteorologiczne i hydrologiczne na ziemiach polskich. Materiały Konferencji Jubileuszowej z okazji 70-lecia Polskiego Towarzystwa Geofizycznego, 25-26.09.2017, Łódź, s. 72-73.
 
– Degirmendžić J., Kożuchowski K. – Makrocyrkulacyjne uwarunkowania długotrwałych fal termicznych w Polsce. Przegląd Geofizyczny, Rocznik 62, zeszyt 1-2, s. 3-28.

2018

– Kożuchowski K., Degirmendžić J. – Zmienność form cyrkulacji środkowotroposferycznej według klasyfikacji Wangenheima-Girsa i ich relacje z polem ciśnienia na poziomie morza. Przegląd Geofizyczny, Rocznik LXIII, zeszyt 1-2, s. 89-122.

– Degirmendžić J., Kożuchowski K. – Circulation epochs based on the Vangengeim-Girs large scale patterns (1891-2010). Acta Universitatis Lodziensis. Folia Geographia Physica, nr 17, s. 7-12.

2019

– Degirmendžić J., Kożuchowski K. – Variations of macro-circulations form over the Atlantic-Eurasian temperate zone according to the Vangengeim-Girs classification. International Journal of Climatology, Vol.39, Issue 13, s. 4938-4952.

– Marosz M., Kożuchowski K. – Geostrophic wind variability in the 50–60°N zone over Europe: the role of mid-troposphere atmospheric circulation macro-forms. Bulletin of Geography. Physical Geography Series, No. 16, s. 45-65.

– Marsz A.A. – Geneza NAO i problem stabilności tej postaci cyrkulacji atmosferycznej. [w:] Styszyńska A., Błaś M., Migała K. (red.), NAO – jej istota, przyczyny i konsekwencje. Uniwersytet Wrocławski i SKP: 31-46.

– Marsz A.A., Styszyńska A. – Skala i przyczyny zmian temperatury najcieplejszych miesięcy roku nad obszarem Polski po roku 1988. [w:] Lorenc H., Chojnacka-Ożga L. (red). Współczesne problemy klimatu Polski. IMGW-PIB, Seria Publikacji Naukowo-Badawczych, Warszawa, s. 9-26.

– Wrzesiński D., Marsz A.A., Styszyńska A., Sobkowiak L. – Effect of the North Atlantic Thermohaline Circulation on changes in climatic conditions and river flow in Poland. Water, 11(8), 1622; https://doi.org/10.3390/w11081622

2020

Kożuchowski K. Cyrkulacyjne czynniki klimatu Polski II: Westerlies. Czasopismo Geograficzne, tom 91, zeszyt 1-2, s. 207-233.

2021

– Marsz A., Styszyńska A. – Intensywność cyrkulacji termohalinowej na Atlantyku Północnym a susze w Polsce. Prace i Studia Geograficzne. Uniwersytet Warszawski, tom 66.1, s. 63-80.

– Marsz A., Styszyńska A. – Zima 2019-2020 roku – historyczne minimum zlodzenia Bałtyku. Przegląd Geofizyczny, rocznik LXVI, zeszyt 3-4, s. 227-249.

– Marsz A., Styszyńska A. – Zmiany usłonecznienia rzeczywistego w Polsce i ich przyczyny (1966–2018). Prace Geograficzne, tom 165, s. 23-52. 

Marsz A., Styszyńska A., Bryś K., Bryś T. Role of internal variability of climate system in increase of air temperature in Wrocław (Poland) in the years 1951-2018. Quaestiones Geographicae, Volume 40, Issue 2, s. 109-124.

2022

– Marsz A., Matuszko D., Styszyńska A. – The thermal state of the North Atlantic and macro-circulation conditions in the Atlantic-European sector, and changes in sunshine duration in Central Europe. International Journal of Climatology, Vol. 42, Issue 2, s. 748-761.

 

 

.