Klimat i jego zmiana - Europa

strona w budowie

Niestacjonarność przebiegu temperatury powietrza nad obszarem Europy – zmiana reżimu termicznego w Europie w latach 1987–1989 i jej przyczyny
Andrzej A. Marsz i Anna Styszyńska 
Prace Geograficzne, tom 170, 2023, s. 9-46.
Adres: https://www.ejournals.eu/Prace-Geograficzne/2023/Numer-169/art/23410/
W pracy omówiono zmiany średniej rocznej temperatury powietrza nad Europą w latach 1931–2020. Wyniki badań wykazują, że w latach 1987–1989 nastąpiła nad Europą nagła zmiana reżimu termicznego i w przebiegu tego elementu klimatycznego pojawiła się nieciągłość. W latach 1931–1988, mimo dużej zmienności międzyrocznej, trend temperatury był zerowy. Dodatni, statystycznie istotny, trend temperatury pojawił się po roku 1988. Całe ocieplenie Europy, które może być szacowane na ~2,3 deg, nastąpiło po roku 1988. Przyczyną wystąpienia nieciągłości w przebiegu była radykalna zmiana warunków makrocyrkulacyjnych w atlantycko-eurazjatyckim sektorze cyrkulacyjnym, która przejawia się jako zasadnicza zmiana frekwencji makrotypów cyrkulacji środkowotroposferycznej (500 hPa) według klasyfikacji Wangengejma-Girsa, powodująca równie zasadniczą zmianę struktury pogód. Zmiana warunków makrocyrkulacyjnych została wymuszona przez zmianę stanu termicznego Atlantyku Północnego – gwałtowny wzrost intensywności oceanicznego transportu ciepła na północ. Analiza wykazała, że zmienność temperatury rocznej nad Europą nastąpiła głównie pod wpływem działania procesów naturalnych, które objaśniają ~65% jej wariancji. Wymuszenie radiacyjne, będące funkcją antropogenicznego wzrostu koncentracji CO2 w atmosferze, objaśnia zaledwie 7–8% zmienności średniej rocznej temperatury nad Europą, stanowiąc w kształtowaniu jej zmian czynnik drugo- lub trzeciorzędny.

Zmiany ciśnienia atmosferycznego nad Morzem Barentsa i ich wpływ na cyrkulację atmosferyczną w atlantycko-europejskim sektorze cyrkulacyjnym
Andrzej A. Marsz i Anna Styszyńska
Przegląd Geofizyczny, vol. 68, z. 3-4, 2023, s. 83-111.
Adres: https://ptgeof.pl/wp-content/uploads/2023/12/Marsz_Styszynska.pdf
Układ niskiego ciśnienia w subarktycznej strefie Atlantyku Północnego, tworzący północne ramię dipola NAO wykazuje znaczne zróżnicowanie w czasie. Tworzą go przemiennie trzy ośrodki – niż nad Morzem Labrador, Niż Islandzki i niż nad Morzem Barentsa. Poszczególne, wymienione centra niskiego ciśnienia występują w różnych konfiguracjach, których wzajemny układ silnie wpływa na wartości indeksów NAO. Celem przedstawionych badań było określenie wpływu, jaki na cyrkulację atmosferyczną w atlantycko-europejskim sektorze cyrkulacyjnym wywierają wyizolowane zmiany SLP nad obszarem Morza Barentsa, niezależnie od zmian SLP w Niżu Islandzkim. Gdy SLP nad Morzem Barentsa spada, tworzy się tam układ niskiego ciśnienia zwany Bruzdą Barentso-Karską. W takich okresach silnie obniża się SLP nad wschodnią częścią N Atlantyku i Europą w strefie położonej na N od 55-58°N, a rośnie SLP na S od tej granicy. Maksymalny wzrost wykazuje wtedy SLP w strefie szerokości 45-50°N oraz nad zachodnią i środkową Europą (10°W - 25°E). W takim okresie trajektorie układów niskiego ciśnienia przemieszczają się w strefę między 58 a 70°N. Rośnie w tej strefie (55-70°N) częstość występowania pogód niżowych, z pogodami frontalnymi włącznie. Na południe od 55-58°N rośnie SLP i częstość występowania antycyklonów. Są to najczęściej bardzo silnie rozwinięte na wschód kliny subtropikalnego antycyklonu N Atlantyku (Wyżu Azorskiego). Powoduje to wzrost na tych obszarach częstości występowania bezfrontalnych pogód antycyklonalnych. W okresach wzrostu SLP nad Morzem Barentsa, Bruzda Barentso-Karska zanika, zaznacza się wzrost SLP nad obszarem położonym na N od 55-58°N, a na S od tej granicy SLP spada. Tory układów niskiego ciśnienia przemieszczają się nad obszarem Europy Zachodniej i Środkowej w niższych szerokościach (45-55°N). Powoduje to odpowiednie, przeciwne do opisanych wyżej, zmiany w strukturze pogód na N i S od 55-58°N. Zmianami SLP nad Morzem Barentsa sterują zmiany zasobów ciepła w wodach tego morza (np. Smedsrud i in. 2012, 2020). Zasoby ciepła w wodach Morza Barentsa regulowane są przez zmniejszony lub zwiększony dopływ ciepłych Wód Atlantyckich (np. Årthun i in. 2012). W rezultacie wszystkimi tymi zmianami, w tym SLP nad Europą, steruje, z opóźnieniami, zmienność NA THC (North Atlantic Thermohaline Circulation). Jednoczesny spadek SLP nad Morzem Barentsa i spadek SLP w Niżu Islandzkim powoduje, że w strefie subarktycznej i arktycznej tworzy się rozległy jedno- lub dwuośrodkowy układ niskiego ciśnienia o orientacji WSW-ENE, wymuszający adwekcje powietrza z zachodu nad NE Europę i Syberię. Spadek SLP nad Morzem Barentsa, jaki nastąpił po roku 1988, jest zgodny w czasie ze zmianą epok makrocyrkulacyjnych nad Europą (z epoki E na epokę W), których przyczyną była zmiana fazy NA THC z ujemnej na dodatnią.

Zmiany ciśnienia atmosferycznego nad Morzem Barentsa a zmienność elementów klimatycznych nad Polską i Europą
Andrzej A. Marsz i Anna Styszyńska
Przegląd Geofizyczny, vol. 69, z. 1-2, 2024, s. 3-23.
Adres: https://ptgeof.pl/wp-content/uploads/2024/06/Marsz-Styszynska.pdf
Zmiany ciśnienia atmosferycznego nad Morzem Barentsa, niezależnie od zmian ciśnienia w Niżu Islandzkim, wywierają silny i istotny wpływ na zmiany ciśnienia atmosferycznego nad Europą (Marsz i Styszyńska 2023b). Polegają one na zgodnych w fazie ze zmianami ciśnienia nad Morzem Barentsa zmianach ciśnienia nad północną Europą (szerokości 75-60°N) i przeciwnych w fazie zmianach nad południową Europą (na S od ~55°N). Praca przedstawia wyniki badań nad zachowaniem się zmienności elementów klimatycznych nad Polską i Europą, zachodzących pod wpływem rocznych zmian ciśnienia nad Morzem Barentsa (dalej SLP). Okresem opracowania są lata 1951-2020. Stwierdzono statystycznie istotne związki między SLP i rocznymi obszarowymi wartościami elementów klimatycznych nad Polską: temperaturą powietrza (TPL), zachmurzeniem ogólnym (NPL), usłonecznieniem (UPL), wilgotnością względną (fPL), sumami opadów (RPL), ciśnieniem atmosferycznym (PPL) i prędkością wiatru (VPL). Wzrostowi SLP ponad normę wieloletnią odpowiada nad Polską spadek TPL, UPL i PPL, a wzrost NPL, RPL, fPL i VPL. Spadek SLP pociąga za sobą odwrotne skutki. Zmiany SLP objaśniają od 33 (TPL) do kilkunastu procent wariancji pozostałych elementów, przy czym najsłabszą reakcję na zamiany SLP wykazuje roczna suma opadów (~15% objaśnionej wariancji). Zmiany te wskazują, że wraz ze zmianami SLP nad Morzem Barentsa dochodzi do zmian trajektorii układów niskiego ciśnienia. W latach, w których SLP jest wyższe od normy tory niżów przemieszczają się nad południową Europą (~40-55°N), a w latach, w których SLP jest niższe od normy, tory niżów przemieszczają się nad północną Europą. W tych okresach nad południową Europą wzrasta udział pogód antycyklonalnych. Najwyraźniej wpływ zmian SLP na zmienność elementów klimatycznych zaznacza się w półroczu ciepłym, a silnie w 3 kwartale (lipiec-wrzesień). Różni to wpływ SLP nad Morzem Barentsa od wpływu NAO, które najsilniej wpływa na zmienność elementów klimatycznych w okresie zimowym. Oddziaływanie zmian SLP na zmienność elementów klimatycznych nad Europą jest ogólnie podobne do tego, jaki obserwuje się nad Polską. Nad całą Europą najsilniej z SLP nad Morzem Barentsa powiązana jest temperatura powietrza. Przy spadku SLP nad całą Europą temperatura powietrza wzrasta, przy wzroście – spada. Dzieje się tak, niezależnie od tego, czy nad daną częścią Europy SLP rośnie, czy maleje – znak zmian temperatury pozostaje taki sam. Wzrost temperatury rocznej nad Europą przy spadku SLP nad Morzem Barentsa zachodzi w rezultacie działania dwu różnych procesów. Przy spadku SLP nad północną Europą wzrost temperatury następuje w wyniku wzrostu intensywności napływów powietrza z zachodu (adwekcje powietrza morskiego w chłodnym półroczu), a nad południową Europą w wyniku wzrostu usłonecznienia (wzrost sytuacji antycyklonalnych w półroczu ciepłym). Przy wzroście SLP powyżej normy spadek temperatury nad północną Europą zachodzi w rezultacie osłabienia adwekcji mas powietrza z zachodu, a nad południową Europą (na S od 55°N) w wyniku wzrostu natężenia adwekcji powietrza z zachodu (wzrost frekwencji pogód cyklonalnych powoduje wzrost zachmurzenia i spadek usłonecznienia).

Atlantyk Północny a klimat Europy. Mechanizmy wpływu. Część 1
Andrzej A. Marsz i Anna Styszyńska
Prace i Studia Geograficzne, tom 69.3, 2024, s. 25-43.
Adres:  https://sciendo.com/pl/article/10.48128/pisg-2024-69.3-02
Praca omawia mechanizmy działające wewnątrz systemu klimatycznego prowadzące do zmienności i zmian klimatu atmosfery nad Europą. W części pierwszej omawia się działanie głównego czynnika regulującego zmienność cyrkulacji atmosferycznej jakim jest cyrkulacja termohalinowa Atlantyku Północnego (NA THC). Zmienność NA THC, poprzez wpływ na kształtowanie cyrkulacji środkowotroposferycznej i rozkładu wysokości geopotencjału, określa zmienność cyrkulacji dolnej, a tym samym zmienność elementów klimatycznych nad Polską i Europą. Analiza wykazała, że zmienność NA THC w wysokim stopniu objaśnia zmienność usłonecznienia, temperatury powietrza i wilgotności względnej nie objaśniając jednak zadowalająco zmienności pozostałych elementów klimatycznych.

Atlantyk Północny a klimat Europy. Mechanizmy wpływu. Część 2
Andrzej A. Marsz i Anna Styszyńska
Prace i Studia Geograficzne, tom 69.4, 2024, s. 7-28.
Adres:   https://sciendo.com/pl/article/10.48128/pisg-2024-69.4-01

Praca omawia mechanizmy działające wewnątrz systemu klimatycznego prowadzące do zmienności i zmian klimatu atmosfery nad Europą. W części drugiej przedstawiono wpływ zmian SLP nad Morzem Barentsa modyfikujący działanie NA THC na przebieg procesów cyrkulacyjnych w atlantycko-euroazjatyckim sektorze cyrkulacyjnym. Zmiany SLP nad Morzem Barentsa, które stanowią wynik opóźnionego w czasie działania NA THC, istotnie wpływają na zmienność elementów klimatycznych nad Polską i Europą. Łączne synchroniczne działanie zmian NA THC i zmian SLP nad Morzem Barentsa określone przez wskaźnik klimatyczny Północnego Atlantyku (WKNA) objaśnia 76% wariancji średniej rocznej temperatury nad Europą w latach 1951-2020. Dodatkowe uwzględnienie wymuszenia radiacyjnego (ΔF), które uważane jest powszechnie za główny czynnik wymuszający wzrost temperatury, zwiększa objaśnienie zmian temperatury do zaledwie 80%. Pozwala to postawić tezę, że wpływ zmian koncentracji CO2 na wzrost temperatury powietrza nad Europą odgrywa znikomą rolę w stosunku do działania czynników naturalnych. Główną rolę w kształtowaniu zmiany klimatu w ostatnim 70.leciu odegrały zmiany intensywności południkowego oceanicznego transportu ciepła w N Atlantyku.

.