88540 SNC03749

geograficznych półkuli północnej

Cyrkulacja Strefowa w umiarkowanych szerokościach

Oscylacją Północnego Atlantyku (Nonh Atlantic Oscillation) nazw* <4 l_u._v? działające w rejonie Północnego Atlantyku i tworzące swoisty^jodsystem w ramach ogóln^cyr-kulacji atmosfery. Istotą działania tego podsystemu jest współoddziaływanie dwu ośrLków ak-tywności atmosfery - Wyżu Azorskiego i Niżu Islandzkiego. Między ciśnieniem atmosferycznym w Wyżu Azorskim a ciśnieniem w Niżu Islandzkim w średnich skalach czasowych (średnie miesięczne. średnie sezonowe) występuje ujemna korelacja. W okresie, w którym ciśnienie w Wyżu Azorskim spada, wzrasta ciśnienie w Niżu Islandzkim i odwrotnie - wzmocnienie Wyżu Azorskiego łączy się z pogłębieniem Niżu Islandzkiego. Powiązane ze sobą oba układy ciśnienia wytwarzają gradient baryczny o określonej wartości i określonym zwrocie. Nieokresowe (lub quasi--okresowe) zmiany ciśnienia w obu ośrodkach barycznych generują wahania wektora gradientu ciśnienia wokół jego wartości średniej, tzn. oscylacje (Marsz, 2002. str. 11-12). Inaczej mówiąc, zachodnie przenoszenie powietrza na północnych peryferiach Wyżu Azorskiego i na południowym obrzeżu Niżu Islandzkiego nasila się i słabnie wskutek przeciwnych wahań ciśnienia w obu ośrodkach. Oscylacja Północnego Atlantyku funkcjonuje cały rok, jednak szczególnie duża amplituda jej zmienności zaznacza się w zimie. Wahania NAO wywierają istotny wpływ na warunki termiczne i wilgotnościowe w Europie; wpływają zwłaszcza na ostrość zim na kontynencie. Wyróżnia się dodatnią i ujemną fazę NAO; odpowiada im duży i mały (nawet ujemny) gradient ciśnienia między Wyżem Azorskim i Niżem Islandzkim. Miarą (wskaźnikiem) NAO jest odchylenie od średniej różnicy ciśnień na Azorach i na Islandii. WgJ. Rogersa wskaźnikiem NAO są znormalizowane miesięczne różnice ciśnienia w Ponta Delgada (Azory) i Akureyri (Islandia), wg J. Hurrella -różnice ciśnienia w Lizbonie i średniego ciśnienia w Stykkisholmur i Reykjaviku na Islandii. Dodatnie odchylenia oznaczają pozytywną fazę NAO, ujemne - fazę negatywną.

Relacje między ośrodkami barycznymi na Atlantyku oddziałują także na sezonowe zmiany cyrkulacji nad Europą. Latem Wyż Azorski przemieszcza się ku północy i obejmuje część Europy Zachodniej. Niż Islandzki nieco słabnie i także wędruje na północ. W rezultacie przeważający kierunek napływu mas powietrza nad Europę Środkową zmienia się z południowo-zachodniego i zachodniego w zimie, na północno-zachodni w lecie. Równocześnie następują charakterystyczne zmiany nasilenia cyrkulacji strefowej; jej maksima występują w zimie i latem. W przejściowych porach roku. zwłaszcza na wiosnę, cyrkulacja strefowa słabnie, rozwijają się natomiast południkowe formy cyrkulacji. Przejściowy wzrost nasilenia zachodniej cyrkulacji latem (w czerwcu i lipcu) określany jest czasem jako „monsun europejski". W tabeli 10.1 przedstawiono kierunek cyrkulacji oraz składową zachodnią wiatru geostroficznego nad Polską w przebiegu rocznym. W maju zachodnia cyrkulacja w Polsce niemal zanika, w grudniu osiąga maksimum, przy czym, tak jak w przeważającej części roku. reprezentuje ją kierunek WSW. Słabszy, letni rozwój cyrkulacji strefowej wiąże się ze zmianą kierunku - ,przesunięciem" go do sektora północno-zachodniego.

jące specyficzne właściwości dolnej atmosfery nazywają się obszarami źródłowymi mas powietrznych. Oddziaływania te zależą od szerokości geograficznej i zmieniają się sezonowo, zwłaszcza nad oceanami i lądami strefy umiarkowanej.

Latem nad rozległymi obszarami lądowymi w szerokościach umiarkowanych tworzy się względnie suche i ciepłe powietrze polarno-kontynentaine. Zimą masy tego powietrza stają się wybitnie zimne, z inwersjami temperatuiy w przyziemnej warstwie.

Nad oceanami strefy umiarkowanej tworzą się masy powietrza polamo-morskie-go z dużą zawartością wilgoci, względnie ciepłe w zimie i chłodne latem

Zaśmeżone obszary Antarktydy i Arktyki są obszarami źródłowymi mas powietrza antarktycznego i arkfycznego. Cechują się one najniższą zawartością wilgociTznikomą