Para wodna w troposferze nad Europą Agnieszka Wypych Para wodna w troposferze nad Europą Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytet Jagielloński w Krakowie Kraków 2018 Recenzenci: prof, dr hab. Krzysztof Fortuniak - Uniwersytet Łódzki prof, dr hab. Zbigniew Ustrnul - Uniwersytet Jagielloński w Krakowie, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej-PIB Adiustacja: Barbara Leszczyńska-Cyganik Projekt typograficzny, skład i przygotowanie do druku: Małgorzata Ciemborowicz - Pracownia Wydawnicza IGiGP UJ Projekt okładki: Wojciech Skrzypiec Na okładce wykorzystano zdjęcie satelitarne MSG w kanale pary wodnej 6. 2 pm (EUMETSAT / DTS IMGW-PIB OKk) © Agnieszka Wypych i Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ Wydanie I, Kraków 2018 ISBN 978-83-64089-42-8 Wydawca: Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków, Polska tel. +48 12 664 52 50, faks +48 12 664 53 85 www. geo. uj. edu. pl Druk i oprawa: Drukarnia Cyfrowa - Delta tel. +48 601 68 25 00 SPIS TREŚCI 1. WSTĘP................................................................. 7 1. 1. Rola pary wodnej w atmosferze.................................... 8 1. 1. 1. Znaczenie pary wodnej w cyklu hydrologicznym 9 1. 1. 2. Para wodna w systemach cyrkulacyjnych..................... 10 1. 1. 3. Udział pary wodnej w bilansie radiacyjnym i energetycznym. 11 1. 1. 4. Wpływ zawartości pary wodnej na zmienność klimatu......... 11 1. 2. Terminologia.................................................... 13 1. 3. Źródła danych i informacji o zawartości pary wodnej w atmosferze. 15 1. 3. 1. Pomiary zawartości pary wodnej w powietrzu............... 15 1. 3. 2. Tematyka opracowań dotyczących zawartości pary wodnej w powietrzu................................... 20 1. 4. Cel pracy....................................................... 23 2. MATERIAŁY ŹRÓDŁOWE 1 METODY OPRACOWANIA.............................. 27 2. 1. Dane higryczne i cyrkulacyjne................................... 29 2. 2. Tok i metody pracy.............................................. 31 2. 2. 1. Zróżnicowanie czasowe i przestrzenne..................... 31 2. 2. 2. Regiony higryczne........................................ 34 2. 2. 3. Wzorce cyrkulacji i typy adwekcji........................ 36 2. 2. 4. Intensywność transportu pary wodnej...................... 38 3. ZRÓŻNICOWANIE CZASOWE I PRZESTRZENNE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE.............................................. 41 3. 1. Sezonowa zmienność rozkładu przestrzennego zawartości pary wodnej w powietrzu............................................ 41 3. 2. Struktura pionowa wilgotności powietrza ........................ 62 3. 2. 1. Typy profili pionowych wilgotności właściwej..............69 3. 2. 2. Występowanie inwersji higrycznych.........................84 4. REGIONY HIGRYCZNE EUROPY....................................... 91 Region 1 - południowy atlantycki................................. 95 Region 2 - śródziemnomorski...................................... 96 Region 3 - umiarkowany kontynentalny południowy.................. 97 Region 4 - umiarkowany kontynentalny północny.................... 99 Region 5 - umiarkowany atlantycki............................... 100 Region 6 - arktyczny ........................................... 100 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ NA KSZTAŁTOWANIE I MODYFIKACJĘ WARUNKÓW WILGOTNOŚCIOWYCH ........................ 105 5. 1. Zmienność warunków cyrkulacyjnych ....................... 107 5. 2. Cyrkulacja atmosferyczna a wilgotność powietrza w troposferze nad Europą w ujęciu sezonowym.................. 113 5. 3. Rola cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu procesów hydrometeorologicznych.............................. 162 6. PODSUMOWANIE 1 WNIOSKI KOŃCOWE................................ 165 Spis rycin 169 Spis tabel 175 Literatura 177 Summary 197 Od Autorki ....................................................... 201 1. WSTĘP Zdecydowana większość badań z zakresu klimatologii prowadzonych na świecie poświęcona jest temperaturze powietrza, jako wiodącemu elementowi klimatu. W centrum zainteresowania znajdują się również ciśnienie i opady atmosferyczne, przy czym ten ostatni element często analizowany jest w ujęciu środowiskowym, tzn. w kontekście potencjalnych skutków zarówno z uwagi na nadmiar, jak i brak opadów. Rozwój modeli klimatycznych, uwzględniających coraz więcej zmiennych i przedstawiających coraz bardziej precyzyjnie procesy zachodzące w atmosferze, podniósł w ostatnich kilkunastu latach rolę pary wodnej jako czynnika istotnego w badaniach klimatycznych. Para wodna ma bowiem kluczowe znaczenie w bilansie promieniowania, powstawania chmur oraz wymianie energii w systemie ocean-atmosfera, przez co uważana jest za najbardziej istotny gaz śladowy w atmosferze. Dodatnie sprzężenia zwrotne w aspekcie globalnego ocieplenia były dostrzegane już w połowie XX wieku (Möller 1963; Manabe, Wetherald 1967) w związku z logarytmicznym wzrostem prężności pary wodnej nasyconej wraz ze wzrostem temperatury powietrza, jak również bezpośrednio związaną z nim zwiększoną zdolnością pochłaniania pary wodnej w atmosferze. Dodatkowo jej silna absorpcyjność powoduje, że para wodna jest także ważnym gazem cieplarnianym. Z drugiej jednak strony obecność pary wodnej w atmosferze generuje ujemne sprzężenia zwrotne poprzez odbijanie promieniowania przez chmury, których właściwości są zdeterminowane przez rozkład, transport i konwergencję pary wodnej. Mimo, że masa całkowita wody w atmosferze jest duża, czas przebywania cząstek pary wodnej w atmosferze szacowany jest na zaledwie 10 dni (Iribarne, Cho 1988). Zawartość pary wodnej w atmosferze jest bardzo zmienna w czasie i przestrzeni, co jest związane z procesami parowania, kondensacji i powstawania opadów atmosferycznych. Przede wszystkim jednak ilość pary wodnej jaka może być zawarta w powietrzu jest warunkowana jego temperaturą. Szybki wzrost prężności maksymalnej pary wodnej wraz z temperaturą (por. podrozdział 1. 1) powoduje, że znaczną jej ilość mogą zawierać wyłącznie dolne, cieplejsze warstwy troposfery. Warstwy wyższe oraz obszary okołobiegunowe (zawsze chłodne) odznaczają się niewielką zawartością pary wodnej ograniczoną wartością prężności nasycenia. 1. WSTĘP W bilansie wilgoci w atmosferze istotną rolę, szczególnie w obszarach deficytu, odgrywa jej transport w procesach adwekcji i konwekcji. Cyrkulacja atmosferyczna, zarówno w skali globalnej, jak i w ujęciu mezoskalowym stanowi zatem kluczowy czynnik, który należy uwzględnić przy rozpatrywaniu zróżnicowania przestrzennego zawartości pary wodnej i jej struktury pionowej, zwłaszcza w analizach aplikacyjnych. Złożoność powiązań pomiędzy temperaturą powietrza i zawartością pary wodnej, wpływających w istotny sposób na bilans radiacyjny oraz obieg wody powoduje, że badania zawartości pary wodnej w atmosferze, jej zmienność w czasie i zróżnicowanie w przestrzeni odgrywają kluczową rolę w meteorologii synoptycznej, prognozowaniu oraz w analizach zmian klimatu. 1. 1. Rola pary wodnej w atmosferze Para wodna jest jednym z głównych składników atmosfery. W przeciwieństwie jednak do azotu i tlenu, których zawartość pozostaje stała do wysokości około 100 kilometrów, koncentracja pary wodnej w atmosferze waha się w czasie i przestrzeni do 4, 0%, a jej maksymalna ilość jest ściśle zależna od temperatury (Stuli 2017). Związki pomiędzy zmianą prężności maksymalnej pary wodnej, a zmianą temperatury wzdłuż krzywej fazowej zostały opisane równaniem Clausiusa-Clapeyrona [l](m. in. Craig, Albrecht 1998): [1] E(T) = eₒexp gdzie: E - prężność maksymalna pary wodnej (Pa) T - temperatura (K) Tₒ - temperatura 273, 15 (K) e₀ - prężność maksymalna pary wodnej w temperaturze 273, 15K (Pa) L - ciepło przemiany fazowej wody (J mol¹) sJł ᵥ - stała gazowa pary wodnej (J ■ mol¹ • K¹). Powyżej wartości progowej, wyznaczonej wzorem [1], para wodna zawarta w powietrzu ulega procesowi kondensacji, wracając ponownie do stanu nasycenia, w którym znajduje się w równowadze z wodą w stanie ciekłym (m.in. Kopcewicz 1956; Iribarne, Cho 1988; Craig, Albrecht 1998). Szczegółowy opis własności fizycznych pary wodnej oraz procesów związanych z przemianami fazowymi znajdują się w cytowanej literaturze. Złożoność powiązań pomiędzy temperaturą powietrza i zawartością pary wodnej wpływa w istotny sposób m.in. na obieg wody, bilans radiacyjny i transport energii. Dlatego też para wodna odgrywa kluczową rolę w modyfikacji procesów dynamiki 8 1,1. ROLA PARY WODNEJ W ATMOSFERZE atmosfery i radiacyjnych (m.in. Elliott 1995; Allen, Ingram 2002; Trenberth i in. 2005). Znaczenie pary wodnej w bilansie radiacyjnym powoduje, że jest ona również istotnym gazem cieplarnianym (m.in. Held, Soden 2000). 1.1.1. Znaczenie pary wodnej w cyklu hydrologicznym Relacje opisane równaniem Clausiusa-Clapeyrona wymuszają wzrost prężności maksymalnej pary wodnej i tym samym zdolności absorpcji pary wodnej o około 6-7% przy jednoczesnym wzroście temperatury powietrza o 1K (Manabe, Wetherald 1967; Boer 1993; Wentz, Schabel 2000; Held, Soden 2000; Allen, Ingram 2002; Trenberth i in. 2003, 2005; Willet i in. 2008). Na obszarach, gdzie możliwa jest stała dostawa pary wodnej (oceany), wraz ze wzrostem T następuje nasilenie procesów parowania i wzrost wilgotności właściwej powietrza (q). Natomiast ograniczone możliwości parowania, np. nad lądami, powodują redukcję wilgotności względnej i wzrost deficytu wilgotności (Willet i in. 2013). Zdecydowana większość pary wodnej w atmosferze pochodzi z procesów ewapo-transpiracji i parowania na powierzchni lądów i oceanu, a jej transport jest podstawą cyklu hydrologicznego (ryc. 1.1), przy czym zawartość wilgoci nad lądem jest w większości efektem parowania oceanicznego. Kluczową rolę odgrywa zatem transport pary wodnej, który ma charakter zarówno wertykalny, zachodzi wówczas w procesach konwekcji i osiadania, jak i horyzontalny, związany z cyrkulacją atmosferyczną. Powiązania procesów składowych obiegu wody sprawiają, że jakakolwiek zmiana zawartości pary wodnej nad powierzchnią oceanów znajduje odzwierciedlenie w jej dostępności nad lądem. Spowolnione lub przyspieszone procesy ogrzewania powietrza nad oceanem, prowadzą do mniej lub bardziej intensywnego wzrostu zdolności pochłaniania pary wodnej, co z kolei ogranicza bądź intensyfikuje tempo parowania wpływając na ilość pary wodnej dostarczanej w kierunku lądu. Podobnie, zmiana zawartości pary wodnej w dolnych, przypowierzchniowych warstwach troposfery implikuje konsekwencje m.in. w górnej troposferze, gdzie para wodna dociera w skutek pionowego transportu jej cząsteczek w procesach turbulencji i konwekcji (Willet i in. 2013). Zwiększona ilość pary wodnej przy powierzchni Ziemi będzie skutkowała zatem wzrostem jej zawartości w wyższych warstwach troposfery, co będzie bezpośrednio i pośrednio wpływało na bilans promieniowania (por. podrozdział 1.1.3). Co więcej, mechanizmy transportu pary wodnej Rycina 1.1. Para wodna w cyklu hydrologicznym (wg Barry, Chorley 2003) Objaśnienie: za 100% przyjęto średnią globalną roczną sumę opadów atmosferycznych, tj. 857 mm. 9 1. WSTĘP w procesach konwekcji choć wystarczająco rozpoznane, nie są jednak w pełni sparame-tryzowane, co jest powodem niedoskonałości modeli klimatycznych i mezometeorolo-gicznych (Sherwood i in. 2010b). 1.1.2. Para wodna w systemach cyrkulacyjnych Transport pary wodnej odgrywa istotną rolę w kształtowaniu klimatu globalnego. Przemiany fazowe generują bowiem przepływ energii wywołany dostawą ciepła utajonego, co jest jednym z podstawowych źródeł energii dla systemów cyrkulacyjnych. Para wodna jest w związku z tym jednym z głównych czynników dynamiki atmosfery odpowiedzialnych za powstawanie i rozwój systemów pogodowych, a także cyrkulacji atmosferycznej. Główną komórką cyrkulacyjną, inicjowaną i sterowaną uwolnieniem ciepła utajonego w wielkoskalowych procesach konwekcji w szerokościach okołorównikowych jest komórka Hadleya. Jej zasięg pionowy i horyzontalny oraz intensywność przepływu materii ulegają zmianom związanym ze wzrostem temperatury powietrza i tym samym prężności maksymalnej pary wodnej, przy czym ograniczenia fizyczne (m.in. strefowy bilans pędu i wielkość turbulencyjnych strumieni pędu) w istotny sposób hamują dynamikę pary wodnej (Schneider i in. 2010). Zdecydowanie bardziej skomplikowany i mniej rozpoznany jest udział pary wodnej w kształtowaniu cyrkulacji atmosferycznej w szerokościach umiarkowanych. Strumień ciepła utajonego w atmosferze stanowi około 50% całkowitego strumienia energii atmosferycznej skierowanego w stronę biegunów (Pierrehumbert 2002; Trenberth, Stepaniak 2003), co potwierdza istotną rolę pary wodnej w dynamice atmosfery w szerokościach pozazwrotnikowych. Niemniej jednak znaczenie to osiąga odmienny wymiar w różnych warunkach termicznych. Równowaga atmosfery w szerokościach umiarkowanych jest bowiem bardzo złożonym stanem fizycznym. Przykładowo, równowaga stała w atmosferze może być umocniona wzrostem temperatury i wilgotności powietrza. Następuje bowiem wówczas intensyfikacja strumienia ciepła utajonego zarówno ku obszarom polarnym, jak i w kierunku wyższych warstw atmosfery. Równocześnie jednak podobny skutek, ograniczający dynamikę atmosfery, może zostać wywołany wzrostem gradientu południkowego (poziomego) temperatury powietrza, co ma miejsce w warunkach ochłodzenia i wysuszenia atmosfery (Schneider i in. 2010). Reasumując, w konsekwencji istniejących powiązań termiczno-wilgotnościowych powstają regionalne podsystemy cyrkulacyjne, warunkujące szereg procesów, których wzajemne relacje są na tyle skomplikowane i dotychczas słabo rozpoznane, że trudno przewidzieć wszystkie skutki ewentualnych zmian higrycznych na Ziemi. 10 1.1. ROLA PARY WODNEJ W ATMOSFERZE 1.1.3. Udział pary wodnej w bilansie radiacyjnym i energetycznym Wpływ pary wodnej na kształtowanie bilansu radiacyjnego i energetycznego Ziemi przyjmuje formę zarówno oddziaływania bezpośredniego, związanego z obecnością cząstek gazu w atmosferze, jak i poprzez rolę, jaką zawartość pary wodnej odgrywa w powstawaniu i rozwoju chmur oraz procesów wewnątrzchmurowych. W pierwszej kolejności należy wymienić ciepło utajone uwalniane do atmosfery w procesach kondensacji pary wodnej i powstawania opadów atmosferycznych, którego znaczenie zostało szerzej opisane w aspekcie cyrkulacji atmosferycznej (por. podrozdział 1.1.2). Ponadto, ze względu na udział w pochłanianiu promieniowania podczerwonego Ziemi, para wodna uważana jest za najbardziej istotny gaz cieplarniany (Elliott 1995; Kiehl, Trenberth 1997; Held, Soden 2000; Schmidt i in. 2010; Turco 2010). Wprawdzie największa ilość promieniowania pochłaniana jest w środkowej i górnej troposferze mniej zasobnych w parę wodną, niemniej jednak to zawartość pary wodnej w atmosferze odpowiada za najbardziej istotne dodatnie sprzężenie zwrotne w systemie klimatycznym (Soden, Held 2006; Rangwala 2013), wzmagając jego wrażliwość (por. podrozdział 1.1.4). Istotną rolę w bilansie radiacyjnym odgrywa także para wodna biorąca udział w tworzeniu i w rozwoju zachmurzenia. Całkowite znaczenie chmur nie zostało w pełni rozpoznane i stanowią one nadal jedno z podstawowych wyzwań w parametryzacji modeli klimatycznych i meteorologicznych. Najwięcej niewiadomych związanych jest z procesami zachodzącymi wewnątrz chmur, w tym także z konwekcją, osiadaniem i transportem pary wodnej w postaci kropel wody porywanych przez strumień powietrza (Sherwood i in. 2010a). Ich przebieg i intensywność, związane ściśle z obecnością pary wodnej, mają w konsekwencji wpływ także na bilans radiacyjny. A. Devasthale i in. (2011) podkreślają, iż duże znaczenie dla tych procesów, zwłaszcza w obszarach okołobiegunowych, ma struktura pionowa zawartości pary wodnej, w tym występowanie inwersji wilgotności powietrza. Niejednokrotnie ograniczają one bowiem parowanie z górnej powierzchni chmur, co wspomaga rozwój zachmurzenia, mając także znaczenie w uwalnianiu ciepła utajonego, wpływając tym samym na efekt cieplarniany. Rola chmur ulega zmianie w zależności od lokalizacji, poziomu ich zalegania oraz właściwości fizycznych, co podkreślają badania prowadzone na Antarktydzie i obszarze Arktyki (Tietavainen, Vihma 2008; Jakobson, Vihma 2010; Vihma i in. 2016). I. Rangwala (2013) zwraca także uwagę na wyraźną sezonowość występowania inwersji higrycznych oraz ich zależność od aktualnych warunków atmosferycznych. 1.1.4. Wpływ zawartości pary wodnej na zmienność klimatu Struktura pionowa zawartości pary wodnej w atmosferze w znaczący sposób wpływa na dostawę promieniowania słonecznego oraz procesy powstawania chmur i opadów atmosferycznych. W związku z tym para wodna uważana jest za najważniejszy gaz śladowy w atmosferze, a sprzężenia zwrotne przez nią powodowane za najbardziej 1 1 1. WSTĘP istotne dla zmian klimatu i zwiększające jego wrażliwość (Turco 2010, IPCC 2013). Wzrost zawartości pary wodnej zwiększa ilość promieniowania długofalowego zatrzymanego przy powierzchni Ziemi, tym samym powoduje wzrost temperatury powietrza i wzmacnia ocieplenie. Równocześnie jednak obecność pary wodnej w atmosferze powoduje pośrednio także ujemne sprzężenia zwrotne, gdyż rozkład, transport i konwergencja pary wodnej determinuje właściwości chmur odbijających promieniowanie słoneczne. Całkowity udział pary wodnej jako czynnika sprzężeń zwrotnych został oszacowany na 47% (Manabe, Wetherald 1967; Schneider i in. 1999), przy czym zdecydowanie większą rolę odgrywa para wodna zawarta w swobodnej troposferze niż w planetarnej warstwie granicznej (Schneider i in. 1999; Rangwala 2013). Dlatego też szczególnie istotne są obszary występowania inwersji wilgotności, gdyż wzrastająca wraz z wysokością ilość pary wodnej implikuje zwiększony udział promieniowania zwrotnego atmosfery w bilansie radiacyjnym, co A. Devasthale i in. (2011) potwierdzają dla sezonu zimowego. Autorzy dowodzą, że para wodna w warstwie inwersyjnej stanowi ponad 50% całości pary wodnej w słupie atmosfery, co z kolei ma istotny wpływ na zachmurzenie (Sedlar, Tjernstróm 2009; Solomon i in. 2011; Sedlar i in. 2012). Poza samą zawartością pary wodnej istotna z punktu widzenia jej wpływu na warunki klimatyczne jest także pora roku i lokalizacja oddziaływań. Na przykład I. Rangwala (2013) podkreśla (co potwierdza wyniki uzyskane przez A. Devasthale’a i zespół w 2011), iż w procesach globalnych wzrost zawartości wilgotności w powietrzu - jako czynnik determinujący sprzężenia zwrotne - występuje w wysokich szerokościach geograficznych oraz na obszarach górskich przede wszystkim zimą. Ponadto, R. Colman i L. Hanson (2013) zwracają uwagę na istotne znaczenie skali czasowej i przestrzennej oddziaływań. Znaczenie pary wodnej jako inicjatora sprzężeń zwrotnych wyraźne jest w procesach wielkoskalowych. W procesach lokalnych lub mezoskalowych sprzężenia te niejednokrotnie współwystępują ze sobą, przez co poszczególne czynniki są trudne do wyodrębnienia (Hall, Manabe 1999). Opisane znaczenie pary wodnej powoduje dynamiczny rozwój monitorowania jej zawartości w atmosferze. Coraz bardziej zaawansowane i wyrafinowane metody umożliwiają uzyskanie informacji zarówno dzięki satelitom, jak i czujnikom naziemnym (lidary), czy też z uwzględnieniem m.in. zróżnicowania współczynnika refrakcji, bądź prędkości rozchodzenia się fal uwarunkowanej zawartością pary wodnej w atmosferze. Badania prowadzone są przede wszystkim na obszarach, w których para wodna ma szczególne znaczenie z uwagi na kompleksowe powiązania z warunkami lokalnymi, mającymi dodatkowo wpływ na przebieg procesów pogodowych w skali globalnej, tj. w szerokościach międzyzwrotnikowych oraz okołobiegunowych. 12 1.2. TERMINOLOGIA 1.2. Terminologia Wilgotność powietrza, określająca zawartość pary wodnej w atmosferze, jest złożonym elementem meteorologicznym. Zdefiniowano szereg zmiennych opisujących właściwości fizyczne pary wodnej, w tym zależności pomiędzy zmianą ciśnienia pary wodnej nasyconej a zmianą temperatury wzdłuż krzywej fazowej dla przemian fazowych wody opisanych równaniem Clausiusa-Clapeyrona (por. podrozdział 1.1). Z uwagi na liczbę zmiennych i różne ich zastosowanie, w zależności od intencji i aspektu prowadzonych badań, zasadnym jest precyzyjne określenie wykorzystywanej charakterystyki, zwłaszcza, że polska terminologia związana z wilgotnością powietrza nie jest w pełni jednolita. Dotyczy to przede wszystkim zmiennych opisujących strukturę pionową pary wodnej w atmosferze. W badaniach prowadzonych na powierzchni Ziemi podstawowymi zmiennymi higrycznymi wykorzystywanymi w analizach są prężność pary wodnej nasyconej/ prężność w stanie nasycenia (E) (ang. saturation/equilibrum vapor pressure) i prężność aktualna pary wodnej (e) (ang. vapor pressure), charakteryzująca ciśnienie gazu jako jednej ze składowych powietrza oraz niedosyt wilgotności powietrza (d) (ang. saturation/vapor pressure deficit), opisujący różnicę pomiędzy ciśnieniem maksymalnym i aktualnym pary wodnej. Zmienne te wyrażane są w jednostkach ciśnienia. Charakterystyka wyższych warstw atmosfery dokonywana jest najczęściej na podstawie wilgotności bezwzględnej (Q) (ang. absolute humidity), informującej o całkowitym ciężarze pary wodnej (absolutnej masie wilgoci w powietrzu), wilgotności właściwej (q) (ang. specific humidity) przedstawiającej stosunek masy pary wodnej do całkowitej masy powietrza, w którym się znajduje oraz tzw. stosunku zmieszania (r) (ang. mixing ratio), określającego stosunek masy pary wodnej do masy powietrza suchego. Jako że różnica pomiędzy wartościami wilgotności właściwej i stosunku zmieszania jest znikoma, zmienne te, zwłaszcza w opracowaniach ogólnych, traktowane są jako tożsame, a wspomniana różnica jest zaniedbywana. Ich wrażliwość na zmiany warunków atmosferycznych jest bowiem jednakowa, tzn. pozostają stałe w reakcji na adiabatyczne i nieadiabatyczne zmiany temperatury, zmienne natomiast w przypadku procesów parowania i kondensacji (Craig, Albrecht 1998). Powszechne zastosowanie w środkach masowego przekazu znalazła wilgotność względna powietrza (f) (ang. relative humidity), opisująca stopień nasycenia powietrza parą wodną, wykorzystywana między innymi w biometeorologii oraz w modelach klimatycznych. Z kolei temperatura punktu rosy/szronu (Td) (ang. dewlfrost point temperature) i niedosyt punktu rosy (ang. dew point depression), oznaczający różnicę pomiędzy aktualną temperaturą powietrza, a temperaturą punktu rosy znajdują często zastosowanie w meteorologii operacyjnej, m.in. w analizach diagramów aerologicznych. Wymienione zmienne definiują konkretne, sparametryzowane właściwości higryczne atmosfery, co zdecydowanie ułatwia jednoznaczne ich wykorzystanie. Brak jednorodności terminologicznej dotyczy charakterystyki, opisującej całkowitą 13 1. WSTĘP zawartość pary wodnej w słupie atmosfery o określonej miąższości, wyrażanej w postaci ilości wody (kg m ² lub mm), która powstałaby w procesie jej kondensacji (AMS). Jest to własność obliczana na podstawie sondaży aerologicznych (por. podrozdział 2.1) i często wykorzystywana, gdyż w prosty sposób podaję informację dotyczącą zintegrowanej zawartości pary wodnej w powietrzu. W literaturze anglojęzycznej terminy: precipitable water (AMS), precipitable water vapor (AMS), total precipitable water vapor (Salby 2012), total column water vapor (ECMWF), vertical integral of water vapor (ECMWF) funkcjonują na ogół równolegle, niejednokrotnie wymiennie, określają bowiem tą samą cechę wilgotności powietrza. W Polsce powyższa zmienna jest nadal rzadko wykorzystywana w badaniach zarówno klimatologicznych, jak i meteorologicznych (por. podrozdział 1.4), przez co stosowanych jest szereg odpowiedników terminów anglojęzycznych. W literaturze polskiej funkcjonują niezależnie pojęcia: grubość skondensowanej pary wodnej (Fortuniak 2003), zawartość wody opadowej (Wibig, Siedlecki 2007), zapas wody opadowej (Malinowska, Miętus 2010), wskaźnik dostępnej wody opadowej (Bernas, Kolendowicz 2013), opad potencjalny (Suligowski 2013), zawartość wilgoci w atmosferze (Kożuchowski 2016), czy też kolumnowa zawartość pary wodnej (Błaś i in. 2017). Dwa z nich: opad potencjalny i woda opadowa zostały uwzględnione odpowiednio w Międzynarodowym słowniku hydrologicznym (2001) oraz Słowniku meteorologicznym (2003). Obydwa terminy są odpowiednikami angielskiego precipitable water, przy czym w słowniku meteorologicznym jest on zdefiniowany jako ilość wody pochodząca z opadów atmosferycznych wszystkich rodzajów, wyrażona jako suma opadów w mm (grubość warstwy wody) lub w l-m~², w jednostce czasu, np. w ciągu godziny, doby, miesiąca, roku' w słowniku hydrologicznym natomiast widnieje zapis: całkowita ilość wody zawarta w atmosferze nad pewnym punktem lub obszarem, która w przypadku kondensacji dałaby opad. Brak zgodności dotyczącej określenia ilości pary wodnej w atmosferze w polskiej terminologii naukowej oraz - co więcej - nieścisłości w definiowaniu pojęć, wymusiły konieczność arbitralnego przyjęcia terminów, jako obowiązujących w niniejszej pracy. Wyniki badań, potwierdzające, że najwyższe sumy opadów atmosferycznych przekraczają zdecydowanie ilość pary wodnej w atmosferze zdefiniowanej jako precipitable water na skutek transportu pary wodnej i jej kondensacji (Phillips, McGregor 2001; Sodemann i in. 2009; Sobik, Błaś 2010; Koffi i in. 2013; Couto i in. 2015; Lavers, Villarini 2015; Kożuchowski 2016; Allan i in. 2016) powodują, iż pojęcia woda opadowa, czy też opad potencjalny wydają się być niejednoznaczne. Dlatego też do opisu całkowitej zawartości pary wodnej w słupie atmosfery wykorzystano terminy kolumnowa zawartość pary wodnej lub zawartość pary wodnej (TCWV). Drugą najczęściej wykorzystywaną w pracy charakterystyką wilgotności jest wilgotność właściwa (q), w skrócie określana dalej mianem wilgotności powietrza. ¹ Objaśnienie terminu odbiega od definicji w języku angielskim. 14 1.3. ŹRÓDŁA DANYCH I INFORMACJI O ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W ATMOSFERZE 1.3. Źródła danych i informacji o zawartości pary wodnej w atmosferze Rozwój systemów pomiarowych związany jest przede wszystkim ze stałą potrzebą poprawy jakości modeli i prognoz meteorologicznych. Gromadzenie i przetwarzanie danych z ich przeznaczeniem do analiz klimatologicznych ma drugorzędne znaczenie, co niewątpliwie znajduje odzwierciedlenie w zawartości dostępnych baz danych. Problem dotyczy przede wszystkim wilgotności powietrza, gdyż dane pomiarowe obarczone są błędami zarówno systematycznymi, jak i losowymi, przez co wymagają one dodatkowych procedur kontroli jakości i homogenizacji. Znaczna część badań prowadzonych w zakresie zróżnicowania zawartości pary wodnej w powietrzu ma więc na celu weryfikację jakości dostępnych materiałów, w drugiej kolejności analizę zmienności wilgotności powietrza w kontekście zmian warunków klimatycznych zarówno w ujęciu historycznym, jak i modelowym. 1.3.1. Pomiary zawartości pary wodnej w powietrzu Systematyczne pomiary wilgotności powietrza są prowadzone od końca XVIII wieku za pomocą tradycyjnych psychrometrów i higrometrów obecnie także w postaci czujników automatycznych. Pozwalają one na parametryzację podstawowych zmiennych opisujących zawartość pary wodnej w troposferze w jej przypowierzchniowej warstwie. Rozwój badań nad strukturą pionową atmosfery stał się możliwy dopiero wraz z wprowadzeniem po II wojnie światowej monitoringu atmosfery. Początkowo za pomocą sond balonowych, od lat siedemdziesiątych XX wieku także z wykorzystaniem metod teledetekcji naziemnej i satelitarnej. Pomiary bezpośrednie Pomiary bezpośrednie wilgotności powietrza ze względu na udział pary wodnej w szeregu procesów w atmosferze, tym samym jej wrażliwość na czynniki atmosferyczne i środowiskowe, są narażone na szereg błędów wynikających z kalibracji przyrządów, czy wręcz wadliwej ich konstrukcji lub zanieczyszczenia czujników i niewłaściwej ich reakcji na zmiany fazowe wody. Problemem mogą być warunki w momencie pomiaru, tj. modyfikacja próbki powietrza spowodowana np. brakiem właściwej wentylacji oraz tzw. błędy obserwatora. Obowiązujące metody pomiaru wilgotności powietrza wraz z potencjalnymi błędami zostały opisane w instrukcji Komisji ds. Przyrządów Pomiarowych i Metod Obserwacji Światowej Organizacji Meteorologicznej (WMO 2014), krótkie zestawienie w ujęciu historycznym znajduje się w pracy J.W. Lovell-Smith i in. (2016) oraz w cytowanych publikacjach. Metody przedstawione w niniejszej pracy stanowią jedynie wybór, w subiektywnej ocenie autorki, najlepiej oddający istotę zarówno samych pomiarów, jak i ewentualnych problemów związanych z ich prowadzeniem. 15 1. WSTĘP Higrometry. Każdy przyrząd służący do pomiaru wilgotności powietrza jest powszechnie nazywany higrometrem. Higrometry mogą z powodzeniem wykonywać pomiary zarówno naziemne, jak i w troposferze przytwierdzone do balonów meteorologicznych lub pokładów samolotów. Wybór przyrządu i metody pomiaru, z uwagi na ich duże ograniczenia, zależy od przeznaczenia wykonywanych obserwacji. Higrometr grawitacyjny mierzy ilość pary wodnej zawartej w powietrzu, poprzez określenie stosunku zmieszania, czyli wagi powietrza suchego i wilgotnego. W metodach kondensacyjnych podstawą pomiaru jest wyznaczenie temperatury punktu rosy/szronu w wyniku ochładzania powierzchni czujnika lub też wykorzystywane są właściwości chlorku litu (zwykle na stacjach automatycznych). Kolejne podejście zakłada uwzględnienie właściwości sorpcyjnych substancji i pomiar zmiany ich objętości lub właściwości elektrycznych pod wpływem pary wodnej zawartej w powietrzu. Ostatnią z metod, powszechnie stosowaną w bezpośrednich pomiarach naziemnych, jest metoda psychrometryczna (Wiederhold 1997). Wykorzystuje ona własności fizyczne (w szczególności termiczno-wilgotno-ściowe) atmosfery oraz zachodzące w niej relacje i procesy. Na podstawie różnicy psy-chrometrycznej² i opisanych algorytmami zależności pomiędzy temperaturą powietrza i parą wodną (gazem cząstkowym) generowane są informacje o pozostałych charakterystykach pary wodnej (por. podrozdziały 1.1 i 1.2). Należy podkreślić, że higrometry odznaczają się dużą bezwładnością czujników. Reakcja na zmianę wilgotności jest najwolniejsza przy niskiej temperaturze powietrza i ulega poprawie w miarę jej wzrostu (WMO 2014). Temat oceny jakości pomiarów higrometrycznych, w tym w szczególności psy-chrometrycznych, był poruszany już w XIX wieku. Autorzy zwracali uwagę zarówno na obsługę przyrządów (odpowiednie zwilżanie batystu w ciepłej, a przede wszystkim w chłodnej porze roku), jak i błędne odczyty oraz - co najważniejsze - niewłaściwe usytuowanie psychrometru (za Wypych 2004, 2010). Temat - mimo upływu czasu -jest nadal aktualny, co potwierdzają prace: D. Jakob (2001), L. Makkonen i T. Laakso (2005), W.A. van Wijngaarden i L.A. Vincent (2005), M.P. McCarthy i K.M. Willet (2006). Autorzy podnoszą dodatkowo kwestię wentylacji przyrządów (manualnej lub mechanicznej) w celu zapewnienia, wspomnianej wcześniej, niezmodyfikowanej próbki powietrza. Powyższe problemy są szczególnie istotne na stacjach automatycznych, gdzie brak jest bieżącej kontroli jakości i sprawności sprzętu (Dery, Stieglitz 2002; WMO 2014). K.M. Willet (2007) oraz K.M. Willet i in. (2008) dodatkowo podkreślają znaczenie konstrukcji algorytmów, wykorzystywanych do obliczeń parametrów wilgotnościowych. Ich znaczna liczba, przy równoczesnych błędach wynikających z samego pomiaru powoduje, że uzyskanie homogenicznego zbioru danych higrycznych o dużym znaczeniu klimatologicznym (sekularne serie pomiarowe) jest praktycznie niemożliwe. ² Szczegóły dotyczące budowy i funkcjonowania oraz sposoby wykonywania pomiarów psy-chrometrycznych znajdują się m.in. w publikacjach: WMO 2014, Instrukcja... 2015. 16 1.3. ŹRÓDŁA DANYCH I INFORMACJI O ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W ATMOSFERZE Radiosondy. Radiosondy są jedynymi instrumentami dokonującymi w sposób bezpośredni pomiaru parametrów meteorologicznych w profilu pionowym atmosfery, w tym wilgotności względnej powietrza (f) i stosunku zmieszania (r), z rozdzielczością wertykalną umożliwiającą badania strukturalne (Wang i in. 2003). Od początku ciągłych obserwacji, tj. od lat 60. XX wieku, ulegały i nadal podlegają nieustannym zmianom przyrządów w celu poprawy jakości i dokładności pomiarów (Ross, Elliott 2001; Elliott i in. 2002). Pomimo istotnego postępu, nadal niestety nierozwiązane pozostały problemy precyzji pomiaru wilgotności przy niskich wartościach temperatury powietrza (związane z bezwładnością czujników), co sprawia, że radiosondaże zawierają informacje dotyczące pary wodnej maksymalnie do wysokości poziomu 300 hPa (Wang i in. 2000). Nie bez znaczenia są również znajdujące się w atmosferze związki chemiczne, które w istotny sposób mogą zaburzyć pomiar pary wodnej, jak i fakt, że radiosondy są niestety urządzeniami jednokrotnego użytku. Częste zmiany przyrządów oraz pojawiające się problemy techniczne powodują, że dane radiosondażowe są obarczone błędami i częstymi brakami danych, przez co są niejednorodne. Generuje to podstawowe trudności w analizach klimatologicznych, zarówno ze względu na ciągłość materiału pomiarowego, jak i konieczność uzyskania informacji o pozostałych charakterystykach pary wodnej (m.in. Gaffen i in. 1991; Elliott, Gaffen 1991, 1993; Zhai, Eskridge 1996; Elliott i in. 1998; Wang, Zhang 2008; McCarthy i in. 2009; Dai i in. 2011). Pomiary pośrednie (teledetekcyjne) Rozwój teledetekcji stał się kamieniem milowym w badaniach pary wodnej, umożliwił bowiem pomiar w sposób pośredni zawartości pary wodnej w profilu pionowym atmosfery. Ma to ogromne znaczenie w miejscach niedostępnych, zarówno na obszarach okołobiegunowych i międzyzwrotnikowych, gdzie sieć stacji naziemnych jest wyraźnie ograniczona ze względu na warunki środowiskowe, jak i przede wszystkim nad oceanami. W pomiarze profilu pionowego wilgotności powietrza wykorzystywane są właściwości fizyczne pary wodnej. W higrometrach optycznych jest to absorpcja przez parę wodną promieniowania elektromagnetycznego (w zależności od czułości przyrządu UV lub IR). Pomiarowi podlega wielkość osłabiania promieniowania przez parę wodną zawartą aktualnie w powietrzu (Wiederhold 1997). W podobny sposób do pomiaru zawartości pary wodnej wykorzystywane są również fotometry słoneczne, podejmowane były także próby zastosowania termometru podczerwonego (Plana-Fattori i in. 1998; Mims III i in. 2011). Przyrządy pomiarowe wymagają jednak częstej kalibracji i ich wykorzystanie sprowadza się przede wszystkim do oceny zmiany zawartości wilgotności w powietrzu (TCWV), rzadko służą do bieżącego monitoringu (Stuli 2017). W ostatnich latach z powodzeniem informacje o zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) uzyskiwane są także z opóźnień w sygnale GPS (Wang i in. 2007; Wang, Zhang 2009; Bock i in. 2013). 17 1. WSTĘP Przyrządy teledetekcji aktywnej wysyłają strumienie fal elektromagnetycznych (radary, lidary), rejestrując tempo przemieszczania się fal, w tym opóźnienie związane z obecnością pary wodnej w powietrzu (Flentje i in. 2007; Bielli i in. 2012). Wykorzystywane są jako przyrządy naziemne oraz urządzenia pokładowe, wówczas służą także do pomiarów zawartości pary wodnej w górnej troposferze i stratosferze (Kiemle i in. 2008). Teledetekcja pasywna obejmuje przede wszystkim pomiary satelitarne. Ich zastosowanie wiąże się z szeregiem ograniczeń związanych m.in. z opóźnieniem czasowym, starzeniem się i tym samym częstą wymianą przyrządów oraz błędami wynikającymi z algorytmów niezbędnych do przetworzenia danych (McCarthy, Toumi 2004; Trenberth i in. 2005; Wagner i in. 2006). Niemniej jednak ilość informacji dostarczanych przez coraz większą liczbę instrumentów pomiarowych (m.in. The (Advanced) Television Infrared Observation Satellite (TIROS) Operational Vertical Sounder (A) TOVS, High-resolution Infrared Radiation Sounder - HIRS, Special Sensor Microwave Imager - SSM/I, Atmospheric Infrared Sounder - AIRS) oraz coraz lepsza ich jakość sprawiają, że dane satelitarne stanowią obecnie, obok radiosondaży, podstawowy materiał badawczy (Mieruch i in. 2008; Vonder Haar i in. 2012; Schroder i in. 2013; Courcoux, Schroder 2015). Co więcej, prowadzone są prace nad algorytmami umożliwiającymi agregację danych z różnych czujników, co poprawia precyzję informacji i pozwala na eliminację części błędów systematycznych (Randel i in. 1996; Vonder Haar i in. 2012). Pasywne metody teledetekcji znajdują zastosowanie także w pomiarach naziemnych. Rejestrują wówczas w kanałach spektralnych pary wodnej opóźnienie promieniowania zwrotnego atmosfery (Blumberg i in. 2015). Reanalizy klimatologiczne Reanalizy klimatologiczne są - zwłaszcza w przypadku pary wodnej - odpowiedzią na brak homogeniczności zarówno czasowej, jak i przestrzennej posiadanych informacji. Idea reanaliz opiera się na wykorzystaniu do stworzenia historycznej bazy danych numerycznych modeli meteorologicznych oraz technik asymilacji danych. Obecnie reanalizy klimatologiczne są opracowywane w wiodących ośrodkach modelowania atmosfery, takich jak National Centers for Environmental Prediction - NCEP (National Oceanie and Atmospheric Administration - NOAA), European Centre for Medium-Range Weather Forecasts - ECMWF, Japan Meteorological Agency - JMA oraz National Aeronautics and Space Administration - NASA (Trenberth i in. 2011). Pierwsze próby wykorzystania modeli numerycznych do opracowania homogenicznej serii danych podejmowane były już w 1979 roku (Poli i in. 2016), jednakże dopiero w połowie lat 90. XX wieku powstały reanalizy tzw. pierwszej generacji NCEP-NCAR (Rl, R2) o stosunkowo słabej rozdzielczości przestrzennej (-2,5°) i jeszcze istotnych błędach w danych. Zawierały wprawdzie informację o ilości i transporcie pary wodnej jednakże opartą na asymilacji jedynie wybranych źródeł danych (praktycznie brak informacji satelitarnej), przez co reprezentacja pola wilgoci odznaczała 18 1.3. ŹRÓDŁA DANYCH I INFORMACJI O ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W ATMOSFERZE się wyraźną dysproporcją pomiędzy obszarem lądowym a oceanicznym, gdzie uzyskane dane były wyłącznie wynikiem modelu (Trenberth i in. 2011). Celem reanaliz tzw. drugiej generacji: JMA (JRA-25) oraz ECMWF (ERA-40) była redukcja błędów zdefiniowanych dla poprzednich produktów. Liczne prace porównawcze (m.in. Sterl 2004; Trenberth i in. 2005) wykazały poprawę jakości danych związaną głównie z szerszym uwzględnieniem informacji satelitarnej oraz wprowadzonymi procedurami homogenizacyjnymi. Potwierdziły jednakże niewłaściwą parametryzację cyklu hydrologicznego, co ograniczało możliwości ich wykorzystania do analiz wilgotności powietrza. Najnowsze reanalizy: CFSR (NCEP), MERRA (NASA) oraz ERA-I (ECMWF) (Saha i in. 2010; Bosilovich i in. 2011; Dee i in. 2011) odznaczają się zwiększoną rozdzielczością przestrzenną (zarówno horyzontalną, jak i wertykalną), wykorzystują bardziej precyzyjne modele (lepsza parametryzacja procesów fizycznych) oraz wielowymiarowe techniki asymilacji danych (Trenberth i in. 2011). Dzięki rozwojowi w ostatnich latach badań nad wilgotnością powietrza we współczesnych reanalizach reprezentacja cyklu hydrologicznego odznacza się dużo lepszą parametryzacją, co zmniejsza błędy wyników w analizach wilgotnościowych (Flentje i in. 2007). Wykorzystanie reanaliz klimatologicznych zapewnia jednolitą informację przestrzenną o zawartości pary wodnej w atmosferze. Liczne prace porównawcze (Trenberth i in. 2011; Serreze i in. 2012; Brunke i in. 2015) potwierdzają ich przydatność w aspekcie pól wilgotności powietrza, m.in. TCWV, q oraz strumieni pary wodnej, równocześnie jednak wskazując na, niekiedy wyraźne, różnice w wynikach (tab. 1.1). Jakość danych higrycznych jest coraz lepsza, zarówno w przypadku radiosondaży (Dai i in. 2011), jak i danych satelitarnych (Trenberth i in. 2011) i pozostałych teledetekcyjnych. Coraz bardziej wyrafinowane są także metody ich asymilacji, co poprawia wyniki reanaliz zwłaszcza nad oceanem. Niemniej jednak istniejąca nadal niepewność danych obserwacyjnych sprawia, że prace nad parametryzacją cyklu hydrologicznego w reanalizach są kontynuowane (Trenberth i in. 2011). Tabela 1.1. Przepływ pary wodnej w cyklu hydrologicznym wg danych obserwacyjnych (OBS) oraz wyników reanaliz (objaśnienia w tekście) (wg Trenberth i in. 2011) Proces Jednostka OBS Reanalizy klimatologiczne R1 R2 JRA ERA-40 CFSR MERRA ERA-I Ocean parowanie tys. km3-rok‘' 426 440 506 515 449 461 409 456 opad 386 403 487 474 487 471 411 412 Zapas w atmosferze tys. km3 12,7 12,3 12,7 12,4 12,9 12,8 12,7 12,5 Transport 40 30 - 30 38 36 40 36 opad tys. kn^-rok’1 114 122 122 105 112 129 117 119 5 parowanie, 74 94 100 72 79 72 86 86 transpiracja 19 1. WSTĘP I. 3.2. Tematyka opracowań dotyczących zawartości pary wodnej w powietrzu Rozwój badań nad zawartością pary wodnej w atmosferze, wynikający w naturalny sposób z rozwoju systemów pomiarowych, nastąpił w drugiej połowie XX wieku. Opublikowane materiały poruszają cztery główne aspekty prowadzonych badań, tj. techniczny, obejmujący bardzo liczną grupę prac skupionych na technikach pomiarowych, w tym na porównaniu wyników oraz parametryzacji przyrządów i czujników pomiarowych, metodyczny, w którym uwaga skupiona jest na algorytmach pozyskania informacji o zmiennych wilgotnościowych, technikach asymilacji danych pochodzących z różnych źródeł, parametryzacji cyklu hydrologicznego w modelach mezo-meteorologicznych i klimatycznych, czy wreszcie tworzeniu jednorodnych baz danych higrycznych. Pozostałe aspekty dotyczą działań merytorycznych. Z jednej strony jest to analiza zróżnicowania czasowego i przestrzennego (horyzontalnego i wertykalnego) wilgotności powietrza oraz wpływu czynników atmosferycznych i środowiskowych na jego kształtowanie i modyfikację, z drugiej natomiast rola, jaką para wodna pełni w systemie klimatycznym, w tym jej szeroko pojęty udział w zmianach i zmienności klimatu oraz występowaniu ekstremów pogodowych (aspekt aplikacyjny). Prace, które powstały na przestrzeni niespełna 70. lat, można dodatkowo podzielić na okresy, wynikające bezpośrednio z intensywności rozwoju technik pomiarowych i wiedzy na temat pary wodnej zawartej w powietrzu. Prace wydane przed rokiem 1980 Spośród tych najstarszych, liczną grupę publikacji stanowią prace metodyczne, wręcz techniczne, poświęcone sposobom pomiaru, przyrządom pomiarowym, czy tez algorytmom przetwarzania danych (m.in. Barret i in. 1950; Brasefield 1954; Tucker 1957; Barclay i in. 1960; Houghton, Seeley 1960; Mastenbrook, Dinger 1960; Folland 1977). Ponadto, wykorzystując wyniki pomiarów naziemnych i radiosondaży, prowadzone były analizy zróżnicowania sezonowego i przestrzennego wilgotności powietrza. C.H. Reitan (1960a, 1960b), J.K. Bannon i L.P. Steele (1960) oraz S.E. Tuller (1968) wykorzystali w tym celu zawartość pary wodnej w powietrzu (TCWV), natomiast J. W. Huthings (1961), S. Manabe i R.T. Wetherald (1967), czy C. Prabhakara i in. (1979) analizowali strukturę pionową wilgotności właściwej powietrza (q). Prowadzone były także prace nad rolą cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu wilgotności powietrza (Benton, Estoque 1954; Starr, White 1955; Huthings 1957). Większość publikacji, z uwagi na dostępność danych pomiarowych, dotyczy skali lokalnej lub regionalnej, sporadycznie autorzy prowadzili badania wielkoskalowe (m.in. Starr, White 1955; Manabe, Wetherald 1967; Tuller 1968; Peixoto 1970; Prabhakara i in. 1979). Prace wydane po roku 1980 Wśród publikacji poświęconych wilgotności powietrza w dość naturalny sposób można wyodrębnić drugi okres, obejmujący ostatnie dekady XX wieku. Pojawienie 20 1.3. ŹRÓDŁA DANYCH I INFORMACJI O ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W ATMOSFERZE się nowych źródeł danych, związane z rozwojem teledetekcji, zaowocowało licznymi opracowaniami porównawczymi (zarówno sposobów pomiaru, jak i ich wyników), analizami zróżnicowania przestrzennego w skali globalnej, czy też pracami dotyczącymi zmian i zmienności warunków wilgotnościowych. W XXI wieku, na skutek dalszej poprawy jakości informacji higrycznych oraz możliwości asymilacji danych, daje się zauważyć przewagę prac aplikacyjnych (częściowo - siłą rzeczy - poruszających także kwestie metodyczne), uwzględniających wyniki modelowania. Analizom poddawane są procesy fizyczne zachodzące w atmosferze, a związane z obecnością pary wodnej w powietrzu, ich wpływ na zmiany klimatu oraz intensywność zdarzeń hydrometeorologicznych. Opracowania metodyczne. Prace obejmujące aspekty techniczny i metodyczny zostały obszernie przedstawione w podrozdziałach dotyczących pomiarów zawartości pary wodnej w powietrzu (1.3.1) oraz reanaliz klimatologicznych (1.3.2), a te, które odnoszą się do znaczenia pary wodnej w procesach atmosferycznych w podrozdziale Rola pary wodnej w atmosferze (1.1). Opracowania merytoryczne. Na szczególną uwagę zasługują natomiast opracowania merytoryczne, które początkowo skupione były wokół zróżnicowania zawartości pary wodnej w warstwie przypowierzchniowej, następnie, w miarę rozwoju monitoringu atmosfery, także w profilu pionowym troposfery. Zróżnicowanie i zmienność warunków higrycznych. Zagadnienie zmienności wieloletniej wilgotności powietrza jest poruszane w pracach m.in.: W.P. Elliott (1995), J.P. Peixoto i A.H. Oort (1996), R.J. Ross i W.P. Elliot (1996) oraz D.J. Gaffen i R.J. Ross (1999), A. Dai (2006) oraz L.A. Vincent i in. (2007). Kompleksową analizę jakości danych oraz zmienności czasowej i przestrzennej wilgotności powietrza (różne zmienne) w warstwie przypowierzchniowej przedstawili także K.M. Willet (2007) oraz K.M. Willet i in. (2008, 2013, 2014). W celu stworzenia globalnej bazy danych higrycznych (HadCRUH, http://hadobs.metoifice.com/hadcruh/) autorzy przeprowadzili szczegółową kontrolę jakości oraz homogenizację dostępnych materiałów wykazując m.in. szereg problemów związanych z pomiarami wilgotności powietrza. Zróżnicowanie zawartości pary wodnej w powietrzu jest tematem podejmowanym także w aspekcie zmieniających się warunków klimatycznych (Schneider i in. 1999; Hall, Manabe 1999; Mieruch i in. 2008; Allan, Zveryaev 2011; Mattar i in. 2011), zróżnicowania przestrzennego pary wodnej (Salstein i in. 1983; Gaffen i in. 1991; Trenberth 1999; Trenberth i in. 2005; Wagner i in. 2006; Zveryaev i in. 2008), zmian regionalnych w zawartości pary wodnej w atmosferze (Groisman i in. 2004; Morland i in. 2009; Ye, Fetzer 2010; Ortiz de Galisteo i in. 2014), jak również parametryzacji modeli klimatycznych (Allan i in. 2003; Ingram 2010; Kahn i in. 2011; Ning i in. 2013). Poza oceną zróżnicowania i zmienności, szczególną uwagę poświęca się także roli cyrkulacji atmosferycznej w rozkładzie pary wodnej, przede wszystkim z uwagi na jej 21 1. WSTĘP istotny wpływ na występowanie opadów atmosferycznych (Bisselink, Dolman 2008; Sodemann i in. 2009; Koffi i in. 2013; Lavers, Villarini 2015; Allan i in. 2016). Badania prowadzone są najczęściej w obszarach źródłowych, tj. szerokościach międzyzwrotni-kowych (Trenberth i in. 2011; Pokam i in. 2012), w obszarach polarnych (Serreze i in. 1995; Jakobson, Vihma 2010), a także w ujęciu regionalnym na wybrzeżach (Velea i in. 2012; Couto i in. 2015). Znaczenie transportu pary wodnej jako czynnika opadowego jest podkreślane także w szerokościach umiarkowanych (Ruprecht i in. 2002; Boutle i in. 2011; Koffi i in. 2013; Degirmendżić, Kożuchowski 2017), gdzie odgrywa także ważną rolę w rozwoju cyklonów frontalnych. Struktura pionowa zawartości pary wodnej w atmosferze. Osobną grupę stanowią prace poruszające kwestię zróżnicowania struktury pionowej pary wodnej. Autorzy podkreślają istotne znaczenie rozkładu wilgotności w profilu pionowym w procesach transportu pary wodnej (obszerne zestawienie tych prac zawierają publikacje z 2010 roku: S.C. Sherwood i in. (a) oraz T. Schneider i in.), a także bilansu energetycznego (por. podrozdział 1.1). Zdecydowana większość badań strukturalnych prowadzona jest w obszarach okołobiegunowych. C. Tomasi i in. (2006), T. Vihma i in. (2011), T. Nygard i in. (2013, 2014) potwierdzili częste inwersje wilgotności w obszarze Arktyki i Antarktydy. Z kolei w pracach: J. Sedlar i M. Tjernstróm (2009), A. Solomon i in. (2011), J. Sedlar i in. (2012) autorzy wykazują ich rolę w obiegu wody (w szczególności w powstawaniu chmur). H. Liu i in. (2002), D. Liu i in. (2010) oraz M. Brunke i in. (2015) analizując strukturę pionową zawartości pary wodnej w powietrzu potwierdzili występowanie inwersji wilgotności także na obszarze pozabiegunowym, uzasadniając konieczność dalszych prac w tym kierunku. Prace krajowe. Badania krajowe do niedawna koncentrowały się przede wszystkim na ocenie zawartości pary wodnej w powietrzu przy powierzchni Ziemi. Najstarsze, zgodnie z trendami światowymi, obejmowały głównie problematykę pomiarów i terminologii (m.in. Kramsztyk 1885; Gorczyński 1948; Demiańczuk 1963; Janiszewski 1975). Prowadzone były także badania nad przebiegiem i rozkładem parametrów wilgotności powietrza w ujęciu regionalnym i lokalnym (m.in. Kosiba 1952; Wierzbicki 1960; Hohendorf 1960; Michna 1972) oraz w kontekście zróżnicowania warunków termiczno-wilgotnościowych (Niedźwiedź 1973; Obrębska--Starklowa i in. 1986) w szczególności na obszarach miejskich (Tarajkowska 1974; Dubaniewicz 1977; Młostek, Sobik 1984; Gluza, Raszewski 1984; Kłysik m.in. 1985). Szersze omówienie prac prowadzonych w XX wieku znajduje się w publikacji A. Wypych (2004). Nie ulega jednak wątpliwości, że zróżnicowanie wilgotności powietrza przy powierzchni Ziemi, z uwagi na prawdopodobieństwo błędów w danych pomiarowych, nie jest tematem często podejmowanym. Poza kontynuacją nurtów badawczych z wykorzystaniem tradycyjnych danych pomiarowych, tj. zmienności wieloletniej (m.in. Bryś 2003; Wypych 2007,2009, 2010), czy roli w kształtowaniu klimatu 22 1.4. CEL PRACY i bioklimatu miasta (Dubicka i in. 2003; Bryś i in. 2003; Charciarek 2003; Piotrowicz, Wypych 2006; Wypych 2007, 2008; Adamczyk 2011) prowadzone były także nieliczne prace porównawcze, mające na celu ocenę jakości danych z czujników pomiarowych (m.in. Rojek 2001; Wypych 2005) oraz pojedyncze uwzględniające informacje z wyższych warstw troposfery (Lenart 1978,1983). Nowoczesne metody pomiarowe oraz dostęp do globalnych baz danych klimatycznych umożliwiły w ostatnich latach rozwój badań nad strumieniami pary wodnej (ośrodek łódzki, m.in. Pawlak 2016), a także zainteresowanie zróżnicowaniem obecności pary wodnej w atmosferze oraz jej rolą w kształtowaniu wysokich sum opadów atmosferycznych. Krótkie podsumowanie tych prac publikuje K. Kożuchowski (2015), uwzględniając wyniki uzyskane przez K. Fortuniaka (2003), J. Wibig i M. Siedleckiego (2007), M. Malinowską i M. Miętusa (2010), M. Bernas i L. Kolendowicza (2013) oraz R. Suligowskiego (2013). Dodatkowo na uwagę zasługują prace K. Kożuchowskiego (2015, 2016) oraz J. Degirmendźica i K. Kożuchowskiego (2016,2017), w których autorzy dokonali oceny zawartości wody opadowej w atmosferze nad Polską ze szczególnym uwzględnieniem sytuacji cyklonalnych, w tym niżów śródziemnomorskich. Zastosowanie informacji o zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) w badaniach procesów atmosferycznych, w tym ekstremalnych opadów atmosferycznych, stało się podstawą realizacji na obszarze Polski dwóch projektów badawczych, w których do oceny ilości pary wodnej w atmosferze wykorzystywany jest sygnał GPS. Wyniki uzyskane dotychczas (Rohm, Bosy 2009,2011; Bosy i in. 2010, 2012; Hordyniec i in. 2015) potwierdzają dobrą jakość materiałów źródłowych i możliwość ich wykorzystania w krótkoterminowych prognozach pogody. 1.4. Cel pracy Rola, jaką pełni para wodna w atmosferze jest znacząca, co podkreśla wzrastająca liczba publikowanych prac oraz projektów poświęconych zagadnieniom zawartości pary wodnej w atmosferze. Ich szerokie spektrum obejmuje z jednej strony możliwości udoskonalania sposobów pomiaru, metod weryfikacji danych oraz rozbudowę baz danych, z drugiej natomiast ich wykorzystanie do optymalizacji parametryzacji modeli klimatycznych i meteorologicznych oraz analiz porównawczych i badań stosowanych (por. podrozdział 1.3). Przegląd dotychczas opublikowanych wyników nasuwa myśl o ograniczonej ich reprezentatywności. Badania prowadzone są przede wszystkim na obszarach, w których para wodna ma szczególne znaczenie z uwagi na kompleksowe powiązania z warunkami lokalnymi, a dodatkowo ma wpływ na przebieg procesów pogodowych w skali globalnej, tj. w szerokościach międzyzwrotnikowych oraz okołobiegunowych. Większość prac dotyczy obszarów polarnych, co jest w pełni zasadne z uwagi na istotny wpływ pary wodnej na modyfikację bilansu promieniowania oraz jej znaczenie 23 1. WSTĘP w obiegu wody i procesie powstawania chmur (Vihma i in. 2016). Z punktu widzenia badań globalnych strefa umiarkowana nie jest regionem kluczowym w analizach higrycznych. Wśród zachodzących procesów związanych z obecnością pary wodnej i warunkujących jej zawartość w atmosferze dominuje transport. Jego intensywność zależy w znacznej części od czynników zewnętrznych (pozastrefowych). Efektem transportu jest występowanie opadów atmosferycznych. Znaczna część opracowań ma charakter regionalny lub wręcz lokalny, gdyż związany właśnie z występowaniem ekstremalnie wysokich sum opadów atmosferycznych. Zawartość pary wodnej w atmosferze nad Europą jest ściśle zależna od zasobnego w parę wodną północnego Atlantyku, skąd zwłaszcza zimą dzięki cyrkulacji strefowej ciepło i wilgoć są transportowane nad kontynent. Nie bez znaczenia jest także obszar Morza Śródziemnego (Gimeno i in. 2010). Wilgotność powietrza jest także związana z obecnością frontu polarnego oraz stacjonarnych ośrodków cyklonalnych przenoszących znaczną ilość pary wodnej w kierunku biegunów w postaci tzw. rzek atmosferycznych (Lavers, Villarini 2015; Couto i in. 2015; Allan i in. 2016). W świetle tych informacji wilgotność powietrza nad Europą stanowi wypadkową sezonowej zmienności intensywności cyrkulacji strefowej oraz występowania i oddziaływania ośrodków barycznych. Szczegółowa analiza zróżnicowania zawartości pary wodnej w troposferze nad Europą może dostarczyć dodatkowych informacji na temat czynników modyfikujących zróżnicowanie zawartości pary wodnej w atmosferze na obszarze tranzytowym, tym samym wspomóc walidację regionalnych modeli klimatycznych (RCM) oraz prognostycznych modeli mezometeorologicznych. Dotychczasowe nieliczne badania prowadzone były z wykorzystaniem jedynie wybranych zmiennych wilgotnościowych, wyłącznie na podstawie pomiarów punktowych lub dla określonych regionów (m.in. Phillips, McGregor 2001; Zveryaev i in. 2008; Mattar i in. 2011; Ortiz de Galisteo i in. 2014). Celem niniejszej pracy jest ocena zawartości pary wodnej w troposferze nad Europą i północno-wschodnią częścią Oceanu Atlantyckiego, obejmująca zarówno zróżnicowanie czasowe, jak i rozkład przestrzenny w ujęciu horyzontalnym i wertykalnym. Realizacja celu możliwa była dzięki wykorzystaniu zarówno informacji o kolumnowej zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV), jak i wilgotności właściwej (q) oraz wilgotności względnej powietrza (f), pochodzących z bazy danych gridowych Europejskiego Centrum Prognoz Średnioterminowych (ang. European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF). Dostępne dane pomiarowe, pochodzące zarówno z pomiarów bezpośrednich, jak i teledetekcyjnych, odznaczają się różną rozdzielczością czasową i przestrzenną, co powoduje ograniczone możliwości ich zastosowania w opracowaniu obejmującym większy obszar. Wykorzystanie danych z reana-liz natomiast, będące równocześnie odpowiedzią na brak homogeniczności zarówno czasowej, jak i przestrzennej danych wilgotnościowych, zapewnia praktycznie ciągłą w przestrzeni informację o zawartości pary wodnej w atmosferze, dając możliwość 24 1.4. CEL PRACY kompleksowej analizy procesów ją warunkujących (dodatkowe zmienne) i ocenę ich roli w zależności od aktualnej sytuacji synoptycznej. Co więcej, dane gridowe zapewniają informację przestrzenną o rozdzielczości umożliwiającej przeprowadzenie analizy struktur przestrzennych. Dlatego też drugorzędnym celem pracy jest opracowanie regionalizacji zawartości pary wodnej w tro-posferze nad Europą i sąsiadującym z zachodu Oceanem Atlantyckim z uwzględnieniem zarówno zróżnicowania przestrzennego, jak i profilu pionowego wilgotności powietrza. Regionalizacja jest rozszerzeniem prac prowadzonych z wykorzystaniem tradycyjnych danych pomiarowych przez D.J. Gaffen i in. (1992). Na podstawie danych z wybranych radiosondaży (w tym 4 znajdujących się na terenie Europy) przeprowadzili oni klasyfikację warunków wilgotnościowych w skali globalnej, wyróżniając na obszarze Europy i NE Atlantyku dwa typy reżimu higrycznego: oceaniczny i kontynentalny. W trzeciej kolejności, celem jest także ocena roli cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu i modyfikacji warunków wilgotnościowych w Europie. Oszacowaniu poddany został udział adwekcji w transporcie pary wodnej w atmosferze nad kontynentem i obszarem wodnym w ujęciu sezonowym ze szczególnym uwzględnieniem intensywności procesów cyrkulacyjnych. Wykorzystanie danych z reanaliz, co zostało potwierdzone m.in. przez J. Wibig i in. (2014), wiąże się z częściową utratą informacji o występowaniu wartości ekstremalnych. Wszystkie analizy jednak przeprowadzone zostały w ujęciu klimatologicznym, tj. z wykorzystaniem danych o rozdzielczości dobowej. Wprawdzie pominięto przez to cykl dobowy procesów atmosferycznych, istotny z punktu widzenia dynamiki cyrkulacji (ujęcie meteorologiczne), to jednak struktury rozpoznane z wykorzystaniem danych dobowych (uśrednionych) odznaczają się dużą wyrazistością i w pewnym stopniu także stabilnością, przez co dobrze oddają określone warunki synoptyczne. 25 2. MATERIAŁY ŹRÓDŁOWE I METODY OPRACOWANIA Opracowanie obejmuje Europę i NE Atlantyk. Wykorzystano dane z domeny rozciągającej się pomiędzy 27°W-45°E oraz 33°N-73,5°N z wyłączeniem Grenlandii (ryc. 2.1). Szczegółowe analizy wykonane zostały dla ośmiu wybranych punktów gri-dowych (ryc. 2.1, tab. 2.1) reprezentujących regiony o odmiennych warunkach klimatycznych i środowiskowych. Z uwagi na dużą liczbę bezpośrednich i pośrednich źródeł informacji o zawartości pary wodnej w powietrzu, która jest podstawą niniejszego opracowania, w tym zarówno danych pomiarowych, jak i teledetekcyjnych oraz różną ich precyzję (por. podrozdział 1.3), w pracy wykorzystano dane z okresu 1981-2015 pochodzące z reanaliz ERA-Interim (ECMWF)¹. Reanalizy klimatologiczne pozostają bowiem niewrażliwe na zmiany w sieci obserwacyjnej, zarówno przestrzenne, jak i instrumentalne (Kunz i in. 2014). Wykorzystanie określonego modelu prognostycznego i systemu asymilacji zapewnia czasową i przestrzenną jednorodność bazy danych, co jest jej niewątpliwym atutem zwłaszcza w przypadku elementów meteorologicznych podatnych na błędy pomiarowe, tj. np. wilgotność powietrza. ERA-Interim jest najnowszą globalną bazą reanaliz opracowaną w ECMWF, aktualizowaną na bieżąco, a obejmującą okres od 1979 roku (Dee i in. 2011). Zawiera terminowe dane, 3-godzinne dla poziomu powierzchni (ang. surface) oraz 6-godzinne dla 60 poziomów modelu (do 0,1 hPa wskazującego granicę atmosfery), szeregu elementów i zmiennych meteorologicznych, wygenerowane dzięki wykorzystaniu zintegrowanego systemu prognozy (ang. Integrated Forecast System, IFS) - model Cy31r2, a także nowoczesnego czterowymiarowego wariacyjnego systemu asymilacji danych pomiarowych - 12h 4D-Var oraz wariacyjnego algorytmu korekcji (Dee i in. 2011; ’ Całość analizy, bez wyjątków, przeprowadzona została dla okresu 1981-2015, dlatego też, w celu optymalizacji czytelności tytułów tabel i rycin, informację tę każdorazowo pominięto w podpisach. 2. MATERIAŁY ŹRÓDŁOWE I METODY OPRACOWANIA Rycina 2.1. Obszar badań; zaznaczono siatkę gridów oraz wybrane punkty węzłowe (por. tab. 2.1) Tabela 2.1. Lokalizacja wybranych punktów węzłowych (por. ryc. 2.1) Oznaczenie punktu Współrzędne geograficzne q>CN) A(’) NW 63,75 15,75 W WW 50,25 15,75 W SW 36,75 15,75 W W 50,25 2,25 E N 63,75 20,25 E KRK 50,25 20,25 E E 50,25 38,25 E S 36,75 20,25 E Schróder i in. 2016). Dane w punktach węzłowych o rozdzielczości przestrzennej 0,75° są rezultatem asymilacji m.in. danych obserwacyjnych, w tym radio-sondażowych, satelitarnych oraz innych teledetekcyjnych, które poddawane są każdorazowo procesowi kontroli jakości. Łącznie jest to około miliona danych (liczba ta dotyczy wyłącznie zmiennych wilgotnościowych) w ciągu każdych 12 godzin (Flentje i in. 2007). ERA--Interim, dzięki rozwojowi prac poświęconych wilgotności powietrza, odznacza się dużo lepszą, w porównaniu z powstałymi wcześniej bazami, parametryzacją cyklu hydrologicznego, co redukuje wielkość błędów w wynikach zmiennych wrażliwych na obecność pary wodnej w atmosferze (Tompkins i in. 2004; Flentje i in. 2007). Przydatność danych z reanaliz, w szczególności bazy ERA-Interim, w kontekście charakterystyk wilgotnościowych została potwierdzona przez liczne prace porównawcze. Wyniki reanaliz konfrontowane były m.in. z pomiarami radiosondażo- wymi (Hólm i in. 2002; Morland i in. 2009; Buehler i in. 2012; Serreze i in. 2012; Jakobson i in. 2012), radarowymi i lidarowymi (Palm i in. 2005; Flentje i in. 2007; Morland i in 2009; Kunz i in. 2014), satelitarnymi (Vesperini 2002; Kishore i in. 2011; Schróder i in. 2013), a także z innymi bazami danych gridowych (Simmons i in. 2010). Wykazano zgodność danych wilgotnościowych w warstwie przypowierzchniowej, natomiast przeszacowanie zawartości pary wodnej w planetarnej warstwie granicznej, wynikające m.in. z niedociągnięć parametryzacji procesów płytkiej konwekcji (Flentje i in. 2007; Simmons i in. 2010). E. Jakobson i in. (2012) zwracają uwagę na fakt, że zdiagnozowane odchylenia dodatnie mogą mieć istotny wpływ na strukturę pionową pary wodnej. Z kolei między innymi K.E. Trenberth i in. (2011), M.A. Brunke i in. (2015) oraz Y. Wang i in. (2016) dokonali niezależnego porównania wyników z dostępnych reanaliz i ich przydatności do badań o charakterze klimatologicznym. Udowodnili, że na tle pozostałych baz ERA-Interim odznacza się największą zgodnością wartości zmiennych wilgotnościowych z danymi obserwacyjnymi, rekomendując jej wykorzystanie w analizach o mniejszej rozdzielczości czasowej (dane 28 2.1. DANE HIGRYCZNE I CYRKULACYJNE uśrednione) i reprezentujących większy obszar, np. zmienności warunków klimatycznych. W bazie ERA-Interim 60 poziomów wertykalnych modelu, obejmujących wartości ciśnienia atmosferycznego od 1013,25 hPa (poziom 60) do 0,10 hPa (poziom 1), zostało interpolowanych do 37 poziomów barycznych od 1000,0 hPa do 1,0 hPa. Reprezentacja zawartości pary wodnej powyżej poziomu 300 hPa obarczona jest znacznym błędem ze względu na ograniczenia instrumentów pomiarowych (Flentje i in. 2007), dlatego też do celów pracy wybrano 20 poziomów od 1000 hPa do 300 hPa (ryc. 2.2). Każdorazowo odwołanie w pracy do kolumnowej zawartości pary wodnej w powietrzu należy więc utożsamiać z zawartością pary wodnej w troposferze w warstwie od Rycina 2.2. Struktura pionowa wykorzystanych w pracy danych wilgotnościowych (na podstawie bazy ERA-Interim) 1000 do 300 hPa. W analizie struktury piono- wej (q) natomiast uwzględniono 18 poziomów ciśnienia, z wyłączeniem 1000 hPa i 975 hPa, gdyż średnia wysokość ich zalegania nad poziomem powierzchni może rodzić wątpliwości odnośnie ich wykorzystania do szczegółowych analiz na znacznej części obszaru. Dodatkowo sprawdzono średnią dobową wysokość zalegania powierzchni izobarycznych, każdorazowo wykluczając przypadki, gdy w danym punkcie węzłowym fizycznie znajdowała się ona pod powierzchnią Ziemi. 2.1. Dane higryczne i cyrkulacyjne Podstawą analizy są terminowe (co 6 godzin, tj. 00, 06, 12, 18 UTC) wartości wilgotności właściwej powietrza"¹ (q, g-kg¹) z dostępnych w bazie poziomów ciśnienia do 300 hPa. Na ich podstawie obliczono zawartość pary wodnej w troposferze* ⁵ (TCWV, kg-m ²) [2]: Ą Dalej: wilgotność właściwa powietrza lub wilgotność powietrza. ⁵ Dalej: kolumnowa zawartość pary wodnej w troposferze lub zawartość pary wodnej. 29 2. MATERIAŁY ŹRÓDŁOWE I METODY OPRACOWANIA (2! TCWY-Lf,^ d, gdzie: TCWV - kolumnowa zawartość pary wodnej w powietrzu (kg-m⁻²) q - wilgotność właściwa powietrza (kg-kg¹) g₀ - przyspieszenie ziemskie (m-s⁻²) p - ciśnienie atmosferyczne (Pa) r/ - hybrydowe poziomy wertykalne. Dla obydwu zmiennych (q oraz TCWV) obliczono wartości średnie dobowe, które stały się główną bazą do dalszych obliczeń. W uzupełnieniu wykorzystano informację o temperaturze powietrza, tj. średnią dobową wartość T na analizowanych poziomach barycznych oraz o wilgotności względnej powietrza, tj. średnią dobową wartość f w masie atmosfery od poziomu 950 hPa do poziomu 700 hPa. Poziom 700 hPa przyjęto jako graniczny na podstawie udziału wilgotności właściwej w zawartości pary wodnej w atmosferze. Warstwa tro-posfery do 700 hPa jest najbardziej istotną w kształtowaniu procesów hydrometeorologicznych. Średnio bowiem ponad 50% wilgotności powietrza występuje do poziomu 850 hPa, a w warstwie do 500 hPa zgromadzone jest już ponad 90% całości pary wodnej zawartej w powietrzu (Barry, Chorley 2003). Dla obszaru badań obliczono, że udział ten wynosi 87% już na poziomie 700 hPa (najmniej, tj. 80%, w obszarach okołobiegu-nowych, Serreze i in. 1995), co ograniczyło zasięg analiz wilgotności względnej powietrza do 10 poziomów barycznych (od 950 do 700 hPa, w dalszej części pracy: fl™). Wyjątek stanowią szczegółowe analizy dla wybranych poziomów barycznych, zawierające także informację z poziomu 500 hPa. Podstawowym materiałem wyjściowym do określenia warunków cyrkulacyjnych na obszarze badań są dobowe (uśrednione z 6-godzinnych) wartości ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza (SLP, hPa), składowych prędkości wiatru u (m-s¹) [3] i v (m-s¹) [4] oraz wysokości geopotencjału (Z, m) [5] dla poziomów ciśnienia od 950 hPa do 300 hPa. W pracy wykorzystano wprost składowe wiatru: strefową (u) i południkową (v), obliczono także prędkość horyzontalną wiatru oraz jego kierunek: [3] 9o dz 2 co sinip dy ᵥ ₌_____Sal_____ 2 co sincp dx gdzie: u - składowa strefowa wiatru (m-s¹) v - składowa południkowa wiatru (m-s_¹) [4] 30 2.2. TOK I METODY PRACY g₀ - przyspieszenie ziemskie (m-s ²) o; - prędkość kątowa ruchu obrotowego Ziemi (rad-s¹)

/) - różnica RMS pomiędzy wartościami w punktach węzłowych całej domeny. Zawartość pary wodnej w powietrzu, z uwagi na ścisłą zależność od temperatury, maleje wraz z wysokością nad poziomem morza. Szczególnym przypadkiem są zatem inwersje, których występowanie wykazano m.in. nad obszarem Arktyki i Antarktydy (Nygard i in. 2013,2014). W celu uzupełnienia analizy struktury pionowej w kolejnym etapie pracy wyróżniono przypadki inwersji wilgotności w tropos-ferze nad Europą, określając za T. Vihma i in. (2011) ich miąższość i intensywność według wzoru [7]: QIS= ^P^---- [7] gdzie: QIS - intensywność inwersji (kg-kg ’-m¹) q - wilgotność właściwa powietrza (kg-kg¹) pₘᵢₙ- wysokość górnego poziomu inwersji (m) p„ᵤₗₓ- wysokość dolnego poziomu inwersji (m). 33 2. MATERIAŁY ŹRÓDŁOWE I METODY OPRACOWANIA Mianownik równania [7] opisuje miąższość warstwy inwersyjnej. Intensywność inwersji została przeliczona na warstwę o grubości 100 metrów. Z uwagi na dużą liczbę inwersji „śladowych” w analizie uwzględniono jedynie przypadki Aq > 0,009 g-kg_¹ (próg 10 percentyla wartości dodatniej gradientu wilgotności), gdzie Aq jest różnicą wilgotności pomiędzy kolejnymi poziomami co 50 hPa. Warstwy inwersji oddzielone gradientem ujemnym zostały potraktowane jako oddzielne inwersje wilgotności. Przypadki inwersji podzielone zostały na inwersje dolne (podstawa inwersji zalegająca <900 hPa) i górne (podstawa inwersji znajdująca się > 900 hPa). W uzupełnieniu wg tej samej metodyki wyróżniono inwersje temperatury powietrza, przy czym zignorowano przypadki inwersji AT < 0,6K (próg 10 percentyla wartości dodatniej gradientu temperatury). Określono współwystępo-wanie przypadków inwersji wilgotności i temperatury, obliczając ich częstość, a także współczynnik korelacji pomiędzy Aq i AT oraz miąższością i intensywnością inwersji. 2.2.2. Regiony higryczne W 1992 roku D.J. Gaffen z zespołem, na podstawie analizy danych wilgotnościowych z wybranych radiosondaży, zaklasyfikował obszar Europy do reżimu higrycz-nego umiarkowanych i wysokich szerokości geograficznych z odmianą oceaniczną na zachodzie i kontynentalną reprezentowaną przez Europę Środkową i Wschodnią. Wyniki obszernych analiz czasowych i przestrzennych w ujęciu horyzontalnym i wertykalnym (por. podrozdział 2.2.1) wykazały istotne różnice regionalne. Dlatego też przeprowadzono regionalizację zróżnicowania zawartości pary wodnej w troposfe-rze nad Europą. Wykorzystanie informacji wilgotnościowej ciągłej w przestrzeni i trójwymiarowej (dane z reanaliz) pozwoliło na rozszerzenie i uszczegółowienie dotychczasowego podziału (Gaffen i in. 1992). Ze względu na dużą liczbę posiadanych informacji, aby uniknąć redundancji zmiennych w pierwszym etapie obliczono współczynniki korelacji liniowej Pearsona pomiędzy charakterystykami TCWV i q oraz/niezależnie dla każdego miesiąca. Wykazano silne, przekraczające |R| = 0,9, zależności pomiędzy zmiennymi. Analizę przestrzenną przeprowadzono ostatecznie z wykorzystaniem łącznie 12 zmiennych o rozdzielczości miesięcznej: TCWV, TCWV„, q₉₅₀, qₛᵢ₀, q₉₀₀, q₅W, q„f9so>f»5thfioo,f5oo,fₐ ⁶ oraz amplitudy rocznej TCWV, które w sposób kompleksowy opisują zróżnicowanie przestrzenne w ujęciu zarówno horyzontalnym, jak i wertykalnym. Przed przystąpieniem do regionalizacji, w celu rozpoznania struktur przestrzennych zmiennych wybranych do analizy, przeprowadzono analizę autokorelacji przestrzennej za pomocą statystyki globalnej Morana (ang. Global Moran’s I). ⁶ TCWV- średnia TCWV, TCWV.~ wielkość odchylenia standardowego TCWV, q//₉Sₗ₎, q//₈s₍ₗₗ q//₇₍ₘ oraz q//₅₀„ - wilgotność właściwa (q) i wilgotność względna (f) powietrza na wskazanych poziomach barycznych, qₒ//„ - wielkość odchylenia standardowego q i/w ujęciu wertykalnym. 34 2.2. TOK I METODY PRACY Jest to metoda badająca stopień intensywności danej cechy w obiektach przestrzennych za pomocą współczynnika I [8]. Pozwala on na ocenę siły związku liniowego pomiędzy standaryzowaną zmienną x, a opóźnieniem przestrzennym zmiennej x, (ang. spatial lag), które jest średnią ważoną ze standaryzowanych wartości sąsiadujących obiektów (Moran 1948; Goodchild 1986): « ¿Xi Z"=i wᵢⱼ(,xᵢ-x)(x₎~x) So' SM*,-*)² [8] gdzie: / - współczynnik Morana n - liczba obiektów przestrzennych 5₀=E!’₌₁ x-, Xj - wartości zmiennej dla porównywanych obiektów x - średnia wartość zmiennej dla wszystkich obiektów w. j- elementy przestrzennej macierzy wag. Regiony wilgotnościowe wyznaczono z wykorzystaniem analizy skupień, w której liczbę klastrów przyjęto zgodnie z opisaną wcześniej metodyką (por. podrozdział 2.2.1). W pierwszej kolejności zdefiniowano regiony zawartości pary wodnej w czterech sezonach roku. Ostatecznie, uwzględniając wyniki regionalizacji w kolejnych sezonach, wyróżniono roczne reżimy higryczne, uzupełniając liczbę zmiennych o dodatkową charakterystykę zawartości pary wodnej w powietrzu, tj. amplitudę roczną (TCWVA). Wyniki regionalizacji oceniono za pomocą wskaźnika błędu kwadratowego (ang. RMS difference ratio, RDR) (por. podrozdział 2.2.1) oraz wskaźnika rozstępu wartości (ang. range ratio, RR) [9], definiując każdy region pod kątem jego warunków higrycznych oraz stopnia ich spójności wewnętrznej: RR_ max(x,) - min(x,) max(X) - min(X) gdzie: RR - wskaźnik rozstępu wartości x, - wartości zmiennej w grupie X - wartość zmiennej dla wszystkich obiektów. Szczegółowa analiza czasowego i przestrzennego zróżnicowania zawartości pary wodnej w atmosferze, w tym struktury pionowej wilgotności powietrza, wykazała reprezentatywność miesięcy: styczeń, kwiecień, lipiec i październik dla kolejnych sezonów roku. Dalsze etapy pracy wykonane zostały ze szczególnym ich uwzględnieniem, także w przypadku prezentacji wyników całości analizy. 35 2. MATERIAŁY ŹRÓDŁOWE I METODY OPRACOWANIA 2.2.3. Wzorce cyrkulacji i typy adwekcji Znacząca rola cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu warunków meteorologicznych jest bezsprzeczna, czego dowodzą liczne prace poświęcone relacjom pomiędzy warunkami cyrkulacyjnymi, a lokalnymi (pogodowymi) (m.in. Yarnal 1985; Vicente-Serrano, López-Moreno 2006; Lorenzo i in. 2008; Bednorz 2008; Jacobeit i in. 2009; Jones, Lister 2009; Casado i in. 2010; Tveito 2010; Twardosz 2010; Raziei i in. 2012; Dayan i in. 2012; Ustrnul i in. 2014; Beck i in. 2014; Wypych i in. 2017) oraz niezależnie prace dotyczące zawartości pary wodnej w powietrzu omówione szerzej w podrozdziale 1.3. Ocena wspomnianych zależności jest możliwa dzięki przeprowadzeniu klasyfikacji sytuacji synoptycznych, która - niezależnie od przyjętej metody - doprowadzi do redukcji zmiennych cyrkulacyjnych, ułatwiając tym samym określenie istniejących wzorców. Istotny wkład w rozwój badań nad typologią oraz rolą cyrkulacji atmosfery w kształtowaniu warunków pogodowych i środowiskowych wniosły prace prowadzone w ramach akcji COST733 (Harmonisation and Applications of Weather Type Classifications for European Regions). W ich podsumowaniu (Huth i in. 2008; Philipp i in. 2016) metody klasyfikacji typów cyrkulacji podzielono na subiektywne, czyli wymagające zaangażowania wiedzy eksperta oraz obiektywne, oparte na próbie odnalezienia w danych źródłowych struktur przestrzennych. Pierwsza grupa metod jest typowo manualna lub też, wykorzystując przyjęte arbitralnie wartości progowe, może podlegać automatyzacji. Wśród metod obiektywnych natomiast znalazły się: analiza składowych głównych (PCA), wybrane metody analizy skupień oraz swobodnego przetwarzania danych. Mnogość metod klasyfikacji generuje oczywiste pytanie o ich jakość i możliwość ich zastosowania do analiz meteorologicznych i klimatologicznych. Spośród szeregu podejść stosowanych do oceny siły związków pomiędzy cyrkulacją atmosferyczną a warunkami atmosferycznymi warto wspomnieć o tych najprostszych, w których porównywane są wartości podstawowych miar statystycznych (m.in. średnie, minima, maksima), lub wielkości miar rozproszenia w różnych typach cyrkulacji (Jiang i in. 2005; Anagnostopoulou i in. 2008; Ustrnul i in. 2010; Wypych i in. 2017). Obliczany jest także współczynnik korelacji pomiędzy częstością występowania typów, a zmiennymi meteorologicznymi (Kostopoulou, Jones 2007), czy też wykorzystywane są dostępne testy statystyczne (Fernau, Samson 1990; Schiemann, Frei 2010; Huth 2010; Tveito 2010). Równie często stosowane są miary opracowane w celu oszacowania zróżnicowania pomiędzy typami (Beck, Philipp 2010; Ustrnul i in. 2013; Huth i in. 2016). Jednym z celów niniejszej pracy jest ocena roli cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu i modyfikacji warunków wilgotnościowych w Europie. Wyniki dotychczasowych badań, których podsumowaniem są m.in. prace zespołów R. Huth i in. (2016), A. Philipp in. (2016), wyraźnie wskazują, że wybór podejścia optymalnego, tj. wybór właściwej klasyfikacji typów cyrkulacji, zależy od analizowanego elementu 36 2.2. TOKI METODY PRACY meteorologicznego i domeny przestrzennej, wykazuje także wyraźną sezonowość (Huth i in. 2016). Dlatego też w niniejszej pracy zastosowano równolegle trzy podejścia badawcze, mające na celu jak najbardziej pełną ocenę relacji pomiędzy cyrkulacją atmosferyczną a zawartością pary wodnej w troposferze nad Europą. W pierwszej kolejności obliczono zależności korelacyjne pomiędzy zawartością pary wodnej w powietrzu i wilgotnością powietrza, a wybranymi zmiennymi opisującymi sytuację synoptyczną. W przypadku TCWV była to miąższość warstwy pomiędzy poziomami barycznymi 1000 hPa i 800 hPa (H’,“’ₒ), w której znajduje się zdecydowana większość pary wodnej zawartej w powietrzu. W przypadku wilgotności właściwej (q) wykorzystano wysokość geopotencjału i składowe: równoleżnikową (u) i południkową (v) wiatru na głównych poziomach barycznych, tj. 950 hPa, 850 hPa, 700 hPa oraz 500 hPa. Niezależnie, w drugim podejściu, za pomocą analizy składowych głównych (por. podrozdział 2.2.1) z wykorzystaniem wartości ciśnienia na poziomie morza (SLP) określono dominujące wzorce pola barycznego w kolejnych miesiącach roku. Liczbę wzorców istotnych, tj. wyjaśniających największy procent wariancji, każdorazowo ograniczono za pomocą testu osypiska (Cattell 1966). Związek między cyrkulacją atmosferyczną a zawartością pary wodnej w atmosferze scharakteryzowano na podstawie wielkości współczynnika korelacji liniowej Pearsona pomiędzy wartościami TCWV a wyróżnionymi wzorcami ciśnienia (EOF). Analizę składowych głównych przeprowadzono także dla przypadków ekstremalnych TCWV. Dominujące wzorce pola barycznego wyznaczono niezależnie wyłącznie dla dni z ekstremalnie wysoką zawartością wilgotności w atmosferze, przy czym w celu uniknięcia rozproszenia informacji za dzień sprzyjający przyjęto taki, w którym przynajmniej 10% obszaru było objęte zdarzeniem. Ostatnia metoda polegała na przeprowadzeniu typologii cyrkulacji powietrza na podstawie kierunku adwekcji i rodzaju układu barycznego oraz wektora wiatru na poziomie 950 hPa. Zastosowano prostą klasyfikację uwzględniając kierunek adwekcji (bezpośrednio z kierunku wiatru geostroficznego zgodnie z przyjętym w meteorologii podziałem kierunków) i typ sytuacji barycznej (na podstawie wartości SLP w danym punkcie, jako graniczną przyjęto 1013,25 hPa). Dodatkowym kryterium była prędkość wiatru. W przypadku wiatru o prędkości v < 2,0 m-s'¹ wyróżniono dodatkowe typy bezadwekcyjne. Ostatecznie wydzielono 18 typów (tab. 2.2), po 8 cyklonalnych (c) i antycyklonalnych (a) oraz 2 typy bezadwekcyjne (c, a) (wg Ustrnul 1997). Stosując powyższe kryteria, z wyłączeniem typu sytuacji barycznej, typologią adwekcji mas powietrza przeprowadzono również dla głównych poziomów barycznych. Sytuacje bezadwekcyjne, o prędkości wiatru nie przekraczającej progu 5 per-centyla, wyznaczone zostały oddzielnie dla każdego poziomu ciśnienia. Dla głównych poziomów barycznych, dla których przeprowadzona została szczegółowa analiza wspomniane progi wyniosły: 950 hPa - 2,0 m-s ’, 850 hPa - 2,2 m-s'¹, 700 hPa - 31 2. MATERIAŁY ŹRÓDŁOWE I METODY OPRACOWANIA Tabela 2.2. Przyjęte kryteria wydzielania typów cyrkulacji (za: Ustrnul 1997) Kierunek Oznaczenie Typ cyrkulacji wiatru (’) 338-22 N Na/Nc 23-67 NE NEa/NEc 68-112 E Ea/Ec 113-157 SE SEa/SEc 158-202 S Sa/Sc 203-247 sw SWa/SWc 248-292 W Wa/Wc 293-337 NW NWa/NWc - - Ca/Cc 2,7 m-s¹, 500 hPa - 3,7 m-s_¹ oraz 5,5 m-s¹ dla poziomu 300 hPa. Miarą znaczenia cyrkulacji atmosferycznej w tym przypadku były wielkości anomalii (odchylenie względem wartości średnich) oraz odchylenia standardowego TCWV w wyróżnionych typach cyrkulacji, a także wielkości anomalii wilgotności właściwej (q) w typach adwekcji na głównych poziomach barycznych. Im mniejszy stopień rozproszenia, a większy koncentracji wartości w obrębie danego typu, tym bardziej istotna jest jego rola w modyfikacji warunków wilgotnościowych (Ustrnul i in. 2010). 2.2.4. Intensywność transportu pary wodnej Zgodnie z celem pracy, transport pary wodnej analizowany jest wyłącznie w ujęciu klimatologicznym i w płaszczyźnie horyzontalnej. Nie obejmuje zatem strumieni pary wodnej związanych z procesami parowania, a także turbulencji i konwekcji, czy też procesów zachodzących w chmurach, których skala oddziaływania zarówno czasowego, jak i przestrzennego wymaga analizy meteorologicznej i wykorzystania danych terminowych. Transport pary wodnej został scharakteryzowany na podstawie strumienia pary wodnej zawartej w atmosferze (ang. vertically integrated water vapour flux, IWVF) obliczonego z wykorzystaniem wilgotności właściwej powietrza (q) oraz składowych wiatru u i v na każdym dostępnym poziomie barycznym wg wzoru [10]: u.» gdzie: IWVF - strumień pary wodnej zawartej w atmosferze (kg-nr'-s⁻¹) q - wilgotność właściwa powietrza (kg-kg¹) g₀ - przyspieszenie ziemskie (m-s⁻²) u - składowa strefowa wiatru (m-s_¹) v - składowa południkowa wiatru (m-s_¹) p - ciśnienie atmosferyczne (Pa) t] - hybrydowe poziomy wertykalne. 38 2.2. TOKI METODY PRACY Dodatkowo oceniono strumień pary wodnej na każdym z poziomów niezależnie (qF, kg-kg^-m-s¹) obliczony wg wzoru [11], także w rozbiciu na jego składowe strefową (u) i południkową (v) [12a, 12b]: qF= (q-u)² + (q v)² [U] [12a] qFM = u • Aq|ₓ qFM = v àq\y [12b] gdzie: qF- strumień wilgotności (kg-kg '-m-s¹) q - wilgotność właściwa powietrza (kg-kg¹) u - składowa strefowa wiatru (m-s‘) v - składowa południkowa wiatru (m-s_¹) Aq|ₓ - zmiana wilgotności (q) w kierunku równoleżnikowym (wschodnim) (kg-kg *) &q\y - zmiana wilgotności (q) w kierunku południkowym (północnym) (kg-kg *). Analizy zostały przeprowadzone niezależnie dla wszystkich punktów węzłowych znajdujących się na obszarze badań oraz z pełnym ich wykorzystaniem w przypadku analiz struktur przestrzennych tak horyzontalnych, jak i wertykalnych. Wybór 8 punktów reprezentatywnych podyktowany był koniecznością syntezy i podsumowania wyników analiz w przestrzeni trójwymiarowej oraz ich ostatecznej prezentacji. Analiza statystyczna zależności i struktur przestrzennych została wykonana po uprzedniej eksploracyjnej analizie i interpolacji danych przestrzennych. Stosunkowo gęsta (-0,7°) i regularna siatka punktów pozwoliła na zastosowanie wiernej metody interpolacji (radialne funkcje bazowe) bez konieczności wprowadzania dodatkowego modelowania zależności przestrzennych. Zasadnicze obliczenia sporządzono z wykorzystaniem oprogramowania Climate Data Operators (CDO, http://www.mpimet.mpg.de/cdo) wspomagającego pracę z formatem NetCDF, zintegrowanego pakietu oprogramowania statystycznego i analitycznego Statistica 12, środowiska do obliczeń statystycznych R oraz Microsoft Excel z rozszerzeniem XLSTAT2017. Analizy przestrzenne i wizualizację w postaci map wykonano za pomocą pakietów Spatial Statistics oraz Geostatistical Analyst ArcGIS (ArcGIS 10.5), natomiast do konstrukcji wykresów, poza wymienionymi, wykorzystano program GRAPHER 12. 39 3. ZRÓŻNICOWANIE CZASOWE I PRZESTRZENNE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Zawartość pary wodnej w powietrzu zależna jest od szerokości geograficznej oraz wysokości nad poziomem morza, osiągając najwyższe wartości przy powierzchni Ziemi w szerokościach międzyzwrotnikowych. Z uwagi na silne związki z temperaturą powietrza, obecność pary wodnej w atmosferze zaznacza się istotnie do wysokości około 2 kilometrów. Podstawowymi procesami kontrolującymi zawartość pary wodnej są procesy parowania z powierzchni oceanów w obszarach międzyzwrotnikowych, skąd para wodna jest transportowana w szerokości wyższe, przez co jej zawartość, dzięki cyrkulacji atmosferycznej, zmienia się dynamicznie. Tak jak nad oceanem ilość pary wodnej jest determinowana przede wszystkim temperaturą powietrza, tak nad obszarem lądu, poza adwekcją wilgotności, istotne znaczenie odgrywają również warunki lokalne, a także procesy konwekcji, których intensywność jest jednak ograniczona termodynamicznie oraz efekty orograficzne. W przypadku tych ostatnich decydującą rolę ma strumień pary wodnej przemieszczający się stosunkowo nisko nad powierzchnią Ziemi i dalszy wymuszony wznoszący transport pary wodnej (Neiman i in. 2002; Ralph i in. 2013). 3.1. Sezonowa zmienność rozkładu przestrzennego zawartości pary wodnej w powietrzu Zależność pary wodnej od temperatury powietrza najlepiej widoczna jest w rozkładzie rocznym zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV). Średnio najwięcej pary wodnej (> 19,0 kg-m ²) znajduje się w atmosferze w strefie podzwrotnikowej, przesuniętej nad Oceanem Atlantyckim ku północy do około 50°N (ryc. 3.1). Wyraźnie zaznacza się różnica pomiędzy obszarem wodnym o swobodnym dostępie do źródła wilgoci w postaci pary wodnej pochodzącej z parowania, tj. Oceanem Atlantyckim i Morzem 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.1. Średnia roczna zawartość pary wodnej (TCWV, kgnr²- warstwy barwne) oraz wilgotności względnej powietrza (/™, % - izolinie) nad Europę⁷ Śródziemnym, regionem wokół Morza Czarnego, które jako akwen niewielkich rozmiarów, dodatkowo położony w głębi lądu, odznacza się zmodyfikowanymi właściwościami higrycznymi, a obszarem lądowym Europy Południowej. Ograniczone procesy parowania i transpiracji z powierzchni kontynentu mają ewidentnie istotny wpływ na ilość pary wodnej w powietrzu. Obniżoną jej zawartość wykazuje także troposfera nad obszarami górskimi: Alp, Gór Skandynawskich, Kaukazu i w zdecydowanie mniejszym stopniu nad Karpatami, Półwyspem Bałkańskim, czy też Półwyspem Iberyjskim (ryc. 3.1). W tych przypadkach jednak niższe wartości TCWV wiązać należy z mniejszą miąższością kolumny powietrza ponad obszarami wyniesionymi znacznie nad poziom morza. Wyraźnie uprzywilejowane z kolei jest zachodnie wybrzeże Francji. W strefie umiarkowanej (50°-65°N), przesuniętej w głębi kontynentu ku niższym szerokościom geograficznym, średnia w roku zawartość pary wodnej osiąga wartości 13,0-14,0 kg-m² i maleje ku północy do około 10,0 kg-m “², także nad Półwyspem Skandynawskim. Warto zwrócić uwagę na fakt, że wysokie szerokości geograficzne, jakkolwiek mniej zasobne w parę wodną, odznaczają się jednak, przede wszystkim z uwagi na temperaturę, stosunkowo wysoką wilgotnością względną powietrza > 70%. Największe zróżnicowanie przestrzenne i zarazem niedobór wilgotności występuje w basenie Morza Śródziemnego, gdzie przy zawartości pary wodnej około 19,5 kg-m“² średnia roczna wilgotność względna masy powietrza o miąższości około 2000 metrów ⁷ Wszystkie analizy przestrzenne prowadzone są dla obszaru Europy i NE Atlantyku (por. ryc. 2.1), dlatego też, w celu optymalizacji czytelności tytułów tabel i rycin, informację tę każdorazowo pominięto w podpisach. 42 3.1. ZMIENNOŚĆ SEZONOWA wynosi niespełna 50%. Oznacza to wyraźny deficyt pary wodnej, częściowo rekompensowany przez horyzontalny i wertykalny transport pary wodnej, jednakże znajdujący odzwierciedlenie w strukturze zachmurzenia, sumie i rodzaju opadów atmosferycznych (Velea i in. 2012). Z uwagi na ścisłą zależność zawartości pary wodnej w powietrzu od jego temperatury, TCWV odznacza się dużo większą zmiennością czasową i przestrzenną niż wilgotność względna (f). Odchylenie standardowe TCWV osiąga największe wartości, sięgające 9,0 kg-m'², nad obszarem lądowym, kontynentalnym, co stanowi około 60-65% wartości średniej rocznej (ryc. 3.2). Mniejszym zróżnicowaniem cechuje się obszar północnej części europejskiego Atlantyku oraz wschodniej części basenu Morza Śródziemnego i Półwyspu Iberyjskiego, a także tereny położone wyżej nad poziomem morza. Niewielkie, w ujęciu wieloletnim, zróżnicowanie wilgotności względnej powietrza jest m.in. wynikiem transportu pary wodnej (ryc. 3.2). Największe wartości odchylenia standardowego oraz współczynnika zmienności są charakterystyczne dla troposfery w basenie Morza Śródziemnego oraz na zachodnim wybrzeżu Półwyspu Iberyjskiego (ryc. 3.2). 0 1000 2000km 3 4 5 6 7 8 9 kom' 13 14 15 16 17 16 19 20 21 22 % współczynnik zmienności 20* W 10* W 0* 10* E 20* E 30* E 40* E 20* W 10 W 0* 10* E 20* E 30* E Mr E 0 1000 2000 km 20 30 40 50 60 70 % Rycina 3.2. Średnie roczne odchylenie standardowe (odpowiednio: kg-m², %) oraz współczynnik zmienności (%) zawartości pary wodnej (TCWV) i wilgotności względnej powietrza 43 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Zależność zawartości pary wodnej w powietrzu od szerokości geograficznej jest oczywista (ryc. 3.1). Zdecydowanie mniejszą, aczkolwiek widoczną rolę odgrywa natomiast długość geograficzna (ryc. 3.3). W tym przypadku istotne są przede wszystkim czynniki lokalne i pogłębiający się ku wschodowi kontynentalizm warunków klimatycznych w Europie, co znalazło potwierdzenie w badaniach m.in. K. E. Trenbertha (1999), I.I. Zveryaeva i in. (2008), I.A. Boutle’a i in. (2011), czy L. Velea i in. (2012). Położenie oceaniczne: X (27°W~0°) lub morskie:

36,0 kg-m⁻² występują u wybrzeży Półwyspu Iberyjskiego. Potwierdza to wyniki badań w skali regionalnej uzyskane przez L. Velea i in. (2012). Autorzy zwracają uwagę na odmienne cechy wilgotnościowe wschodniego, odznaczającego się wyraźnym rytmem rocznym, i zachodniego wybrzeża Morza Śródziemnego. Zawartość pary wodnej w powietrzu latem wykazuje wyraźne zróżnicowanie przestrzenne. Rozpiętość zarówno wartości średnich, jak i najwyższych wynosi ponad 20,0 kg-m'². Niemniej jednak miesiące letnie odznaczają się najbardziej stabilnymi warunkami wilgotnościowymi. Wprawdzie wartości odchylenia standardowego we wskazanych wcześniej ośrodkach wysokiej wilgotności powietrza przekraczają w lipcu 7,0 kg-m'² (na pozostałym obszarze średnio jest to około 4,0 kg-m'²) (ryc. 3.5, 3.9), jednakże to zaledwie 20% względem wysokich miesięcznych wartości TCWV (tab. 3.1). Podobnie niewielką zmienność latem wykazuje wilgotność względna powietrza (ryc. 3.5, tab. 3.1). Wyjątek stanowi południe Europy, w szczególności obszar 45 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38kg-mJ sierpień lipiec czerwiec 40” N 50" N 60’ N 70’ N 40° N 50’ N 60’ N 70’ N 40’ N 50° N 60° N 70° N Rycina 3.4. Wilgotność powietrza: średnia miesięczna kolumnowa zawartość pary wodnej (TCWVs, kg m⁻² - warstwy barwne) i wilgotność względna powietrza % - izolinie) (lewy panel), ekstremalna miesięczna kolumnowa zawartość 46 3.1. ZMIENNOŚĆ SEZONOWA pary wodnej (TCWVM, kg-nr² - warstwy barwne) i średnia wartość wilgotności względnej powietrza w dniach z TCWVM , % - izolinie) (prawy panel) - LATO 47 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE kg-mJ NW % kg-mJ N % 01 02 03 04 05 06 07 08 09 10 11 12 01 02 03 04 05 06 07 08 09 10 11 12 WW KRK 01 02 03 04 05 06 07 08 09 10 11 12 01 02 03 04 05 06 07 08 09 10 11 12 SW E w S TCWV —-O f Rycina 3.5. Przebieg roczny zawartości pary wodnej (TCWV, kg-nr²) oraz wilgotności względnej powietrza (f™, %) w troposferze w wybranych punktach węzłowych (w punktach SW oraz S zastosowano zmianę skali/¡°o) 48 3.1. ZMIENNOŚĆ SEZONOWA Tabela 3.1. Współczynnik zmienności (%) zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) oraz wilgotności względnej powietrza (/¡°°) w wybranych punktach węzłowych Objaśnienie: natężenie koloru wskazuje wartości wysokie (czerwony) I niskie (niebieski). południowo-wschodni (ryc. 3.4, ryc. 3.5 punkty SW, S). Masy powietrza zasobne w parę wodną (TCWV > 30,0 kg-m’²) są szczególnie suche. Wilgotność względna powietrza nad Oceanem Atlantyckim nie przekracza 50% zaś nad Morzem Śródziemnym 40%, równocześnie jednak współczynnik zmienności f przekracza 30%, co jest wartością dwukrotnie wyższą niż w przypadku obszarów położonych w wyższych szerokościach geograficznych (tab. 3.1). Zima Zróżnicowanie TCWV zimą (grudzień-luty) przyjmuje odmienny niż latem charakter. Najwięcej pary wodnej znajduje się nad cieplejszym obszarem wodnym, tj. południową częścią europejskiego Atlantyku oraz morzami śródkontynentalnymi (16,0-18,0 kg-m⁻²), które jednak przy dominującej cyrkulacji strefowej, znajdują się w cieniu Półwyspu Iberyjskiego, powodującego transformację i wysuszenie mas powietrza (ryc. 3.6). Taki rozkład TCWV w obszarze śródziemnomorskim potwierdzają badania prowadzone w Hiszpanii przez J.P. Ortiza de Galisteo i in. (2014), a także na obszarze Morza Śródziemnego przez L. Velea i in. (2012). Najniższe wartości TCWV występują poza kołem podbiegunowym oraz w północno-wschodniej, kontynentalnej części Europy, gdzie zawartość pary wodnej z uwagi na zaleganie sezonowego wyżu barycznego i niską temperaturę nie przekracza 6,0 kg-m ² (ryc. 3.3, 3.6). Najbardziej wilgotnym miesiącem jest grudzień. Niezależnie od lokalizacji odznacza się najwyższymi wartościami TCWV. Wyraźny ośrodek o wysokiej zawartości pary wodnej (maksymalne wartości >25,0 kg-m⁻²) znajduje się nad Atlantykiem (w pobliżu Azorów), przy czym jego intensywność znacznie słabnie w kolejnych miesiącach wraz z wychładzaniem powierzchni oceanu, do około 20,0 kg-m’² w lutym (ryc. 3.6). 49 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.6. Wilgotność powietrza: średnia miesięczna kolumnowa zawartość pary wodnej (TCWVjj, kg nr² - warstwy barwne) i wilgotność względna powietrza (fsso’ ~ izolinie) (lewy panel), ekstremalna miesięczna kolumnowa zawartość 50 3.1. ZMIENNOŚĆ SEZONOWA pary wodnej (TCWVgₒ, kg-nr² - warstwy barwne) i średnia wartość wilgotności względnej powietrza w dniach z TCWVgo (fi™* °/° ~ izolinie) (prawy panel) - ZIMA 51 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.7. Wilgotność powietrza: średnia miesięczna kolumnowa zawartość pary wodnej (TCWVx, kg-nr² - warstwy barwne) i wilgotność względna powietrza (f™°, % _ ¡zolinie) (lewy panel), ekstremalna miesięczna kolumnowa zawartość 52 3.1. ZMIENNOŚĆ SEZONOWA pary wodnej (TCWI/go, kgm⁻² - warstwy barwne) i średnia wartość wilgotności względnej powietrza w dniach z , % - izolinie) (prawy panel) - WIOSNA 53 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.8. Wilgotność powietrza: średnia miesięczna kolumnowa zawartość pary wodnej (TCWVx, kgrrr² - warstwy barwne) i wilgotność względna powietrza (A«?' % ~ izolinie) (lewy panel), ekstremalna miesięczna kolumnowa zawartość 54 3.1. ZMIENNOŚĆ SEZONOWA pary wodnej (TCWV₉₀, kg-nr² - warstwy barwne) i średnia wartość wilgotności względnej powietrza w dniach zTCWy^izolinie) (prawy panel) - JESIEŃ 55 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.9. Odchylenie standardowe TCWV (kgnr²) w wybranych miesiącach: A) styczeń, B) kwiecień, C) lipiec, D) październik (Wypych i in. 2018) Luty jest równocześnie najbardziej suchym miesiącem (ryc. 3.5). Obszar Europy Wschodniej odznacza się ilością wilgoci rzędu 7,0-9,0 kg-m⁻², dodatkowo wilgotność względna nie osiąga 70% (ryc. 3.6). W rozkładzie przestrzennym zawartości pary wodnej w powietrzu daje się też zauważyć wpływ ciepłego Prądu Północnoatlantyckiego oraz dominującej zimą cyrkulacji zachodniej (por. rozdział 5), dzięki której wilgotne masy powietrza znad oceanu transportowane są nad obszar Europy Zachodniej, odznaczającej się wartościami TCWV wyższymi niż pozostała część kontynentu o średnio kilka kg nr² (ryc. 3.6). Zróżnicowanie przestrzenne zawartości pary wodnej w powietrzu zimą wydaje się być niewielkie. Rozpiętość wartości osiąga około 10,0-12,0 kg-m⁻² w grudniu i zmniejsza się w kolejnych miesiącach (ryc. 3.5,3.6). Odchylenie standardowe w styczniu waha się od < 2,0 kg-m⁻² na północnym wschodzie do około 4,5-5,5 kg-m² nad oceanem (ryc. 3.5, 3.9). Niemniej jednak współczynnik zmienności wartości wynosi do 45% na północy i nad obszarem kontynentu (tab. 3.1), co potwierdza istotną rolę czynników tak regionalnych (m.in. rodzaj powierzchni), jak i atmosferycznych (pole ciśnienia) w kształtowaniu zawartości pary wodnej w powietrzu. 56 3.1. ZMIENNOŚĆ SEZONOWA Wiosna/jesień Wiosną (marzec-maj) w rozkładzie przestrzennym pary wodnej nad Europą zaciera się dominacja wpływów oceanicznych i kontynentalnych (ryc. 3.7). Jest to spowodowane powolnym ogrzewaniem kontynentu oraz wolno nagrzewającą się powierzchnią wody, co powoduje wyraźnie mniej intensywne parowanie i ograniczoną dostawę pary wodnej do atmosfery. Jesienią (wrzesień-listopad) natomiast para wodna pochodząca z parowania powierzchni mórz i oceanów zapewnia wysoką wilgotność powietrza, co jest widoczne zwłaszcza w obszarze śródziemnomorskim (ryc. 3.8), a potwierdzają również wyniki uzyskane przez L. Velea i in. (2012). Zawartość pary wodnej w tro-posferze nad Europą jesienią jest tym samym istotnie wyższa niż wiosną. TCWV we wrześniu i w październiku może osiągać wartości > 35 kg-m⁻² na południu kontynentu (ryc. 3.8), podczas gdy w maju (najbardziej zasobnym w parę wodną miesiącu wiosennym) o niespełna 10,0 kg-m ² mniej. W wyższych szerokościach geograficznych te różnice są mniej wyraźne, jednakże widoczne. W punktach zlokalizowanych na 50,25°N wynoszą średnio około 3,0 kg-m ² (ryc. 3.5 punkty W, KRK, E). Zróżnicowanie cech higrycznych w ciągu roku W ciągu całego roku niskie wartości TCWV występują nad obszarami górskimi przede wszystkim Alp oraz Kaukazu, zaznaczając się w postaci minimów obszarowych głównie zimą (ryc. 3.6). Istotną rolę odgrywa znacznie cieńsza warstwa atmosfery i niższa temperatura powietrza. Latem natomiast większość pary wodnej transportowanej z niższych szerokości geograficznych ulega wytrąceniu w postaci opadów atmosferycznych, także u podnóży gór w związku z efektem orograficznym (ryc. 3.4). W celu oceny zmienności warunków wilgotnościowych z roku na rok przeprowadzono dodatkowo analizę odchylenia standardowego TCWV„. I.I. Zveryaev i in. (2008) wykazali, że w ujęciu sezonowym, największe zróżnicowanie zimą występuje nad Półwyspem Iberyjskim (S część) oraz nad Skandynawią (SW część) i jest zgodne ze zróżnicowaniem zimowych sum opadów atmosferycznych, najmniejsze nad obszarami górskimi. Latem natomiast najbardziej wyraźne różnice widoczne są w głębi lądu (Zveryaev i in. 2008). W niniejszym opracowaniu, w celu uszczegółowienia, zastosowano podejście miesięczne. Zróżnicowanie w poszczególnych sezonach zaprezentowano na przykładzie charakterystycznych dla nich miesięcy, a wyniki analiz prezentuje rycina 3.9. Zimą (styczeń), zgodnie z wynikami innych autorów, największe zróżnicowanie wykazano nad południową częścią europejskiego Atlantyku (4,5-5,0 kg-m ²), sięgające po zachodnie wybrzeża Półwyspu Iberyjskiego, a najmniejsze nad obszarami położonymi wyżej nad poziomem morza (TCWV₀ <2,0 kg-m⁻²). Latem (lipiec) dużą zmienność z roku na rok prezentuje wnętrze kontynentu oraz obszar oceaniczny (TCWV₀ >6,5 kg-m⁻²) (nie uwzględniany w analizach I.I. Zveryaeva i in. 2008). Natomiast dość wyrównana zawartość pary wodnej w powietrzu jest charakterystyczna dla wysokich szerokości geograficznych oraz basenu Morza Śródziemnego, 57 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE gdzie wahania TCWV sięgają niespełna 4,5 kg-m⁻². Przejściowe pory roku odznaczają się podobną zmiennością czasową ilości pary wodnej zawartej w powietrzu (TCWV). Wprawdzie TCWVₐ wiosną (kwiecień) na całym obszarze wynosi 3,5-4,5 kg-m⁻², tj. znacznie mniej niż jesienią. W październiku wartości zmieniają się bowiem od ponad 6,0 kg-m ² nad Atlantykiem do około 4,0 kg-m ² poza kołem podbiegunowym (ryc. 3.9), jednakże wartość współczynnika zmienności TCWV nie wykazuje różnic w ujęciu sezonowym (tab. 3.1). Nie licząc obszarów górskich widoczny jest wyraźny strefowy rozkład wahań TCWV (ryc. 3.9). Godnym podkreślenia jest fakt, iż higryczne pory roku, opisane przez zawartość pary wodnej w powietrzu, wykazują średnio około miesięczne przesunięcie (opóźnienie) w stosunku do klimatologicznych pór roku. Analiza rozkładu rocznego zawartości pary wodnej (TCWV) w powietrzu nad Europą wykazała wyraźną sezonowość. Największa amplituda roczna TCWV występuje nad obszarem lądowym (ryc. 3.10) i wynosi ponad 20,0 kg-m⁻² we wschodniej jego części. Ponad połowę mniejsze wartości charakteryzują troposferę nad oceanem, a we wschodniej części Morza Śródziemnego amplituda TCWV może osiągać wartości TCWV f amplituda roczna 20* W W W 0* 10*E 20’E 30’ E 40’E 20’W W W 0’ 10’E 20’E 30’E 40’E 0 1000 2000 km 0,75 0,B0 0,85 0,90 0,95 1,00 1,05 1,10 1,15 Rycina 3.10. Amplituda roczna i wskaźnik sezonowości zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) oraz wilgotności względnej powietrza (/950) 58 3.1. ZMIENNOŚĆ SEZONOWA jedynie około 5,0 kg-m ². Wskaźnik sezonowości wyrażany ilorazem TCWV wiosny i jesieni potwierdza większą zawartość pary wodnej w powietrzu jesienią (< 1,00), przy czym niższe wartości osiąga dla obszaru wodnego, gdzie ilość wilgoci w powietrzu wiosną jest średnio o 20% niższa. Nad lądem stosunek ten nie spada poniżej 0,90 potwierdzając zdecydowanie mniejsze znaczenie powierzchni parującej. Wilgotność względna powietrza odznacza się odmiennymi cechami rozkładu rocznego. Obszar oceaniczny oraz zdecydowana większość lądu po Europę Środkową na wschodzie (ryc. 3.10) odznacza się niewielką amplitudą (4-6%). Nieco większym zróżnicowaniem odznacza się Europa Wschodnia i obszar wybrzeża Morza Śródziemnego (12-18%), a największą amplitudą wilgotności względnej odznacza się basen Morza Śródziemnego i półwysep Azji Mniejszej (>30%). Wskaźnik sezonowości osiąga wartości zbliżone do 1,00 lub nieco powyżej (do 1,2 w Azji Mniejszej), co świadczy o suchości mas powietrza w tym regionie jesienią. Wzorce zróżnicowania przestrzennego zawartości pary wodnej w powietrzu W uzupełnieniu analizy zróżnicowania przestrzennego i zmienności TCWV na obszarze Europy przeprowadzono analizę składowych głównych (ang. prirtcipal component analysis, PCA). W związku z wykazaną sezonowością, w celu określenia wzorców rozkładu zawartości pary wodnej w troposferze empiryczne funkcje ortogonalne (ang. empirical orthogonal functions, EOFs) zastosowano dla każdego miesiąca oddzielnie. Procent wariancji wyjaśniany przez poszczególne składowe w wybranych miesiącach (ryc. 3.11) wskazuje jak duże jest zróżnicowanie zawartości pary wodnej w powietrzu na badanym obszarze. Pierwsze 10 składowych wyjaśnia średnio 60% ogólnej wariancji w styczniu i październiku, 56% w kwietniu i jedynie 46% w lipcu. Na znaczne i mniej przewidywalne z uwagi na właściwości dynamiczne atmosfery zróżnicowanie zawartości pary wodnej w obszarze pozazwrotnikowym zwracali już uwagę D.D. Salstein i in. (1983). Przeprowadzona przez nich analiza z zastosowaniem empirycznych funkcji ortogonalnych, mająca na celu zbadanie zróżnicowania TCWV w ciągu roku wykazała, że pierwsza moda wyjaśnia wyłącznie 19,5% wariancji. Jakkolwiek wyniki uzyskane w niniejszej pracy nie są w pełni zgodne z wyliczonymi Rycina 3.11. Procent wariancji TCWV wyjaśniany przez kolejne składowe główne (1 -10) w wybranych miesiącach roku: A) styczeń, B) kwiecień, C) lipiec, D) październik 59 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE przez I.I. Zveryaeva i in. (2008), m.in. ze względu na sezonowość ujęcia w cytowanej publikacji oraz różny okres bazowy i dane źródłowe, jednakże udział poszczególnych składowych potwierdza, że w przypadku wszystkich miesięcy z wyjątkiem stycznia jedynie dwie pierwsze składowe wyróżniają się na tle pozostałych i mogą zostać uznane za najbardziej istotne wzorce rozkładu przestrzennego (ryc. 3.11). Co więcej, zróżnicowanie przestrzenne w styczniu (ryc. 3.12) odpowiada wzorcom wyróżnionym przez I.I. Zveryaeva i in. (2008) dla sezonu zimowego, gdzie w przypadku EOF 1 główne centra rozmieszczone są nad Zatoką Biskajską (anomalie ujemne) i w pobliżu Islandii (anomalie dodatnie), natomiast w EOF 2 największe anomalie ujemne występują nad Wyspami Brytyjskimi, a Europa Południowa odznacza się dodatnim znakiem anomalii (ryc. 3.12). Rycina 3.12. Anomalie TCWV (kg-m⁻²) w styczniu dla czterech pierwszych składowych głównych EOF 3, wyjaśniający 8,8% wariancji TCWV w styczniu, opisuje niezbyt wyraźny ośrodek podwyższonej zawartości pary wodnej w powietrzu, przy równoczesnej obecności anomalii ujemnych w pobliżu Azorów. Ostatnia spośród istotnych składowa główna (7,3%) zakłada dwa centra zlokalizowane w Europie Południowo-Wschodniej i nieco silniejsze nad Atlantykiem (anomalie dodatnie), na pozostałym obszarze wartości są zbliżone do średnich, bądź nieznacznie niższe (ryc. 3.12). W lipcu i październiku wzorce przestrzenne anomalii TCWV są podobne (ryc. 3.13). EOF 1 reprezentuje w obu przypadkach podobne zróżnicowanie nad 60 3.1. ZMIENNOŚĆ SEZONOWA Rycina 3.13. Anomalie TCWV (kg rrr²) w wybranych miesiącach dla dwóch pierwszych składowych głównych (Wypych i in. 2018) obszarem całego kontynentu (anomalie ujemne), bardziej intensywne latem, EOF 2 natomiast dwa centra anomalii: ujemnych nad kontynentem oraz dodatnich nad Europą Zachodnią i Wyspami Brytyjskimi w lipcu przesunięte ku wschodowi (ryc, 3.13). Wiosną (kwiecień) dwie pierwsze mody EOF przypominają wzorce występujące w październiku z odwrotnym udziałem w ogólnej wariancji (ryc. 3.13). 61 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE 3.2. Struktura pionowa wilgotności powietrza Zawartość pary wodnej w powietrzu jest zróżnicowana w czasie i przestrzeni, co jest ściśle zależne od zmienności warunków termicznych. Tendencja spadkowa o około 7% zawartości pary wodnej w atmosferze związana ze spadkiem temperatury powietrza o 1K, najlepiej widoczna nad oceanem, może być modyfikowana nad lądem intensywnym transportem pary wodnej, przebiegiem procesów w przyziemnej warstwie powietrza inicjowanych warunkami lokalnymi, czy też procesami konwekcji. Największe zróżnicowanie w profilu pionowym ma miejsce do wysokości około 2000 metrów, co jest związane z bieżącą jej dostawą do atmosfery w procesach parowania i transpi-racji oraz transportem w procesach konwekcji. Silne mieszanie turbulencyjne w warstwie granicznej wpływa na zróżnicowanie przestrzenne zawartości pary wodnej (ryc. 3.14, poziomy 950 hPa i 850 hPa). Jej ilość stopniowo maleje, po czym gwałtownie spada w swobodnej atmosferze (ryc. 3.14, poziom 700 hPa). Opisane zależności powodują, że w Europie najwięcej pary wodnej znajduje się w atmosferze nad Oceanem Atlantyckim w szerokościach podzwrotnikowych oraz na południu kontynentu. Dodatkowo wybrzeże Morza Śródziemnego jest uprzywilejowane higrycznie, gdyż ilość pary wodnej w atmosferze swobodnej (poziom 700 hPa) jest ponad dwukrotnie większa niż na północy i osiąga 4,0 g-kg'¹ (ryc. 3.14A). Wymienione obszary odznaczają się równocześnie najmniejszymi wahaniami zawartości pary wodnej, co należy wiązać z całorocznymi wysokimi wartościami temperatury powietrza. Współczynnik zmienności do poziomu 850 hPa nie przekracza 30% (ryc. 3.14C). Przebieg procesów w atmosferycznej warstwie granicznej powoduje, że poziomy 950 hPa i 850 hPa odznaczają się dużą zmiennością wilgotności powietrza, co jest szczególnie widoczne nad obszarem lądowym. Duża zawartość pary wodnej latem i niewielka jej ilość zimą powoduje, że roczne odchylenie standardowe osiąga wartości powyżej 2,6 g-kg“¹, przy równocześnie wysokich wartościach współczynnika zmienności (> 60%) zwłaszcza na południu i południowym wschodzie Europy (ryc. 3.14B, 3.14C). Największe zróżnicowanie widoczne jest w najniższych warstwach troposfery. Na poziomie 700 hPa wartość odchylenia standardowego jest zdecydowanie niższa (ryc. 3.14B). Wyraźnie zaznacza się także wpływ kontynen-talizmu termicznego na zawartość pary wodnej w powietrzu w warstwie granicznej. Znacznym rozstępem wartości (qₘₐₖₛ_<łₘᵢₙ)> sięgającym 9,0 g-kg’¹ cechuje się bowiem obszar Europy Środkowej, Wschodniej i Południowo Wschodniej, podczas gdy na zachodnim wybrzeżu kontynentu wynosi on niespełna 4,0 g-kg’¹ (ryc. 3.15 A), co oznacza bardziej wyrównany przebieg roczny wilgotności powietrza warunkowany stałą dostawą pary wodnej z procesów parowania (ryc. 3.10). W swobodnej atmosferze brak jest wyraźnej sezonowości w ilości pary wodnej. Różnica pomiędzy największą i najmniejszą średnią miesięczną zawartością q na poziomach 700 hPa i 500 hPa nie przekracza 2,0 g-kg’¹. 62 3.2. STRUKTURA PIONOWA Odmiennymi cechami odznacza się zróżnicowanie wilgotności względnej powietrza (ryc. 3.15B). Największe wahania w skali roku mają miejsce w warstwie granicznej (do 850 hPa) w basenie Morza Śródziemnego oraz na poziomie 950 hPa na wschodzie Europy. Europa Środkowa i Zachodnia (z wyłączeniem Półwyspu Iberyjskiego) odznaczają się niewielką zmiennością roczną/(ryc. 3.15B). Wpływ powierzchni czynnej na wilgotność względną powietrza nie zaznacza się już w wyższych partiach warstwy granicznej, zaś na poziomie 700 hPa cały analizowany obszar charakteryzuje się rozstępem wartości/nie większym niż 6%. Duże (do 30%) różnice w średniej miesięcznej wilgotności względnej dają się zauważyć ponownie na poziomie 500 hPa nad obszarem Morza Czarnego i półwyspu Azji Mniejszej (ryc. 3.15B). Spadek wilgotności właściwej powietrza wraz z wysokością potwierdzają obrazy rozkładu przestrzennego q na kolejnych poziomach barycznych (ryc. 3.14). Niemniej jednak wielkość średniej rocznej zmiany wilgotności właściwej w profilu pionowym (ryc. 3.16) odznacza się zróżnicowaniem zwłaszcza w najniższej spośród analizowanych warstw. Największe spadki wilgotności powietrza w profilu pionowym (>2,5 g-kg ') mają miejsce nad ciepłymi wodami Oceanu Atlantyckiego i Morza Śródziemnego w warstwie 850-950 hPa oraz nad obszarem szerokości umiarkowanych (do 55°N) w warstwie 700-850 hPa (ryc. 3.16). Powyżej poziomu 700 hPa wielkość zmiany jest mała, co wiąże się także z niewielką ilością pary wodnej w atmosferze. Opisane zróżnicowanie zawartości pary wodnej w atmosferze na różnych jej poziomach skutkuje odmiennymi właściwościami struktury pionowej (por. podrozdział 3.2.1). W basenie Morza Śródziemnego, na obszarze Europy Południowej i Południowo Zachodniej oraz nad Atlantykiem w szerokościach podzwrotnikowych do około 50°N zawartość pary wodnej zmienia się w profilu pionowym o 7,0-9,0 g-kg¹, najwyższe wartości osiągając najbliżej powierzchni Ziemi (ryc. 3.17A). W Europie Północnej rozstęp ten sięga niespełna 3,0-4,0 g-kg¹. Średnie roczne wartości odchylenia standardowego q w profilu pionowym zmieniają się równoleżnikowo malejąc ku północy, przy czym większą zmiennością - zwłaszcza na południu kontynentu -odznaczają się obszary lądowe (o ± -3,0 g-kg¹, ryc. 3.17B). W związku z zależnością od temperatury powietrza oraz od właściwości powierzchni czynnej struktura pionowa zawartości pary wodnej w troposferze wykazuje istotne zróżnicowanie sezonowe. W styczniu wraz ze wzrostem wysokości do poziomu 850 hPa wyraźnie zaznacza się wpływ ciepłego Prądu Północnoatlantyckiego na zachodnich i północno--zachodnich wybrzeżach kontynentu i związana z nim podwyższona o około 1 g-kg ¹ zawartość pary wodnej także w Europie Zachodniej. Obszary te mają względnie stabilne warunki wilgotnościowe, współczynnik zmienności nie przekracza 30%. Równocześnie jednak daje się zauważyć zróżnicowanie oraz zmienność w profilu pionowym. Rozstęp wartości jest wprawdzie mniejszy niż nad obszarem wodnym (3,5-4,5 g-kg¹, podczas gdy nad Atlantykiem wartość ta sięga 9,0-11,0 g-kg ‘), jednakże 63 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE 64 3.2. STRUKTURA PIONOWA 65 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.15. Roczny rozstęp wartości na wybranych poziomach barycznych: A) wilgotność właściwa powietrza (q, g-kg-'), B) wilgotność względna powietrza (f, %)⁸ " Szrafurą zaznaczono obszary położone powyżej średniego zalegania poziomu 950 hPa; w celu optymalizacji czytelności legendy i tytułów rycin informację t każdorazowo pominięto w podpisach. 66 3.2. STRUKTURA PIONOWA o około 2,0 g-kg¹ przewyższa wartości charakteryzujące obszar lądowy Europy Środkowej i Wschodniej, a także wysokie szerokości geograficzne (ryc. 3.22A). Wyraźna jest też różnica w odchyleniu standardowym (ryc. 3.22B). Z kolei wschodnia część Europy, będąca w zasięgu oddziaływania sezonowego wyżu, odznacza się wyraźnie niższymi wartościami wilgotności (ryc. 3.18). Struktura pionowa wilgotności powietrza jest z jednej strony mniej zróżnicowana (ryc. 3.22), jednakże współczynnik zmienności potwierdza wahania wartości przede wszystkim na poziomach 950 i 850 hPa (ryc. 3.18). Wiosna (kwiecień) odznacza się stosunkowo małym zróżnicowaniem warunków higrycznych w profilu pionowym. Zdecydowanie mniejsza jest rola powierzchni czynnej i warstwy granicznej. Nie wyróżnia się widocznie wpływ Prądu Północnoatlantyckiego, jak również mniej wyraźnie zaznacza się obecność obszaru lądowego (ryc. 3.19). Rozkład przestrzenny wilgotności na wszystkich poziomach ma przebieg równoleżnikowy i nawiązuje do zróżnicowania termicznego. Wartości wahają się od około 6,0 g-kg ¹ na południu do 1,0-2,0 g-kg_¹ w czę Rycina 3.16. Średni roczny spadek wartości wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg⁻') w profilu pionowym w wyróżnionych warstwach troposfery ści północnej. Wyjątek stanowi obszar śródziemnomorski, odznaczający się w części lądowej na poziomach 850 i 700 hPa nieco większą zawartością pary wodnej niż obszar otwartego oceanu (ryc. 3.19). Brak wyraźnego zróżnicowania zawartości pary wodnej w kwietniu znajduje odzwierciedlenie także w strukturze pionowej. Rozstępy wartości oraz ich zmien ność czasowa w profilu pionowym nad lądem i obszarem wodnym są zbliżone (ryc. 3.22). Pionowy spadek wilgotności wraz z wysokością nad poziomem gruntu waha się w granicach 1,0-1,5 g kg⁻¹ w zależności od warstwy atmosfery za wyjątkiem półwyspu Azji Mniejszej, gdzie podobnie jak w styczniu na niewielkim obszarze zaznacza się 67 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.17. Średnia roczna wartość wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg⁻¹) w profilu pionowym troposfery: A) rozstęp, B) odchylenie standardowe inwersja wilgotności oraz obszaru południa Europy, gdzie pomiędzy poziomami 850 a 700 hPa ma miejsce spadek wilgotności rzędu 2,5 gkg ¹ (ryc. 3.24). W lipcu wyraźnie widoczna jest wysoka zawartość wilgotności w troposferze nad obszarem lądowym, na wszystkich trzech poziomach wyższa niż nad oceanem (ryc. 3.20). W atmosferze swobodnej zaznacza się położenie granicy międzyzwrotnikowej strefy zbieżności, przesuniętej w lipcu w kierunku północnym. Para wodna transportowana z niskich szerokości geograficznych dociera nad obszar podzwrotnikowy Morza Śródziemnego i Wysp Azorskich. Równocześnie na poziomie 950 hPa zaznacza się występowanie pasatów, które nad wschodnią częścią Morza Śródziemnego oraz wschod nim Atlantykiem (u wybrzeży Półwyspu Iberyjskiego) niosą suche powietrze znad obszaru lądowego (ryc. 3.20). Warunki wilgotnościowe lipca odznaczają się niewielką zmiennością, niezależnie od poziomu w atmosferze. Współczynnik zmienności osiąga wartości 20-30% w warstwie granicznej i nieznacznie więcej (około 40%) w swobodnej atmosferze. Z kolei rozstęp wartości wilgotności właściwej q w profilu pionowym w lipcu przekracza 12,0 g-kg¹ (ryc. 3.22A), co oznacza dużą zmienność w strukturze wertykalnej, potwierdzoną wartością odchylenia standardowego sięgającą 3,5 g kg⁻¹ (ryc. 3.22B). Jako że większość pary wodnej w atmosferze gromadzi się przy powierzchni Ziemi w konsekwencji opisanego zróżnicowania pionowego ma miejsce także intensywny spadek wilgotności wraz z wysokością, na większości obszaru (za wyjątkiem Azji Mniejszej) przekraczający 2,5 g-kg_¹ w każdej z analizowanych warstw atmosfery (ryc. 3.23). Podobnie jak w przypadku zróżnicowania przestrzennego zawartości pary wodnej w atmosferze, jej struktura pionowa jesienią (październik) jest ściśle związana z intensywnością procesów parowania wynikających z pojemności cieplnej zbiorników wodnych, w szczególności oceanu (ryc. 3.21). Duża zawartość wilgotności w dolnych warstwach troposfery powoduje znaczny jej spadek w profilu pionowym (ryc. 3.24), 68 3.2. STRUKTURA PIONOWA Rycina 3.18. Wilgotność właściwa powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w styczniu: A) wartości średnie miesięczne (g kg-¹), B) współczynnik zmienności (%) z czym związane są także: rozstęp wartości sięgający 10,0 g-kg_¹oraz odchylenie standardowe przekraczające na południu Europy 2,0 g-kg ¹ (ryc. 3.22B). 3.2.1. Typy profili pionowych wilgotności właściwej Struktura pionowa zawartości pary wodnej ma istotny wpływ na kształtowanie i modyfikację procesów zarówno obiegu wody, jak i wymiany energii. Duże zróżnicowanie dopływu energii słonecznej, silne inwersje temperatury powietrza oraz wrażliwe na liczne bodźce zachmurzenie, a także cyrkulacja mezoskalowa warunkująca transport pary wodnej przyczyniają się do dużego zróżnicowania zawartości pary wodnej 69 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.19. Wilgotność właściwa powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w kwietniu: A) wartości średnie miesięczne (g■ kg⁻¹), B) współczynnik zmienności (%) zarówno w przestrzeni, jak i w profilu pionowym w wyższych szerokościach geograficznych. Niemniej jednak analiza występowania pary wodnej w profilu pionowym (por. podrozdział 3.2) wykazała istotne różnice także w szerokościach umiarkowanych, zwłaszcza nad obszarem lądowym (ryc. 3.25). Zróżnicowanie czasowe, rozstęp wartości wilgotności właściwej w profilu pionowym oraz wykazane zmiany q wraz z wysokością stanęły u postaw opracowania typologii struktury pionowej wilgotności powietrza nad Europą. Eksploracyjna analiza danych, przeprowadzona w celu wykrycia ewentualnych wzorców oraz systematycznych współzależności pomiędzy zmiennymi, objęła zarówno proste statystyki opisowe, jak i wielowymiarowe techniki eksploracyjne. 70 3.2. STRUKTURA PIONOWA Rycina 3.20. Wilgotność właściwa powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w lipcu: A) wartości średnie miesięczne (g-kg⁻¹), B) współczynnik zmienności (%) Wykazała ona istotne różnice sezonowe oraz przestrzenne pomiędzy obszarem lądowym i wodnym. Dlatego też wydzielonych zostało łącznie 10 typów: 6 lądowych i 4 morskie, dla każdego miesiąca oddzielnie. Co więcej, zdecydowana większość pary wodnej zawarta jest w warstwie do około 2000 metrów, co istotnie determinuje rozkład wertykalny wilgotności właściwej (ryc. 3.25). Aby zapewnić wydzielenie typów wyłącznie ze względu na kształt profilu dane znormalizowano, wykorzystując wartość q na poziomie 950 hPa. Na potrzeby analizy wyznaczone typy zostały ponumerowane rosnąco zgodnie ze znormalizowaną zawartością pary wodnej w kolumnie powietrza, przy czym typ 1 odznacza się wartością najwyższą, ostatni najniższą (ryc. 3.26). 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.21. Wilgotność właściwa powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w październiku: A) wartości średnie miesięczne (gkg⁻¹), B) współczynnik zmienności (%) Typ 1 - niezależnie od miesiąca i rodzaju powierzchni czynnej, odznacza się największym zróżnicowaniem wartości q w profilu pionowym (ryc. 3.26) zdefiniowanym przez rozstęp wartości pomiędzy poziomem najniższym i najwyższym oraz intensywność zmian (tab. 3.2). Dodatkowo charakteryzuje się istotnym odsetkiem pary wodnej zgromadzonej w warstwach najniższych, przejawiającym się także stosunkowo małym gradientem pionowym wilgotności lub wręcz występowaniem inwersji (styczeń, kwiecień, październik) sięgających do poziomu około 800 hPa (ryc. 3.26). Z kolei typy ostatnie, tj. typ lądowy 6a oraz typ wodny 4b, odznaczające się najmniejszą zawartością pary wodnej w powietrzu, równocześnie cechują się największym jej spadkiem wraz z wysokością w najniższej warstwie troposfery (ryc. 3.26, tab. 3.2). 72 3.2. STRUKTURA PIONOWA Rycina 3.22. Średnie miesięczne wartości wilgotności właściwej powietrza (q, g kg ') w profilu pionowym troposfery: A) rozstęp, B) odchylenie standardowe 73 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.23. Średnie miesięczne wartości pionowych gradientów wilgotności właściwej powietrza (q, g*kg-') w wybranych warstwach troposfery: A) styczeń, B) lipiec Typ lądowy 2a - odznacza się zbliżonym do typu la kształtem profilu (m.in. występowanie warstwy inwersyjnej w styczniu), lecz mniejszym zróżnicowaniem wartości q. Podobnie typ lądowy 5a, który w kształcie odpowiada typowi 6a (ryc. 3.26). Warto zwrócić także uwagę na typy lądowe 3a i 4a. W sezonie chłodnym (z higrycz-nego punktu widzenia w tym przypadku w styczniu i kwietniu) oraz w lipcu typ 3a odznacza się niewielkim spadkiem wilgotności, aż do poziomu 800 hPa (średnio 0,1 g*kg_¹*100 hPa¹) co powoduje, że większość pary wodnej jest zgromadzona przy powierzchni Ziemi (około 50% do poziomu 850 hPa). W październiku natomiast tempo spadku q wraz z wysokością w omawianym typie jest dwukrotnie większe (tab. 3.2), a w warstwie H,™ hPa zawartość pary wodnej jest praktycznie stała 74 3.2. STRUKTURA PIONOWA Rycina 3.24. Średnie miesięczne wartości pionowych gradientów wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg-') w wybranych warstwach troposfery: A) kwiecień, B) październik (ryc. 3.26). Typ 4a z kolei cechuje się strukturą odwrotną, tj. znacznym spadkiem wartości q przy powierzchni Ziemi w sezonie chłodnym, zwłaszcza w styczniu, i występowaniem warstwy o stałej zawartości pary wodnej Hll° hPa (ryc. 3.26, tab. 3.2). Struktura pionowa wilgotności powietrza nad obszarem wodnym (typy b) jest zdecydowanie mniej zróżnicowana (z wyjątkiem przedstawionych cech typów lb i 4b), a spadek q wraz z wysokością jest względnie systematyczny (ryc. 3.26, tab. 3.2). Typy rozkładu pionowego wilgotności właściwej, jako że zdefiniowane dla całości obszaru badań w części lądowej i wodnej, odznaczają się zróżnicowaniem częstości występowania wartości tak w czasie, jak i w przestrzeni (ryc. 3.27, tab. 3.3, 3.4). 75 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Tabela 3.2. Wielkość zmian (Aq) w wyróżnionych typach profili pionowych wilgotności powietrza w ujęciu wertykalnym M-c Zmienna (g-kg-') Typy lądowe (a) Typy wodne (b) 1 2 3 4 5 6 1 2 3 4 Aq(700-500) 1,055 0,615 0,395 0,341 0,235 0,121 0,534 0,299 0,172 0,091 01 Aq(850-700) 0,293 0,293 0,405 0,135 0,443 0,319 0,206 0,319 0,384 0,249 Aq(950-850) -0,815 -0,181 0,041 0,277 0,215 0,451 -0,018 0,239 0,359 0,577 Aq (700-500) 0,552 0,426 0,318 0,306 0,207 0,114 0,522 0,360 0,240 0,118 04 Aq (850-700) 0,167 0,298 0,449 0,264 0,474 0,370 0,234 0,173 0,369 0,300 Aq(950-850) 0,025 0,108 0,129 0,252 0,229 0,403 -0,007 0,265 0,285 0,489 Aq(700-500) 0,488 0,362 0,349 0,297 0,193 0,148 0,475 0,338 0,221 0,137 07 Aq(850-700) 0,240 0,287 0,439 0,323 0,517 0,379 0,241 0,283 0,361 0,221 Aq(950-850) 0,080 0,182 0,120 0,257 0,208 0,368 0,066 0,228 0,315 0,527 Aq (700-500) 0,628 0,426 0,307 0,288 0,171 0,104 0,429 0,290 0,177 0,098 10 Aq (850-700) 0,104 0,294 0,194 0,424 0,440 0,233 0,218 0,304 0,374 0,242 Aq (950-850) -0,052 0,093 0,303 0,177 0,294 0,538 0,125 0,264 0,358 0,559 Rycina 3.25. Struktura pionowa wilgotności właściwej powietrza (q) w analizowanych punktach węzłowych w wybranych miesiącach roku: A) styczeń, B) kwiecień, C) lipiec, D) październik 76 3.2. STRUKTURA PIONOWA Rycina 3.26. Wyróżnione typy struktury pionowej wilgotności w troposferze (q, gkg¹) w wybranych miesiącach roku: A) nad powierzchnią lądu, B) nad powierzchnią wody 77 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.27. Najczęściej występujące typy profili pionowych wilgotności właściwej powietrza w wybranych miesiącach roku: A) styczeń, B) kwiecień, C) lipiec, D) październik (objaśnienia w tekście) Tabela 3.3. Częstość (%) łącznej liczby przypadków wyróżnionych typów profili pionowych w wybranych miesiącach roku Typy Miesiące 01 04 07 10 1a 1,3 4,2 8,2 2,5 2a 7,5 15,2 19,1 18,3 Ląd 3a 23,6 20,8 17,6 14,6 4a 7,8 14,9 30,2 26,4 5a 38,7 31,8 7,1 27,3 6a 21,1 13,1 7,8 10,9 1b 2,0 4,5 9,5 7,4 Woda 2b 26,8 12,5 36,3 33,7 3b 47,8 46,7 36,5 40,2 4b 23,4 36,3 17,7 18,7 W styczniu nad obszarem lądowym największą liczbą przypadków odznacza się typ 5a (38%⁹). Z częstością 40-50% dni w miesiącu występuje na większości obszaru Europy w pasie od Półwyspu Iberyjskiego, poprzez Europę Zachodnią i Środkową, aż po północno-wschodnią część kontynentu (tab. 3.3). Równocześnie jest to typ zdecydowanie dominujący zimą (ryc. 3.27). W dalszej kolejności należy wymienić typy 6a i 3a, odznaczające się częstością przypadków średnio 22%. Przy czym typ 6a występuje na większości obszaru, zwłaszcza rejonach nadmorskich, gdzie osiąga częstość 60-70%, typ 3a natomiast jest charakterystyczny dla obszarów górskich i wyniesionych nad poziom ’ Za łączną liczbę przypadków (100%) brana jest pod uwagę liczba punktów węzłowych o lokalizacji odpowiednio lądowej lub wodnej oraz liczba dni w miesiącu. 78 Tabela 3.4. Częstość (%) występowania wyróżnionych typów profili pionowych we wskazanych punktach węzłowych w wybranych miesiącach roku M-c Typ Punkty węzłowe NW WW SW W N KRK E S 1a - - - 0,6 0,6 1.8 2,4 - 2a - - - 1,3 5,1 7,5 12,9 - 3a - - - 6,7 19,1 22,9 25,9 - 4a - - - 8,1 6,6 9,2 10,8 - 01 5a - - - 42,2 44,4 40,8 35,5 - 6a - - - 41,1 24,2 17,8 12,5 - 1b 0,3 0,2 0,4 - - - - 0,1 2b 34,8 25,9 14,4 - - - - 17,1 3b 53,7 51,8 39,7 - - - - 52,7 4b 11,2 22,1 45,5 - - - - 30,1 la - - - 0,4 5,9 2,2 4,3 - 2a - - - 2,8 12,8 14,3 17,9 - 3a - - - 7,2 16,0 30,2 20,3 - 4a - - - 17,9 15,0 13,1 19,2 - 04 5a - - - 39,8 35,1 32,5 28,5 - 6a - - - 31,9 15,2 7,7 9,8 - 1b 1,6 0,7 1,0 - - - - 9,0 2b 11,9 11,5 4,7 - - - - 17,7 3b 61,2 43,7 36,8 - - - - 38,6 4b 25,3 44,1 57,5 - - - - 34,7 •xj (£> M-c Typ Punkty węzłowe NW WW SW W N KRK E S 1a - - - 1,1 2,9 0,9 3,9 - 2a - - - 13,6 22,2 24,1 27,1 - 3a - - - 5,5 12,4 17,8 20,3 - 4a - - - 38,4 39,6 37,1 30,8 - 07 5a - - - 21,8 16,3 17,9 16,8 - 6a - - - 19,6 6,6 2,2 1,1 - 1b 10,9 4,1 1,5 - - - - 12,5 2b 48,8 31,3 5,3 - - - - 27,8 3b 33,6 46,0 30,1 - - - - 37,3 4b 6,7 18,6 63,1 - - - - 22,4 1a - - - 0,4 1,5 2,8 4,1 - 2a - - - 5,9 11,2 14,7 13,0 - 3a - - - 20,2 17,6 16,0 22,4 - 4a - - - 18,5 24,1 28,0 20,7 - 10 5a - - - 38,3 31,4 28,3 27,3 - 6a - - - 16,7 14,2 10,2 12,5 - 1b 10,0 4,1 1.6 - - - - 5,1 2b 45,2 30,4 20,0 - - - - 27,2 3b 36,9 50,0 43,7 - - - - 40,4 4b 7,9 15,5 34,7 - - - - 27,3 3.2. STRUKTURA PIONOWA 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE morza (ryc. 3.27), niemniej jednak z częstością zbliżoną do typu 6a pojawia się także na pozostałej części lądowej Europy (tab. 3.4). Typy la, 2a i 4a odznaczają się zdecydowanie mniejszą frekwencją (tab. 3.3). Typy „inwersyjne” są charakterystyczne dla obszarów górskich, głównie Półwyspu Skandynawskiego, natomiast typ 4a dla Europy Wschodniej. Na rozległym obszarze wodnym najczęściej (47,8% łącznej liczby przypadków) notowany jest rozkład pionowy wilgotności właściwej odpowiadający typowi 3b. Jest on charakterystyczny głównie dla wód otwartego oceanu (30-50% dni w miesiącu), zdecydowanie rzadziej występuje w zatokach. Typy 2b i 4b osiągają częstość nieznacznie powyżej 20%, przy czym typ 2b jest notowany głównie w obszarze przybrzeżnym i w zatokach, a typ 4b ponad wodami w szerokościach podzwrotnikowych (ryc. 3.27). Typ lb notowany jest sporadycznie, głównie w szerokościach okołobiegunowych. W kwietniu, podobnie jak zimą, dominującą rolę odgrywają typy 5a i 3b, przy czym nad obszarem wodnym wyraźnie wzrasta także znaczenie typu 4b (ryc. 3.27). Zwiększona częstość jego występowania nawiązuje do przebiegu Prądu Północnoatlantyckiego i dalej w kierunku północnym Prądu Norweskiego (ryc. 3.27, tab. 3.4). Parowanie ciepłych wód oceanu dostarcza do atmosfery dodatkowych ilości pary wodnej, co znajduje odzwierciedlenie w jej strukturze pionowej. Pozostałe typy wodne występują sporadycznie, a ich lokalizacja jest wyraźnie ograniczona. W strukturze pionowej wilgotności właściwej nad lądem, poza wspomnianym typem 5a, wartym uwagi jest także typ 3a, który dominuje w Europie Południowej (ryc. 3.27), ale występuje także na pozostałym obszarze, głównie w głębi lądu (tab. 3.4). W lipcu nad lądem zdecydowanie dominuje typ 4a (ryc. 3.27, tab. 3.3) obejmując swym zasięgiem większość kontynentu, za wyjątkiem jego części południowej. W basenie Morza Śródziemnego wyraźnie widoczny jest brak wiodącej struktury higrycznej w troposferze tak nad obszarem lądowym, jak i wodnym. Niemniej jednak należy podkreślić, że różnice pomiędzy wyróżnionymi typami nie są znaczne. W części wschodniej Europy (gridy KRK i E) z częstością około 20% występują także typy 2a, 3a i 4a, które odznaczają się większą zawartością pary wodnej w dolnych warstwach troposfery (oddziaływanie niżu termicznego i rola powierzchni czynnej). Nad obszarem oceanicznym widoczna jest strefowość częstości występowania typów profili pionowych q związana z różną termiką powietrza i wód oceanicznych (ryc. 3.27, tab. 3.4). Jesienią (październik) nad lądem dominują, z porównywalną częstością, typy 4a i 5a, dzieląc obszar Europy na trzy części (ryc. 3.27). W strefie umiarkowanej, obejmującej obszar od Wysp Brytyjskich po krańce wschodnie kontynentu europejskiego największą frekwencją odznacza się typ 5a, a na południe od łańcucha alpidów oraz na Półwyspie Skandynawskim i na Islandii typ 4a (ryc. 3.27). Nad obszarem wodnym zdecydowaną większość stanowią przypadki występowania typu 3b (ryc. 3.27). Jedynie nad zatokami oraz w strefie przybrzeżnej struktura pionowa wilgotności w troposferze przyjmuje częściej kształt profilu 2b (tab. 3.4) i sporadycznie w strefie podzwrotnikowej profilu 4b (ryc. 3.27). 80 3.2. STRUKTURA PIONOWA Zróżnicowanie występowania typów rozkładu pionowego wilgotności właściwej potwierdza także analiza rozproszenia wartości. Największe odchylenie standardowe w ujęciu przestrzennym osiągają w większości przypadków typy skrajne, tj. typy la i lb oraz typy lądowy 6a i wodny 4b. Wielkość odchylenia standardowego w ujęciu przestrzennym posłużyła do określenia spójności wewnętrznej wyróżnionych profili pionowych wilgotności powietrza (tab. 3.5), przy czym istotną rolę odegrała też łączna liczba przypadków danego typu oraz zasięg przestrzenny jego oddziaływania. Średnio w roku najmniejszym zróżnicowaniem w obrębie typu odznacza się typ lądowy 5a (RDR < 0,33), największym typ wodny lb (RDR > 0,84). Zbliżonymi war- Tabela 3.5. Wartości wskaźnika błędu kwadratowego (RDR) dla wyróżnionych typów rozkładu pionowego wilgotności właściwej powietrza w wybranych miesiącach roku Typy Miesiące 01 04 07 10 1a 0,617 0,356 0,594 0,413 2a 0,487 0,333 0,347 0,397 Ląd 3a 0,371 0,301 0,406 0,419 4a 0,418 0,388 0,311 0,314 5a 0,296 0,331 0,364 0,296 6a 0,359 0,477 0,616 0,427 1b 1,074 0,915 0,667 0,724 Woda 2b 0,478 0,439 0,331 0,375 3b 0,342 0,427 0,322 0,330 4b 0,450 0,422 0,521 0,472 tościami wskaźnika charakteryzują się także odpowiednio typy lądowy 6a oraz wodny 2b i lądowy la (RDR > 0,4). Warto podkreślić, że wyróżnione profile lądowe cechują się zdecydowanie większą koherencją niż typy wodne, co wynika z bardziej zróżnicowanych warunków termiczno-wilgotnościowych nad rozległym, obejmującym 3 strefy klimatyczne, obszarem oceanicznym (33°-73,5°N). Równocześnie najmniejszym zróżnicowaniem wewnętrznym odznacza się kwiecień - typy lądowe - co nie dziwi ze względu na najmniejszą zmienność warunków higrycznych w tym miesiącu. Zróżnicowanie przestrzenne wilgotności w troposferze nad Europą jest wyraźnie widoczne na przykładzie wybranych punktów węzłowych (ryc. 2.1). Warunki lądowe reprezentują gridy: W, N, KRK oraz E, pozostałe zaś zlokalizowane są na obszarze oceanu (NW, WW, SW) oraz Morza Śródziemnego (S). Oczywiste różnice tak czasowe, jak i przestrzenne wynikają z rozkładu temperatury powietrza (tab. 3.6-3.9). W styczniu najbardziej suchym powietrzem (pomimo największej zawartości pary wodnej) odznaczają się punkty położone na południu (/= 57%). Powyżej 50°N śred nia wilgotność względna masy powietrza (do poziomu 700 hPa) wynosi ponad 70% (tab. 3.6). Punkty zlokalizowane na oceanie cechują się znacznym spadkiem q wraz z wysokością, równocześnie jednak współczynnik zmienności osiąga najwyższe war tości nad obszarem lądowym, co powoduje, że największym zróżnicowaniem cechuje się punkt W (tab. 3.6). Kwiecień odznacza się małym urozmaiceniem warunków wilgotnościowych (por. podrozdział 3.1), co znajduje potwierdzenie w profilach pionowych oraz ich zróżnico waniu przestrzennym (tab. 3.7). Na szczególną uwagę zasługuje wilgotność względna powietrza, cechująca się znaczną rozpiętością wartości, z których najniższe występują 81 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Tabela 3.6. Charakterystyki wilgotności powietrza w ujęciu wertykalnym oraz przestrzennym (wartość obszarowa odchylenia standardowego wybranych zmiennych) w analizowanych punktach węzłowych w styczniu Zmienne Jednostka Punkty węzłowe higryczne NW WW SW W N KRK E S TCWV; (kg-m2) 8,4 14,0 16,9 11,5 6,5 8,4 7,7 14,5 TCWVO 3,44 4,55 4,41 4,31 2,77 3,47 3,27 3,52 TCWVv 0,41 0,33 0,26 0,37 0,43 0,41 0,42 0,24 fi (%) 73 67 55 65 70 70 73 59 i. 16,36 14,14 16,32 18,95 18,54 19,47 18,44 17,45 k 0,22 0,21 0,30 0,29 0,27 0,28 0,25 0,30 . 500 -0,7 -1,0 -0,9 -0,9 -0,6 -0,9 -0,8 -1,0 Aq7oo * 700 -1,3 -1,7 -2,0 -1,4 -0,8 -1,1 -0,8 -1,9 Aęaso (g kg1) 850 -1,1 -1,9 -3,0 -1,3 -0,5 -0,5 -0,4 -2,3 Aqsso ^maks-^min 3,5 5,1 6,5 4,7 2,9 4,4 4,1 5,2 1,15 1,64 2,06 1,58 1,00 1,58 1,46 1,65 Tabela 3.7. Charakterystyki wilgotności powietrza w ujęciu wertykalnym oraz przestrzennym (wartość obszarowa odchylenia standardowego wybranych zmiennych) w analizowanych punktach węzłowych w kwietniu Zmienne Jednostka Punkty węzłowe higryczne NW WW SW W N KRK E S TCWV; (kgm-’) 9,4 14,3 17,4 13,3 8,6 12,2 12,6 15,8 TCWVO 3,47 4,28 4,15 4,10 3,35 3,94 4,31 3,75 TCWVv 0,37 0,30 0,24 0,31 0,39 0,32 0,34 0,24 fi (%) 73 66 56 65 66 68 65 46 fa 15,99 16,56 16,89 16,31 16,81 16,73 16,88 17,87 k 0,22 0,25 0,30 0,25 0,26 0,24 0,26 0,39 . 500 -0,8 -1,1 -1,1 -1,1 -0,8 -1,3 -1,3 -1,3 Aq7oo . 700 -1,2 -1,6 -2,1 -1,7 -1,1 -1,8 -1,5 -1,4 Aq&5o (g-kg1) 850 -1,9 -1,5 Aq95O -1,1 -2,8 -0,6 -0,8 -0,8 -1,8 qmaks~qmin 5,8 7,7 9,3 8,1 7,1 8,9 8,8 8,1 do 1,95 2,49 2,84 2,70 2,42 3,12 3,09 2,68 Objaśnienia zmiennych w tabelach 3.6-3.9: TCWV< - średnia kolumnowa zawartość pary wodnej w powietrzu, TCWV₀- odchylenie standardowe kolumnowej zawartości pary wodnej w powietrzu, TCWVv - współczynnik zmienności kolumnowej zawartości pary wodnej w powietrzu, fi - średnia wilgotność względna w profilu pionowym, f₀- odchylenie standardowe wilgotności względnej w profilu pionowym, fv- współczynnik zmien- 82 3.2. STRUKTURA PIONOWA Tabela 3.8. Charakterystyki wilgotności powietrza w ujęciu wertykalnym oraz przestrzennym (wartość obszarowa odchylenia standardowego wybranych zmiennych) w analizowanych punktach węzłowych w lipcu Zmienne Jednostka Punkty węzłowe higryczne NW WW sw W N KRK E S TCWV; (kg m^) 17,7 24,1 24,1 24,4 21,7 25,2 26,7 24,4 TCWV, 4,12 5,80 4,83 5,26 5,09 5,42 5,34 4,60 TCWVv 0,23 0,24 0,20 0,22 0,24 0,22 0,20 0,19 fi (%) 77 68 47 67 70 72 66 37 f» 15,35 14,50 13,84 14,48 13,31 12,11 11,85 12,34 k 0,20 0,21 0,29 0,21 0,19 0,17 0,18 0,34 . “O -1,7 -1,9 -1,7 -2,0 -2,0 -2,6 -2,8 -2,2 Aq7oo . 700 -1,9 -2,4 -2,4 -2,9 -2,6 -3,5 -3,3 -2,6 Apaso (gkg1) . 850 -1,4 -2,4 -4,5 -2,2 -1,6 -1,8 -1,8 -2,6 AC|950 ^maks” Qrnn 4,3 6,6 9,0 6,4 4,1 5,5 4,7 8,7 1,43 2,11 2,88 2,07 1,35 1,88 1,58 2,74 Tabela 3.9. Charakterystyki wilgotności powietrza w ujęciu wertykalnym oraz przestrzennym (wartość obszarowa odchylenia standardowego wybranych zmiennych) w analizowanych punktach węzłowych w październiku Zmienne Jednostka Punkty węzłowe higryczne NW WW SW W N KRK E S TCWV; (kg-nr2) 11,9 18,7 24,2 18,5 11.8 15,4 14,2 24,4 TCWV„ 4,39 5,51 5,94 5,70 4,39 5,33 5,55 5,57 TCWVv 0,37 0,29 0,24 0,31 0,37 0,35 0,39 0,23 1« (%) 75 66 58 66 69 67 64 54 i. 15,74 13,85 14,72 17,47 17,64 17,85 18,75 16,78 iv 0,21 0,20 0,25 0,27 0,26 0,27 0,30 0,31 A 500 -1,1 -1,4 -1,5 -1,5 -1,1 -1,6 -1,3 -1,9 Aq?oo A 700 -1,5 -2,2 -3,0 -2,1 -1,3 -1,9 -1,4 -2,6 Aqe5o (g kg') A 850 -1,2 -2,3 -3,7 -2,0 -1,2 -1,4 -1,3 -3,5 Aq9so qmaks-qfIIn 4,2 6,1 7,8 5,8 4,0 5,5 5,0 6,9 1,40 1,97 2,47 1,91 1,37 1,92 1,72 2,23 ności wilgotności względnej w profilu pionowym, Aq,„ - różnica wartości wilgotności właściwej pomiędzy wskazanymi poziomami barycznymi, gm^-g™ - rozstęp wartości wilgotności właściwej w profilu pionowym, g₀ - odchylenie standardowe wilgotności właściwej w profilu pionowym. 83 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE w regionie Morza Egejskiego (punkt S). Współczynnik zmienności (f) osiąga wartość prawie 40%. Z kolei największym zróżnicowaniem w profilu pionowym odznacza się punkt E (o cechach kontynentalnych) (tab. 3.7). Wilgotność właściwa przyjmuje wysokie wartości ekstremalne (90 percentyl), co należy tłumaczyć występowaniem w tym rejonie Oceanu Atlantyckiego tzw. rzek atmosferycznych, niosących nad Europę znaczne ilości pary wodnej (por. rozdział 5). W lipcu, a przede wszystkim w październiku opisane wahania wilgotności powietrza na wysokości około 3000 metrów znajdują odzwierciedlenie w strukturze pionowej wilgotności właściwej (tab. 3.8-3.9). Ponadto w lipcu utrzymuje się znaczna suchość mas powietrza na południowym wschodzie. W punkcie S średnia wilgotność względna masy powietrza wynosi jedynie 37% i podlega wahaniom miesięcznym rzędu 34% (tab. 3.8). 3.2.2. Występowanie inwersji higrycznych W ujęciu klimatologicznym (wartości średnie miesięczne) spadek zawartości pary wodnej w atmosferze ma charakter wykładniczy. Taki przebieg jest jednak charakterystyczny głównie dla punktów położonych na oceanie, tj. WW, SW. Zarówno w styczniu, jak i w pozostałych miesiącach profil pionowy wilgotności właściwej jest bardzo zbliżony, przesunięty w lipcu i w październiku w kierunku wyższych wartości. Morze wewnątrzkontynentalne znajduje się pod częściowym wpływem otaczającego obszaru lądowego. Punkt położony w basenie Morza Śródziemnego (S) odznacza się w lipcu wyższą niż oceaniczne zawartością pary wodnej na poziomach od 950 hPa do 650 hPa, przy zbliżonym przebiegu w styczniu. Obszar północny (grid NW), z uwagi na niską temperaturę powietrza i wody, odznacza się najmniejszym zróżnicowaniem wilgotności w ciepłych miesiącach roku, natomiast w styczniu, z uwagi na wyższą temperaturę wody niż lądu oraz parowanie z powierzchni oceanu, które zapewnia dostawę pary wodnej, gradient pionowy q jest tam większy niż nad kontynentem (gridy N, KRK, E). Największym zróżnicowaniem w strukturze zawartości pary wodnej odznacza się, co już było wspomniane, obszar lądowy. W punktach położonych w głębi kontynentu, tj. KRK i E spadek wilgotności właściwej w warstwie od 950 hPa do 800 hPa wynosi około 2,0 g kg '150 hPa 'co potwierdza intensywność procesów konwekcji i związany z nią wertykalny transport pary wodnej, podczas gdy w troposferze nad oceanem (SW) gradient ten osiąga wartość 6,0 gkg ¹ -150 hPa ¹ (ryc. 3.25). W szczególnych przypadkach w troposferze występują poziomy odznaczające się wzrostem zawartości pary wodnej wraz z wysokością. Inwersje wilgotności mogą przyjmować różną miąższość oraz odznaczać się różną intensywnością w zależności od lokalizacji i sezonu, w którym występują. Co więcej, obserwuje się niekiedy kilka warstw inwersyjnych w jednym profilu pionowym wilgotności właściwej (Devasthale i in. 2011; Vihma i in. 2011; Kilpelainen i in. 2012; Nygard i in. 2013,2014). Częste występowanie inwersji higrycznych skutkuje odmiennym profilem pionowym q, co - jak 84 3.2. STRUKTURA PIONOWA wykazała analiza struktury pionowej (por. podrozdział 3.2.1) tak w ujęciu przestrzennym, jak i w wybranych punktach węzłowych - ma miejsce w styczniu nad obszarem lądowym oraz w ciepłej połowie roku nad obszarem wodnym. Jako że na części obszaru Europy średni poziom zalegania dolnych powierzchni izobarycznych znajduje się pod powierzchnią Ziemi, każdorazowo wysokości te porównano i wyeliminowano omawiane przypadki, za dolny poziom inwersji przyjmując poziom powierzchni Ziemi. W niniejszej pracy, z uwagi na przyjęte założenia metodyczne, uwzględnione zostały wyłącznie inwersje utrzymujące się przez dłuższy czas (tj. gradient dodatni q występuje w uśrednionych danych dobowych) i o określonej intensywności (por. podrozdział 2.2). Częstość ich występowania w troposferze nad Europą ma wyraźne zróżnicowanie sezonowe i przestrzenne. W styczniu częstość występowania inwersji jest zdecydowanie większa nad obszarem lądowym, w tym szczególnie nad obszarami górskimi, do >80% dni na Półwyspie Skandynawskim oraz około 50% dni w Europie Wschodniej i Południowo-Wschodniej (ryc. 3.28). Z częstością około 30-40% są notowane także nad Atlantykiem w szerokościach podzwrotnikowych. Inwersje letnie (lipiec) są charakterystyczne praktycznie wyłącznie dla obszaru wodnego tak oceanicznego w strefie podzwrotnikowej (40-50%), jak i w basenie Morza Śródziemnego (30-40%), na lądzie pojawiając się rzadko (niespełna 10% dni). W kwietniu i październiku występują przede wszystkim nad Morzem Śródziemnym i Wyspami Azorskimi, osiągając jednak częstość (nieco większą jesienią) nie przekraczającą 50% (ryc. 3.28). Rycina 3.28. Częstość (%) występowania inwersji higrycznych w wybranych miesiącach roku: A) styczeń, B) kwiecień, C) lipiec, D) październik 85 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Wyraźnie widoczne jest zróżnicowanie czasowe i przestrzenne poziomu zalegania inwersji (ryc. 3.29 i 3.30). W styczniu nad obszarem większości lądu średni poziom podstawy warstwy inwersyjnej nie przekracza 850 hPa, w Europie Zachodniej, Południowo-Zachodniej i u zachodnich wybrzeży kontynentu jest to 700 hPa. Nad oceanem natomiast dominują inwersje, których dolny poziom znajduje się powyżej 700 hPa (ryc. 3.29). Inwersje półrocza chłodnego występują od października do marca z frekwencją około 30% zimą i 10% w miesiącach przejściowych w punkcie E (położonym najdalej na wschodzie). Częstość inwersji maleje w kierunku zachodnim (ryc. 3.30). W półroczu ciepłym dominują inwersje górne. Pojedyncze przypadki inwersji przy powierzchni Ziemi mogą występować na północnym zachodzie (grid NW) oraz na południu (grid S), gdzie na uwagę zasługuje dodatkowo duża liczba inwersji wiosną (do ponad 40% w maju) (ryc. 3.30). W lipcu w Europie Wschodniej oraz na Półwyspie Iberyjskim średni poziom podstawy warstwy inwersyjnej znajduje się powyżej 700 hPa, a nad Kaukazem powyżej 550 hPa. Nad obszarem morskim i oceanicznym niezależnie od pory roku dominują inwersje górne, inwersje dolne - jeżeli są notowane - mają znaczenie marginalne. Średnia wartość górnego poziomu inwersji dolnych - niezależnie od lokalizacji i pory roku - oscyluje wokół 1000 metrów nad poziomem gruntu z drobnymi wyjątkami na południu Europy (punkty S i SW), gdzie sięga 1800-1900 metrów, widoczne są także niewielkie różnice pomiędzy kolejnymi miesią- Rycina 3.29. Średni dolny poziom (hPa) występowania inwersji higrycznych w wybranych miesiącach roku: A) styczeń, B) kwiecień, C) lipiec, D) październik 86 3.2. STRUKTURA PIONOWA Rycina 3.30. Rozkład roczny częstości występowania (%) oraz średniej wysokości (km) inwersji higrycznych w wybranych punktach węzłowych (1- inwersje dolne, 2 - inwersje górne, 3 - poziom górny inwersji dolnych, 4 - poziom dolny inwersji górnych, 5 - poziom górny inwersji górnych) występowania. Najwyżej - do 5000 metrów - sięgają latem nad obszarem lądowym (punkty KRK i E), przy czym zimą wysokość ta spada do około 3000 metrów. Dolny poziom opisanych inwersji górnych osiąga wysokość odpowiednio od ponad 4000 latem do 2500 metrów zimą. Z kolei nad obszarem morskim (punkty S, SW, WW) poziom zalegania jest wyrównany z górną granicą średnio około 4000 metrów, zlokalizowaną nieznacznie wyżej w miesiącach zimowych i dolnym poziomem nieco powyżej 3000 metrów (ryc. 3.30). Jakkolwiek inwersje q występują częściej zimą, ich miąższość zwłaszcza w obszarach uprzywilejowanych, tj. ponad powierzchnią lądu, jest niewielka i waha się od 300 do 500 metrów na Półwyspie Skandynawskim do około 600 metrów na pozostałym obszarze lądowym (ryc. 3.31). Najgrubsza warstwa, w której zawartość pary wodnej wzrasta wraz z wysokością zalega najczęściej nad obszarem Południowego Atlantyku (> 1000 metrów). Ich przyczyn należy szukać w globalnej cyrkulacji atmos- 87 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE Rycina 3.31. Inwersje higryczne w troposferze w wybranych miesiącach roku: A) miąższość (m), B) intensywność (x1O-¹g kg_,-1OO nr') RR 3.2. STRUKTURA PIONOWA ferycznej. Latem inwersje są płytkie, nie przekraczające 1000 metrów nad wodą i około 700 metrów nad lądem (ryc. 3.31). Największą miąższość inwersje ponad powierzchnią wody osiągają w październiku, co potwierdza zarówno analiza zróżnicowania przestrzennego (ryc. 3.31), jak i czasowego (ryc. 3.30). Intensywność inwersji wykazuje niewielkie zróżnicowanie na badanym obszarze. Nieco wyższe wartości przypadają na lipiec. Średnio jest to wzrost wartości q rzędu 0,04 g-kg'¹ na 100 metrów: od powyżej 0,07 g-kg'¹ na 100 metrów nad obszarem wodnym podzwrotnikowym do 0,03 g-kg¹ na 100 metrów nad lądem. Intensywność inwersji zimowych osiąga najwyższe wartości nad Półwyspem Skandynawskim (> 0,06 g-kg'¹ na 100 metrów) i nad częścią kontynentalną Europy (około 0,04 g-kg'¹ na 100 metrów) na pozostałym obszarze nie przekraczając 0,03 g-kg'¹ na 100 metrów. Rycina 3.32. Częstość (%) współwystępowania inwersji higrycznych i termicznych w wybranych warstwach troposfery: A) styczeń, B) lipiec 89 3. ZRÓŻNICOWANIE ZAWARTOŚCI PARY WODNEJ W TROPOSFERZE -0,6-0,5-0,4-0,3-0,2-0,1 0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 Rycina 3.33. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy wielkościami gradientu higrycznego i termicznego w wybranych warstwach troposfery w styczniu (istotność statystyczna na poziomie a = 0,05 dla wartości R > 10,21) stwie pomiędzy 900 a 800 hPa zależność ta Uzyskane wyniki potwierdzają i rozszerzają badania prowadzone przez M.A. Brunke i in. (2015), którzy wykorzystując dane z 5 różnych reanaliz i porównując je z danymi z radiosondaży wykazali występowanie inwersji na obszarze pozabie-gunowym głównie zimą, wskazując dodatkowo niską bazę tych inwersji. T. Nygard i in. (2013, 2014) oraz T. Vihma i in. (2011) znaleźli istotne statystycznie związki pomiędzy występowaniem inwersji wilgotności i temperatury na obszarach okołobie-gunowych półkuli północnej i południowej. Podobne warunki panujące zimą w atmosferycznej warstwie granicznej nad lądem (Europa, obszar wewnątrzkontynentalny), tj. niewielkie zachmurzenie, silne wychłodzenie powierzchni i związane z nim wytrącanie pary wodnej sugerują współwystępowanie inwersji wilgotności i temperatury także na obszarze pozabiegunowym. Analiza współzależności pomiędzy inwersjami temperatury i wilgotności wykazała, że średnio w 70% dolnym inwersjom q w styczniu towarzyszyły inwersje temperatury, przy czym w miarę przesuwania się w głąb kontynentu wartość ta rośnie do 90% (grid E), a w Europie Zachodniej nie przekracza 60% (ryc. 3.32). W war-spada średnio do 50%. Współczynnik korelacji pomiędzy gradientem wilgotności i temperatury powietrza w dniach z inwersją zimą (styczeń) osiąga średnią, istotną statystycznie (a = 0,05) wartość r = 0,5 (ryc. 3.33). W lipcu brak jakichkolwiek związków pomiędzy występowaniem inwer- sji wilgotności powietrza i inwersji temperatury (ryc. 3.33) potwierdza dynamiczną genezę zjawiska, tj. wynikającą z adwekcji pary wodnej lub procesów konwekcji. 90 4. REGIONY HIGRYCZNE EUROPY Zróżnicowanie czasowe i przestrzenne zawartości pary wodnej w troposferze nad Europą wykazuje wyraźny regionalizm (por. rozdział 3). W celu wyznaczenia regionów higrycznych przeprowadzono analizę występujących struktur przestrzennych, którą poprzedzono analizą autokorelacji. Jej zadaniem była ocena stopnia zależności między obserwacjami w przestrzeni geograficznej. Wyniki analizy autokorelacji, przeprowadzonej za pomocą statystyki globalnej Morana I, niezależnie dla każdego miesiąca i wszystkich zmiennych higrycznych potwierdzają istotne statystycznie zależności przestrzenne, których przypadkowość występowania odznacza się prawdopodobieństwem mniejszym niż 1%. Wartości indeksu Morana I wahają się od 0,97 do 0,99 (w zależności od sezonu i analizowanej zmiennej), co jest dowodem bardzo wysokiej (wręcz pełnej) zależności przestrzennej zmiennych. Wszystkie charakterystyki odznaczają się zestandaryzowanymi wartościami parametru z-score przekraczającymi 2,58 oraz p < 0,001, dodatkowo potwierdzając, że obserwowana struktura przestrzenna jest wynikiem wzajemnych relacji przestrzennych (Moran 1948; Goodchild 1986). Przeprowadzona w uzupełnieniu analiza powiązań lokalnych z zastosowaniem statystyki lokalnej Anselin Moran I (Anselin 1995) nie wykazała wartości odstających, wskazując obecność trzech głównych obszarów cech przestrzennych (ryc. 4.1). Stały się one podstawą do wydzielenia regionów higrycznych na obszarze Europy. Złożoność powiązań, których efektem jest zawartość pary wodnej w powietrzu, skutkuje silnymi związkami korelacyjnymi pomiędzy jej charakterystykami, tym samym redundancją informacji. Jako, że wyniki autokorelacji potwierdzają zgodność kierunków wzajemnych relacji zmiennych higrycznych ostatecznie, pomimo wysokich, znacznie przekraczających próg | R| > 0,6 wartości współczynnika korelacji Pearsona (tab. 4.1), pozostawiono ograniczoną do dwunastu liczbę zmiennych, opisujących strukturę przestrzenną zawartości pary wodnej w powietrzu w ujęciu zarówno horyzontalnym, jak i wertykalnym. Zmienne te wykorzystano w dalszych etapach regionalizacji warunków higrycznych. Na podstawie obszarów wskazanych na etapie wstępnej eksploracji danych przestrzennych (ryc. 4.1) oraz wyników analiz struktury wertykalnej (por. podrozdział 3.2) 4. REGIONY HIGRYCZNE EUROPY Tabela 4.1. Wzajemne relacje zmiennych higrycznych, opisujących warunki wilgotnościowe w troposferze w wybranych miesiącach roku - wartości współczynnika korelacji Pearsona Objaśnienia: TCWV- średnia TCWV,TCWVₒ-wielkość odchylenia standardowego TCWV, q/fg₅₀, q/fₐ₅₀, q/f;₀₀oraz q/fₛₒₒ- wilgotność właściwa (q) I wilgotność względna (f) powietrza na wskazanych poziomach barycznych, qyfₒ - wielkość odchylenia standardowego q i f w ujęciu wertykalnym. 92 4. REGIONY HIGRYCZNE EUROPY przystąpiono do wydzielania regionów zawartości pary wodnej. Wybór liczby regionów podyktowany został wynikami analizy składowych głównych, oceny krzyżowej oraz statystyki Pseudo-F pochodzącymi z etapu wydzielania typów struktury przestrzennej wilgotności powietrza (por. podrozdział 3.2). Niemniej jednak test Pseudo-F wykonano ponownie kompleksowo dla całego zbioru zmiennych. Na jego podstawie regiony higryczne wydzielono dwuetapowo. W pierwszej kolejności regionalizację przeprowadzono oddzielnie dla obszaru lądowego i wodnego, gdyż niezależnie od rozdzielczości czasowej (z wyjątkiem roku) statystyka Pseudo-F wykazała istnienie dwóch głównych wzorców przestrzennych (tab. 4.2). Analizy wykonano niezależnie dla każdego miesiąca, a następnie dla kolejnych sezonów roku. Wyniki analiz cząstkowych pozwoliły na dokonanie podziału obszaru Europy i przyległych mórz i oceanu w ujęciu rocznym, z uwzględnieniem łącznie 49 zmiennych: średnie sezonowe: TCWV, TCWV„, q₉₅₀, ^850’ ^700> ?500> /sSOi /s50> /700» /sOOi f, oraz amplituda roczna TCWV (TCWVA). Wydzielono 6 regionów higrycznych, odznaczających Tabela 4.2. Wartości statystyki Pseudo-F dla kolejnych sezonów i roku Liczba Pseudo-F regionów wiosna lato jesień zima rok 2 1526 1153 2417 2120 1530 3 1031 906 1677 1259 1014 4 815 739 1267 913 892 5 724 714 1399 727 820 Ląd 6 684 643 1333 616 745 7 648 592 1217 535 708 8 608 561 1134 472 693 9 584 521 1060 424 674 10 576 571 1009 384 659 2 3780 2758 4687 42 36 3 2936 2810 3461 2242 1992 4 2820 2440 3165 2067 1806 5 2553 2113 2886 2200 1855 Woda 6 2307 1866 2531 2233 1776 7 2122 1678 2268 1976 1736 8 1942 1550 2079 1798 1611 9 1818 1751 1910 1643 1500 10 1726 1695 1767 1554 1421 2 1526 1153 2417 2120 641 3 1031 906 1677 1259 2951 4 815 739 1267 913 2563 Cały 5 724 714 1399 727 2446 obszar 6 684 643 1333 616 2455 7 648 592 1217 535 2242 8 608 561 1134 472 2096 9 584 521 1060 424 1983 10 576 571 1009 384 1868 się odmiennymi warunkami wilgotnościowymi (ryc. 4.2). Ich cechy zdefiniowane zostały niezależnie zarówno w ujęciu bezwzględnym, jak i w odniesieniu do uśrednio nych cech całego obszaru (ryc. 4.3). Charakterystyka zmiennych higrycznych wykazała w przypadku wilgotności względnej powietrza liczne wartości odstające ujemne, z liczbą malejącą wraz ze 93 4. REGIONY HIGRYCZNE EUROPY Rycina 4.1. Warunki higryczne troposfery nad Europą: 1 - obszar o jednolicie małej zawartości pary wodnej, 2 - obszar nie wykazujący jednolitych powiązań przestrzennych, 3 - obszar o jednolicie dużej zawartości pary wodnej (objaśnienia w tekście) Rycina 4.2. Regiony higryczne Europy: 1 - region południowy atlantycki, 2 - region śródziemnomorski, 3 - region umiarkowany kontynentalny południowy, 4 - region umiarkowany kontynentalny północny, 5 - region umiarkowany atlantycki, 6 - region arktyczny (zaznaczono położenie wybranych punktów węzłowych) 94 REGION 1 - POŁUDNIOWY ATLANTYCKI Rycina 4.3. Elementy wykresu pudełkowego; cechy całości zbioru: 1 - mediana, 2 - dolny kwar-tyl, 3 - górny kwartyl, 4 - minimum, 5 - maksimum, 6 - wartość odstająca'⁰; cechy grupy: 7 - średnia, 8 - minimum, 9 - maksimum wzrostem wysokości nad poziomem powierzchni zaś w przypadku wilgotności właściwej dodatnie na poziomie barycznym 700 hPa. Poziom ten, znajdujący się średnio około 3000 metrów ponad powierzchnią Ziemi, jest już poza obszarem oddziaływania atmosferycznej warstwy czynnej i cechuje się swobodnym przepływem mas powietrza oraz możliwym występowaniem intruzji pary wodnej (Sherwood i in. 2010a). Region 1 - południowy atlantycki Region południowy atlantycki obejmuje obszar oceaniczny na południe od około 51°N wraz z pasem nadmorskim Francji, Belgii i Holandii, a także południową częścią Wielkiej Brytanii (ryc. 4.1). Reprezentują go punkty gridowe: SW i WW, znajdujące się na otwartym oceanie oraz W położony na północnym zachodzie Francji (ryc. 2.1). Region odznacza się największą zawartością pary wodnej w powietrzu (TCWV) oraz najwyższymi wartościami wilgotności właściwej powietrza (q), równocześnie jednak najbardziej zróżnicowanym ich rozkładem przestrzennym horyzontalnym i wertykalnym (ryc. 4.4, tab. 4.3, 4.4). Dzięki stałej dostawie pary wodnej pochodzącej z parowania, powietrze nad oceanem cechuje się dużą wilgotnością względną powietrza (f >80%) w warstwie najniższej, reprezentowanej przez poziom 950 hPa, przy stosunkowo niewielkich jej wahaniach zarówno czasowych, jak i przestrzennych (tab. 4.4). Wyższe poziomy baryczne odznaczają się już zdecydowanie niższymi średnimi wartościami/, co jest spowodowane m.in. napływem ciepłego lecz pozbawionego pary wodnej powietrza z szerokości międzyzwrotnikowych. Odmienną strukturą pionową odznacza się wilgotność właściwa (q). Duża zmienność wartości jest charakterystyczna dla dolnej troposfery (tab. 4.4), co potwierdzają szczegółowe analizy przeprowadzone dla wybranych punktów ¹¹¹ Wartość odstająca to wartość niższa lub wyższa od wartości wyznaczonej przez zakres 1,5 odstępu międzykwartylowego. 95 4. REGIONY HIGRYCZNE EUROPY Rycina 4.4. Cechy wilgotnościowe (wartości standaryzowane) wyróżnionych regionów higrycz-nych Europy (1-6) (por. ryc. 4.2) (objaśnienia w tekście) Tabela 4.3. Cechy wilgotnościowe wyróżnionych regionów higrycznych Europy (por. ryc. 4.2) (objaśnienia w tekście) 96 REGION 2 - ŚRÓDZIEMNOMORSKI Tabela 4.4. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery - region 1 (objaśnienia w tekście) węzłowych (por. podrozdział 3.2.1). Na szczególną uwagę zasługuje punkt W zlokalizowany na powierzchni lądu. Zarówno zawartość pary wodnej w powietrzu, jak i jej struktura pionowa oraz zróżnicowanie sezonowe potwierdzają istotne wpływy oceanu na zachodnim wybrzeżu Europy. Region 2 - śródziemnomorski Region śródziemnomorski obejmuje obszar basenu Morza Śródziemnego, w tym półwyspy Iberyjski, Apeniński i Peloponez oraz wąski pas wybrzeża Europy Południowej (ryc. 4.2). Reprezentuje go punkt gridowy S, znajdujący się na Morzu Jońskim (ryc. 2.1). Z uwagi na położenie geograficzne region odznacza się cechami zbliżonymi do regionu południowego atlantyckiego (ryc. 4.2). Istotną rolę odgrywa jednak sąsiedztwo obszaru lądowego, który w istotny sposób wpływa na właściwości fizyczne wody oraz intensywność zachodzących procesów, m.in. na wielkość parowania. W efekcie region śródziemnomorski cechuje się bardziej wyraźnym zróżnicowaniem sezonowym warunków higrycznych (tab. 4.3, 4.5). Zmienne higryczne osiągają wysokie wartości, świadczące o dużej zawartości pary wodnej w powietrzu (tab. 4.5). Równocześnie jednak powietrze odznacza się wysokim niedosytem wilgotności. Wilgotność względna nie przekracza 60% w dolnej troposferze, a w warstwach wyższych wartość ta spada do niespełna 40% na poziomie 500 hPa. Pod tym względem jest to najbardziej suchy obszar Europy (ryc. 4.4). Różnice w cechach obszaru otwartego oceanu (region 1) oraz morza między-kontynentalnego (region 2) podkreśla struktura pionowa wilgotności powietrza 97 4. REGIONY HIGRYCZNE EUROPY Tabela 4.5. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery - region 2 (objaśnienia w tekście) Zmienna Statystyki x o min max 1 (g-kg-’) 6,6 0,554 5,0 8,2 2 q« W) 4,6 0,417 3,7 6,1 3 (gkg-1) 2,5 0,277 1,8 3,3 4 q« (g-kg-1) 0,7 0,100 0,5 1.0 5 q„ (gkg') 2,2 0,138 1,8 2,7 6 U (%) 59,6 8,846 29,7 80,0 7 f» (%) 51,1 7,584 33,5 72,3 8 f» (%) 41,5 6,242 27,2 61,2 9 f» (%) 37,8 5,547 24,4 50,1 10 f. (%) 16,2 1,240 13,0 20,2 11 TCWV (kg-m’2) 17,7 2,189 11,0 21,0 12 TCWV0 (kg-nT*) 4,5 0,385 3,4 5,4 13 TCWV, (kg-m^ 12,5 2,890 6,1 18,8 w wybranych punktach gridowych, tj. SW (region 1) i S (region 2). Położone na tym samym równoleżniku odznaczają się odmiennym gradientem pionowym wilgotności powietrza (Aq) przede wszystkim w ciepłej połowie roku (ryc. 3.25). Region 3 - umiarkowany kontynentalny południowy Obszar położony w umiarkowanych szerokościach geograficznych wykazuje wyraźne zróżnicowanie higryczne, zwłaszcza w obrębie kontynentu. Właściwości fizyczne powierzchni czynnej powodują, iż na obszarze lądowym wydzielone zostały dwa regiony o odrębnych cechach higrycznych. Region umiarkowany kontynentalny południowy obejmuje obszar lądowy na południe od około 51°N, odpowiadając północnemu zasięgowi regionu południowego atlantyckiego (ryc. 4.2), którego granica jest wysunięta na północ w wyniku wpływu ciepłego prądu morskiego na warunki higryczne. Reprezentują go punkty gridowe KRK i E (ryc. 2.1). Region umiarkowany kontynentalny południowy, w związku z położeniem geograficznym, odznacza się własnościami higrycznymi charakterystycznymi dla południa Europy, tj. dużą zawartością pary wodnej w powietrzu (TCWV oraz q). Niemniej jednak jej zróżnicowanie sezonowe wykazuje cechy kontynentalne, tj. dużą amplitudę roczną wartości oraz względnie mały niedosyt pary wodnej (ryc. 4.4, tab. 4.3, 4.6). Właściwości struktury pionowej wilgotności powietrza w regionie lepiej niż w przypadku średnich obszarowych (tab. 4.6) widoczne są na przykładzie punktów węzłowych (ryc. 3.25). Możliwe występowanie inwersji higrycznych głównie w chłodnej połowie roku (por. podrozdział 3.2.2) zdecydowanie wyróżnia regiony kontynentalne. 98 REGION 4 - UMIARKOWANY KONTYNENTALNY PÓŁNOCNY Tabela 4.6. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery - region 3 (objaśnienia w tekście) Zmienna Statystyki x o min max 1 %» (g-kg’’) 5,6 0,489 4,5 7,2 2 Qas> (g-kg’’) 4,4 0,503 3,6 5,8 3 (g-kg-’) 2,4 0,373 2,0 3,9 4 Qsoo (g-kg-1) 0,7 0,045 0,6 0,9 5 o, (g-kg-') 1,9 0,193 1,5 2,4 6 U (%) 71,6 4,958 51,7 83,5 7 U (%) 67,0 5,112 45,8 78,8 8 ^7» (%) 56,5 3,920 44,2 69,8 9 (%) 50,4 4,622 32,6 56,9 10 f. (%) 16,7 1,008 13,5 21,0 11 TCWV (kg-m’2) 15,2 2,033 8,3 20,7 12 TCWV„ (kg-m-2) 4,5 0,558 2,6 5,3 13 TCWVA (kg-m 2) 16,4 3,044 8,2 25,2 Postępujący ku wschodowi kontynentalizm klimatyczny powoduje istotne zróżnicowanie przestrzenne cech higrycznych powietrza nad tym obszarem, co widać zarówno w postaci częstości występowania typów struktury pionowej wilgotności właściwej powietrza (por. podrozdział 3.2.1), jak i ich cech lokalnych. Region 4 - umiarkowany kontynentalny północny Region umiarkowany kontynentalny północny sięga na północ do około 65°N, odpowiadając zasięgowi regionu umiarkowanego atlantyckiego (ryc. 4.2). Jego cechy reprezentowane są przez punkt gridowy N położony na północno-zachodnim wybrzeżu Morza Bałtyckiego (ryc. 2.1), którego rola w kształtowaniu warunków higrycznych jest praktycznie niezauważalna (por. podrozdział 3.1). Region odznacza się nieznacznie bardziej wyraźnymi cechami kontynentalnymi. Różnica w zawartości pary wodnej w powietrzu w skrajnych miesiącach roku wynosi 16,5 kg-m ², co jest wartością najwyższą wśród wszystkich regionów (ryc. 4.4, tab. 4.3). Zdecydowanie niższe wartości TCWV oraz q (ryc. 4.4, tab. 4.3, 4.7) podkreślają rolę temperatury w kształtowaniu i modyfikacji ilości pary wodnej w powietrzu, przy czym odznacza się ono stanem bliższym nasyceniu. Wilgotność względna powietrza przyjmuje wysokie wartości, wahając się od około 73 do 87% (tab. 4.7). Profil pionowy wilgotności właściwej jest względnie wyrównany. Odchylenie standardowe w ujęciu wertykalnym osiąga wartości o 0,5 g-kg ¹ niższe niż w regionie 3 (tab. 4.3). Niższe wartości są charakterystyczne wyłącznie dla obszaru położonego na północy. 99 4. REGIONY HIGRYCZNE EUROPY Tabela 4.7. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery - region 4 (objaśnienia w tekście) Region 5 - umiarkowany atlantycki Region umiarkowany atlantycki obejmuje obszar pomiędzy około 51°N a 65°N, mając w swym zasięgu także północno-zachodnie wybrzeże Półwyspu Skandynawskiego do niespełna 70°N, co potwierdza rolę, jaką w kształtowaniu warunków higrycznych odgrywają prądy morskie, tutaj ciepły Prąd Norweski (ryc. 4.2). Obecność powierzchni parującej oceanu gwarantuje stały dopływ pary wodnej, przez co jej zawartość w troposferze nad regionem 5 jest relatywnie większa niż nad obszarem lądu (ryc. 4.4), przy równoczesnej mniejszej zmienności sezonowej i przestrzennej (tab. 4.3, tab. 4.8). Wartości zmiennych higrycznych bez wyjątku mieszczą się w rozstępie międzykwartylowym, region nie wyróżnia się szczególnie na tle pozostałych (tab. 4.8). Region 6 - arktyczny Region arktyczny, z uwagi na lokalizację w większości poza kołem podbiegunowym (ryc. 4.2), odznacza się najniższą zawartością pary wodnej w powietrzu, przy równoczesnym największym stopniu jego nasycenia (ryc. 4.4, tab. 4.3). Stała niska wartość temperatury powietrza w obszarze okołobiegunowym ogranicza zróżnicowanie wartości zmiennych higrycznych, przez co pomimo dużego zajmowanego obszaru niskie są wartości odchylenia standardowego, a także niewielka amplituda roczna TCWV (tab. 4.9). 100 REGION 6 - ARKTYCZNY Tabela 4.8. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery - region 5 (objaśnienia w tekście) Zmienna Statystyki x o min max 1 (9-kg'') 4,9 0,553 3,5 5,9 2 <1» W) 3,3 0,322 2,6 4,0 3 Ann W’) 1.7 0,156 1.4 2,0 4 (g-kg’) 0,6 0,070 0,5 0,8 5 a, W) 1,6 0,164 1.2 1.9 6 f» (%) 85,5 2,852 75,0 94,0 7 U (%) 72,8 2,756 65,0 85,6 6 fnn (%) 55,8 3,169 49,4 64,7 9 f» (%) 57,6 2,936 51,2 63,7 10 f. (%) 14,8 0,994 13,5 18,2 11 TCWV (kgm!) 13,7 1,704 8,1 16,8 12 TCWV„ (kgnT2) 4,3 0,392 3,0 5,5 13 TCWVA (kg-m'!) 10,4 0,947 7,6 13,7 i---j-Tłrn--1 i--l-ED----¹ i—H«T~I----1— h-hCZO-------1 i---Hem------1 —-------m~»-1 —------rrra—i -----[]ZE]-ł-< I----n~r*l-ł—< H-i~T~l I w— i—i—m--------1 H-ffl]----->• Tabela 4.9. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery -region 6 (objaśnienia w tekście) Zmienna Statystyki x a min max 1 W) 3,2 0,638 0,9 4,2 2 f₇₀₀ f₅₀₀ (rozstęp wartości średnich miesięcznych) i jako uzupełnienie wartości temperatury powietrza i temperatury punktu rosy. Wykorzystanie danych gridowych umożliwiło uszczegółowienie dotychczasowego podziału. Niemniej jednak przebieg granic jest ściśle zależny od zmiennych włączonych do testów. Wypych i in. (2018) wykazali, że przy mniejszej liczbie zmiennych, z wykorzystaniem m.in. stosunku zawartości pary wodnej wiosny i jesieni oraz miesięcy o najwyżej i najniższej TCWV, w obrębie regionu północnego można wskazać podregiony: oceaniczny i kontynentalny, natomiast podobieństwo warunków higrycz-nych w buforach przygranicznych regionów warunkuje możliwość odmiennego przebiegu granic regionów południowych (Wypych i in. 2018). Największe zróżnicowanie wilgotności mas powietrza wykazano w regionach położonych w południowo-wschodniej części obszaru badań. Tak jak region umiarkowany kontynentalny południowy, charakteryzowany wcześniej jako region z największą zawartością pary wodnej latem i równoczesnym niedoborem wilgotności (co potwierdzają duże wahania wilgotności względnej powietrza w tym regionie) oraz najniższymi wartościami TCWV zimą jest w tym zestawieniu punktem oczywistym, tak roczny rozkład temperatury powietrza w basenie Morza Śródziemnego sugerowałby stosunkowo stabilne warunki wilgotnościowe. Na ich zróżnicowanie wpływa jednak ograniczona dostawa pary wodnej zimą, spowodowana niższą temperaturą wód Morza Śródziemnego i przez to ograniczonym parowaniem oraz wspominanym wcześniej cieniem Półwyspu Iberyjskiego, przy wysokiej zawartości TCWV latem. Niemniej jednak L. Velea i in. (2012) potwierdzają, na podstawie przeprowadzonych badań regionalnych, że dla obszarów otwartego morza różnice te są w zasadzie zanie-dbywalne (czego nie wykazują wyniki uzyskane z reanaliz). Wykazane zróżnicowanie czasowe i przestrzenne zawartości pary wodnej potwierdza przydatność TCWVjako wskaźnika kontynentalizmu klimatu, co sugerowane było także we wcześniejszych pracach J.P. Peixoto i in. (1981), D.J. Gaffena i in. (1992) oraz I.I. Zveryaeva i in. (2008). 103 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ NA KSZTAŁTOWANIE I MODYFIKACJĘ WARUNKÓW WILGOTNOŚCIOWYCH Cyrkulacja atmosferyczna jest jednym z kluczowych czynników wpływających na procesy pogodowe i klimatotwórcze. Jej rola - zarówno w ujęciu wielkoskalowym, jak w mezosynoptycznym, pomimo znaczącej liczby dotychczas opublikowanych wyników, których zestawienia znajdują się w pracach m.in. R. Huth i in. (2008), C. Beck i A. Philipp (2010), R. Huth i in. (2016), M. Kućerova i in. (2017) - jest tematem nadal ważkim przede wszystkim w kontekście zmieniających się warunków klimatycznych (m.in. Jacobeit i in. 2003; Kysely, Huth 2006; Cahynova, Huth 2010, 2016). Para wodna zawarta w atmosferze, jako istotny element cyklu hydrologicznego, zajmuje szczególne miejsce w relacjach ocean-atmosfera (m.in. Barry, Chorley 2003). Z jednej strony obieg wilgoci, jako jeden z czynników kształtujących procesy zachodzące w atmosferze (por. podrozdział 1.1.2), jest odpowiedzialny za powstawanie i rozwój systemów pogodowych, cyrkulacji atmosferycznej, czy występowanie ekstremalnych zdarzeń hydrologicznych. Równocześnie jednak dynamika procesów atmosferycznych warunkuje zróżnicowanie zawartości pary wodnej na Ziemi, tym samym stanowi główny czynnik regulujący jej zasoby przede wszystkim w wyższych szerokościach geograficznych oraz na obszarach pozbawionych bieżącej dostawy pary wodnej z procesów parowania (lub o ograniczonej ich intensywności). Głównymi źródłami pary wodnej - jak już wspominano - są obszary oceaniczne szerokości mię-dzyzwrotnikowych, skąd dzięki globalnej cyrkulacji atmosferycznej przenoszona jest ona w szerokości pozazwrotnikowe. Transport pary wodnej jest jednym z najbardziej istotnych procesów warunkujących jej zróżnicowanie i stanowi nieodłączny element analiz tak meteorologicznych, jak i klimatologicznych (Gimeno i in. 2012; Gimeno 2013; Gimeno i in. 2014). Zawartość pary wodnej w troposferze jest kształtowana przez procesy o różnej skali przestrzennej - od parowania z powierzchni, poprzez mieszanie 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ w warstwie granicznej i konwekcję, globalne i mezosynoptyczne krążenie powietrza -po opady atmosferyczne, które transportują parę wodną w postaci ciekłej lub stałej znów na powierzchnię. Jak jednak podkreślają M.C. Serreze i in. (1995) wielkość strumienia pary wodnej powyżej warstwy 300 hPa jest w zasadzie zaniedbywalna, gdyż średnio 90% strumienia przepływa poniżej 500 hPa. Co więcej, bilans wilgotnościowy jest stosunkowo dobrze rozpoznany w atmosferycznej warstwie granicznej, gdzie wykazano m.in. istotność wielkoskalowych procesów rozprzestrzeniania się wilgoci w pasie transportu ciepła (ang. warm conveyor belt), zdecydowanie słabiej natomiast w swobodnej atmosferze (Sherwood i in. 2010a). Większość (ponad 90%) pary wodnej transportowanej południkowo z szerokości międzyzwrotnikowych ku biegunom przenoszona jest wąskimi (300-500 kilometrów), długimi (1000-2000 kilometrów) strumieniami pary wodnej noszącymi nazwę rzek atmosferycznych (Zhu, Newell 1998). Pomimo swych stosunkowo niewielkich rozmiarów rzeki atmosferyczne odgrywają kluczową rolę w kształtowaniu zróżnicowania ilości pary wodnej w szerokościach pozazwrotnikowych (Ralph i in. 2004, 2005; Bao i in. 2006; Neiman i in 2008; Sodemann, Stohl 2013; Gimeno i in. 2012; Gimeno 2013; Gimeno i in. 2014). Rzeki atmosferyczne lokalizowane są w pasie transportu ciepła w systemach cyklonów wyższych szerokości geograficznych; równolegle oraz przed powierzchnią frontu chłodnego, jako część dolnotroposferycznego prądu strumieniowego (Ralph i in. 2004; Gimeno i in. 2014). Większość pary wodnej transportowana jest przy powierzchni Ziemi (75% do wysokości 2500 metrów). W wyniku procesów konwekcji towarzyszących obecności frontu chłodnego oraz napotkanych barier orograficznych para wodna ulega wytrąceniu w postaci intensywnych opadów atmosferycznych co powoduje, że z obecnością rzek atmosferycznych wiąże się występowanie ekstremalnych zjawisk hydrologicznych (m.in. Neiman i in. 2008; Ralph, Dettinger 2011; Lavers i in. 2012). Związek rzek atmosferycznych z niżami szerokości pozazwrotnikowych powoduje, że notowane są one w chłodnej połowie roku, kiedy częstość cyklonów jest zdecydowanie największa, przy czym D.E. Waliser i in. (2012) wskazali na półkuli północnej dwa centra występowania rzek atmosferycznych: północno-wschodni Pacyfik oraz północno-wschodnią część Oceanu Atlantyckiego. Przeważająca część Europy leży w umiarkowanych szerokościach geograficznych, w strefie dominacji cyrkulacji zachodniej. Warunki pogodowe na kontynencie są więc kształtowane przede wszystkim przez cyrkulację strefową, osłabianą czasowo przez występowanie układów blokujących, co generuje południkowy spływ mas powietrza. Rolę oscylacji północnoatlantyckiej (ang. North Atlantic Oscillation, NAO) w kształtowaniu ilości pary wodnej w atmosferze podkreślają m.in. J.W. Hurrel (1995) i później E. Ruprecht i in. (2002), dowodząc istotny, sięgający 30%, wzrost transportu pary wodnej w dodatniej fazie NAO zimą oraz A. Stohl i in. (2008) potwierdzając, że dodatnia faza NAO wzmaga siłę prądu strumieniowego, co intensyfikuje przepływ pary wodnej. Zgodnie z kierunkiem adwekcji nadwyżki wilgotności notowane są wówczas w Europie Północnej, podczas gdy w trakcie ujemnej fazy NAO strumień pary wodnej, 106 5.1. ZMIENNOŚĆ WARUNKÓW CYRKULACYJNYCH zdecydowanie słabszy, skierowany jest nad obszar Europy Środkowej i Południowej. Większość pary wodnej transportowana jest w cyklonach, które wykazują znacznie większą intensywność w pozytywnej fazie NAO zimą. Znaczenie ośrodków cyldonal-nych w transporcie pary wodnej znajduje potwierdzenie w prowadzonych badaniach regionalnych (m.in. Zveryaev i in. 2008; jakobson, Vihma, 2010; Boutle i in. 2011). Niemniej jednak to cyklony zlokalizowane na południu Europy (w czasie ujemnej fazy NAO), transportują około 60% więcej wilgotności niż cyklony północne (Ruprecht i in. 2002; Gimeno i in. 2014). Rolę oscylacji północnoatlantyckiej w transporcie pary wodnej podkreślają także A. Stohl i in. (2008), D. A. Lavers i in. (2011,2012), F.T. Couto i in. (2012), E. Koffi i in. (2013) oraz D.A. Lavers i G. Villarini (2013), którzy wykazali zbieżność występowania rzek atmosferycznych na obszarze Europy Południowej z negatywną fazą NAO, podczas gdy dla Europy Północnej dominujące znaczenie ma faza pozytywna. Dotychczas prowadzone badania znaczenia cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu zawartości pary wodnej w atmosferze potwierdzają jej istotność zimą. Wszyscy autorzy zgodnie stwierdzają zdecydowanie słabsze zależności w ciepłej połowie roku, kiedy zróżnicowanie zawartości pary wodnej ma swoją genezę przede wszystkim w procesach konwekcji, a horyzontalny transport pary wodnej odgrywa drugorzędną rolę. W niniejszej pracy podjęto próbę oceny roli cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu i modyfikacji warunków wilgotnościowych w kolejnych sezonach roku, reprezentowanych odpowiednio przez miesiące charakterystyczne, tj. styczeń, kwiecień, lipiec i październik. W celu względnie kompleksowego ujęcia prezentowanych zależności wykorzystano szereg zmiennych opisujących warunki cyrkulacyjne, począwszy od wartości ciśnienia atmosferycznego i wysokości poziomów barycznych, poprzez wyróżnione wzorce ciśnienia i wielkość strumienia pary wodnej, po modyfikującą rolę kierunków adwekcji mas powietrza. Stopień modyfikacji zawartości pary wodnej (TCWV, q) oraz strumienia pary wodnej (qF₍ᵤ₎, qF₍ᵥ₎) określono w postaci anomalii względem wartości średnich miesięcznych analizowanych zmiennych w ujęciu przestrzennym zarówno horyzontalnym, jak i wertykalnym na przykładzie wybranych punktów węzłowych. 5.1. Zmienność warunków cyrkulacyjnych Wzorce pola barycznego Ze względu na zróżnicowanie środowiska przyrodniczego Europy, w tym ukształtowania terenu i przebiegu linii brzegowej, powstało szereg klasyfikacji definiujących typy cyrkulacji atmosferycznej w skali lokalnej lub regionalnej. Co więcej, podejmowane próby wyboru optymalnej klasyfikacji typów cyrkulacji (np. Huth i in. 2008; Huth i in. 2016; Philipp 2016) wykazały różną ich przydatność w zależności od analizowanego elementu meteorologicznego. Z jednej strony mnogość istniejących podejść, 107 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ. z drugiej konieczność zastosowania jednej typologii dla całości obszaru spowodowały, iż do celów niniejszej pracy wyróżniono dominujące na obszarze Europy wzorce pola barycznego wykorzystując metodę składowych głównych. Jako że większość pary wodnej zawartej w powietrzu znajduje się w dolnej troposferze, w analizie wykorzystano wartości ciśnienia na poziomie morza (SLP). Ze względu na wyraźną sezonowość zmienności warunków cyrkulacyjnych typy zdefiniowano niezależnie dla każdego miesiąca. Przeprowadzona analiza składowych głównych wykazała w badanych miesiącach, tj. styczniu, kwietniu, lipcu i październiku istnienie 3-4 głównych wzorców pola barycznego, wyjaśniających w każdym z przypadków łącznie ponad 60% wariancji (ryc. 5.1). Stwierdzono, że warunkując określone kierunki adwekcji mas powietrza, wpływają one na przebieg procesów atmosferycznych, w tym zawartość pary wodnej w powietrzu, co jest głównym celem dalszej analizy. Zróżnicowanie przestrzenne pola barycznego w styczniu opisywane jest przez trzy główne wzorce ciśnienia. Wyjaśniają one łącznie ponad 73% wariancji pola ciśnienia, co potwierdza istotną rolę określonych systemów cyrkulacyjnych zimą. Pierwsza składowa główna (EOF 1, 34,7%) prezentuje jeden ośrodek ciśnienia (anomalie ujemne) z centrum nad Morzem Norweskim. Taki rozkład ciśnienia warunkuje strefowy przepływ mas powietrza, co odpowiada cechom oscylacji północnoatlantyckiej (ryc. 5.2). EOF 2 (23%) odpowiada za adwekcję z północnego zachodu. Warunkują ją dwa ośrodki sterujące, tj. anomalii dodatnich z centrum na zachód od Wysp Brytyjskich oraz anomalii ujemnych z centrum nad Półwyspem Kolskim. Trzeci typ rozkładu ciśnienia, odznaczający się dipolowym rozkładem ośrodków - anomalii ujemnych nad Islandią oraz anomalii dodatnich nad Europą Środkową (ryc. 5.2) -generuje napływ powietrza z południowego zachodu i wyjaśnia łącznie 16% wariancji pola ciśnienia. Prezentowana dodatkowo składowa czwarta (6,7%) ukazuje zdecydowanie bardziej złożony obraz pola barycznego z wałem podwyższonego ciśnienia (anomalie dodatnie) na linii NW-SE. Podobny wzorzec ciśnienia występuje także w kwietniu (por. rycina 5.3). składowe główne 123459789 10 123458789 10 składowe główne aktedowe główne Rycina 5.1. Procent wariancji ciśnienia atmosferycznego (SLP) wyjaśniany przez poszczególne składowe główne (1-10) w wybranych miesiącach roku: A) styczeń, B) kwiecień, C) lipiec, D) październik 108 5.1. ZMIENNOŚĆ WARUNKÓW CYRKULACYJNYCH Rycina 5.2. Anomalie ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza (SLP, hPa) w styczniu - wiodące składowe główne (1 - anomalie ujemne, 2-0 hPa, 3 - anomalie dodatnie) Rycina 5.3. Anomalie ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza (SLP, hPa) w kwietniu - wiodące składowe główne (1 - anomalie ujemne, 2-0 hPa, 3 - anomalie dodatnie) 109 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ W zróżnicowaniu przestrzennym pola barycznego w lipcu decydującą rolę odgrywa cyrkulacja strefowa. EOF 1, wyjaśniająca 27,5% wariancji pola ciśnienia, warunkuje adwekcję z zachodu (ryc. 5.4). W drugiej kolejności (EOF 2,17,8%) zdefiniowano układ dipolowy, w którym rozkład anomalii ciśnienia odpowiada za napływ powietrza z południowego wschodu. Uwagę zwraca w tym przypadku rozmyty obraz pola barycznego nad większością obszaru Europy. Rycina 5.4. Anomalie ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza (SLP, hPa) w lipcu - wiodące składowe główne (1 - anomalie ujemne, 2-0 hPa, 3 - anomalie dodatnie) Z obecnością wzorca trzeciego (EOF 3,15,5%) wiąże się adwekcja mas powietrza z południowego zachodu, natomiast EOF 4, wyjaśniający zaledwie 7,6% wariancji pola ciśnienia odznacza się układem ośrodków barycznych odwrotnym do EOF 4 zimą i wiosną, tj. obecnością bruzdy anomalii ujemnych pola barycznego na obszarze Europy Środkowej (ryc. 5.4). Dwie pierwsze składowe pola barycznego w październiku są podobne do rozkładu ciśnienia wiosną (kwiecień), przy czym procent wyjaśnianej wariancji pola ciśnienia jest w tym przypadku zdecydowanie wyższy (51,7%). Z polem barycznym reprezentowanym przez EOF 3 (15,7%) związana jest adwekcja (SW) wilgotnych mas powietrza znad Atlantyku (ryc. 5.5). 110 5.1. ZMIENNOŚĆ WARUNKÓW CYRKULACYJNYCH Rycina 5.5. Anomalie ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza (SLP, hPa) w październiku -wiodące składowe główne (1 - anomalie ujemne, 2-0 hPa, 3 - anomalie dodatnie) Typy adwekcji W uzupełnieniu analizy składowych głównych pola barycznego dokonano typologii adwekcji, uwzględniając m.in. jej kierunek oraz intensywność (por. podrozdział 2.2.3). Tabela 5.1 prezentuje częstość występowania kierunków adwekcji w analizowanych miesiącach reprezentujących kolejne sezony roku w wybranych punktach węzłowych na obszarze Europy i opływających ją wód Oceanu Atlantyckiego. Wyraźnie widoczne jest zróżnicowanie zarówno przestrzenne, jak i sezonowe. Punkty położone w szerokościach podzwrotnikowych (gridy SW i S) odznaczają się znaczącą frekwencją adwekcji z sektora północnego, przy czym w lipcu jest to ponad 80% dni. Dominacją napływu mas powietrza z północy cechuje się także część północna obszaru (gridy NW i N). Jedynie w styczniu zaznacza się istotność adwekcji z południowego zachodu (tab. 5.1). W punktach położonych w szerokościach umiarkowanych obserwowane jest większe zróżnicowanie kierunków napływu mas powietrza, przy czym zdecydowanie najczęstsza jest cyrkulacja strefowa, która w przypadku obszaru wysuniętego najdalej na wschód (grid E), w ciepłej połowie roku ustępuje nieco miejsca adwekcji z sektora wschodniego. 1 1 1 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ.. Tabela 5.1. Częstość (%) kierunków adwekcji i sytuacji bezadwekcyjnych (C) w wyróżnionych punktach węzłowych w wybranych miesiącach roku M-C Kierunek Punkty węzłowe adwekcji NW WW SW W N KRK E S N 10,05 3,87 11,80 6,18 13,82 3,78 7,47 14,47 NE 19,72 3,78 18,06 8,76 9,59 3,41 4,98 3,87 E 9,12 5,62 11,43 8,29 5,81 7,00 9,31 6,45 SE 6,45 4,88 4,42 4,15 5,07 6,54 10,97 6,82 01 S 11,24 11,24 6,82 9,22 14,10 8,02 11,24 8,76 sw 20,28 29,12 12,72 26,64 17,60 21,57 16,59 13,18 w 14,47 30,51 15,67 25,53 15,48 34,19 22,40 18,89 NW 5,16 10,14 14,38 8,94 15,12 12,17 14,10 22,40 C 3,50 0,83 4,70 2,30 3,41 3,32 2,95 5,16 N 9,24 12,86 24,29 11,05 12,29 8,19 6,48 11,71 NE 22,67 8,95 18,48 16,29 11,62 9,05 7,24 2,48 E 12,38 8,19 6,38 8,86 6,57 13,62 16,29 3,90 SE 8,38 8,10 2,95 5,43 5,33 9,24 16,76 11,90 04 S 7,33 8,38 3,05 10,67 14,00 10,19 12,29 11,62 SW 17,71 16,19 9,14 17,90 15,24 10,76 13,43 7,71 W 12,10 20,10 13,24 16,00 15,62 15,81 13,62 15,90 NW 4,57 14,86 19,90 8,86 14,48 16,95 8,67 27,62 C 5,62 2,38 2,57 4,95 4,86 6,19 5,24 7,14 N 7,74 8,39 44,42 8,02 8,94 8,94 12,90 43,32 NE 21,47 3,41 29,68 10,69 11,61 8,20 13,00 1,66 E 9,77 3,78 0,83 6,27 7,65 8,02 14,19 0,00 SE 6,08 2,95 0,28 3,23 6,36 6,08 10,32 0,28 07 S 6,82 5,81 0,46 4,24 16,50 6,08 5,44 0,46 SW 17,24 19,72 1,11 21,20 17,97 8,85 8,94 1,11 W 14,47 33,92 6,45 29,77 11,24 22,03 12,81 5,99 NW 3,69 19,26 14,38 10,60 12,26 21,29 15,12 42,30 C 12,72 2,76 2,40 5,99 7,47 10,51 7,28 4,88 N 11,71 7,37 17,97 5,35 11,89 4,42 8,85 16,87 NE 23,32 5,90 21,11 7,65 8,76 2,49 6,54 4,42 E 14,29 5,35 5,90 8,29 4,70 7,10 9,59 4,06 SE 6,54 6,36 2,86 6,45 5,53 10,60 10,60 8,39 10 S 7,93 11,06 5,35 15,21 12,72 12,53 11,61 11,61 SW 15,21 23,13 12,07 27,74 20,18 21,29 17,42 9,59 W 10,69 25,35 15,21 19,82 16,87 23,96 17,88 12,90 NW 6,18 13,73 14,47 6,54 16,31 11,61 14,01 20,09 C 4,15 1,75 5,07 2,95 3,04 5,99 3,50 12,07 112 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA 5.2. Cyrkulacja atmosferyczna a wilgotność powietrza w troposferze nad Europą w ujęciu sezonowym W niniejszej pracy analiza transportu pary wodnej dotyczy adwekcji mas powietrza, tj. horyzontalnego strumienia pary wodnej na głównych poziomach barycznych: 950 hPa, 850 hPa, 700 hPa oraz 500 hPa. W horyzontalnym transporcie wilgotności istotną rolę odgrywa adwekcja na poziomie 700 hPa, gdzie możliwy jest swobodny przepływ mas powietrza w kierunku kontynentu, obejmujący zasięgiem nie tylko obszar Europy Zachodniej, jak to ma miejsce bliżej powierzchni Ziemi, ale i Europy Środkowej. W warstwie granicznej, poza barierami orograficznymi, adwekcję ograniczają także procesy mezoskalowe (konwekcja, oddziaływanie powierzchni czynnej). Transport pary wodnej odznacza się wyraźnym zróżnicowaniem sezonowym, wynikającym zarówno z ilości pary wodnej (zależnej sezonowo od temperatury powietrza), jak i uwarunkowań cyrkulacyjnych. Styczeń Znaczenie cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu warunków wilgotnościowych w styczniu zaznacza się wyraźnie już w przypadku wpływu polabarycznego (tj. układów wysokiego lub niskiego ciśnienia) na zawartość pary wodnej w powietrzu (TCWV). Relacja pomiędzy tymi zmiennymi jest na większości obszaru odwrotna, osiągając wartości współczynnika korelacji Pearsona R<-0,5 w części lądowej (ryc. 5.6A). Równocześnie w istotny sposób zaznacza się także rola, wynikającej z cech pola barycznego, grubości warstwy troposfery, w której znajduje się najwięcej pary wodnej. Korelacja dodatnia, sięgająca R> 0,6, występuje na obszarze lądowym przede wszystkim w części wschodniej (ryc. 5.6B). Daje się zatem zauważyć istotną rolę sezonowego ośrodka wysokiego ciśnienia (por. ryc. 5.7A), ograniczającego poziomy ruch Rycina 5.6. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w styczniu, a wybranymi zmiennymi cyrkulacyjnymi: A) ciśnienie atmosferyczne na poziomie morza (SLP), B) miąższość warstwy troposfery (H®°oo) 113 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ 114 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.7. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy wilgotnością właściwą powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w styczniu, a wybranymi 115 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ mas powietrza (częste sytuacje bezadwekcyjne), jak również wpływającego istotnie na warunki termiczne, a w konsekwencji higryczne. Równocześnie nieco słabsze zależności, ale o jednakowym znaku, widoczne są w Europie Zachodniej oraz w strefie przybrzeżnej NE Atlantyku. Wysoki współczynnik korelacji pomiędzy składową równoleżnikową wiatru (u), a wilgotnością właściwą (q) zwłaszcza na poziomach 950 hPa i 850 hPa (ryc. 5.7B) potwierdza istotną rolę w tym przypadku oscylacji północnoatlantyckiej, której towarzyszy występowanie ośrodków niskiego ciśnienia (por. ryc. 5.6). Adwekcja wilgotnego powietrza jest wyraźnie widoczna także w przypadku strumienia pary wodnej IWVFM (ryc. 5.8) oraz strumienia pary wodnej qF na poziomach 950 hPa i 850 hPa (ryc. 5.9). Znaczenie przepływu południkowego (ryc. 5.7C) daje się zauważyć nad obszarem oceanu oraz Europą Południową, dodatkowo jest on wzmacniany efektem orograficznym (brak istotnych statystycznie zależności w środkowej części kontynentu, znajdującej się po zawietrznej stronie łańcuchów górskich Europy Południowej zwłaszcza na dolnych poziomach barycznych). Rycina 5.8. Strumień pary wodnej (IWVF, kg m^ S'¹) w styczniu: A) przepływ strefowy (składowa u wiatru), B) przepływ południkowy (składowa v wiatru) (Wypych i in. 2018) Określone dominujące wzorce ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza (por. podrozdział 5.1) warunkują kierunki napływu mas powietrza, potwierdzając tym samym rolę cyrkulacji powietrza. Pierwsza składowa główna (EOF 1), reprezentująca sytuację dodatniej fazy NAO (ryc. 5.2) determinuje występowanie wysokich wartości zawartości pary wodnej w powietrzu nad obszarem Europy Środkowej i Północnej, podczas gdy składowa trzecia (EOF 3), generująca adwekcję z południowego zachodu warunkuje wysoką wilgotność powietrza na północy (Półwysep Skandynawski), natomiast niską na południu kontynentu (ryc. 5.10). Wysoki, dodatni współczynnik korelacji (R >0,4) na większości obszaru Europy potwierdza istotną zależność TCWV od cyrkulacji strefowej zimą. Wpływ drugiego wzorca ciśnienia (EOF 2) na zróżnicowanie TCWVjest zdecydowanie mniejszy, choć istotny statystycznie. Wnętrze kontynentu oraz obszar oceaniczny w strefie umiarkowanej 116 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA odznaczają się dodatnimi wartościami współczynnika korelacji, a w rejonie Morza Śródziemnego taki rozkład anomalii ciśnienia powoduje adwekcję powietrza suchego, gdyż przetrans-formowanego nad obszarem kontynentu (ryc. 5.10). Wzorce pola barycznego w przypadkach występowania ekstremalnych wartości TCWV (ryc. 5.11) potwierdzają dodatkowo rolę cyrkulacji strefowej w kształtowaniu warunków higrycz-nych. W przypadku EOF 1 pola ciśnienia obliczonego wyłącznie dla dni z ekstremalnie wysokimi wartościami TCWV (38% wariancji wyjaśniany przez tą składową) obszar Europy znajduje się pod wpływem adwekcji z zachodu, istotne dodatnie wartości współczynnika korelacji występują na obszarze całej Europy za wyjątkiem Półwyspu Skandynawskiego, gdzie występowanie przypadków TCWVw wiąże się z obecnością drugiego wzorca ciśnienia, o wyraźnie mniejszym znaczeniu (23% wariancji). Szczegółowe znaczenie strefowego i południkowego transportu pary wodnej prezentuje rycina 5.12. Profile pionowe strumieni wilgotności właści 500 hPa 20’W WW 0* WE 20*E 30* E WE 700 hPa W W WW 0* WE 20* E 30* E WE 850 hPa 20* W WW 0* WE 20* E 30" E WE 950 hPa 20*W WW 0* WE 20* E 30*E WE 0 1000 2000 km Rycina 5.9. Strumień pary wodnej (qF, g-kg^ms-') na wybranych poziomach barycznych w styczniu wej powietrza 90 percentyla); izoli-nie przedstawiają anomalie SLP (hPa) w w/w dniach w styczniu (oznaczenia jak na ryc. 5.2) (Wypych i in. 2018) 118 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.12. Struktura pionowa strumieni pary wodnej (qF₍ᵤ₎, qF₍ᵥ₎₁ g kg^m s¹) w wybranych punktach węzłowych w styczniu 119 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ W uzupełnieniu rolę poszczególnych kierunków adwekcji w transporcie pary wodnej prezentują ryciny 5.13 i 5.14. W styczniu negatywne anomalie wilgotności właściwej (q) występują przy adwekcji z sektora północnego i wschodniego na wszystkich poziomach barycznych, przy czym w głębi kontynentu (gridy KRK i E) odchylenia są większe bliżej powierzchni Ziemi (poziomy 950 hPa i 850 hPa), także w przypadku transportu pary wodnej (qF), co świadczy o istotnej roli atmosferycznej warstwy granicznej i procesów mezoskalowych (sezonowy wyż). Oddziaływanie kontynentu daje się zauważyć w transporcie pary wodnej także nad oceanem (grid WW), choć transformacja masy związana z oddaleniem punktu od obszaru lądowego powoduje, iż napływ pary wodnej z sektora wschodniego odznacza się niewielką, ale dodatnią anomalią. Anomalie dodatnie wilgotności i jej transportu zimą są związane z adwekcją z sektora zachodniego lub w przypadku punktu położonego najbardziej na wschód także z południa. Zróżnicowanie przestrzenne wpływu typów adwekcji na warunki wilgotnościowe i transport pary wodnej prezentują ryciny 5.15 i 5.16. Anomalie zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) występujące w określonych sytuacjach adwekcyjnych wyraźnie potwierdzają znaczącą rolę niżowych ośrodków barycznych (typy cyklonalne). Wpływają one na istotnie wyższe od średnich wartości TCWV na całym obszarze przy adwekcji z sektorów zachodniego i południowego (ryc. 5.16) oraz na południu Europy z sektora południowego i wschodniego (ryc. 5.15). Sytuacją, w której na całym obszarze notowane są największe anomalie dodatnie TCWV jest w styczniu SWc. Odznacza się ona największą częstością występowania ekstremów TCWV, których wilgotność względna masy powietrza osiąga wartości > 80%. Równocześnie wyraźnie widać także wpływ obecności sezonowego wyżu barycz-nego, generującego występowanie anomalii ujemnych zawartości pary wodnej na większości obszaru (ryc. 5.15, 5.16). Wyjątek stanowi adwekcja mas powietrza z sektora zachodniego i południowo-zachodniego, niosąca nieznacznie wyższe od średnich wartości TCWV nad obszar Europy Zachodniej, przy czym wyraźnie widać blokującą rolę wyżu kontynentalnego (ryc. 5.16). Analizując szczegółowo rolę cyrkulacji (pola barycznego oraz kierunku adwekcji) dla kontrastu wybrano typy adwekcji z południa (Sa, Sc). Wyraźnie widać „wysuszającą” rolę sezonowego wyżu barycznego nad obszarem lądowym oraz bariery orograficznej (Sa). Największe anomalie dodatnie TCWV występują w obszarze Morza Śródziemnego, zaś ujemne w Europie Środkowej i Zachodniej. Cyklony przyczyniają się do wzmożonego transportu pary wodnej (Sc) (Ruprecht i in. 2002). Zróżnicowanie przestrzenne anomalii jest zdecydowanie mniejsze. Adwekcja z południa powietrza ciepłego i zawierającego stosunkowo dużo wilgoci przyczynia się do występowania dodatnich anomalii na większości obszaru, poza znajdującymi się w cieniu bariery orograficznej. Najbardziej niestabilne warunki higryczne (tj. odznaczające się największym zróżnicowaniem TCWV w obrębie typu) cechują w styczniu układy antycyklonalne, 120 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.13. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg⁻¹) (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g kg ' m-s_¹) (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 1 (styczeń) 121 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ... Rycina 5.14. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, gkg-') (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g-kg^ m-s⁻') (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 2 (styczeń) 122 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.15. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-ntr²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 1 (styczeń) 123 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ.. -10 -# -8 -7 -8 -5 -4 -3 -2 -1 0 Rycina 5.16. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kgm⁻²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 2 (styczeń) 124 Tabela 5.2. Charakterystyki statystyczne zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) w styczniu w typach adwekcji (TC) w wyróżnionych regionach higrycz-nych (1-6, por. rozdział 4) oraz na całym obszarze badań (X) x (kg-m2) a (kg nr2) V (%0,01) TC regiony X regiony X regiony X 1 2 3 4 5 6 1 2 3 4 5 6 1 2 3 4 5 6 Na 12,2 10,2 6,3 4,8 7,6 4,1 7,5 3,1 2,9 2,2 2,2 1,9 1,4 2,3 0,25 0,28 0,36 0,46 0,25 0,34 0,30 Nc 12,5 12,1 7,7 4,8 7,9 4,4 8,2 2,6 2,6 2,2 1,7 2,1 1,6 2,1 0,21 0,22 0,29 0,35 0,27 0,35 0,26 NWa 14.1 11,3 7,5 6,4 9,1 5,2 8,9 4,0 2,8 2,5 2,6 2,7 1,9 2,7 0,28 0,25 0,33 0,40 0,30 0,37 0,31 NWc 12,6 11.8 7,8 5,7 8,1 4,7 8,5 3,0 2,6 2,3 2,1 2,2 1,7 2,3 0,23 0,22 0,29 0,38 0,28 0,37 0,27 Wa 16,8 13,0 9,1 7,5 11,5 7,0 10,8 4,4 3,0 2,8 2,7 3,6 2,5 3,2 0,26 0,23 0,31 0,36 0,31 0,35 0,29 Wc 15,2 13,7 9,7 7,8 9,3 6,2 10,3 4,0 3,0 2,7 2,6 3,0 2,5 3,0 0,27 0,22 0,27 0,34 0,32 0,39 0,29 SWa 17,7 13,8 9,8 7,3 12,8 7,4 11,5 4,3 3,2 3,1 2,7 3,8 2,5 3,3 0,24 0,23 0,32 0,37 0,29 0,34 0,28 SWc 18,4 15,4 11,3 8,8 11,8 7,8 12,2 3,9 3,0 2,9 2,5 3,6 2,7 3,1 0,21 0,19 0,26 0,29 0,31 0,35 0,25 Sa 15,6 13,8 9,4 6,6 11,0 6,9 10,5 4,3 3,2 3,0 2,6 3,7 2,3 3,2 0,28 0,23 0,32 0,39 0,33 0,34 0,30 Sc 19,2 15,6 11,7 8,5 12,6 8,1 12,6 3,5 2,8 2,7 2,3 3,3 2,4 2,8 0,18 0,18 0,23 0,28 0,26 0,30 0,23 SEa 13,4 13,8 8,3 5,4 8,8 5,7 9,2 3,7 3,3 2,9 2,3 2,8 2,0 2,8 0,28 0,24 0,35 0,42 0,31 0,35 0,31 SEc 17,7 16,2 11,4 7,4 11,1 7,3 11,9 3,3 2,5 2,6 2,3 2,8 2,1 2,6 0,19 0,15 0,23 0,31 0,25 0,29 0,22 Ea 11,7 12,9 7,3 4,3 7,5 4,9 8,1 3,1 3,3 2,8 2,0 2,0 1,7 2,5 0,26 0,26 0,39 0,47 0,26 0,34 0,31 Ec 16,1 16,0 11,0 6,1 9,5 6,4 10,8 3,0 2,3 2,3 2,1 2,7 2,0 2,4 0,19 0,14 0,21 0,34 0,28 0,32 0,22 NEa 11,3 11,2 6,5 4,0 7,3 4,3 7,4 2,8 3,2 2,5 1,7 1,8 1,3 2,2 0,25 0,28 0,38 0,43 0,24 0,31 0,30 NEc 13,3 14,5 9,3 5,2 8,6 5,3 9,4 3,0 2,3 2,1 1,9 2,4 1,8 2,2 0,22 0,16 0,23 0,36 0,28 0,35 0,24 Ca 13,2 11,5 7,6 5,4 8,5 5,0 8,5 3,5 3,2 2,8 2,2 2,2 1,7 2,6 0,27 0,28 0,37 0,41 0,26 0,33 0,30 Cc 14,7 14,0 9,5 6,2 9,2 5,5 9,9 1,9 2,4 2,5 2,1 2,4 2,0 2,2 0,13 0,17 0,26 0,34 0,26 0,35 0,22 Objaśnienia: x - wartość średnia; o - odchylenie standardowe; V - współczynnik zmienności. 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ w szczególności z adwekcją mas powietrza ze wschodu, południowego wschodu oraz północnego zachodu (Ea, SEa, NWa, tab. 5.2). Współczynnik zmienności, który przy dużym zróżnicowaniu przestrzennym wartości jest własnością bardziej reprezentatywną, osiąga w ich przypadku średnio 30%, przy czym odznacza się zróżnicowaniem regionalnym. Największą zmiennością warunków higrycznych w określonym typie adwekcji charakteryzuje się region 4: umiarkowany kontynentalny północny, dla którego współczynnik zmienności przyjmuje wartość ponad 40% (sytuacje wyżowe), z maksimum 47% w dniach z sytuacją Ea (tab. 5.2). Warto zwrócić uwagę na fakt, iż najmniejsze zróżnicowanie TCWV ma miejsce w sytuacjach niżowych o adwekcji z wymienionych już kierunków: wschodniego, południowo-wschodniego oraz dniach z wiatrem słabym, tzw. bezadwekcyjnych (tab. 5.2). Lipiec Wpływ cyrkulacji atmosferycznej na zawartość pary wodnej w powietrzu w lipcu jest wyraźnie ograniczony. Relacje pomiędzy TCWV a zmiennymi cyrkulacyjnymi (ryc. 5.17, 5.18) opisane są wartościami współczynnika korelacji na poziomie jedynie R < 10,31, przyjmując znak ujemny nad obszarem lądowym, natomiast nad oceanem w strefie podzwrotnikowej nieznacznie dodatni. Na znacznej części domeny są to wartości nieistotne statystycznie, oscylujące wokół R = 0,0. Jedyne istotne zależności, Rycina 5.17. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w lipcu, a wybranymi zmiennymi cyrkulacyjnymi: A) ciśnienie atmosferyczne na poziomie morza (SLP), B) miąższość warstwy troposfery (H®ooo) uwarunkowane termiką mas powietrza, mają miejsce w przypadku adwekcji z południa (składowa v wiatru, ryc. 5.18C), z którą związane jest występowanie wyższych wartości wilgotności właściwej powietrza (q) oraz wysokości geopotencjału na poziomie 500 hPa, na której następuje swobodny południkowy przepływ pary wodnej w kierunku północnym. 126 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Pomimo wysokiej wartości wilgotności właściwej powietrza jej transport jest wyraźnie ograniczony. Na południu Europy jest to związane z przesunięciem mię-dzyzwrotnikowej strefy konwergencji w kierunku północnym i dominacji na obszarze śródziemnomorskim przepływu południkowego o składowej północnej. Strumień wilgotności właściwej (qF) znad Atlantyku daje się zauważyć na poziomach 950 hPa i 850 hPa, obejmując obszar powyżej 45°N (ryc. 5.19), a napływ pary wodnej nad cały obszar dopiero w swobodnej atmosferze (ryc. 5.18A, 5.18B, 5.20). Co ciekawe, obszar Europy Środkowej i Wschodniej odznacza się nieznacznie ujemnymi wartościami współczynnika korelacji pomiędzy wilgotnością właściwą (q), a składową strefową wiatru (u), co potwierdza rolę sezonowego, termicznego ośrodka niskiego ciśnienia i cyrkulacji mezoskalowej (ryc. 5.18B). Wraz z nagrzaniem obszaru lądowego (wysoka wartość współczynnika korelacji pomiędzy q a miąższością warstwy tropos-fery do poziomu 800 hPa, ryc. 5.17B) oraz napływem gorącego powietrza ze wschodu wzrasta wilgotność właściwa, niemniej jednak są to równocześnie masy powietrza o wysokim niedosycie wilgotności powietrza. Słabe relacje pomiędzy zawartością pary wodnej a cyrkulacją atmosferyczną w lipcu widoczne są także w przypadku dominujących wzorców pola barycznego. Pierwsza składowa główna (EOF1), która wyjaśnia 26% wariancji, odznacza się jednym centrum aktywności o anomalii ujemnej ciśnienia (por. ryc. 5.4), warunkuje adwekcję z zachodu, co nie ma istotnego związku z zawartością pary wodnej w powietrzu (ryc. 5.21). Zależność statystyczna zaznacza się wyłącznie na północnym wschodzie obszaru (korelacja dodatnia) oraz nad Morzem Norweskim (korelacja ujemna), gdzie napływ chłodnego powietrza generuje występowanie małej zawartości pary wodnej. Taką sytuację opisują I.D. Phillips i G. McGregor (2001), jako jedną z dwóch przyczyn suszy na obszarze Wysp Brytyjskich. EOF 2 i 4 odznaczają się złożonym układem ośrodków, z centrum anomalii dodatnich nad Zatoką Botnicką, co generuje napływ powietrza z kierunku południowo-wschodniego. Dla większości obszaru kontynentu taki wzorzec ciśnienia nie ma istotnego statystycznie wpływu na TCWV, z wyjątkiem zachodnich i północno-zachodnich wybrzeży kontynentu (i mórz przyległych). Brak istotnej statystycznie korelacji pomiędzy rozkładem centrów aktywności ciśnienia w dniach z ekstremalnie wysoką zawartością pary wodnej w powietrzu (TCWV₉₀) w lipcu z występowaniem ekstremów TCWV (ryc. 5.22) oznacza, że mają one genezę pozacyrkulacyjną, tj. w procesach konwekcji spowodowanych dużą chwiejnością atmosfery lub w miejscach uprzywilejowanych do tego wymuszaniem orograficznym. Słabe zależności występują na obszarze Zatoki Botnickiej i we wschodniej części Półwyspu Skandynawskiego (EOF 1, 27% wariancji) oraz na wybrzeżach atlantyckich Europy Zachodniej (EOF 2). Profile pionowe w lipcu pokazują dużą zmienność horyzontalnego strumienia wilgotności właściwej powietrza (ryc. 5.23). Zwłaszcza na południu oraz w centrum obszaru (gridy S, SW oraz W) zaznacza się niezgodność kierunków adwekcji i przepływu pary wodnej pomiędzy poziomami niższymi (średnio do około 850 hPa), 127 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ 128 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA -0,4 -0,3 -0,2 -0,1 0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 -0,6-0,5-0,4-0,3-0,2-0,1 0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 Rycina 5.18. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy wilgotnością właściwą powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w lipcu, a wybranymi 129 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ... Rycina 5.19. Strumień pary wodnej (IWVF, kg nr's_l) w lipcu: A) przepływ strefowy (składowa u wiatru), B) przepływ południkowy (składowa v wiatru) (Wypych i in. 2018) a swobodną atmosferą, co dodatkowo podkreśla rolę powierzchni czynnej w kształtowaniu warunków wilgotnościowych latem. Brak istotnego znaczenia cyrkulacji powietrza w lipcu potwierdzają bliskie zeru anomalie q i qF w wybranych punktach grido-wych (ryc. 5.24, 5.25), osiągające większe wartości dopiero na poziomach wyższych (700 hPa, 500 hPa). Zróżnicowanie przestrzenne anomalii zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) (ryc. 5.26 i 5.27) zdecydowanie potwierdza znaczenie cyrkulacji strefowej, niosącej wilgotne masy powietrza znad oceanu nad kontynent europejski przede wszystkim w Europie Zachodniej i na atlantyckim wybrzeżu Półwyspu Skandynawskiego, co jest zgodne z wynikami uzyskanymi przez D.A. Laversa i G. Villarini (2015). Brak jednak wyraźnych odchyleń wskazujących na znaczenie wybranych typów adwekcji. Anomalie dodatnie występują także w przypadku typów antycyklonalnych. Warto zwrócić szczególną uwagę na przykład prezentujący sytuację, w której nad obszar Europy Środkowej i Wschodniej wzdłuż toru tzw. Vb van Bebbera (1891) dociera powietrze znad Morza Śródziemnego (NEc) (ryc. 5.26). Systemy niżów transportują w kierunku północnym parę wodną pochodzącą z intensywnego procesu parowania. Wprawdzie do Europy Środkowej dociera maksymalnie do 80% wilgotności powstałej w obszarze źródłowym, reszta w wyniku transformacji masy powietrza zostaje stracona po drodze adwekcji m.in. w postaci opadów atmosferycznych (Degirmendźić, Kożuchowski 2017), jednakże anomalie TCWV świadczą o nadwyżkach wilgotności, dodatkowo intensyfikowanych przez barierę orograficzną Karpat i Sudetów (strumień pary wodnej). Z kolei adwekcja z południowego wschodu (SEc) (ryc. 5.26) powoduje występowanie dodatnich anomalii TCWV nie tylko na obszarze kontynentu, ale i oceanicznym. W występowaniu ekstremów TCWV w lipcu nie zauważa się istotnych statystycznie związków z cyrkulacją powietrza, brak dominującego kierunku adwekcji. Potwierdza to wyniki uzyskane w pracach m.in. I.I. Zveryaev i in. (2008), D.A. Lavers 130 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA i G. Villarini (2015), czy R. P. Allan i in. (2016) o marginalnej roli cyrkulacji powietrza w kształtowaniu warunków wilgotnościowych latem. Ekstrema higryczne związane są z procesami konwekcji, a ta zależy od stabilności atmosfery, istotne znaczenie odgrywa także orografía (Allan i in. 2016). Co więcej, stosunkowo niska wilgotność względna mas powietrza (f<70%, średnia obszarowa) uniemożliwia kondensację pary wodnej co powoduje, że nie są to przypadki generujące wysokie sumy opadów atmosferycznych. Wówczas, przy braku adwekcji pary wodnej, występuje opad, którego podstawą zasilania są lokalne procesy parowania (ang. recycled precipitation) (Bisselink, Dolman 2008). Dominujący konwekcyjny charakter opadów atmosferycznych latem znajduje potwierdzenie w przeprowadzonych typologiach opadów atmosferycznych w Europie (Zveryaev 2004; Łupikasza 2006; Łupikasza 2016). Warunki higryczne w typach cyrkulacji są stabilne (tab. 5.3). Przy największej zawartości TCWV w sytuacji niżowej z adwekcją powietrza z południowego wschodu (SEc) w większości regionów typ ten odznacza się najniższą wartością współczynnika zmienności sięgającego 500 hPa 20* W 10* W 0* 10* E 20* E 30* E 40* E 850 hPa 2C‘W 10’W 0* 10*E 20'E 30*E WE 0 1000 2000 km Rycina 5.20. Strumień pary wodnej (qF, gkg-'ms') na wybranych poziomach barycznych w lipcu średnio 16%. Największym zróżnicowaniem warunków higrycznych odznaczają się typy antycyklonalne z adwekcją z sektora południowego i wschodniego, osiągając zmienność rzędu 27% w regionie arktycz- nym (region 6, tab. 5.3). 131 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ Rycina 5.21. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w lipcu, a wartościami współczynników wiodących składowych głównych SLP Rycina 5.22. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w lipcu, a wartościami współczynników wiodących składowych głównych SLP wyróżnionych dla dni z ekstremalnie wysokimi wartościami TCWV (>90 percentyla); izoli-nie przedstawiają anomalie SLP (hPa) w w/w dniach w lipcu (oznaczenia jak na ryc. 5.2) (Wypych i in. 2018) 132 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.23. Struktura pionowa strumieni pary wodnej (qF|ᵤ₎, qF₍,), g-kg-'-m-s-') w wybranych punktach węzłowych w lipcu 133 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ. Rycina 5.24. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg-') (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, gkg-'ms-') (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 1 (lipiec) 134 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.25. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, gkg¹) (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g kg^ m s⁻¹) (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 2 (lipiec) 135 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ Rycina 5.26. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-nr²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 1 (lipiec) 136 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.27. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-rrr²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 2 (lipiec) 137 138 Tabela 5.3. Charakterystyki statystyczne zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) w lipcu w typach adwekcji (TC) w wyróżnionych regionach higrycznych (1-6, por. rozdział 4) oraz na całym obszarze badań (X) x (kg-m2) a (kg-nr2) V (%-0,01) TC regiony X regiony X regiony X 1 2 3 4 5 6 1 2 3 4 5 6 1 2 3 4 5 6 Na 13,6 12,8 10,4 7,1 8,5 4,8 9,5 3,2 3,3 3,5 2,8 2,5 1,6 2,8 0,24 0,26 0,34 0,40 0,29 0,33 0,30 Nc 14,2 15.4 13,0 7,5 9,1 5,8 10,8 3,2 3,6 3,7 2,9 2,4 1,9 2,9 0,23 0,23 0,28 0,38 0,27 0,33 0,27 NWa 15,1 12,9 10,8 8,5 10,5 5,8 10,6 3,7 3,0 3,3 3,0 3,1 2,1 3,0 0,24 0,23 0,31 0,35 0,29 0,37 0,29 NWc 13,7 14,5 12,2 7,6 9,2 5,8 10,5 3,0 3,2 3,5 2,7 2,5 1,9 2,8 0,22 0,22 0,29 0,36 0,27 0,33 0,27 Wa 17,5 13,9 11,9 10,1 12,8 7,8 12,3 4,2 2,8 3,4 3,4 3,6 2,7 3,3 0,24 0,21 0,28 0,34 0,28 0,35 0,27 Wc 15,5 14,7 12,9 9,4 10,6 7,2 11,7 3,6 3,0 3,2 3,2 3,1 2,4 3,1 0,23 0,20 0,25 0,34 0,29 0,34 0,26 SWa 19,0 14,9 12,9 10,8 14,3 9,1 13,5 4,4 3,1 3,4 3,6 3,7 3,1 3,6 0,23 0,21 0,27 0,33 0,26 0,34 0,26 SWc 18,8 16,2 14,3 11,0 13,3 8,9 13,8 4,0 3,4 3,2 3,3 3,9 2,9 3,4 0,21 0,21 0,22 0,30 0,29 0,32 0,25 Sa 17,5 15,2 12,8 11,1 13,1 8,9 13,1 4,2 3,4 3,4 3,7 3,6 3,2 3,6 0,24 0,23 0,26 0,33 0,27 0,36 0,27 Sc 19,7 16,8 15,4 12,0 14,2 9,6 14,6 3,5 3,4 3,2 3,5 3,5 2,7 3,3 0,18 0,20 0,21 0,29 0,24 0,28 0,22 SEa 15,7 15,6 12,5 10,5 11,3 7,8 12,2 4,2 3,8 3,4 3,8 3,3 2,9 3,6 0,26 0,24 0,27 0,37 0,29 0,36 0,29 SEc 19,1 17,7 15,6 12,2 13,5 9,3 14,6 3,3 3,4 3,2 3,6 3,2 2,7 3,2 0,18 0,19 0,20 0,30 0,24 0,28 0,22 Ea 13,8 14,9 12,0 9,0 10,5 6,6 11,1 3,8 4,0 3,6 3,5 3,0 2,3 3,4 0,28 0,27 0,30 0,40 0,28 0,35 0,30 Ec 17,5 18,0 15,3 11,3 12,0 8,2 13,7 3,5 3,5 3,6 3,6 3,1 2,5 3,3 0,20 0,20 0,23 0,32 0,26 0,31 0,24 NEa 13,2 13,8 11,1 7,6 9,2 5,4 10,0 3,3 3,8 3,6 3,1 2,8 1,8 3,1 0,25 0,27 0,33 0,41 0,30 0,34 0,30 NEc 15,9 17,2 14,4 9,4 10,3 6,8 12,3 3,6 3,7 3,5 3,2 2,8 2,2 3,2 0,23 0,22 0,24 0,34 0,27 0,33 0,26 Ca 15,2 14,1 12,2 9,2 10,8 6,4 11,3 3,8 3,6 3,7 3,4 3,0 2,4 3,3 0,25 0,26 0,30 0,37 0,28 0,38 0,29 Cc 16,7 16,4 14,4 10,1 11,2 7,3 12,7 2,9 3,6 3,6 3,6 2,8 2,4 3,2 0,17 0,22 0,25 0,35 0,25 0,34 0,25 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ Objaśnienia: x - wartość średnia; o - odchylenie standardowe; V - współczynnik zmienności. 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Kwiecień/październik Wiosna i jesień odznaczają się niewielkim zróżnicowaniem warunków wilgotnościowych, przy czym zawartość pary wodnej jesienią jest zdecydowanie wyższa niż wiosną, gdyż uwarunkowana intensywnym procesem parowania z obszarów wodnych (por. podrozdział 3.1). Równocześnie jesienią istotną rolę odgrywa także większa dynamika pozostałych procesów wpływających na transport wilgotności nad Europą, w tym cyrkulacji atmosferycznej. Powoduje to, iż w kwietniu nie należy raczej oczekiwać istotnego wpływu cyrkulacji atmosferycznej na zawartość pary wodnej w troposferze, natomiast zależności występujące jesienią są bardziej wyraźne. Potwierdzenie opisanych różnic znaleźć można w wartościach współczynnika korelacji pomiędzy charakterystykami higrycznymi (TCWV, q) i zmiennymi cyrkulacyjnymi. W kwietniu w niewielkim stopniu zaznacza się jeszcze obecność słabnącego sezonowego ośrodka wysokiego ciśnienia (ryc. 5.28A, 5.29A) bardziej istotna na południowym wschodzie Europy. Korelacja pomiędzy polem barycznym, a zawartością pary wodnej przyjmuje tam wartości R < -0,4. Słabe, aczkolwiek istotne statystycznie zależności (-0,2 < R <-0,1) występują na większości obszaru poza wąskim pasem na północy, obejmującym także Półwysep Skandynawski, gdzie korelacja osiąga wartości bliskie zera (ryc. 5.28A). Cechy pola Rycina 5.28. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w kwietniu i w październiku, a wybranymi zmiennymi cyrkulacyjnymi: A) ciśnienie atmosferyczne na poziomie morza (SLP), B) miąższość warstwy troposfery (HioqO) 139 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ 140 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.29. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy wilgotnością właściwą powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w kwietniu, a wybranymi 141 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ barycznego w październiku mają największe znaczenie na obszarze Europy Środkowej i Wschodniej (R < -0,4), słabnące w kierunku wybrzeży Oceanu Atlantyckiego (ryc. 5.28B, 5.29A). Równocześnie w obydwu miesiącach istotna statystycznie pozostaje zależność zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV) od miąższości warstwy troposfery do poziomu 800 hPa (ryc. 5.28) nad obszarem lądowym (R > 0,6). Wartości współczynnika korelacji maleją w kierunku obszarów wodnych, w kwietniu osiągając najniższe (na granicy istotności statystycznej, a = 0,05) wartości nad basenem Morza Śródziemnego (R —0,1), natomiast w październiku brak istotnych związków obserwuje się także nad NE Atlantykiem (ryc. 5.28). Znaczenie cyrkulacji strefowej (składowa u wiatru, ryc. 5.29B, 5.30B) utrzymuje się w obydwu miesiącach na poziomie średnio 0,3 < R < 0,5 na poziomach barycznych 950 hPa i 850 hPa, słabnąc wraz z wysokością. Warto jednak zwrócić uwagę na fakt, iż tak jak wiosną cyrkulacja strefowa blokowana jest nad obszarem lądowym obecnością sezonowego wyżu, tak jesienią widać jej znaczenie na większości obszaru Europy. Rola przepływu południkowego zaznacza się na całym obszarze z wyjątkiem basenu Morza Śródziemnego (ryc. 5.29C, 5.30C). Brak dynamiki w transporcie pary wodnej w kwietniu zaznacza się w niskich wartościach strumieni pary wodnej (IWVF₍ᵤ₎, IWVF₍ᵥ₎) oraz wilgotności właściwej (qF) na kolejnych poziomach barycznych (odpowiednio: ryc. 5.31A, 5.32A). W październiku transportowane jest około 100 kg-m^-s"¹ TCWV więcej, zwłaszcza na obszarze oceanicznym i Europy Zachodniej (cyrkulacja strefowa), co wyraźnie widać także w strukturze pionowej strumienia wilgotności właściwej aż do poziomu 500 hPa (ryc. 5.31B, 5.32B). Adwekcja wilgotnego powietrza z południa daje się zauważyć w październiku przede wszystkim na obszarze Europy Północno Zachodniej i Wysp Brytyjskich, gdzie dociera średnio o 60-80 kg-m^-s’¹ TCWV więcej niż nad pozostały obszar kontynentu (ryc. 5.32B). Relacje pomiędzy cyrkulacją atmosferyczną wyrażaną przez wzorce pola barycznego a TCWV wiosną (kwiecień) i jesienią (październik) nie wykazują silnych zależności. Układ baryczny reprezentowany przez EOF 1 w obydwu przypadkach warunkuje występowanie nad obszarem Europy Zachodniej wyższych wartości zawartości pary wodnej w atmosferze związane z adwekcją mas powietrza z sektora zachodniego (ryc. 5.33). Ponadto dodatnie, istotne statystycznie wartości współczynnika korelacji (R >0,4) występują w północnej części Atlantyku i na Półwyspie Skandynawskim, gdzie istotną rolę w kształtowaniu warunków higrycznych w kwietniu odgrywa trzecia składowa główna, z którą związany jest napływ mas powietrza znad Atlantyku, w październiku natomiast podobne warunki powoduje adwekcja z południowego wschodu (EOF 2), przy czym wysokie wartości TCWV występują także na obszarze Europy Zachodniej (ryc. 5.33). Poza wskazanymi przypadkami, gdy charakterystyczne wzorce ciśnienia w sposób istotny sprzyjają ekstremalnie wysokiej zawartości pary wodnej wyróżniają się również obszary, gdzie występowanie TCWV₉₀ jest blokowane przez adwekcję mas powietrza o niskiej zawartości wilgotności (ryc. 5.34B). 142 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Profile pionowe strumieni pary wodnej potwierdzają słabą dynamikę horyzontalnego transportu wilgotności właściwej powietrza przede wszystkim w kwietniu (ryc. 5.35). Wielkość strumieni zarówno równoleżnikowego, jak i południkowego oscylują wokół zera, co świadczy o braku dominującego kierunku przepływu. Nieznacznie większe znaczenie adwekcji z zachodu daje się zauważyć w punktach E, S, SW, zaś w przypadku przepływu południkowego widać osuszający wpływ napływu z północy zarówno w wyższych szerokościach geograficznych (grid NW), jak i na południu (gridy S i SW, w mniejszym stopniu E). W październiku zdecydowana różnica widoczna jest wyłącznie w przypadku gridu KRK, gdzie na poziomie 900 hPa zaznacza się wyraźna adwekcja wilgotnego powietrza z południa (ryc. 5.36). Znaczenie kierunku adwekcji dla ilości pary wodnej w powietrzu widoczne jest średnio powyżej około 1500 metrów. Na poziomach 950 hPa i 850 hPa odchylenia do średniej zawartości i strumienia pary wodnej wynikające z kierunku napływu mas powietrza są niewielkie, wręcz zaniedbywalne zwłaszcza wiosną (ryc. 5.37A-5.40A). Wyjątek stanowią punkty węzłowe znajdujące się w północnej części obszaru, tj. N i NW. W ich przypadku adwekcja mas powietrza z sektora południowego, w szczególności z południa generuje dodatnie anomalie wilgotności właściwej (q), przy czym położenie oceaniczne punktu NW warunkuje praktycznie brak różnicy w wielkości odchyleń zarówno pomiędzy poziomami barycznymi, jak i sezonami wiosennym (kwiecień) i jesiennym (październik) (ryc. 5.37-5.39). W pozostałych przypadkach gridy lądowe odznaczają się większymi wartościami anomalii niż wodne za wyjątkiem położonego na Morzu Śródziemnym punktu S, cechującego się dużą dynamiką transportu wilgotności (ryc. 5.38-5.40). W kwietniu występowanie anomalii związane jest z przepływem południkowym mas powietrza. Odchylenia dodatnie (więcej pary wodnej), związane są z adwekcją z południa, a ujemne z północy (dla gridów położonych na Oceanie Atlantyckim, tj. SW i W), są to odpowiednio kierunki SW i NE (ryc. 5.37). W październiku natomiast na lądzie anomalie ujemne są wynikiem napływu mas powietrza ze wschodu i północnego wschodu, zaś dodatnie z południa i południowego zachodu (ryc. 5.38-5.40). Transport pary wodnej (qF), dominujący w październiku, zaznacza się zdecydowanie bardziej wyraźnie na poziomie 850 hPa, przy czym najwięcej wilgotności jest dostarczane przy adwekcji z południowego zachodu (ryc. 5.37B-5.40B). Reasumując, rola cyrkulacji atmosferycznej wiosną i jesienią związana jes ściśle z mającymi miejsce kontrastami termiczno-wilgotnościowymi. Różnice w transporcie pary wodnej, wskazujące na jej większą dynamikę w październiku, wynikają w dużej mierze z bieżącej aktywności źródeł pary wodnej jesienią wpływających na wilgotność powietrza. Obrazy przestrzennego zróżnicowania zawartości pary wodnej (TCWV) w typach adwekcji w kwietniu i październiku nie wykazują istotnych różnic, za wyjątkiem wielkości anomalii (ryc. 5.41-5.44). W zróżnicowaniu zawartości pary wodnej w kwietniu uwypukla się znaczenie pokrycia terenu (woda/ląd), widoczne zwłaszcza w sytuacji SWa (ryc. 5.42). Adwekcja 143 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ 144 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.30. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy wilgotnością właściwą powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w październiku, a wybra- 145 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ Rycina 5.31. Strumień pary wodnej (IWVF, kg m_, s_') w kwietniu i w październiku: A) przepływ strefowy (składowa u wiatru), B) przepływ południkowy (składowa v wiatru) (Wypych i in. 2018) znad oceanu niesie wilgotne powietrze, które dociera do zachodnich wybrzeży kontynentu. Część lądowa oraz region śródziemnomorski odznaczają się anomaliami ujemnymi TCWV, odpowiednio w związku z obecnością układu wyżowego oraz położeniem w cieniu Półwyspu Iberyjskiego. W październiku z kolei na uwagę zasługuje sytuacja Sa (ryc. 5.44). Ze względu na wyższą temperaturę docierającego powietrza na większości obszaru występują dodatnie anomalie TCWV. Największe ilości pary wodnej są związane z wymuszeniem orograficznym łańcuchów górskich orogenezy alpejskiej (podobnie, jak to ma miejsce w styczniu). Kwiecień odznacza się nieco mniejszą stabilnością warunków higrycznych w określonych typach adwekcji. Wprawdzie współczynnik zmienności w obydwu miesiącach osiąga wartości średnio do 30% w typach antycyklonalnych o napływie mas powietrza z sektora północno-wschodniego, tj. N, NE, E (tab. 5.4,5.5), największe zróżnicowanie zawartości pary wodnej (> 40%) obserwuje się - podobnie jak w zimie - w regionie 4. Występowanie ekstremów higrycznych w miesiącach przejściowych (kwiecień, październik) jest związane przede wszystkim z adwekcją z południowego zachodu. 146 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.32. Strumień pary wodnej (qF, g kg^-m-S'¹) na wybranych poziomach barycznych: A) kwiecień, B) październik W zdecydowanej większości są to przypadki o wilgotności względnej f > 80% towarzyszące cyklonom stacjonarnym bądź wędrownym. Wyjątek stanowi region śródziemnomorski, gdzie w ciągu całego roku ekstrema TCWV odznaczają się niską/(<50%). 147 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ Rycina 5.33. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposfe-rze (TCWV) w kwietniu i w październiku, a wartościami współczynników wiodących składowych głównych SLP 148 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.34. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV), a wartościami współczynników wiodących składowych głównych SLP wyróżnionych dla dni z ekstremalnie wysokimi wartościami TCWV (>90 percentyla) w kwietniu i październiku; izolinie przedstawiają anomalie SLP (hPa) w ww. dniach (oznaczenia jak na ryc. 5.2) (Wypych i in. 2018) 149 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ... Rycina 5.35. Struktura pionowa strumieni pary wodnej (qF₍ᵤ₎, qF₍ᵥ₎, g-kg^ m-S’¹) w wybranych punktach węzłowych w kwietniu 150 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.36. Struktura pionowa strumieni pary wodnej (qF₍ᵤ₎, qF₍ᵥ₎, g-kg^ms⁻') w wybranych punktach węzłowych w październiku 151 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ Rycina 5.37. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, gkg-') (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g-kg^-m-s⁻') (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wy- branych poziomach barycznych - cz. 1 (kwiecień) 152 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.38. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, gkg-') (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, gkg_,ms’') (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wy- branych poziomach barycznych - cz. 2 (kwiecień) 153 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ... Rycina 5.39. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg⁻') (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g-kg^-m-s"') (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wy- branych poziomach barycznych - cz. 1 (październik) 154 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.40. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, gkg⁻¹) (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g kg^ m s⁻') (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 2 (październik) 155 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ.. Rycina 5.41. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-m⁻²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 1 (kwiecień) 156 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.42. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-ntr²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 2 (kwiecień) 157 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ... Rycina 5.43. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-ntr²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 1 (październik) 158 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA Rycina 5.44. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-nr²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 2 (październik) 159 160 Tabela 5.4. Charakterystyki statystyczne zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) w kwietniu w typach adwekcji (TC) w wyróżnionych regionach higrycz-nych (1 -6, por. rozdział 4) oraz na całym obszarze badań (X) x (kg nr*) a (kg tir2) V (%-0.01) TC regiony X regiony X regiony X 1 2 3 4 5 6 1 2 3 4 5 6 1 2 3 4 5 6 Na 23,1 21,8 22,9 19,9 17,0 14,1 19,8 4,8 4,1 4,6 4,7 3,8 3,2 4,2 0,21 0,19 0,20 0,24 0,22 0,23 0,21 Nc 24,8 23,6 26,6 22,2 19,0 15,7 22,0 3,4 3,9 4,5 5,1 3,7 3,6 4,0 0,14 0,16 0,17 0,23 0,19 0,23 0,18 NWa 24,5 21,9 22,5 20,4 17,7 14,0 20,2 5,2 3,8 4,2 4,5 4,0 3,2 4,1 0,21 0,17 0,19 0,22 0,23 0,23 0,20 NWc 23,5 22,5 24,7 20,7 18,1 14,9 20,7 3,4 3,9 4,3 4,4 3,3 3,3 3,8 0,15 0,18 0,18 0,21 0,18 0,22 0,18 Wa 27,3 23,3 23,6 22,7 20,3 15,6 22,1 5,4 3,6 4,2 4,6 5,0 3,9 4,5 0,20 0,15 0,18 0,20 0,25 0,25 0,20 Wc 25,5 23,2 24,7 21,7 19,0 15,3 21,6 4,4 3,8 4,1 4,2 3,9 3,5 4,0 0,17 0,16 0,17 0,20 0,20 0,23 0,18 SWa 28,6 24,3 25,8 24,8 23,2 18,0 24,1 5,0 3,8 3,8 4,8 5,2 4,4 4,5 0,18 0,16 0,15 0,19 0,22 0,25 0,19 SWc 29,0 24,3 26,2 24,0 21,2 17,8 23,8 4,6 3,7 4,0 4,5 4,3 4,0 4,2 0,16 0,15 0,15 0,19 0,20 0,23 0,18 Sa 27,7 24,3 25,2 25,8 23,2 18,7 24,1 4,8 3,6 4,0 5,4 4,8 4,6 4,5 0,17 0,15 0,16 0,21 0,21 0,25 0,19 Sc 29,3 25,3 27,0 26,6 23,3 19,7 25,2 3,6 3,3 3,8 4,8 4,2 4,0 3,9 0,12 0,13 0,14 0,18 0,18 0,20 0,16 SEa 26,5 24,4 24,7 24,8 21,8 18,0 23,4 4,8 3,6 4,6 5,8 4,9 4,8 4,8 0,18 0,15 0,19 0,23 0,23 0,27 0,20 SEc 27,7 25,8 27,9 27,7 23,8 20,2 25,5 3,3 3,1 4,2 5,1 4,1 4,3 4,0 0,12 0,12 0,15 0,18 0,17 0,21 0,16 Ea 23,5 24,7 24,2 22,6 20,4 16,8 22,0 5,0 4,0 5,0 5,9 4,8 4,5 4,9 0,21 0,16 0,21 0,26 0,24 0,27 0,22 Ec 26,7 26,5 27,8 26,6 22,5 19,2 24,9 3,0 2,9 4,3 5,3 4,3 4,4 4,0 0,11 0,11 0,16 0,20 0,19 0,23 0,16 NEa 22,8 23,1 23,7 21,0 18,5 15,4 20,7 4,7 4,3 5,0 5,2 4,5 3,9 4,6 0,21 0,19 0,21 0,25 0,24 0,25 0,22 NEc 26,6 25,2 27,6 25,0 20,9 17,3 23,8 2,9 3,6 4,3 5,4 4,1 4,1 4,1 0,11 0,14 0,16 0,21 0,19 0,24 0,17 Ca 24,5 23,5 24,6 22,8 19,1 15,4 21,7 5,1 4,3 4,7 5,1 4,4 4,0 4,6 0,21 0,19 0,19 0,22 0,23 0,26 0,21 Cc 27,0 24,3 27,3 24,3 20,6 16,8 23,4 3,0 4,3 4,5 5,0 4,0 4,0 4,1 0,11 0,18 0,16 0,21 0,20 0,23 0,18 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ. Ohiaśnienia: x - wartość średnia: o - odchylenie standardowe: V - wsDÓIczvnnik zmienności. Tabela 5.5. Charakterystyki statystyczne zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) w październiku w typach adwekcji (TC) w wyróżnionych regionach higrycznych (1-6, por. rozdział 4) oraz na całym obszarze badań (X) x (kg m-2) a (kg -nr2) V (%0,01) TC regiony X regiony X regiony X 1 2 3 4 5 6 1 2 3 4 5 6 1 2 3 4 5 6 Na 17,6 18,0 13,1 9,0 10,3 6,6 12,4 4,3 4,5 4,5 3,1 2,7 2,1 3,5 0,25 0,25 0,34 0,35 0,26 0,32 0,29 Nc 19,1 20,9 17,6 9,9 12,0 7,7 14,5 4,4 4,1 3,8 3,2 3,4 2,5 3,6 0,23 0,20 0,22 0,33 0,28 0,33 0,25 NWa 19,5 18,8 13,8 10,5 12,3 7,6 13,8 4,8 4,5 4,2 3,8 3,6 2,7 3,9 0,25 0,24 0,31 0,36 0,30 0,36 0,29 NWc 18,2 20,1 16,2 10,0 11,4 7,5 13,9 4,1 4,2 3,8 3,1 2,8 2,4 3,4 0,22 0,21 0,24 0,31 0,25 0,32 0,24 Wa 23,2 21,1 15,7 13,0 15,5 10,6 16,5 5,7 4,5 4,5 4,2 4,5 3,5 4,5 0,24 0,22 0,29 0,32 0,29 0,33 0,27 Wc 21,1 22,0 17,1 12,6 13,1 9,7 15,9 5,1 4,3 4,5 3,9 3,8 3,3 4,2 0,24 0,20 0,26 0,31 0,29 0,34 0,26 SWa 25,1 22,9 17,2 14,2 17,6 12,2 18,2 5,7 4,7 4,7 4,6 4,8 3,8 4,7 0,23 0,21 0,27 0,32 0,27 0,31 0,26 SWc 25,3 24,1 19,8 15,3 16,2 12,1 18,8 5,5 4,4 4,4 4,2 4,5 3,8 4,5 0,22 0,18 0,22 0,27 0,28 0,31 0,24 Sa 23,9 23,4 17,0 13,8 17,2 11,9 17,9 5,6 4,8 4,9 5,0 4,5 3,9 4,8 0,24 0,20 0,29 0,36 0,26 0,33 0,27 Sc 27,0 24,7 20,7 16,2 18,2 12,7 19,9 4,9 4,3 4,2 4,3 4,7 3,7 4,4 0,18 0,18 0,20 0,26 0,26 0,29 0,22 SEa 22,1 23,4 15,7 12,2 15,4 10,1 16,5 5,7 5,2 5,0 4,7 4,3 3,5 4,7 0,26 0,22 0,32 0,38 0,28 0,35 0,29 SEc 26,0 25,4 20,5 14,8 17,6 12,1 19,4 4,5 4,0 4,0 4,2 4,1 3,6 4,1 0,17 0,16 0,19 0,29 0,23 0,29 0,21 Ea 19,3 21,8 14,2 10,3 13,4 8,7 14,6 5,2 5,2 5,0 4,0 3,9 3,0 4,4 0,27 0,24 0,35 0,39 0,29 0,35 0,30 Ec 24,1 25,2 20,8 13,1 15,8 10,5 18,3 4,6 3,5 3,5 3,9 3,9 3,3 3,8 0,19 0,14 0,17 0,30 0,24 0,31 0,21 NEa 17,6 19,2 13,3 9,4 11,2 7,4 13,0 4,4 4,9 4,8 3,6 3,0 2,5 3,9 0,25 0,26 0,36 0,38 0,27 0,34 0,30 NEc 21,0 23,7 18,9 11,5 13,8 9,1 16,3 4,7 3,7 3,2 3,8 3,8 2,9 3,7 0,22 0,16 0,17 0,33 0,27 0,32 0,23 Ca 20,5 20,3 15,1 11,2 13,4 8,8 14,9 5,3 5,2 5,0 4,1 3,6 3,1 4,4 0,26 0,25 0,33 0,36 0,27 0,35 0,29 Cc 22,4 23,2 19,0 12.6 13.6 9.2 16,7 3,9 4,4 4,0 3.7 3.4 3,0 3.7 0,17 0,19 0,21 0,30 0.25 0.32 0,23 5.2. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A WILGOTNOŚĆ POWIETRZA 161 Objaśnienia: x - wartość średnia; o - odchylenie standardowe; V - współczynnik zmienności. 5. WPŁYW CYRKULACJI ATMOSFERYCZNEJ... 5.3. Rola cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu procesów hydrometeorologicznych Zawartość pary wodnej w troposferze zależy od szeregu procesów o różnej skali przestrzennej i czasowej, które bezpośrednio lub w sposób pośredni są warunkowane aktualną sytuacją synoptyczną, tj. zróżnicowaniem pola barycznego, obecnością frontów atmosferycznych, czy też adwekcją mas powietrza o określonych cechach fizycznych. Przeprowadzona analiza klimatologiczna wykazała istotną rolę cyrkulacji strefowej, dzięki której nad obszar Europy w ciągu całego roku transportowane są znaczne ilości pary wodnej. Transport pary wodnej odznacza się jednak wyraźnym zróżnicowaniem sezonowym, wynikającym zarówno z dostępnej, warunkowanej temperaturą powietrza, ilości pary wodnej, jak i uwarunkowań cyrkulacyjnych. Szczególne znaczenie ma on w chłodnej części roku, obejmującej w tym przypadku także sezon jesienny i wiosenny. Przedstawione zróżnicowanie przestrzenne strumieni pary wodnej docierających nad obszar Europy potwierdza znaczenie cyrkulacji strefowej, niosącej wilgotne masy powietrza znad oceanu nad kontynent europejski przede wszystkim w Europie Zachodniej i na atlantyckim wybrzeżu Półwyspu Skandynawskiego, co jest zgodne z wynikami uzyskanymi przez D.A. Laversa i G. Villarini (2015). Transport w kierunku równoleżnikowym jest najmniej wyraźny wiosną (kwiecień), odznaczającą się także niewielkim zróżnicowaniem warunków wilgotnościowych. Południkowy transport strumienia pary wodnej cechuje się średnio znacznie mniejszą intensywnością i ma zdecydowanie mniejsze znaczenie, co w swych pracach podkreślali także D.D. Salstein i in. (1983), D.A. Lavers i G. Villarini (2015), czy F.T. Couto i in. (2015). Co więcej, jego wielkość zależy nie tylko od zawartości pary wodnej (co ma dominujące znaczenie w przypadku przepływu strefowego), ale także od kierunku adwekcji (Phillips, McGregor 2001). Na większości obszaru kontynentu przyjmuje wartości bliskie 0, zwłaszcza w styczniu, lub nieznacznie dodatnie w północnej i wschodniej, kontynentalnej części obszaru. W basenie Morza Śródziemnego natomiast, gdzie wg D.A. Laversa i G. Villarini (2015) ma kluczowe znaczenie, i w rejonie Azorów, adwekcja pary wodnej jest ściśle związana z przesunięciem międzyzwrot-nikowej strefy konwergencji w kierunku północnym latem oraz krążeniem powietrza w Wyżu Azorskim, co generuje północny spływ powietrza i zdecydowanie mniejsze ilości transportowanej pary wodnej. Zróżnicowanie zawartości pary wodnej w powietrzu jest kluczowe dla analiz regionalnych występowania opadów atmosferycznych. Autorzy (m.in. Koffi i in. 2013) potwierdzają duże zróżnicowanie IWVF podkreślając, że zasobność masy powietrza w wodę opadową, dostarczoną nad dany obszar może różnić się kilkukrotnie w zależności od bieżących cech cyrkulacji powietrza. Istotne znaczenie odgrywają wspomniane wcześniej rzeki atmosferyczne, których geneza leży w południkowym transporcie pary wodnej, jednakże ich oddziaływanie na obszarze Europy ma miejsce 162 5.3. CYRKULACJA ATMOSFERYCZNA A PROCESY HYDROMETEOROLOGICZNE dzięki niżom wędrownym szerokości pozazwrotnikowych. Obecność rzek atmosferycznych nie jest wyraźnie widoczna w niniejszej analizie, która ma charakter typowo klimatologiczny. Latem, co zostało potwierdzone dla lipca, wiodącą rolę w kształtowaniu i modyfikacji ilości pary wodnej w powietrzu odgrywają procesy konwekcji w atmosferycznej warstwie granicznej. Powyżej poziomu 850 hPa dominuje swobodny przepływ mas powietrza w kierunku kontynentu, obejmujący zasięgiem nie tylko obszar Europy Zachodniej, jak to ma miejsce bliżej powierzchni Ziemi, ale i Europy Środkowej. Ograniczona rola transportu pary wodnej latem skutkuje występowaniem zwiększonego udziału opadów atmosferycznych pochodzących z lokalnych źródeł parowania i ewapotranspiracji (ang. recycled precipitation). Znaczenie procesów lokalnych wzrasta wraz z osłabieniem adwekcji, co intensyfikuje przebieg cyklu hydrologicznego. Długotrwałe utrzymywanie się wzmożonego parowania terenowego ma daleko idące skutki środowiskowe, co ma miejsce w sytuacjach utrzymywania się wyżów blokujących (Bisselink, Dolman 2008). Relacje pomiędzy temperaturą powietrza i zasobami wilgoci a występowaniem opadów atmosferycznych dają podstawy do stwierdzenia, że w klimacie cieplejszym - zgodnie ze scenariuszami zmian klimatu - należy spodziewać się intensyfikacji transportu pary wodnej oraz częstszych i bardziej intensywnych zjawisk opadowych. Wyniki modeli klimatycznych wykazują jednak szybszy wzrost temperatury powietrza na obszarach polarnych niż w niskich szerokościach geograficznych, co prowadzi do zmniejszenia poziomego gradientu temperatury i tym samym prawdopodobnie do spowolnienia transportu pary wodnej. Przy równoczesnym prognozowaniu przesunięcia toru przemieszczania się niżów ku północy oraz wzrostu stabilności atmosfery w szerokościach umiarkowanych, trudnym do określenia pozostaje wpływ tych zmian na cykl hydrologiczny zwłaszcza w Europie, gdzie transport pary wodnej jest silnie zależny od warunków cyrkulacyjnych (Boutle i in. 2011). D.A. Lavers i in. (2015) oraz A.M. Ramos i in. (2016), wykazując prognozowany wzrost częstości występowania i intensywności rzek atmosferycznych docierających do wybrzeży Europy, zgodnie potwierdzają konieczność analiz w ujęciu klimatologicznym (tj. wieloletnim), uwzględniających wpływ zawartości pary wodnej i jej transportu w troposferze na opady atmosferyczne z wykorzystaniem informacji o terminowej rozdzielczości czasowej. 163 6. PODSUMOWANIE I WNIOSKI KOŃCOWE W pracy przedstawiono zróżnicowanie czasowe i przestrzenne zawartości pary wodnej w troposferze nad Europą i północno-wschodnim Atlantykiem w ujęciu zarówno horyzontalnym i wertykalnym. Wykorzystano dobowe dane o zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV), wilgotności właściwej (q) oraz wilgotności względnej powietrza (f) z okresu 1981-2015 pochodzące z bazy danych reanaliz klimatologicznych ERA-Interim Europejskiego Centrum Prognoz Średnioterminowych (ECMWF). Zastosowanie danych gridowych zapewniło informację o zawartości pary wodnej w troposferze o rozdzielczości umożliwiającej przeprowadzenie stosunkowo wnikliwej analizy struktur przestrzennych. Dla każdego miesiąca w roku niezależnie wydzielono typy struktury pionowej zawartości pary wodnej w powietrzu, dokonując oceny częstości ich występowania oraz zróżnicowania w przestrzeni. Opracowano także regionalizację zawartości pary wodnej w troposferze nad Europą i sąsiadującym z zachodu Oceanem Atlantyckim z uwzględnieniem zarówno zróżnicowania przestrzennego, jak i profilu pionowego wilgotności powietrza. W uzupełnieniu dokonano wstępnej oceny roli cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu i modyfikacji warunków wilgotnościowych w Europie. Oszacowaniu poddany został udział adwekcji w transporcie pary wodnej w atmosferze nad kontynentem i obszarem wodnym w ujęciu sezonowym ze szczególnym uwzględnieniem intensywności procesów cyrkulacyjnych. Zawarte w pracy wyniki badań obejmują wybrane ważniejsze zagadnienia dotyczące rozkładu przestrzennego i zmienności sezonowej wilgotności powietrza w Europie. Jak wielokrotnie podkreślano element ten mimo, że znacznie rzadziej poruszany w literaturze światowej niż np. temperatura powietrza czy opad atmosferyczny, jest bardzo istotny zarówno ze środowiskowego, jak i hydrologicznego punktu widzenia. Wilgotność powietrza jest też istotnym elementem uwzględnianym w modelach meteorologicznych oraz klimatycznych. Obszarem badań była Europa, najmniejszy z wszystkich kontynentów, która jednak z uwagi na swoje położenie, ukształtowanie 6. PODSUMOWANIE I WNIOSKI KOŃCOWE poziome i pionowe oraz oddziaływanie akwenów, ma bardzo skomplikowane warunki higryczne. Dotyczy to tak powierzchni Ziemi, jak i poziomów znajdujących się w dolnej troposferze. W pracy starano się wykazać to zróżnicowanie, a tam gdzie było to możliwe wyjaśnić jego przyczyny. Szczegółową analizę, obejmującą łącznie trzy zmienne higryczne (q, f, TCWV) przeprowadzono w ponad 5500 punktach węzłowych oraz na 18 poziomach barycz-nych. W efekcie interpolacji przestrzennej danych uzyskano dodatkowo niezbędną -w przypadku metod geostatystycznych - informację praktycznie ciągłą w przestrzeni o rozdzielczości poziomej 0,01° x 0,01°. Wybór zmiennych podyktowany był z jednej strony ich cechami fizycznymi - wilgotność właściwa ( 10,21)............. 90 Rycina 4.1. Warunki higryczne troposfery nad Europą: 1 - obszar o jednolicie małej zawartości pary wodnej, 2 - obszar nie wykazujący jednolitych powiązań przestrzennych, 3 - obszar o jednolicie dużej zawartości pary wodnej ..................................................................... 94 Rycina 4.2. Regiony higryczne Europy: 1 - region południowy atlantycki, 2 - region śródziemnomorski, 3 - region umiarkowany kontynentalny południowy, 4 - region umiarkowany kontynentalny północny, 5 - region umiarkowany atlantycki, 6 - region arktyczny (zaznaczono położenie wybranych punktów węzłowych) ...................................... 94 Rycina 4.3. Elementy wykresu pudełkowego; cechy całości zbioru: 1 - mediana, 2 - dolny kwartyl, 3 - górny kwartyl, 4 - minimum, 5 - maksimum, 6 - wartość odstająca; cechy grupy: 7 - średnia, 8 - minimum, 9 - maksimum .... 95 Rycina 4.4. Cechy wilgotnościowe (wartości standaryzowane) wyróżnionych regionów higrycznych Europy (1-6)............................................. 96 Rycina 5.1. Procent wariancji ciśnienia atmosferycznego (SLP) wyjaśniany przez poszczególne składowe główne (1-10) w wybranych miesiącach roku: A) styczeń, B) kwiecień, C) lipiec, D) październik......................... 108 Rycina 5.2. Anomalie ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza (SLP, hPa) w styczniu - wiodące składowe główne (1 - anomalie ujemne, 2-0 hPa, 3 - anomalie dodatnie)..................................................... 109 171 SPIS RYCIN Rycina 5.3. Anomalie ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza (SLP, hPa) w kwietniu - wiodące składowe główne (1 - anomalie ujemne, 2-0 hPa, 3 - anomalie dodatnie)...................................................... 109 Rycina 5.4. Anomalie ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza (SLP, hPa) w lipcu - wiodące składowe główne (1 - anomalie ujemne, 2-0 hPa, 3 - anomalie dodatnie)...................................................... 110 Rycina 5.5. Anomalie ciśnienia atmosferycznego na poziomie morza (SLP, hPa) w październiku - wiodące składowe główne (1 - anomalie ujemne, 2-0 hPa, 3 - anomalie dodatnie)...................................................... 111 Rycina 5.6. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w styczniu, a wybranymi zmiennymi cyrkulacyjnymi: A) ciśnienie atmosferyczne na poziomie morza (SLP), B) miąższość warstwy troposfery (H ’”„).................................................. 113 Rycina 5.7. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy wilgotnością właściwą powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w styczniu, a wybranymi zmiennymi cyrkulacyjnymi: A) wysokość geopotencjału, B) wartość składowej u wiatru, C) wartość składowej v wiatru .............. 115 Rycina 5.8. Strumień pary wodnej (IWVF, kg-m'-s') w styczniu: A) przepływ strefowy (składowa u wiatru), B) przepływ południkowy (składowa v wiatru) (Wypych i in. 2018)..................................... 116 Rycina 5.9. Strumień pary wodnej (qF, g-kg^-m-s¹) na wybranych poziomach barycznych w styczniu ............................................ 117 Rycina 5.10. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w styczniu, a wartościami współczynników wiodących składowych głównych SLP ........................... 118 Rycina 5.11. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w styczniu, a wartościami współczynników wiodących składowych głównych SLP wyróżnionych dla dni z ekstremalnie wysokimi wartościami TCWV (> 90 percentyla); izolinie przedstawiają anomalie SLP (hPa) w w/w dniach w styczniu (Wypych i in. 2018) .................................... 118 Rycina 5.12. Struktura pionowa strumieni pary wodnej (qF₍ᵤ₎, qF₍ᵥ₎, g-kg 'm-s¹) w wybranych punktach węzłowych w styczniu ...................................... 119 Rycina 5.13. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg ') (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g-kg^-m-s¹) (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 1 (styczeń) .... 121 Rycina 5.14. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg⁻¹) (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g-kg'-m-s"') (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 2 (styczeń) .... 122 Rycina 5.15. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-m⁻²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 1 (styczeń) ........................... 123 Rycina 5.16. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-m ²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 2 (styczeń) ........................... 124 Rycina 5.17. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w lipcu, a wybranymi zmiennymi cyrkulacyjnymi: A) ciśnienie atmosferyczne na poziomie morza (SLP), B) miąższość warstwy troposfery (H’oo°o)................................... 126 172 SPIS RYCIN Rycina 5.18. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy wilgotnością właściwą powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w lipcu, a wybranymi zmiennymi cyrkulacyjnymi: A) wysokość geopotencjału, B) wartość składowej u wiatru, C) wartość składowej v wiatru .............. 129 Rycina 5.19. Strumień pary wodnej (IWVF, kg-m^s¹) w lipcu: A) przepływ strefowy (składowa u wiatru), B) przepływ południkowy (składowa v wiatru) (Wypych i in. 2018).................................... 130 Rycina 5.20. Strumień pary wodnej (qF, g-kg '-m-s ‘) na wybranych poziomach barycznych w lipcu ............................................... 131 Rycina 5.21. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w lipcu, a wartościami współczynników wiodących składowych głównych SLP..................................................... 132 Rycina 5.22. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w lipcu, a wartościami współczynników wiodących składowych głównych SLP wyróżnionych dla dni z ekstremalnie wysokimi wartościami TCWV (> 90 percentyla); izolinie przedstawiają anomalie SLP (hPa) w w/w dniach w lipcu (Wypych i in. 2018)....................................... 132 Rycina 5.23. Struktura pionowa strumieni pary wodnej (qF₍ᵤ₎, qF₍ᵥ₎, g-kg l-m-s_l) w wybranych punktach węzłowych w lipcu .................................... 133 Rycina 5.24. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg¹) (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g-kg^m-s¹) (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 1 (lipiec)........ 134 Rycina 5.25. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg ¹) (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g-kg'-m-s"') (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 2 (lipiec)........ 135 Rycina 5.26. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-m⁻²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 1 (lipiec)............................. 136 Rycina 5.27. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg m⁻²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 2 (lipiec)............................. 137 Rycina 5.28. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w kwietniu i w październiku, a wybranymi zmiennymi cyrkulacyjnymi: A) ciśnienie atmosferyczne na poziomie morza (SLP), B) miąższość warstwy troposfery (H™,)..................................... 139 Rycina 5.29. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy wilgotnością właściwą powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w kwietniu, a wybranymi zmiennymi cyrkulacyjnymi: A) wysokość geopotencjału, B) wartość składowej u wiatru, C) wartość składowej v wiatru................... 141 Rycina 5.30. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy wilgotnością właściwą powietrza (q) na wybranych poziomach barycznych w październiku, a wybranymi zmiennymi cyrkulacyjnymi: A) wysokość geopotencjału, B) wartość składowej u wiatru, C) wartość składowej v wiatru .................. 145 Rycina 5.31. Strumień pary wodnej (IWVF, kg-m ‘ s ') w kwietniu i w październiku: A) przepływ strefowy (składowa u wiatru), B) przepływ południkowy (składowa v wiatru) (Wypych i in. 2018) ....................................146 Rycina 5.32. Strumień pary wodnej (qF, gkg'-msl) na wybranych poziomach barycznych: A) kwiecień, B) październik ......................... 147 173 SPIS RYCIN Rycina 5.33. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV) w kwietniu i w październiku, a wartościami współczynników wiodących składowych głównych SLP.......................148 Rycina 5.34. Współczynnik korelacji Pearsona pomiędzy zawartością pary wodnej w troposferze (TCWV), a wartościami współczynników wiodących składowych głównych SLP wyróżnionych dla dni z ekstremalnie wysokimi wartościami TCWV (>90 percentyla) w kwietniu i październiku; izolinie przedstawiają anomalie SLP (hPa) w ww. dniach (Wypych i in. 2018).......... 149 Rycina 5.35. Struktura pionowa strumieni pary wodnej (qF₍ᵤ), qF₍ᵥ₎, g-kg^-m-s"¹) w wybranych punktach węzłowych w kwietniu .......................................150 Rycina 5.36. Struktura pionowa strumieni pary wodnej (qF₍ᵤ₎, qF₍ᵥ₎, g-kg_¹-m-s_l) w wybranych punktach węzłowych w październiku................................... 151 Rycina 5.37. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg¹) (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g-kg'-m-s"') (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 1 (kwiecień) ............................................................ 152 Rycina 5.38. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg¹) (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g-kg^-m-s⁻¹) (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 2 (kwiecień) ............................................................ 153 Rycina 5.39. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg⁻¹) (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g-kg'-m-s') (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 1 (październik) ........................................................ 154 Rycina 5.40. Anomalie wilgotności właściwej powietrza (q, g-kg ') (A) oraz strumienia pary wodnej (qF, g-kg ‘-m-s“') (B) w kierunkach adwekcji w punktach węzłowych na wybranych poziomach barycznych - cz. 2 (październik) ......................................................... 155 Rycina 5.41. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-m⁻²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 1 (kwiecień) ..............................156 Rycina 5.42. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-m²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 2 (kwiecień) .............................. 157 Rycina 5.43. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-m ²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 1 (październik)............................ 158 Rycina 5.44. Anomalie zawartości pary wodnej w troposferze (TCWV, kg-m ²) w wyróżnionych typach adwekcji - cz. 2 (październik)............................ 159 174 SPIS TABEL Tabela 1.1. Przepływ pary wodnej w cyklu hydrologicznym wg danych obserwacyjnych (OBS) oraz, wyników reanaliz (wg Trenberth i in. 2011)......... 19 Tabela 2.1. Lokalizacja wybranych punktów węzłowych.............................. 28 Tabela 2.2. Przyjęte kryteria wydzielania typów cyrkulacji (za: Ustrnul 1997).... 38 Tabela 3.1. Współczynnik zmienności (%) zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) oraz wilgotności względnej powietrza (f™) w wybranych punktach węzłowych............................................... 49 Tabela 3.2. Wielkość zmian (Aq) w wyróżnionych typach profili pionowych wilgotności powietrza w ujęciu wertykalnym.......................... 76 Tabela 3.3. Częstość (%) łącznej liczby przypadków wyróżnionych typów profili pionowych w wybranych miesiącach roku ................................ 78 Tabela 3.4. Częstość (%) występowania wyróżnionych typów profili pionowych we wskazanych punktach węzłowych w wybranych miesiącach roku................. 79 Tabela 3.5. Wartości wskaźnika błędu kwadratowego (RDR) dla wyróżnionych typów rozkładu pionowego wilgotności właściwej powietrza w wybranych miesiącach roku.............................. 81 Tabela 3.6. Charakterystyki wilgotności powietrza w ujęciu wertykalnym oraz przestrzennym (wartość obszarowa odchylenia standardowego wybranych zmiennych) w analizowanych punktach węzłowych w styczniu...................... 82 Tabela 3.7. Charakterystyki wilgotności powietrza w ujęciu wertykalnym oraz przestrzennym (wartość obszarowa odchylenia standardowego wybranych zmiennych) w analizowanych punktach węzłowych w kwietniu...................... 82 Tabela 3.8. Charakterystyki wilgotności powietrza w ujęciu wertykalnym oraz przestrzennym (wartość obszarowa odchylenia standardowego wybranych zmiennych) w analizowanych punktach węzłowych w lipcu ............. 83 Tabela 3.9. Charakterystyki wilgotności powietrza w ujęciu wertykalnym oraz przestrzennym (wartość obszarowa odchylenia standardowego wybranych zmiennych) w analizowanych punktach węzłowych w październiku .................... 83 Tabela 4.1. Wzajemne relacje zmiennych higrycznych, opisujących warunki wilgotnościowe w troposferze w wybranych miesiącach roku - wartości współczynnika korelacji Pearsona ................................. 92 Tabela 4.2. Wartości statystyki Pseudo-F dla kolejnych sezonów i roku ........... 93 SPIS TABEL Tabela 4.3. Cechy wilgotnościowe wyróżnionych regionów higrycznych Europy.......... 96 Tabela 4.4. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery - region 1.................................................................... 97 Tabela 4.5. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery - region 2.................................................................... 98 Tabela 4.6. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery - region 3.................................................................... 99 Tabela 4.7. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery - region 4 .................................................................. 100 Tabela 4.8. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery - region 5................................................................... 101 Tabela 4.9. Podstawowe statystyki obszarowe cech higrycznych troposfery - region 6 .................................................................. 101 Tabela 4.10. Wartości indeksów spójności wewnętrznej wydzielonych regionów higrycznych: wskaźnika błędu kwadratowego (RDR) oraz wskaźnika rozstępu wartości (RR).......................................... 102 Tabela 5.1. Częstość (%) kierunków adwekcji i sytuacji bezadwekcyjnych (C) w wyróżnionych punktach węzłowych w wybranych miesiącach roku ................. 112 Tabela 5.2. Charakterystyki statystyczne zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) w styczniu w typach adwekcji (TC) w wyróżnionych regionach higrycznych (1-6) oraz na całym obszarze badań (X) ............................................ 125 Tabela 5.3. Charakterystyki statystyczne zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) w lipcu w typach adwekcji (TC) w wyróżnionych regionach higrycznych (1-6) oraz na całym obszarze badań (X).................................................. 138 Tabela 5.4. Charakterystyki statystyczne zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) w kwietniu w typach adwekcji (TC) w wyróżnionych regionach higrycznych (1-6) oraz na całym obszarze badań (X) ............................................ 160 Tabela 5.5. Charakterystyki statystyczne zawartości pary wodnej w powietrzu (TCWV) w październiku w typach adwekcji (TC) w wyróżnionych regionach higrycznych (1-6) oraz na całym obszarze badań (X) ............................................ 161 176 LITERATURA Adamczyk A.B., 2011, Warunki termiczne i wilgotnościowe aglomeracji warszawskiej, Prace i Studia Geograficzne, 47, 355-363. Allan R.P., Zveryaev I.I., 2011, Variability in the summer season hydrological cycle over the Atlantic-Europe region 1979-2007, International Journal of Climatology, 31, 337-348, DOI: 10.1002/joc.2070. Allan R.P., Ringer M.A., Slingo A., 2003, Evaluation of moisture in the Hadley Centre Climate Model using simulations of HIRS water vapour channel radiances, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 129, 3371-3389, DOI: 10.1256/qj.02.217. Allan R.P., Lavers D.A., Champion A.J., 2016, Diagnosing links between atmospheric moisture and extreme daily precipitation over the UK, International Journal of Climatology, 36, 3191-3206, DOI: 10.1002/joc.4547. Allen M.R., Ingram W.J., 2002, Constraints on future changes in climate and the hydrologic cycle, Nature, 419, 224-232. AMS - American Meteorological Society, 2018, Precipitable water, Glossary of Meteorology, dostępny online: http://glossary.ametsoc.org/wiki. Anagnostopoulou C., Tolika K„ Maheras P„ Kutiel H., Flocas H.A., 2008, Performance of the general circulation HadAMiP model in simulating circulation types over the Mediterranean region, International Journal of Climatology, 28,185-203. Anselin L„ 1995, Local Indicators of Spatial Association - LISA, Geographical Analysis, 27(2), 93-115. Bannon J.K., Steele L.P., 1960, Average water-vapour content of the air, Geophysical Memoirs, 102, British Meteorological Office, 1-38. Bao J.W., Michelson S.A., Neiman P.J., Ralph F.M., Wilczak J.M., 2006, Interpretation of enhanced integrated water vapor bands associated with extratropical cyclones: Their formation and connection to tropical moisture. Monthly Weather Review, 134(4), 1063-1080, DOI: 10.1175/ MWR3123.1. Barclay F.R., Elliot M.J., Goldsmith P„ Jelly J.V., 1960, A direct measurement of the humidity in the stratosphere using a cooled-vapour trap, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 86, 259-246. Barret E.W., Herndon L.R., Carter H.J., 1950, Some measurements of the distribution of the water vapour in the stratosphere, Tellus, 2, 302-311. Barry R.G., Chorley J.R., 2003, Atmosphere, Weather and Climate, Routledge Kegan & Paul, London, 1-421. LITERATURA Bebber W.J. van, 1891, Zugstrassen der barometrischen Minima nach den Bahnenkarten Deutschen Seewarte filr den Zeitraum von 1875-1890, Meteorologishe Zeitshrift, 8, 361-366. Beck C., Philipp A., 2010, Evaluation and comparison of circulation type classifications for the European domain, Physics and Chemistry of the Earth, 35(9-12), 374-387. Beck C„ Weitnauer C„ Jacobeit J., 2014, Downscaling of monthly PM10 indices at different sites in Bavaria (Germany) based on circulation type classifications, Atmospheric Pollution Research, 5(4), 741-752. Bednorz E„ 2008, Synoptic conditions of snow occurrence in Budapest, Meteorologische Zeitschrif, 17, 39-45. Benton G.S., Estoque M.A., 1954, Water-vapor transfer over the Northern American continent, Journal of Meteorology, 11, 462-477. Bernas M., Kolendowicz L., 2013, Wpływ cyrkulacji atmosferycznej na występowanie ekstremalnych opadów atmosferycznych w Poznaniu wiatach 1920-2010, Badania Fizjograficzne, Seria A - Geografia Fizyczna, 4, 7-27. Bielli S„ Grzeschik M., Richard E., Flamant C., Champollion C„ Kiemle C., Dorninger M„ Brousseau P., 2012, Assimilation of water-vapour airborne lidar observations: impact study on the COPS precipitation forecasts, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 138, 1652-1667, DOI: 10.1002/qj.l864. Bisselink B., Dolman A.J., 2008, Precipitation Recycling: Moisture Sources over Europe using ERA-40 data, Journal of Hydrometeorology, 9,1073-1083, DOI: 10.1175/2008JHM962.1. Blumberg W.G., Turner D.D., Lóhnert U., Castleberry S„ 2015, Ground-based temperature and humidity profiling using spectral infrared and microwave observations. Part II: Actual retrieval performance in clear-sky and cloudy conditions, Journal of Applied Meteorology and Climatology, 54, 2305-2319. Blas M., Sobik M., Rohm W., Brenot H., Trzcina E., Kryza M., Ojrzyńska H., 2017, Znaczenie kolumnowej zawartości pary wodnej w kształtowaniu rozkładu przestrzennego rozlewnych opadów atmosferycznych w Polsce [w:] Nadzwyczajne zdarzenia meteorologiczne i hydrologiczne na ziemiach polskich, Konferencja Naukowa, Łódź, 25-26 września 2017, Streszczenia referatów i posterów, 32. Bock O., Bosser P„ Bourcy T., David L„ Goutail E, Hoareau C., Keckhut P„ Legain D., Pazmino A., Pelon J., Pipis K., Poujol G., Sarkissian A., Thom C., Tournois G., Tzanos D., 2013, Accuracy assessment of water vapour measurements from in situ and remote sensing techniques during the DEMEVAP 2011 campaign at OHP, Atmospheric Measurement Techniques, 6, 2777-2802, DOI: 10.5194/amt-6-2777-2013. Boer G.J., 1993, Climate change and the regulation of the surface moisture and energy budgets, Climate Dynamics, 8, 225-239. Bosilovich M.G., Robertson F.R., Chen J., 2011, Global energy and water budgets in MERRA, Journal of Climate, 24, 5721-5739. Bosy J., Rohm W„ Borkowski A., Figurski M., Kroszczyński К., 2010, Integration and verification of meteorological observations and NWP model data for the local GNSS tomography, Atmospheric Research, 96, 522-530. Bosy J., Kapłon J., Rohm W., Sierny J„ Hadas T„ 2012, Near real-time estimation of water vapour in the troposphere using ground GNSS and the meteorological data, Annales Geophysicae, 30, 1379-1391, DOI: 10.5194/angeo-30-1379-2012. Boutle I.A., Belcher S.E., Plant R.S., 2011, Moisture transport in midlatitude cyclones, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 137, 360-373, DOI: 10.1002/qj.783. 178 LITERATURA Brasefield C.J., 1954, Measurement of the atmospheric humidity up to 35 km, Journal of Meteorology, 11, 412-416. Brunke M.A., Stegall S.T., Zeng X„ 2015, A climatology of tropospheric humidity inversions in five reanalyses, Atmospheric Research, 153,165-187, DOI: 10.1016/j.atmosres.2014.08.005. Bryś T., 2003, Variability of saturation deficit in Wroclaw in the 2O'h century and some of its conditions [w:] J.L. Pyka, M. Dubicka, A. Szczepankiewicz-Szmyrka, M. Sobik, M. Blas (red.), Man and climate in the 20lh century, Studia Geograficzne, 75, Uniwersytet Wrocławski, 203-215. Bryś T., Bryś K., Caputa Z., Wibig J., Fortuniak K., 2003, Humidity gradients in urban environments on the example of Wroclaw, Sosnowiec and Łódź [w:] K. Ktysik, T.R. Оке, K. Fortuniak, C.S.B. Grimmond, J. Wibig (red.), Fifth International Conference on Urban Climate, Konferencja Naukowa, Łódź, 1-5 września 2003, Streszczenia referatów i posterów, 1, 41-45. Buehler S.A., Óstman S., Melsheimer C., Holi G., Eliasson S., John V.O., Blumenstock T„ Hase F., Elgered G., Raffalski U., Nasuno T., Satoh M., Milz M., Mendrok J., 2012, A multi--instrument comparison of integrated water vapour measurements at a high latitude site, Atmospheric Chemistry and Physics, 12,10925-10943, DOI: 10.5194/acp-12-10925-2012. Cahynovâ M., Huth R„ 2010, Circulation vs. climatic changes over the Czech Republic: a comprehensive study based on the COST733 database of atmospheric circulation classifications, Physics and Chemistry of the Earth, 35, 422-428, DOI: 10.1016/j.pce.2009.11.002. Cahynovâ M., Huth R., 2016, Atmospheric circulation influence on climatic trends in Europe: An analysis of circulation type classifications from the COST733 catalogue, International Journal of Climatology, 36, 2743-2760, DOI: 10.1002/joc.4003. Caliński T., Harabasz J., 1974, A dendrite method for cluster analysis, Communications in Statistics, 3,1-27. Casado M.J., Pastor M.A., Doblas-Reyes F.J., 2010, Links between circulation types and precipitation in Spain, Physics and Chemistry of the Earth, 35, 437-447. Cattell R.B., 1966, The scree test for the number of factors, Multivariate Behavioral Research, 1(2), 245-276. CDO - Climate Data Operators, http://www.mpimet.mpg.de/cdo (1.12.2013). Charciarek T., 2003, Daily course of vapour pressure and relative humidity differences between urban and rural site in Łódź Jw:J K. Klysik, T.R. Оке, K. Fortuniak, C.S.B. Grimmond, J. Wibig (red.) Fifth International Conference on Urban Climate, Konferencja Naukowa, Łódź, 1-5 września 2003, Streszczenia referatów i posterów, 1, 51-54. Colman R„ Hanson L., 2013, On atmospheric radiative feedbacks associated with climate variability and change, Climate Dynamics, 40, 475-492. Courcoux N., Schroder M., 2015, The CM SAF ATOVS data record: overview of methodology and evaluation of total column water and profiles of tropospheric humidity, Earth System Science Data, 7, 397-414, DOI: 10.5194/essd-7-397-2015. Couto F.T., Salgado R., Costa M.J., 2012, Analysis of intense rainfall events on Madeira Island during the 2009/2010 winter, Natural Hazards and Earth System Sciences, 12, 2225-2240, DOI: 10.5194/nhess-12-2225-2012. Couto F.T., Salgado R., Costa M.J., Prior V., 2015, Precipitation in the Madeira Island over a 10-year period and the meridional water vapour transport during the winter seasons, International Journal of Climatology, 35, 3748-3759, DOI: 10.1002/joc.4243. Craig F.B., Albrecht B.A., 1998, Atmospheric Thermodynamics, Oxford University Press, Nowy Jork, 1-402. 179 LITERATURA Crane R.G., Barry R.G., 1988, Comparison of the MSL synoptic pressure patterns of the Arctic as observed and simulated by the GISS general circulation model, Meteorology and Atmospheric Physics, 39,169-183. Dai A., 2006, Recent climatology, variability, and trends in global surface humidity, Journal of Climate, 19, 3589-3606. Dai A., Wang J., Thorne P.W., Parker D.E., Haimberger L, Wang X.L., 2011, A new approach to homogenize daily radiosonde data, Journal of Climate, 24, 965-991. Dayan U„ Tubi A., Levy I., 2012, On the importance of synoptic classification methods with respect to environmental phenomena, International Journal of Climatology, 32, 681-694. Dee D.P., Uppala S.M., Simmons A.J., Berrisford P., Poli P., Kobayashi S., Andrae U., Balmaseda M.A., Balsamo G., Bauer P„ Bechtold P., Beljaars A.C.M., van de Berg L., Bidlot J., Bormann N„ Delsol C„ Dragani R., Fuentes M., Geer A.J., Haimberger L., Healy S.B., Hersbach H., Holm E.V., Isaksen L., Kallberg P., Kohler M., Matricardi M., McNally A.P., Monge-Sanz B.M., Morcrette J.-J., Park B.-K., Peubey C., de Rosnay P., Tavolato C., Thćpaut J.-N., Vitart E, 2011, The ERA-Interim reanalysis: configuration and performance of the data assimilation system, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 137, 553-597, DOI: 10.1002/ qj.828. Degirmendżić J., Kożuchowski К., 2016, Niże śródziemnomorskie jako czynnik klimatu Polski, Wydawnictwo Uniwersytetu Łódzkiego, Łódź, 1-166. Degirmendżić J„ Kożuchowski K., 2017, Mediterranean cyclones, the atmospheric moisture content and precipitation in Poland, Geographia Polonica, 90, 5-20, DOI: 10.7163/GPol.0075. Demiańczuk P„ 1963, Analiza poprawności tablic psychrometrycznych używanych w polskiej sieci meteorologicznej oraz opracowań elementów wilgotności powietrza, Biuletyn PIHM, 4, 2-31. Dery S.J., Stieglitz M„ 2002, A note on surface humidity measurements in the cold Canadian environment, Boundary-Layer meteorology, 102, 491-497. Devasthale A., Sedlar J., Tjernstróm M., 2011, Characteristics of water-vapour inversions observed over the Arctic by Atmospheric Infrared Sounder (AIRS) and radiosondes, Atmospheric Chemistry and Physics, 11, 9813-9823, DOI: 10.5194/acp-ll-9813-2011. Dubaniewicz H„ 1977, Wpływ miasta na kształtowanie się wilgotności powietrza obszarów przyległych na przykładzie Łodzi, Studia Regionalne, 1(6), 95-103. Dubicka M„ Rosiński D., Szymanowski M., 2003, The influence of urban environment on air humidity in Wroclaw [w:] J.L. Pyka, M. Dubicka, A. Szczepankiewicz-Szmyrka, M. Sobik, M. Blas (red.), Man and climate in the 20"' century, Studia Geograficzne, 75, Uniwersytet Wrocławski, 504-527. ECMWF - European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, 2011, The ERA-Interim archive Version 2.0, dostępny online: http://www.ecmwf.int/en/elibrary/8174-era-inter-im-archive-version-20. Elliott W.P., 1995, On detecting long-term changes in atmospheric moisture, Climatic Change, 31, 349-367. Elliott W.P., Gaffen D.J., 1991, On the utility of radiosonde humidity archives for climate studies, Bulletin of the American Meteorological Society, 72,1507-1520. Elliott W.P., Gaffen D.J., 1993, Effects of conversion algorithms on reported upper-air dewpoint depressions, Bulletin of the American Meteorological Society, 74, 1323-1325, DOI: 10.1175/1520-0477(1993)074<1323:EOCAOR>2.0.CO;2. Elliott W.P., Ross R.J., Schwartz B., 1998, Effects on climate records of changes in national weather service humidity processing procedures, Journal of Climate, 11, 2424-2436, DOI: 10.1175/1520-0442(1998)011<2424:EOCROC>2.0.CO;2. 180 LITERATURA Elliot W.P., Ross R.J., Blackmore W.H., 2002, Recent changes in NWS Upper-Air observations with emphasis on changes from VIZ to Vaisalii radiosondes. Bulletin of the American Meteorological Society, 83,1003-1017. Fernau M.E., Samson P.J., 1990, Use ofcluster analysis to define periods of similar meteorology and precipitation chemistry in eastern North America, Part II: precipitation patterns and pollutant deposition, Journal of Applied Meteorology, 29, 751-761. Flentje H„ Dórnbrack A., Fix A., Ehret G., Hólm E., 2007, Evaluation of ECMWF water vapour analyses by airborne differential absorption lidar measurements: a case study between Brasil and Europe, Atmospheric Chemistry and Physics, 7, 5033-5042, DOI: 10.5194/acp-7-5033-2007. Folland C.K., 1977, The psychrometer coefficient of the wet-bulb thermometers used in the meteorological office large thermometer screen, Meteorological Office Scientific Paper, 38,1-38. Folland C.K., Karl T.R., Christy J.R., Clarke R.A., Gruza G.V., Jouzel J., Mann M.E., Oerlemans J., Salinger M.J., Wang S.W., 2001, Observed Climate Variability and Change [w:] J.T. Houghton, Y. Ding, D.J. Griggs, M. Noguer, P.J. van der Linden, X. Dai, K. Maskell, C.A. Johnson (red.), Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge University Press, Cambridge, Wielka Brytania i Nowy Jork, USA, 99-182. Fortuniak K„ 2003, Miejska wyspa ciepła. Podstawy energetyczne, studia eksperymentalne, modele numeryczne i statystyczne, Wydawnictwo Uniwersytetu Łódzkiego, Łódź, 1- 233. Gaffen D.J., Ross R.J., 1999, Climatology and trends of U.S. surface humidity and temperature, Journal of Climate, 12, 811-828. Gaffen D.J., Barnett T.P., Elliott W.P., 1991, Space and time scales of global tropospheric moisture, Journal of Climate, 4, 989-1008, DOI: 10.1175/1520-0442(1991)004<0989:SAT-SOG>2.0.CO;2. Gaffen D.J., Robock A., Elliott W.P., 1992, Annual cycles of tropospheric water vapor, Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 97,18185-18193, DOI: 10.1029/92JD01999. Gimeno L., 2013, Grand challenges in atmospheric science, Frontiers in Earth Science, 1,1-5, DOI: 10.3389/feart.2013.00001. Gimeno L„ Drumond A., Nieto R., Trigo R.M., Stohl A., 2010, On the origin of continental precipitation, Geophysical Research Letters, 37, L13804, DOI: 10.1029/2010GL043712. Gimeno L„ Stohl A., Trigo R.M., Dominguez E, Yoshimura K., Yu L., Drumond A., Duran-Quesada A.M., Nieto R., 2012, Oceanic and terrestrial sources of continental precipitation, Reviews of Geophysics, 50, RG4003, DOI: 10.1029/2012RG000389. Gimeno L., Nieto R., Vazquez M., Lavers D.A., 2014, Atmospheric rivers: a mini-review, Frontiers in Earth Science, 2, DOI: 10.3389/feart.2014.00002. Gluza A., Raszewski B„ 1984, Zróżnicowanie temperatury i wilgotności względnej powietrza w Lublinie [w:] Klimat i Bioklimat Miast, Materiały I Ogólnopolskiej Konferencji, Łódź, 22-24 listopada 1984,107-114. Goodchild M.F., 1986, Spatial Autocorrelation, Concepts and Techniques in Modern Geography, 47, Geobooks, Norwich, 1-57. Gorczyński W, 1948, O wartościach wilgotności powietrza i prostej metodzie ich wyznaczania, Gazeta Obserwatora PIHM, 1(4), 6-10. Groisman P.Y., Knight R.W., Karl T.R., Easterling D.R., Sun B.M., Lawrimore J.H., 2004, Contemporary changes of the hydrological cycle over the contiguous United States: trends derived from in situ observations, Journal of Hydrometeorology, 5, 64-85. 181 LITERATURA HadCRUH: Hadley Centre and Climate Research Unit global surface humidity dataset from 1973 to 2003, http://hadobs.metoffice.com/hadcruh/ (12.04.2011). Hall A., Manabe S., 1999, The role of water vapor feedback in unperturbed climate variability and global warming, Journal of Climate, 12, 2327-2346, DOI: 10.1175/1520-0442(1999)012<2327: Trowvf>2.0.Co;2. Held I.M., Soden BJ., 2000, Water vapor feedback and global warming, Annual Review of Energy and the Environment, 25, 441-475. Hohendorf E„ 1960, Rozmieszczenie średnich wieloletnich niedosytów wilgotności powietrza w głównych porach roku w Polsce, Wiadomości Instytutu Melioracji, 1(3), 8-23. Hólm E., Andersson E„ Beljaars A., Lopez P., Mahfouf J.F., Simmons A., Thépaut J.N., 2002, Assimilation and modeling of the hydrological cycle: ECMWF's status and plans, ECMWF Technical Memorandum, 383, ECMWF, Reading, 1-55. Hordyniec P„ Bosy J., Bohm W, 2015, Assessment of errors in Precipitable Water data derived from Global Navigation Satellite System observations, Journal of Atmospheric and Solar--Terrestrial Physics, 129, 69-77. Houghton J.T., Seeley J.S., 1960, Spectroscopic observation of the water vapour content of the stratosphere. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 86, 358-370. Hurrel J.W., 1995, Decadal trends in the North Atlantic Oscillation: Regional temperatures and precipitation, Science, 269, 676-679, DOI: 10.1126/science.269.5224.676. Huth R„ 1996, An intercomparison of computer-assisted circulation classification methods, International Journal of Climatology, 16, 893-922. Huth R„ 2010, Synoptic-climatological applicability of circulation classifications from the COST733 collection: first results, Physics and Chemistry of the Earth, 35, 388-394. Huth R., Beck C., Philipp A., Demuzere M., Ustrnul Z., Cahynovâ M., Kyselÿ J., Tveito O.E., 2008, Classifications of atmospheric circulation patterns: recent advances and applications, Annals of the New York Academy of Sciences, 1146,105-152, DOI: 10.1196/annals.l446.019. Huth R„ Beck C„ Kucerovâ M., 2016, Synoptic-climatological evaluation of the classifications of atmospheric circulation patterns over Europe, International Journal of Climatology, 36, 2710-2726, DOI: 10.1002/joc.4546. Huthings J.W., 1957, Water-vapor flux and flux-divergence over Southern England: summer 1954, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 83, 30-48. Huthings J.W., 1961, Water-vapor transfer over the Australian continent, Journal of Meteorology, 18, 615-634. Ingram W, 2010, A very simple model for the water vapour feedback on climate change, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 136, 30-40, DOI: 10.1002/qj.546. Instrukcja dla stacji meteorologicznych, 2015, IMGW-PIB, Warszawa, 1-442. IPCC, 2013, Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, (red.) T.F. Stocker, D. Qin, G.K. Plattner, M. Tignor, S.K. Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex, P.M Midgley, Cambridge University Press, Cambridge, Wielka Brytania i Nowy Jork, USA, 1-1535. Iribarne J.V., Cho H.R., 1988, Fizyka Atmosfery, PWN, Warszawa. Jacobeit J„ Wanner H„ Luterbacher J., Beck C., Philipp A., Sturm K., 2003, Atmospheric circulation variability in the North-Atlantic-European Area since the mid-seventeenth century, Climate Dynamics, 20, 341-352. 182 LITERATURA Jacobeit J„ Rathmann J., Philipp A., Jones P.D., 2009, Central European precipitation and temperature extremes in relation to large-scale atmospheric circulation types, Meteorologische Zeitschrift, 18, 397-410. Jakob D., 2001, The role of water vapour in the atmosphere. A short overview from a climate modeller’s point of view, Physics and Chemistry of the Earth, Part A Solid Earth and Geodesy, 26(6-8), 523-527. Jakobson E„ Vihma T„ 2010, Atmospheric moisture budget in the Arctic based on the ERA-40 reanalysis, International Journal of Climatology, 30, 2175-2194, DOI: 10.1002/joc.2039. Jakobson E„ Vihma T., Palo T., Jakobson L., Keernik H., Jaagus J., 2012, Validation of atmospheric reanalyses over the central Arctic Ocean, Geophysical Research Letters, 39, L10802, DOI: 10.1029/2012GL051591. Janiszewski E, 1975, Problem tablic psychrometrycznych, Wiadomości IMGW, II(XXIII), 1,53-59. Jiang N., Hay J.E., Fisher G.W., 2005, Synoptic weather types and morning rush hour nitrogen oxides concentrations during Auckland winters, Weather and Climate, 25, 43-69. Jones P.D., Lister D.H., 2009, The influence of the circulation on surface temperature and precipitation patterns over Europe, Climate of the Past, 5, 259-267. Kahn B.H., Teixeira J„ Fetzer E.J., Gettelman A., Hristova-Veleva S.M., Huang X., Kochański A.K., Kohler M„ Krueger S.K., Wood R„ Zhao M„ 2011, Temperature and water vapor variance scaling in global models: Comparisons to satellite and aircraft data, Journal of the Atmospheric Sciences, 68, 2156-2168, DOI: 10.1175/2011JAS3737.1. Kalkstein L.S., Tan G., Skindlov J.A., 1987, An evaluation of three clustering procedures for use in synoptic climatological classification, Journal of Climate and Applied Meteorology, 26, 717-730. Kiehl J.T., Trenberth K.E., 1997, Earth’s annual global mean energy budget, Bulletin of the American Meteorological Society, 78,197-208. Kiemle C., Wirth M„ Fix A., Ehret G„ Schumann U„ Gardiner T„ Schiller C„ Sitnikov N„ Stiller G., 2008, First airborne water vapor lidar measurements in the tropical upper troposphere and mid-latitudes lower stratosphere: accuracy evaluation and intercomparisons with other instruments, Atmospheric Chemistry and Physics, 8, 5245-5261. Kilpelainen T., Vihma T, Manninen M., Sjoblom A., Jakobson E., Palo T., Maturilli M„ 2012, Modelling the vertical structure of the atmospheric boundary layer over Arctic fiords in Svalbard, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 138,1867-1883, DOI: 10.1002/qj.l914, 2012. Kishore P„ Venkat Ratnam M., Namboothiri S.P., Velicogna I., Basha G., Jiang J.H., Igarashi K., Rao S.V.B., Sivakumar V, 2011, Global (50°S-50°N) distribution of water vapor observed by COSMIC GPS RO: Comparison with GPS radiosonde, NCEP, ERA-Interim, and JRA-25 reanalysis data sets. Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, 73, 1849-1860, DOI: 10.1016/j.jastp.2011.04.017. Klein Tank A.M.G., Zwiers F.W., Zhang Z„ 2009, Guidelines on analysis of extremes in a changing climate in support of informed decisions for adaptation, Climate Data and Monitoring, WCDMP-No. 72, WMO-TD No. 1500, World Meteorological Organization Publication Board, Geneva, Switzerland, 1-56. Klysik K„ 1985, Wpływ struktury termiczno-wilgotnościowej przyziemnych warstw powietrza na klimat lokalny w wybranych warunkach terenowych, Acta Geographica Lodziensia, 49,1-119. Koffi E., Graham, E„ Matzler C., 2013, The water vapour flux above Switzerland and its role in the August 2005 extreme precipitation and flooding, Meteorologische Zeitschrift, 22, 328-341, DOI: 10.1127/0941-2948/2013/0392. Kopcewicz T., 1956, Fizyka atmosfery, cz. I-II, PWN, Warszawa, 24-203. 183 LITERATURA Kosiba A., 1952, Zagadnienie bilansu wilgoci na Śląsku w świetle zmian wilgotności względnej, Przegląd Meteorologiczny i Hydrologiczny, 5(3/4), 58-69. Kostopoulou E„ Jones P.D., 2007, Comprehensive analysis of the climate variability in the eastern Mediterranean. Part II: relationships between atmospheric circulation patterns and surface climatic elements, International Journal of Climatology, 27,1351-1371. Kożuchowski К., 2015, Obfitość opadów w Polsce w przebiegu rocznym, Przegląd Geofizyczny, 60(1-2), 27-38. Kożuchowski K„ 2016, Zawartość wody opadowej w atmosferze i opady w Polsce, Przegląd Geofizyczny, 61(3-4), 151-169. Kramsztyk S., 1885, Ocena wilgotności powietrza, Wszechświat, 8,122-123. Kucerovâ M., Beck C„ Philipp A., Huth R., 2017, Trends in frequency and persistence of atmospheric circulation types over Europe derived from a multitude of classification, International Journal of Climatology, 37, 2502-2521, DOI: 10.1002/joc.4861. Kunz A., Spelten N„ Konopka P., Müller R„ Forbes R.M., Wernli, H., 2014, Comparison of Fast in Situ Stratospheric Hygrometer (FISH) measurements of water vapor in the upper troposphere and lower stratosphere (UTLS) with ECMWF (re)analysis data, Atmospheric Chemistry and Physics, 14,10803-10822, DOI: 10.5194/acp-14-10803-2014. Kyselÿ J., Huth R., 2006, Changes in atmospheric circulation over Europe detected by objective and subjective methods, Theoretical and Applied Climatology, 85,19-36. Lavers D.A., Villarini G., 2013, The nexus between atmospheric rivers and extreme precipitation across Europe, Geophysical Research Letters, 40, 3259-3264, DOI: 10.1002/grl.50636. Lavers D.A., Villarini G„ 2015, The relationship between daily European precipitation and measures of atmospheric water vapour transport, International Journal of Climatology, 35, 2187-2192, DOI: 10.1002/joc.4119. Lavers D.A., Allan R.P., Wood E.F., Villarini G., Brayshaw D.J., Wade A.J., 2011, Winter floods in Britain are connected to atmospheric rivers. Geophysical Research Letters, 38, L23803, DOI: 10.1029/2011GL049783. Lavers D.A., Villarini G., Allan R.P., Wood E.F., Wade A.J., 2012, The detection of atmospheric rivers in atmospheric reanalyses and their links to British winter floods and the large-scale climatic circulation, Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 117, D20106, DOI: 10.1029/2012JD018027. Lavers D.A., Ralph F.M., Waliser D.E., Gershunov A., Dettinger M.D., 2015, Climate change intensification of horizontal water vapor transport in CMIP5, Geophysical Research Letters, 42,5617-5625, DOI: 10.1002/2015GL064672. Lenart W, 1979, Rozwój badań nad atmosferycznym transportem wilgoci, Przegląd Geofizyczny, 23(3), 211-219. Lenart W, 1983, Transport pary wodnej nad terytorium Polski, Przegląd Geofizyczny, 28(3-4), 281-290. Liu D., Yang J., Niu S., Li Z., 2010, On the evolution and Structure of a radiation fog event in Nanjing, Advances in Atmospheric Sciences, 28, 223-237, DOI: 10.1007/s00376-010-0017-0. Liu H., Zhang H., Bian L., Chen J., Zhou M., Xu X., Li S., Zhao Y., 2002, Characteristics of micrometeorology in the surface layer in the Tibetan Plateau, Advances in Atmospheric Sciences, 19,73-88, DOI: 10.1007/s00376-002-0035-7. Lorenzo M.N., Taboada J.J., Gimeno L„ 2008, Links between circulation weather types and teleconnection patterns and their influence on precipitation patterns in Galicia (NW Spain), International Journal of Climatology, 28,1493-1505. 184 LITERATURA Lovell-Smith J.W., Feistel R„ Harvey A.H., Hellmuth O„ Bell S.A., Heinonen M., Cooper J.R., 2016, Metrological challenges for measurements of key climatological observables. Part 4: atmospheric relative humidity, Metrologia, 53, R40-R59. Łupikasza E., 2006, Typologia reżimów opadowych w Europie, Annales UMCS - Sectio B, 61, 267-276. Łupikasza E., 2016, The Climatology of Air- Mass and Frontal Extreme Precipitation. Study of meteorological data in Europe, Springer, Szwajcaria, 1-313. Makkonen L., Laakso T„ 2005, Humidity measurements in cold humid environments, Boundary-Layer Meteorology, 116,131-147. Malinowska M„ Miętus M„ 2010, Opady o dużym natężeniu w Gdyni i ich uwarunkowania atmosferyczne [w:] T. Ciupa, R. Suligowski (red.), Woda w badaniach geograficznych. Instytut Geografii Uniwersytetu Jana Kochanowskiego, Kielce, 49-58. Manabe S„ Wetherald R.T., 1967, Thermal equilibrium of the atmosphere with a given distribution of relative humidity, Journal of the Atmospheric Sciences, 24, 241-259, DOI: 10.1175/1520-0469(1967)024<0241:TEOTAW>2.0.CO;2. Mastenbrook H.J., Dinger J.H., 1960, The measurement of water-vapor distribution in the stratosphere, Technical Report NRL, 5551, Naval Research Laboratory, Waszyngton, 1-36. Mattar C„ Sobrino J.A., Julien Y., Morales L., 2011, Trends in column integrated water vapour over Europe from 1973 to 2003, International Journal of Climatology, 31, 1749-1757, DOI: 10.1002/joc.2186. McCarthy M.P., Toumi R., 2004, Observed interannual variability of tropical troposphere relative humidity. Journal of Climate, 17, 3181-3191. McCarthy M.P., Willett K.M., 2006, Report on estimates of observational uncertainty in surface humidity and free-atmosphere temperature and humidity data, DEFRA Climate Prediction Program, Annex III, Milestone report 03.02.06, Hadley Centre, Met Office, Exeter, Wielka Brytania, 1-17. McCarthy M.P., Thorne P.W., Titchner H.A., 2009, An analysis of tropospheric humidity trends from radiosondes, Journal of Climate, 22, 5820-5838. Michna E., 1972, O wilgotności względnej powietrza w Polsce, Przegląd Geofizyczny, 17(1), 3-14. Międzynarodowy słownik hydrologiczny, 2001, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, 1- 250, dostępny online: https://hydrologie.org/glu/HINDPO.HTM. Mieruch S., Nóel S„ Bovensmann H„ Burrows J.P., 2008, Analysis of global water vapour trends from satellite measurements in the visible spectral range. Atmospheric Chemistry and Physics, 8, 491-504, DOI: 10.5194/acp-8-491-2008. Mims F.M. Ill, Chambers L.H., Brooks D.R., 2011, Measuring total column water vapor by pointing an infrared thermometer at the sky, Bulletin of the American Meteorological Society, 92, 1311-1320. MIostek E., Sobik M., 1984, Ustovija vłażnosti vozducha w gorode v izbrannych sinopticzeskich situacjach na primiere goroda Wrocława [w:] Mikroklimat i mezoklimat gorodskich aglomeracji, Brno, 36-43. Moller E, 1963, On the influence of changes in the CO₂ concentration in air on the radiation balance of the Earths surface and on the climate, Journal of Geophysical Research, 68(13), 3877-3886, DOI: 10.1029/JZ068i013p03877. Moran P.A.P., 1947, The interpretation of statistical maps, Journal of the Royal Statistical Society, 10(2), 243-51. 185 LITERATURA Morland J., Collaud Coen M., Hocke K„ Jeanne! P., Mâtzler C., 2009, Tropospheric water vapour above Switzerland over the last 12 years, Atmospheric Chemistry and Physics, 9, 5975-5988, DOI: 10.5194/acp-9-5975-2009. Neiman P.J., Ralph F.M., White A.B., Kingsmill D.E., Persson P.O.G., 2002, The statistical relationship between upslope flow and rainfall in California’s coastal mountains: Observations during CALJET, Monthly Weather Review, 130, 1468-1492, DOI: 10.1175/1520-0493(2002)130<1468:TSRBUF>2.0.CO;2. Neiman P.J., Ralph F.M., Wick G.A., Lundquist J.D., Dettinger M.D., 2008, Meteorological characteristics and overland precipitation impacts of atmospheric rivers affecting the west coast of North America based on eight years ofSSM/I satellite observations. Journal of Hydrometeorology, 9, 22-47. Niedźwiedź T., 1973, Temperatura i wilgotność powietrza w warunkach rzeźby pogórskiej Karpat (na przykładzie doliny Raby koło Gaika-Brzezowej), Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne, 32,7-88. Ning T., Elgered G., Willén U, Johansson J.M., 2013, Evaluation of the atmospheric water vapor content in a regional climate model using ground-based GPS measurements, Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 118, 329-339, DOI: 10.1029/2012JD018053. Nygârd T., Valkonen T., Vihma T., 2013, Antarctic low-tropospheric humidity inversions: 10-yr climatology, Journal of Climate, 26, 5205-5219, DOI: 10.1175/JCLI-D-12-00446.1. Nygârd T., Valkonen T., Vihma T„ 2014, Characteristics of Arctic low-tropospheric humidity inversions based on radio soundings, Atmospheric Chemistry and Physics, 14, 1959-1971, DOI: 10.5194/acp-14-1959-2014. Obrębska-Starklowa B., Kowanetz L., Zając J., 1986, Wilgotność względna powietrza w Beskidach i na Podhalu, Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne, 64, 21-47. Ortiz de Galisteo J.P., Bennouna Y., Toledano C„ Cachorro V, Romero P., Andrés M.I., Torres B., 2014, Analysis of the annual cycle of the precipitable water vapour over Spain from 10-year homogenized series of GPS data, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 140, 397-406, DOI: 10.1002/qj.2146. Palm S.P., Benedetti A., Spinhirne J., 2005, Validation of ECMWF global forecast model parameters using GLAS atmospheric channel measurements, Geophysical Research Letters, 32, L22S09, DOI: 1O.1O29/2OO5GLO23535. Pawlak W, 2016, Wybrane wyniki pomiarów strumieni turbulencyjnych netto gazów cieplarnianych (pary wodnej, dwutlenku węgla i metanu) w centrum Łodzi w latach 2013-2015, Acta Geographica Lodziensia, 104, 87-99. Peixoto J.P., 1970, Pole to pole divergence of water vapor, Tellus, 22, 17-25, DOI: 10.1111/j.2153-3490.1970.tb01932.x. Peixoto J.P., Oort A.H., 1992, Physics of Climate, American Institute of Physics, Nowy Jork, 1-520. Peixoto J.P., Oort A.H., 1996, The climatology of relative humidity in the atmosphere, Journal of Climate, 9, 3443-3463. Peixoto J.P., Salstein D.A., Rosen R.D., 1981, Interannual variation in large-scale moisture fields, Journal of Geophysical Research, 86,1255-1264, DOI: 10.1029/JC086iC02p01255. Philipp A., 2009, Comparison of principal component and cluster analysis for classifying circulation pattern sequences for the European domain, Theoretical and Applied Climatology, 96, 31-41, DOI: 10.1007/s00704-008-0037-l. Philipp A., Beck C„ Huth R., Jacobeit J„ 2016, Development and comparison of circulation type classifications using the COST 733 dataset and software, International Journal of Climatology, 36, 2673-2691, DOI: 10.1002/joc.3920. 186 LITERATURA Phillips I.D., McGregor G„ 2001, Western European water vapor flux-Southwest England rainfall associations, Journal of Hydrometeorology, 2, 505-524, DOI: 10.1175/1525-7541(2001)002<0505:WEWVFS>2.0.CO;2. Pierrehumbert R.T., 2002, The hydrologic cycle in deep-time climate problems, Nature, 419, 191-198. Piotrowicz K„ Wypych A., 2006, Long-term variations in the number of hot, very hot and sultry days in Krakow, Papers on Global Change IGBP, 13, 43-58. Plana-Fattori A., Legrand M„ Tanré D., Devaux C„ Vermeulen A., 1998, Estimating the atmospheric water vapor content from sun photometer measurements, Journal of Applied Meteorology, 37(8), 790-804. Pokam W.M., Djiotang L.A.T., Mkankam F.K., 2012, Atmospheric water vapor transport and recycling in Equatorial Central Africa through NCEP/NCAR reanalysis data, Climate Dynamics, 38,1715-1729, DOI: 10.1007/s00382-011-1242-7. Poli P., Hersbach H., Dee D.P., Berrisford P., Simmons A.J, Vitart E, Laloyaux P„ Tan D.G.H., Peubey C., Thépaut J.-N., Trémolet Y., Hólm E.V., Bonavita M„ Isaksen L„ Fisheret M., 2016, ERA-20C: An atmospheric reanalysis of the twentieth century, Journal of Climate, 29, 4083-4097, DOI: 10.1175/JCLI-D-15-0556.1. Prabhakara C., Dalu G., Lo R.C., Nash N.R., 1979, Remote sensing of seasonal distribution of precipitable water vapor over the oceans and the interference of boundary-layer structure, Monthly Weather Review, 107,1388-1401. Preisendorfer R.W., 1988, Principal Component Analysis in meteorology and oceanography, Elsevier, Amsterdam-Oksford-Nowy Jork-Tokio, 1-425. Ralph F.M., Dettinger M.D., 2011, Storms, floods, and the science of atmospheric rivers, Eos, Transactions American Geophysical Union, 92(32), 265, DOI: 10.1029/2011E0320001. Ralph F.M., Neiman P.J., Wick G.A., 2004, Satellite and CAL- JET aircraft observations of atmospheric rivers over the eastern North-Pacific Ocean during the winter of 1997/98, Monthly Weather Review, 132,1721-1745, DOI: 10.1175/1520-0493(2004)132<1721:SACAOO>2.0.CO;2. Ralph F.M., Neiman P.J., Rotunno R„ 2005, Dropsonde observations in low-level jets over the Northeastern Pacific Ocean from CALJET-1998 and PACJET-2001: Mean vertical-profile and atmospheric-river characteristics, Monthly Weather Review, 133, 889-910. Ralph F.M., Coleman T„ Neiman P.J., Zamora R., Dettinger M.D., 2013, Observed impacts of duration and seasonality of atmospheric-river landfalls on soil moisture and runoff in coastal northern California, Journal of Hydrometeorology, 14, 443-459. Ramos A.M., Tomé R„ Trigo R.M., Liberato M.L.R., Pinto J.G., 2016, Projected changes in atmospheric rivers affecting Europe in CMIP5 models, Geophysical Research Letters, 43, 9315-9323, DOI: 10.1002/2016GL070634. Randel D.L., Vonder Haar T.H., Ringerud M.A., Stephens G.L., Greenwald T.J., Combs C.L., 1996, A new global water vapor dataset, Bulletin of the American Meteorological Society, 77(6), 1233-1246. Rangwala I., 2013, Amplified water vapour feedback at high altitudes during winter, International Journal of Climatology, 33, 897-903. Raziei T., Bordi I., Pereira L.S., Corte-Real J., Santos J.A., 2012, Relationship between daily atmospheric circulation types and winter dry/wet spells in western Iran, International Journal of Climatology, 32,1056-1068. Reitan C.H., 1960a, Mean monthly values of precipitable water over the United States, 1946-56, Monthly Weather Review, 88, 25-35. 187 LITERATURA Reitan C.H., 1960b, Distribution of precipitable water vapor over the continental United States, Bulletin of the American Meteorological Society, 41, 79-87. Rohm W, Bosy J., 2009, Local tomography troposphere model over mountains area, Atmospheric Research, 93, 777-783. Rohm W., Bosy J., 2011, The verification of GNSS tropospheric tomography model in a mountainous area, Advances in Space Research, 47,1721-1730. Rojek M„ 2001, Porównanie temperatury i wilgotności powietrza mierzonych z wykorzystaniem klasycznej i automatycznej stacji meteorologicznej, Roczniki Akademii Rolniczej w Poznaniu. Melioracje i Inżynieria Środowiska, 21,167-172. Ross R.J., Elliott W.P., 1996. Tropospheric water vapor climatology and trends over North America: 1973-93, Journal of Climate, 9, 3561-3574. Ross R.J., Elliott W.P., 2001, Radiosonde-based Northern Hemisphere tropospheric water vapor trends, Journal of Climate, 14,1602-1612. Ruprecht E., Schroder S.S., Ubl S., 2002, On the relation between NAO and water vapour transport towards Europe, Meteorologische Zeitschrift, 11, 395-401, DOI: 10.1127/0941-2948/2002/0011-0395. Saha S„ Moorthi S„ Pan H.L., Wu X., Wang J., Nadiga S„ Tripp P„ Kistler R„ Woollen J., Behringer D„ Liu H., Stokes D., Grumbine R„ Gayno G„ Wang J., Hou Y.T., Chuang H., Juang H.-M.H., Sela J., Iredell M„ Treadon R„ Kleist D„ Van Deist P„ Keyser D., Derber J„ Ek M., Meng J., Wei H„ Yang R„ Lord S„ van den Dool H„ Kumar A., Wang W„ Long C., Chelliah M„ Xue Y„ Huang B„ Schemm J.-K., Ebisuzaki W, Lin R., Xie P., Chen M., Zhou S„ Higgins W, Zou C.-Z., Liu Q., Chen Y, Han Y, Cucurull L., Reynolds R.W., Rutledge G., Goldberg M., 2010, The NCEP Climate Forecast System Reanalysis, Bulletin of the American Meteorological Society, 91,1015-1057. Salby M.L., 2012, Physics of the atmosphere and climate, Cambridge University Press, Nowy Jork, 127-149. Salstein D.D., Rosen R.D., Peixoto J.P., 1983, Modes of variability in annual hemispheric water vapor and transport fields, Journal of the Atmospheric Sciences, 40, 788-803, DOI: 10.1175/1520-0469(1983)040<0788:MOVIAH>2.0.CO;2. Schiemann R., Frei C., 2010, How to quantify the resolution of surface climate by circulation types: an example for Alpine precipitation, Physics and Chemistry of the Earth, 35, 403-410. Schmidt G.A., Ruedy R.A., Miller R.L., Lacis A.A., 2010, Attribution of the present-day total greenhouse effect, Journal of Geophysical Research, 115, D20106, DOI: 10.1029/2010JD014287. Schneider E.K., Kirtman B.P., Lindzen R.S., 1999, Tropospheric Water Vapor and Climate Sensitivity, Journal of the Atmospheric Sciences, 56, 1649-1658, DOI: 10.1175/1520-0469(1999)056<1649:TWVACS>2.0.CO;2. Schneider T., O’Gorman P.A., Levine X.J., 2010, Water vapor and the dynamics of climate changes, Reviews of Geophysics, 48, RG3001, DOI: 10.1029/2009RG000302. Schroder M., Jonas M„ Lindau R„ Schulz J., Fennig K„ 2013, The CM SAF SSM/I-based total column water vapour climate data record: Methods and evaluation against re-analyses and satellite, Atmospheric Measurement Techniques, 6, 765-775. Schroder M., Lockhoff M., Forsythe J.M., Cronk H.Q., Vonder Haar T.H., Bennartz R„ 2016, The GEWEX Water Vapor Assessment: Results from Intercomparison, Trend, and Homogeneity Analysis of Total Column Water Vapor, Journal of Applied Meteorology and Climatology, 55, 1633-1649, DOI: 10.1175/JAMC-D-15-0304.1. Sedlar J., Tjernstróm M., 2009, Stratiform Cloud-Inversion characterization during the Arctic melt season, Boundary-Layer Meteorology, 132, 455-474, DOI: 10.1007/sl0546-009-9407-l. 188 LITERATURA Sedlar J., Shupe M.D., Tjernstróm M., 2012, On the relationship between thermodynamic structure and cloud top, and its climate significance in the Arctic, Journal of Climate, 25, 2374-2393, DOI: 10.1175/jcli-d-ll-00186.1. Serreze M.C., Barry R.G., Walsh J.E., 1995, Atmospheric Water Vapor Characteristics at 70°N, Journal of Climate, 353, 215-225, DOI: 10.1175/1520-0442(1995)008<0719:AWVCA>2.0.CO;2. Serreze M.C., Barrett A.P., Stroeve J., 2012, Recent changes in tropospheric water vapor over the Arctic as assessed from radiosondes and atmospheric reanalyses. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 117, D10104, DOI: 10.1029/ 2011JD017421. Sherwood S.C., Roca R„ Weckwerth T.M., Andronova N.G., 2010a, Tropospheric water vapor, convection, and climate, Reviews of Geophysics, 48, RG2001, DOI: 10.1029/2009RG000301. Sherwood S.C., Ingram W., Tsushima Y., Satoh M., Roberts M., Vidale P.L., O’Gorman P.A., 2010b, Relative humidity changes in a warmer climate, Journal of Geophysical Research, 115, D09104, DOI: 10.1029/2009JD012585.1. Simmons A.J., Willett K.M., Jones P.D., Thorne P.W., Dee D.P., 2010, Low-frequency variations in surface atmospheric humidity, temperature, and precipitation: Inferences from reanalyses and monthly gridded observational data sets, Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 115, D01110, DOI: 10.1029/2009JD012442. Słownik meteorologiczny, 2003, Polskie Towarzystwo Geofizyczne - IMGW, Warszawa, 1- 496. Sobik M„ Bias M., 2010, Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne [w:] P. Migoń (red.), Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku, Uniwersytet Wrocławski, Wrocław, 35-59. Sodemann H„ Stohl A., 2013, Moisture origin and meridional transport in atmospheric rivers and their association with multiple cyclones, Monthly Weather Review, 141, 2850-2868, DOI: 10.1175/MWR-D-12-00256.1. Sodemann H., Wernli H., Schwierz C„ 2009, Sources of water vapour contributing to the Elbe flood in August 2002 - A tagging study in a mesoscale model, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 135, 205-223, DOI: 10.1002/qj.374. Soden B.J., Held I.M., 2006, An assessment of climate feedbacks in coupled ocean-atmosphere models, Journal of Climate, 19, 3354-3360. Solomon A., Shupe M.D., Persson P.O.G., Morrison H„ 2011, Moisture and dynamical interactions maintaining decoupled Arctic mixed-phase stratocumulus in the presence of a humidity inversion, Atmospheric Chemistry and Physics, 11, 10127-10148, DOI: 10.5194/acp-ll-10127-2011. Starr V.P., White R.M., 1955, Direct measurement of the hemispheric poleward flux of the water vapor. Journal of Marine Resources, 14, 217-225. StatSoft Electronic Statistic Textbook, https://www.statsoft.pl/textbook/ (5.08.2014). Sterl A., 2004, On the (in)homogeneity of reanalysis products, Journal of Climate, 17, 3866-3873. Stohl A., Forster C., Sodemann H., 2008, Remote sources of water vapor forming precipitation on the Norwegian west coast at 60°N-a tale of hurricanes and an atmospheric river, Journal of Geophysical Research, 113, D05102, DOI: 10.1029/2007JD009006. Storch H. von, Zwiers F.W., 2002, Statistical analysis in climate research, Cambridge University Press, Cambridge, 1-494. Stull R„ 2017, Practical Meteorology: An Algebra-based Survey of Atmospheric Science, The University of British Columbia, Vancouver, 87-117, dostępny online: http://www.eos.ubc.ca/ books/Practical_Meteorology/. Suligowski R., 2013, Maksymalny wiarygodny opad na Wyżynie Kieleckiej, Wydawnictwo Uniwersytetu Jana Kochanowskiego, Kielce, 1-230. 189 LITERATURA Tarajkowska M., 1974, Wpływ miasta na warunki wilgotnościowe powietrza na przykładzie Częstochowy, Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Łódzkiego, Nauki Matematyczno-Przyrodnicze, Seria II, 63, 43-56. Tietäväinen H„ Vihma T, 2008, Atmospheric moisture budget over Antarctica and the Southern Ocean based on the ERA-40 reanalysis, International Journal of Climatology, 28,15,1977-1995, DOI: 10.1002/joc.l684. Tomasi C„ Petkov B., Benedetti E., Vitale V„ Pellegrini A., Dargaud G., De Silvestri L„ Grigioni P., Fossat E., Roth W.L., Valenziano L., 2006, Characterization of the atmospheric temperature and moisture conditions above Dome C (Antarctica) during austral summer and fall months, Journal of Geophysical Research, 111, D20305, DOI: 10.1029/ 2005JD006976. Tompkins A.M., Bechtold P„ Beljaars A.C.M., Benedetti A, Cheinet S„ Janiskovä M., Kohler M., Lopez P., Morcrette J.J., 2004, Moist physical processes in the IPS: progress and plans, ECMWF Technical Memoranda, 452,1-91. Trenberth K.E., 1999, Conceptual framework for changes of extremes of the hydrological cycle with climate change, Climatic Change, 42, 327-339. Trenberth K.E., Stepaniak D.P., 2003, Covariability of components of poleward atmospheric energy transports on seasonal and interannual timescales, Journal of Climate, 16, 3691-3705. Trenberth K.E., Dai A., Rasmussen R.M., Parsons D.B., 2003, The changing character of precipitation, Bulletin of the American Meteorological Society, 84,1205-1217. Trenberth K.E., Fasullo J., Smith L., 2005, Trends and variability in column-integrated atmospheric water vapor, Climate Dynamics, 24,741-758. Trenberth K.E., Fasullo J.T., Mackaro J., 2011, Atmospheric moisture transports from ocean to land and global energy flows in reanalyses, Journal of Climate, 24, 4907-4924, DOI: 10.1175/2011JCLI4171.1. Tucker G.B., 1957, An analysis of humidity measurements in the upper troposphere and lower stratosphere over southern England, Meteorological Research Papers, Air Ministry London, 1052,1-31. Tuller S.E., 1968, World distribution of mean monthly and annual precipitable water, Monthly Weather Review, 96,785-797. Turco R.P., 2010, Atmospheric chemistry [w:] K.E. Trenberth (red.), Climate system modeling, Cambridge University Press, Cambridge, 201-240. Tveito O.E., 2010, An assessment of circulation type classifications for precipitation distribution in Norway, Physics and Chemistry of the Earth, 35, 395-402. Twardosz R„ 2010, An analysis of diurnal variations of heavy hourly precipitation in Kraków using a classification of circulation types over Poland, Physics and Chemistry of the Earth, 35,456-461. Ustrnul Z., 1997, Zmienność cyrkulacji atmosfery na półkuli północnej w XX wieku, IMGW, Warszawa, 1-208. Ustrnul Z., Czekierda D„ Wypych A., 2010, Extreme values of air temperature in Poland according to different atmospheric circulation classifications, Physics and Chemistry of the Earth, 35, 429-436, DOI: 10.1016/j.pce.2009.12.012. Ustrnul Z., Wypych A., Czekierda D., 2013, Composite circulation index of weather extremes (the example for Poland), Meteorologische Zeitschrift, 22(5), 551-559, DOI: 10.1127/0941-2948/2013/0464. Ustrnul Z., Wypych A., Winkler J.A., Czekierda D„ 2014, Late spring freezes in Poland in relation to atmospheric circulation, Quaestiones Geographicae, 33(3), 165-172, DOI: https://doi. org/10.2478/quageo-2014-0039. 190 LITERATURA Velea L., Chronis T„ Anagnostou N.E., Papadopoulos A., 2012, Comparative analysis of humidity characteristics for open-sea and coastal areas in the Mediterranean, Atmospheric Research, 113,126-139, DOI: 10.1016/j.atmosres.2012.05.004. Vesperini M„ 2002, ECM WF analyses of humidity: comparisons to POLDER estimates over land, Remote Sensing of Environment, 82, 469-480. Vicente-Serrano S.M., Lopez-Moreno J.I., 2006, The influence of atmospheric circulation at different spatial scales on winter drought variability through a semi-arid climatic gradient in northeast Spain, International Journal of Climatology, 26,1427-1453. Vihma T„ Kilpelainen T„ Manninen M„ Sjoblom A., Jakobson E., Palo T., Jaagus J., Maturilli M„ 2011, Characteristics of temperature and humidity inversions and low-level jets over Svalbard Fjords in Spring, Advances in Meteorology, 486807, DOI: 1155/2011/486807. Vihma T„ Screen J., Tjernstrom M., Newton B., Zhang X., Popova V., Deser C., Holland M., Prowse T., 2016, The atmospheric role in the Arctic water cycle: A review on processes, past and future changes, and their impacts, Journal of Geophysical Research: Biogeosciences, 121, 586-620, DOI: 10.1002/ 2O15JGOO3132. Vincent L.A., van Wijngaarden W.A., Hopkinson R., 2007, Temperature and humidity trends in Canada for 1953-2005, Journal of Climate, 20, 5100-5113. Vonder Haar T.H., Bytheway J.L., Forsythe J.M., 2012, Weather and climate analyses using improved global water vapor observations, Geophysical Research Letters, 39, L158O2, DOI: 10.1029/2012GL052094. Wagner D., Ruprecht E„ Simmer C„ 1990, A combination of microwave observations from satellites and an EOF analysis to retrieve vertical humidity profiles over the ocean, Journal of Applied Meteorology, 29,1142-1157, DOI: 10.1175/1520-0450(1990)029<1142:ACOMOF>2.0.CO;2. Wagner T„ Beirle S., Grzegorski M„ Platt U„ 2006, Global trends (1996-2003) of total column precipitable water observed by Global Ozone Monitoring Experiment (GOME) on ERS-2 and their relation to near-surface temperature, Journal of Geophysical Research, 111, D12102, DOI: 10.1029/2005JD006523. Waliser D.E., Moncrieff M.W., Burridge D., Fink A.H., Gochis D., Goswami B.N., Guan B., Harr P., Heming J., Hsu H.H., Jakob C., Janiga M„ Johnson R„ Jones S„ Knipperts P., Marengo J., Nguyen H„ Pope M., Serra Y„ Thorncroft C., Wheeler M., Wood R., Yuter S„ 2012, The year of tropical convection (May 2008-April 2010): climate variability and weather highlights, Bulletin of the American Meteorological Society, 93, 1189-1218, DOI: 10.1175/2011BAMS3095.1. Wang J.H., Zhang L.Y., 2008, Systematic errors in global radiosonde precipitable water data from comparisons with ground-based GPS measurements, Journal of Climate, 21, 2218-2238. Wang J.H., Zhang L.Y., 2009, Climate applications of a global, 2-hourly atmospheric precipitable water dataset derived from IGS tropospheric products, Journal of Geodesy, 83, 209-217. Wang J.H., Rossow W.B., Zhang Y.C., 2000, Cloud vertical structure and its variations from a 20-year global rawinsonde dataset, Journal of Climate, 13, 3041-3056. Wang J.H., Carlson D.J., Parsons D.B., Hock T.F., Lauritse D., Cole H.L., Beierle K., Chamberlain E., 2003, Performance of operational radiosonde humidity sensors in direct comparison with a chilled mirror dew-point hygrometer and its climate implication. Geophysical Research Letters, 30(16), 1860, DOI: 10.1029/ 2003GL016985. Wang J.H., Zhang L.Y., Dai A., Van Hove T„ Van Baelen J„ 2007, A near-global, 2-hourly data set of atmospheric precipitable water from ground-based GPS measurements. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 112, D11107, DOI: 10.1029/2006JD007529. 191 LITERATURA Wang Y, Zhang Y„ Fu Y.F., Li R.Y., Yuan J„ 2016, A climatological comparison of column-integrated water vapor for the third-generation reanalysis datasets, Science China Earth Sciences, 59, 296-306, DOI: 10.1007/Sİ1430-015-5183-6. Wentz F.J., Schabel M., 2000, Precise climate monitoring using complementary satellite data sets, Nature, 403, 414-416. Wibig J., Siedlecki M., 2007, Przestrzenny i czasowy rozkład zawartości wody opadowej w atmosferze nad Europą (1958-2005) [w:] K. Piotrowicz, R. Twardosz (red.), Wahania klimatu w różnych skalach przestrzennych i czasowych, Wydawnictwo IGiGP UJ, Kraków, 195-204. Wibig J„ Jaczewski A., Brzóska B„ Konca-Kędzierska K„ Pianko-Kluczyńska K., 2014, Howdoes the areal averaging influence the extremes? The context of gridded observation data sets, Meteorologische Zeitschrift, 23,181-187. Wiederhold P.R., 1997, Water vapor measurement. Methods and instrumentation, Marcel Dekker, Nowy Jork-Basel-Hong Kong, 1-384. Wierzbicki Z., 1960, Niedosyt wilgotności powietrza w Polsce w latach 1949-58, Prace PIHM, 57, 24-48. van Wijngaarden W.A., Vincent L.A., 2005, Examination of discontinuities in hourly surface relative humidity in Canada during 1953-2003, Journal of Geophysical Research, 110, D22102, DOI: 10.1029/ 2005JD005925. Wilks D.S., 2005, Statistical Methods in the Atmospheric Sciences, Academic Press, Cambridge, 1-648. Willett K.M., 2007, Creation and analysis ofHadCRUH: A new global surface humidity dataset, Climatic Research Unit, School of Environmental Sciences, University of East Anglia, 1-174. Willett K.M., Jones P.D., Gillett N.P., Thorne P.W., 2008, Recent changes in surface humidity: Development of the HadCRUH dataset, Journal of Climate, 21, 5364-5383, DOI: 10.1175/2008JCLI2274.1. Willett K.M., Williams Jr. C.N., Dunn R.J.H., Thorne P.W., Bell S., de Podesta M., Jones P. D., Parker D.E., 2013, HadlSDH: an updateable land surface specific humidity product for climate monitoring, Climate of the Past, 9, 657-677, DOI: 10.5194/cp- 9-657-2013. Willett K.M., Dunn R.J.H., Thorne P.W., Bell S., de Podesta M., Parker D.E., Jones P.D., Williams C.N., 2014, HadlSDH land surface multi-variable humidity and temperature record for climate monitoring, Climate of the Past, 10,1983-2006, DOI: 10.5194/cp-10-1983-2014. WMO, 2014, Guide to Meteorological Instruments and Methods of Observation: (CIMO guide), World Meteorological Organisation, Genewa, 1-1139, dostępny online: https://library.wmo. int/opac/doc_num.php?explnum_id=3121. Wypych A., 2004, Zmienność wilgotności powietrza w Krakowie (1901-2000), praca doktorska, archiwum Zakładu Klimatologii IGiGP UJ, 1-243. Wypych A., 2005, Pomiary wilgotności powietrza w Krakowie na przełomie XX i XXI wieku [w:] M. Ozga-Zielińska, D. Limanówka (red.), Hydrologia, meteorologia, klimatologia -badania naukowe i prognozy w erze informatyzacji, Polskie Towarzystwo Geofizyczne, IMGW, Warszawa, 79-85. Wypych A., 2007, Wskaźnik wilgotności powietrza jako kompleksowy opis zmienności wilgotności powietrza w Krakowie [w:] K. Piotrowicz, R. Twardosz (red.), Wahania klimatu w różnych skalach przestrzennych i czasowych, IGiGP UJ, Kraków, 331-336. Wypych A., 2008, Niedosyt wilgotności powietrza miarą zmienności warunków wilgotnościowych w Krakowie, Acta Agrophysica, 12(1), 277-288. Wypych A., 2009, Zmienność wilgotności powietrza jako wskaźnik współczesnych zmian klimatu w Krakowie, Wiadomości MHGW, III(LIII), 1, 41-55. 192 LITERATURA Wypych A., 2010, Twentieth century variability of surface humidity as the climate change indicator in Kraków (Southern Poland), Theoretical and Applied Climatology, 101, 475-482. Wypych A., Ustrnul Z., Sulikowska A., Chmielewski F.-M., Bochenek B., 2017, Spatial and temporal variability of the frost-free season in Central Europe and its circulation background. International Journal of Climatology, 37, 8, 3340-3352, DOI: 10.1002/joc.4920. Wypych A., Bochenek B„ Różycki M., 2018, Atmospheric Moisture Content over Europe and the Northern Atlantic, Atmosphere, 9,18, DOI: 10.3390/atmos9010018. Yarnal B„ 1985, A 500 mb synoptic climatology of Pacific north-west coast winters in relation to climatic variability, 1948-1949 to 1977-1978, International Journal of Climatology, 5, 237-252. Ye A., Fetzer E.J., 2010, Atmospheric moisture content associated with surface air temperatures over northern Eurasia, International Journal of Climatology, 30, 1463-1471, DOI: 10.1002/ joc.1991. Zhai P., Eskridge R., 1996, Analyses of inhomogeneities in radiosonde temperature and humidity time series, Journal of Climate, 9, 884-896. Zhu Y, Newell R.E., 1998, A proposed algorithm for moisture fluxes from atmospheric rivers, Monthly Weather Review, 126, 725-735. Zveryaev 1.1., 2004, Seasonality in precipitation variability over Europe, Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 109, D05103, DOI: 10.1029/2003JD003668. Zveryaev 1.1., Wibig J., Allan R.P., 2008, Contrasting interannual variability of atmospheric moisture over Europe during cold and warm seasons, Tellus A, 60, 32-41, DOI: 10.1111/J.1600-0870.2007.00283.x. TROPOSPHERIC MOISTURE CONTENT OVER EUROPE SUMMARY Water vapor is a major component of the Earths atmosphere. Given its role in processes such as radiation, cloud formation, and energy exchange in the ocean-atmosphere system, water vapor is believed to be the most important trace gas in the atmosphere. The study illustrates temporal and spatial variances in water vapor content in the troposphere over Europe and the Northeastern Atlantic both in a horizontal and vertical context. Daily data on moisture content in the atmosphere are used: total column water vapor (TCWV), specific humidity (q) relative humidity (f) for the period 1981-2015. The data were obtained from the ERA-Interim database of climatologie reanalysis at the European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF). The use of gridded data made it possible to obtain moisture content information for the troposphere with a resolution high enough to conduct a fairly thorough analysis of spatial structures. Each month of the year was assigned its own vertical air humidity profiles. The frequency of occurrence of each type was examined along with spatial differentiation. A regionalization of water vapor content was created for the troposphere over Europe and its western neighbor - the Northern Atlantic Ocean - in the context of horizontal differences and vertical structure. Initial assessments were performed of the role of atmospheric circulation in the formation and evolution of moisture conditions in Europe. The share of advection in water vapor transport in the atmosphere was estimated for Europe and water areas on a seasonal basis with a special focus on the intensity of atmospheric circulation processes. Three different moisture variables (q, f, TCWV) were analyzed for more than 5,500 grids and at 18 pressure levels. Spatial data interpolation was used to produce another crucial (for geostatistical methods) set of information - virtually continuous in spatial terms with a horizontal resolution of 0.01°. The choice of variables was dictated by both their physical characteristics - specific humidity (q) is not sensitive SUMMARY to changes in pressure and temperature - and the purpose of the study. The analysis of horizontal and vertical differentiation as well as the role of atmospheric circulation in this study demanded the use of variables largely independent of local conditions and the daily cycle. The exception was the use of supplementary information in the form of relative air humidity values, which were used to quantitatively assess the air moisture deficit. Analysis of temporal and spatial differences in water vapor content in the troposphere over Europe and the Northeastern Atlantic has shown large seasonal differences in the distribution of air water vapor over the course of the year. The largest annual TCWV fluctuation occurs over land areas and equals more than 20.0 kgm_²in the eastern part of the study area. Ocean areas are characterized by values more than 50% lower, while the eastern part of the Mediterranean Sea has a TCWV range of about 5.0 kg-m ². The seasonality index expressed via the TCWV ratio for spring and autumn confirms greater water vapor content in autumn, although lower values are noted for water areas, where the air water vapor content is (on average) 20% lower in spring relative to autumn. This finding confirms the significance of evaporation surfaces. Water areas, especially those found in subtropical zones, are characterized by large fluctuations in air water vapor content in the winter, while interior continental areas experience large fluctuations in the summer, which confirms the significance of active surfaces in the formation of air humidity. Research results generated by the study confirm the existence of differences in the vertical structure of air water content in the troposphere over Europe and the Northeastern Atlantic. In this study, six different vertical profile types were identified for land areas and four types for water areas. These sometimes differ substantially in terms of standard deviation, which is linked with variances in the physical characteristics of incoming air masses. Research has also shown the presence of moisture inversions not only in areas north of 60°N but also in temperate and subtropical zones. Inversions can occur in two different forms - ground-based and elevated. The occurrence of inversions varies with the seasons. Land areas are characterized by the occurrence of ground-based inversions in the winter and elevated inversions in the summer. Over ocean areas, summer inversions occur lower than those in the winter, although these are not ground-based inversions, which occur sporadically. Analysis of the spatial structures of water vapor content in the troposphere over Europe and adjacent to the west Atlantic Ocean has shown a strong regional pattern of moisture conditions in Europe and the usefulness of TCWV as an indicator of the continental nature of the climate. Six distinct moisture regions were identified in the study area. Their characteristics were defined independently in absolute terms and in terms of averages for the whole study area. The most stable moisture conditions were identified in the southern part of the Atlantic region (highest water vapor content in air and smallest differentiation) and the Arctic region, which is characterized by the lowest water vapor content in air and small annual fluctuations and at the same time the greatest degree of saturation. Moisture levels vary the most in the Mediterranean 196 SUMMARY and southern temperate continental regions of the study area. In the Mediterranean region, differences apply to both specific and relative air humidity. In regions located in the central and southeastern parts of the European continent (southern temperate continental climate), water vapor content in air varies substantially both spatially and over time. The two other regions in this study are the temperate Atlantic region, with oceanic characteristics in the area of air humidity as well as the southern temperate continental region - characterized by strong continental patterns such as large annual fluctuations in water vapor content in air. Analysis of the role of atmospheric circulation in the evolution of moisture conditions at the continental and local scales has shown that atmospheric circulation is often important in the winter, although water vapor content is affected by both pressure system type (key role of seasonal high) and the direction of advection - air rich in water vapor is transported from over the ocean in the direction of land thanks to zonal circulation (key role of drifting lows of extratropical areas) and in the northern direction. The influence of atmospheric circulation impacts not only water vapor content in air but also its vertical structure, although the atmospheric boundary layer is most pronounced over land areas in the winter with the occurrence of anomalies associated with atmospheric circulation type. However, most of the study area does not experience a relationship between atmospheric circulation and water vapor content in air in summer (July). Research has also shown a large moisture deficit in air masses on days with extreme TCWV values, which suggests that summer atmospheric precipitation over Europe is rooted first and foremost in convection processes, while water vapor streams play a secondary role. The research results provided in the study include important issues in the spatial and seasonal distribution of air moisture in Europe. This problem is less often discussed in the research literature compared with air temperature and atmospheric precipitation. However, it is highly relevant from an environmental and hydrologic point of view. Air moisture is also an important element of meteorologic and climatic models. The study area consisted of Europe - the smallest of all continents. Yet, Europe features highly complex air moisture conditions due to its geographic location, relief, and influence of large bodies of water in the area. This applies to the surface of the Earth as well as lower tropospheric levels. The study attempted to identify this differentiation and also explain its causes wherever possible. Climatologic analysis performed for the whole study area using homogeneous methods seems to be a good starting point for further analysis employing data with better temporal resolution as well as data featuring additional variables including remote sensing information such as satellite products. The accurate characterization of moisture fields is needed in order to parametrize climate and meso-meteorologic models for the purpose of improving cloud cover and precipitation forecasts. Translated by Grzegorz Zfbik 197 OD AUTORKI Problem wilgotności powietrza jest tematem rzadko podejmowanym, przede wszystkim z uwagi na niepewności związane z jej pomiarem oraz mnogość charakterystyk ją opisujących. Dlatego też chciałam w pierwszej kolejności podziękować Pani Profesor Janinie Trepińskiej za zainteresowanie mnie tematem jeszcze na etapie rozprawy doktorskiej. Wprawdzie realizowane przeze mnie wówczas zagadnienie odbiegało znacznie w skali zarówno przestrzennej, jak i czasowej od treści zawartych w niniejszej publikacji, niemniej jednak zdobyte doświadczenia były cennym przygotowaniem do dalszej pracy naukowej w kierunku szeroko pojętej hydroklimatologii. Słowa wdzięczności chciałam skierować do osób, które spotkałam na swojej drodze naukowej, a których wiedza i doświadczenie stały się dla mnie motywacją do dalszej pracy. Zespołowi Zakładu Klimatologii Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ dziękuję za naukową atmosferę pracy oraz możliwość konstruktywnej dyskusji, a Dyrekcji Instytutu za akceptację moich planów naukowych i wyrozumiałość na wszystkich etapach ich realizacji. Koleżankom i Kolegom z Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej-PIB dziękuję za umożliwienie pracy i prowadzenie wspólnych na wskroś praktycznych działań związanych z pomiarami hydrometeorologicznymi, analizą struktury termiczno-wil-gotnościowej atmosfery oraz modelowaniem mezometeorologicznym. Składam serdeczne podziękowania członkom zespołu Oddziału Krakowskiego IMGW-PIB, z którymi mam przyjemność pracować, w szczególności mgr Bogdanowi Bochenkowi za nieocenioną pomoc w kwestiach metodycznych i obliczeniowych oraz mgr Danucie Czekierdzie za cenne wskazówki związane z wizualizacją danych przestrzennych. Czytelnikom manuskryptu w jego wersjach roboczych bardzo dziękuję za konstruktywną merytoryczną krytykę treści i pomoc na etapie jej korekty. Recenzentom pracy, Profesorom Krzysztofowi Fortuniakowi i Zbigniewowi Ustrnulowi składam wyrazy wdzięczności za szereg cennych uwag i sugestii, które pozwoliły mi na krytyczne spojrzenie na zastosowane podejścia badawcze i równocześnie niewątpliwie wzbogaciły treść pracy. Ostatnie w tym miejscu słowa kieruję do Bliskich, bez których cierpliwości i wsparcia niniejsza rozprawa nie ujrzałaby światła dziennego ... dziękuję.