Az Atlanti-óceán felszíni vízhőmérsékletének több évtizedes oszcillációja és hatásai az atlanti-európai térségre
az elmúlt 60 évben

Fodor Zoltán
Országos Meteorológiai Szolgálat

és

Seres András Tamás
Magyar Honvédség Geoinformációs Szolgálat,
ELTE-TTK

Készült:
Budapest, 2008. január

Kapcsolat: svadasz@gmail.com

Bevezetés és irodalmi áttekintés

„Nincs kétség, hogy valami történik az észak-atlanti térségben” – mondta Christopher Folland, a Hadley Center klimatológusa (Kerr, 2000) utalva arra, hogy főleg az atlanti térségben az elmúlt 150 év műszeres méréseiből származó hőmérsékleti idősorokban az általános melegedés mellett egy oszcilláció is megfigyelhető. Schlesinger és Ramankutty 1994-ben megjelent cikkükben bemutatták, hogy vizsgálataik szerint van egy 65-70 éves periódusidejű oszcilláció a 1850-es évektől kezdődő globális, az észak-atlani térségre vonatkozó felszíni hőmérsékleti mérési adatokban. „Valószínű, hogy a jelenlegi melegedő tendencia az észak-atlanti térségben, a természetes és az antropogén folyamatok szuperpozíciója” – fogalmazott Micheal Mann, klimatológus a Virginia Egyetemen (Kerr, 2000). A jelenséget a külföldi szakirodalom Több Évtizedes Atlanti Oszcillációnak nevezi (Atlantic Multidecadal Oscillation – AMO; Kerr, 2000). A jelenség, amely többek között a több évtizedes léghőmérsékleti oszcillációt eredményezi, nem más, mint az észak-atlanti vízhőmérséklet több évtizedes oszcillációja.
    Az AMO vezető szerepet játszik a Száhel-övezet nyári szárazságainak megjelenésében, az atlanti hurrikánaktivitás több évtizedes változékonyságaiban (Goldenberg et. al, 2001; Zhang és Delworth, 2006), illetve hatással van az indiai nyári monszun csapadékmennyiség változására (Goswami et al., 2006) is, az elmúlt kétezer évre visszamenőleg kimutathatóan (Feng és Hu, 2008). Az AMO kapcsolatban áll az Egyesült Államok hidrológiai, hidrometeorológiai folyamataival (lefolyás, csapadék, stb.), a több évtizedes időskálán visszatérő óriási aszályokkal Észak- és Közép-Amerikában (Enfild et al., 2001; Schubert et al., 2004; Benson et al., 2007; Mendoza et al., 2007; Curtis, 2008). Sutton és Hodson (2005) rámutatott arra, hogy az AMO fontos szerepet játszik, Észak-Amerika mellett, Európa nyári éghajlatának több évtizedes változásának alakításában is. Vizsgálatukkal érthetőbbé válik a múlt néhány éghajlatváltozása is. Ugyanakkor Li és Bates (2007) azt is igazolták, hogy az AMO Kína keleti részének téli középhőmérsékletére és csapadékviszonyaira is hat több évtizedes időskálát tekintve. Mindezek mellett Minobe (1997) kapcsolatot fedezett fel az Aleutian-i alacsonynyomás néhány évtizedes ingadozása és az AMO között. A jelek szerint a Grönland-tenger jégkoncentrációjának és a magasabb, északi szélességek légnyomás ingadozásának több évtizedes oszcillációja is szinkronban áll az AMO-val (Venegas és Mysak, 2000). Az elmúlt ezer évet vizsgálta Fischer és Mieding (2005), akik tengeri só aeroszol proxy adatokat felhasználva a grönlandi jégmintákból arra az eredményre jutottak, hogy egy 62 éves oszcilláció figyelhető meg az észak-atlanti régióban. Az oszcilláció főleg 1700-tól vált aktívvá, kapcsolatba hozhatóan az észak-atlatni tengervíz hőmérsékletének ingadozásával. Delworth és munkatársai. (1997) kapcsolt óceán-légkör modellel végzett kísérletben úgy találták, hogy a Grönland-tenger felszíni és felszín alatti rétegeiben 40-80 éves időskálájú oszcilláció figyelhető meg. Ez a kelet-grönlandi tengeráramlat fluktuációjához kapcsolódik és kihat a Labrador-tengerre, és az oszcilláció kapcsolatban van az Atlanti-óceán több évtizedes termohalin oszcillációjával is. Gray és munkatársai (2004) faévgyűrűk segítségével rekonstruálták az AMO indexet egészen 1567-ig visszamenőleg. A vizsgálatok szerint az AMO műszeres mérések előtti időszakban is jelen volt 60-100 éves kvázi-periódusidejű oszcillációval. Hasonló eredményre jutottak más kutatók is modellekkel elvégzett szimulációk alapján (Delworth és Mann, 2000; Knight et al., 2005; Grosfeld et al., 2007). Andronova és Schlesinger (2000) hat globális éghajlati modellel végzett kísérleteik alapján arra a következtetésre jutottak, hogy a hőmérsékleti adatokban jelentkező 65-70 éves ciklusok a légkör és az óceán kölcsönhatásának eredményei, és azok külső kényszerek hatásai nélkül jönnek létre. Ezt későbbiekben, más éghajlati modellekkel végzett vizsgálat is megerősítette (Delworth és Mann, 2000; Knight et al., 2005). Egy-egy modell-kísérlet és elemzés alapján feltételezhető, hogy az AMO-t az atlanti termohalin cirkuláció váltakozása és a hozzá kapcsolódó óceáni hő transzport fluktuációja eredményezi (Delworth és Mann, 2000; Knight et al., 2005; Zang et al., 2006). Sutton és Hodson (2005) cikkükben ugyanakkor utalást is tesznek arra, hogy a folyamat ismerete akár lehetőséget ad arra, hogy megtudjuk mi vár ránk a következő évtizedben. Emellett azt is leírták, hogy az éghajlati modellek alapján az AMO ismét negatív fázisba (lásd AMO-index) válthat. Hasonló jövőképet feltételezett Knight és munkatársai (2005) 1400 éves éghajlati modell-szimuláció alapján. Feltételezésük szerint az atlanti termohalin cirkuláció a következő egy évtizedben lassulhat, ugyanakkor arra is felhívja Knight a figyelmet, hogy nem egy pontos óraműként viselkedik a rendszer, hanem kvázi-periódikusos (Kerr, 2005).
    A kutatások alapján az AMO mechanizmusát a következőképp lehet sémába foglalni (Dima és Lohmann, 2007): A termohalin cirkuláció hatással van az észak-atlanti vizek hőmérsékleti anomáliájára. A tengervíz hőmérsékleti anomáliája hat a tengerszinti légnyomási mezőkre, módosítja azt. Ez a módosulás azonban megváltoztatja a légáramlási viszonyokat, amelyek kihatnak a tengeri jégszállításra a Fram-szorosban, ilyen módon hatva az édesvízi transzportra. Ez utóbbi azonban visszahat az atlanti termohalin cirkulációra.
    Cikkünk célja, az volt hogy bemutassuk az egyik használatos AMO-indexet, illetve megvizsgáljuk, hogy az elmúlt évtizedekben kimutatható-e valamilyen kapcsolat az atlanti-európai térség nyári éghajlata és az Atlanti-óceán vízhőmérsékletének több évtizedes oszcillációja, az AMO között.

Az AMO-index meghatározása

    A jelenség leírására szolgáló hőmérsékleti indexszám (AMO-index), az Atlanti-óceán Egyenlítőtől északra eső részének vízhőmérsékletéből számított területi átlag, trendnélküli idősora. Mivel elsősorban évtizedes időskálán vizsgálják a folyamatot, ezért simítják az így kapott adatsort. A simítás típusa szakirodalomtól függően változó: például lehet Chebyshev-szűrő, 37 pontos Henderson-szűrő, 10 éves vagy éppen 25 éves mozgó átlagolás (Enfild et al., 2001; Knight et al., 2005; Sutton és Hodson, 2005; Dima és Lohmann, 2007).
    Az AMO-index meghatározásához az 5°x5°-os horizontális rácsfelbontású Kaplan-féle (Kaplan et al., 1998) tengervíz hőmérsékleti reanalízist (Kaplan SST V2) alkalmaztuk 1856-tól 2007-ig. Az AMO-index kiszámítását Enfild et al. (2001) indexszámításához hasonlóan végeztük el. A számítás során az Atlanti-óceán Egyenlítőtől északra eső területére (a Ny. h. 77,5°-tól K. h. 7,5°-ig) eső rácspontok tengervíz hőmérsékleti értékeiből területi átlagot számítottunk minden egyes év júniustól szeptemberig (JJAS) terjedő időszakára. Ezt követően a kapott vízhőmérsékleti idősorból kivontuk a lineáris trendet (a lineáris trend szerinti hőmérséklet növekedése az észak-atlanti medencében ~ 0,4 °C volt). Az így kapott trendnélküli idősoron alkalmaztunk még egy 10 éves mozgó átlagolást (1. ábra). Az AMO-index tehát az Atlanti-óceán északi medencéjének több évtizedes vízhőmérsékleti anomáliáját írja le. A kapott adatsorban az AMO két jellegzetes fázisa különül el, az úgynevezett meleg és hideg fázis. A fázisok közötti hőmérséklet különbség hozzávetőlegesen 0,4 °C.
    A megfigyelések szerint az elmúlt másfél évszázad során az AMO két teljes, 65-80 éves periódusidejű ciklust írt le. Az 1. ábrán látható, hogy két meleg fázis az 1860-1880 és az 1930-1960 közötti időszakokra, míg a két hideg fázis az 1905-1925 és 1970-1990 közötti időszakokra tehető. A ’90-es évektől egy újabb meleg fázis kezdődött.

Felhasznált adatok, módszertan

    Kapcsolatkereső vizsgálatunkban az AMO indexet a korábban említett Kaplan-féle (Kaplan et al., 1998) tengervíz hőmérsékleti reanalízis adatokból számítottuk ki, az előző fejezetben bemutatottnak megfelelően, az 1948-tól 2007-ig a JJAS időszakra.
      Felhasználtuk még a NCEP/NCAR 2,5°x2,5°-os horizontális rácsfelbontású reanalízis adatai (Kalnay et al., 1996) közül a felszíni léghőmérsékleti (T_f) és a 850 hPa-os hőmérsékleti mezőt (T₈₅₀), a tengerszinti légnyomási (SLP) és az 500 hPa-os szinti geopotenciális mezőt (AT-500), valamint a relatív nedvességi mezőket az 1000 (RH₁₀₀₀) és 700 hPa-os (RH₇₀₀) szintekre. Az elemzéseket az 1948 és 2007 közötti JJAS időszakokra végeztük el az atlanti-európai térség felett. Minden egyes, a térségre eső rácspontban az idősorokból kivontuk a trendet és 10 éves mozgó átlagolást alkalmaztunk. Ezt követően a rácspontok ilyen módon kapott meteorológiai paramétereinek idősorai és az AMO-index között lineáris korrelációt számoltunk. A továbbiakban mindegyik meteorológiai paraméter esetében a trendnélküli, 10 éves mozgó átlagolású idősort értjük.

Eredmények

    Az AMO-index és a T_f  között számolt korrelációs mezőt a 2. ábra mutja be. Az ábrán jól látható, hogy az óceán felett erős (r>0,8) korrelációs értékek mutatkoznak. Hasonlóan magas értékek találhatók a Földközi-tenger nyugati medencéjében, Franciaország középső és déli részeinél, Alpok térségében, Közép- és Kelet-Európa déli részén – beleértve a Kárpát-medencét – illetve a Skandináv-félsziget északnyugati részei felett. Ha az AMO és a T₈₅₀-es mező kapcsolatát vizsgáljuk hasonló korrelációs együttható eloszlást tapasztalhatunk (3. ábra). Ez utóbbi esetben azonban már egész Közép- és Kelet-Európa felett erős (r>0,8, Kárpát-medence délkeleti részénél r>0,9) korrelációs együtthatók figyelhetők meg. Ezen eredmények alapján elmondható, hogy az AMO pozitív fázisának időszakában melegebb Közép- és Kelet-Európa nyári éghajlata, mint az AMO negatív fázisa idején.

2. ábra: Az AMO-index korrelációja a felszíni középhőmérséklettel (T_f) a nyári időszakban (JJAS).
Mindegyik adatsor trendnélküli, 10 éves mozgó átlagolású.
A folytonos (szaggatott) vonal a pozitív (negatív) korrelációs együtthatókat határoló izovonalakat jelöli.
Az abszolút értékben 0,5-nél nagyobb korrelációs értékeket szürkítéssel jelöltük.

3. ábra: Az AMO-index korrelációja a 850 hPa-os szinti középhőmérséklettel (T₈₅₀) a nyári időszakban (JJAS).
Mindegyik adatsor trendnélküli, 10 éves mozgó átlagolású. A folytonos (szaggatott) vonal a pozitív (negatív) korrelációs együtthatókat határoló izovonalakat jelöli.
Az abszolút értékben 0,5-nél nagyobb korrelációs értékeket szürkítéssel jelöltük.

     A 4. ábrán bemutatott, az AMO-index és az SLP között számolt korrelációs mező alapján arra következtethetünk, hogy az AMO pozitív fázisa idején az egész kontinensen alacsonyabb a nyári tengerszinti légnyomás, mint az AMO negatív fázisa során. Ugyanis erős (r<-0,8) negatív korrelációs együttható helyezkedik el az óceán és a kontinens jelentős része felett.

4. ábra: Az AMO-index korrelációja a tengerszinti légnyomással (SLP) a nyári időszakban (JJAS).
Mindegyik adatsor trendnélküli, 10 éves mozgó átlagolású. A folytonos (szaggatott) vonal a pozitív (negatív) korrelációs együtthatókat határoló izovonalakat jelöli.
Az abszolút értékben 0,5-nél nagyobb korrelációs értékeket szürkítéssel jelöltük.

    Az AT-500 és AMO között végzett korrelációs számítás alapján (5. ábra) elmondható, hogy az AMO-index emelkedésekor csökken a Brit-szigetek térségében a nyári geopotenciális érték, amely a gyakoribb, vagy a szokásosnál mélyebb teknő kialakulására enged következtetni. Ugyanakkor Kelet-Európa déli része felett mutatkozó pozitív korrelációs értékek találhatók. Ez utóbbi szerint az AMO pozitív fázisa során gyakoribb, vagy erősebb a magassági gerinc kiépülése az érintett – pozitív korrelációs együtthatójú - területek felett, mint ahogy az az AMO negatív fázisának időszakában alakulna. Mivel ebben a helyzetben Közép-Európa a brit-szigeteki gyakoribb teknő elhelyezkedés előoldalán és az említett magassági gerinc hátoldalán helyezkedik el - az AMO pozitív fázisának időszakában, megállapíthatjuk, hogy a közép-troposzférában dominánsabbá válik a délnyugati, déli áramlás Közép-Európa felett - mint ahogy az az AMO negatív fázisának időszakában lenne.

5. ábra: Az AMO-index korrelációja az 500 hPa-os geopotenciállal (AT 500) a nyári időszakban (JJAS).
Mindegyik adatsor trendnélküli, 10 éves mozgó átlagolású. A folytonos (szaggatott) vonal a pozitív (negatív) korrelációs együtthatókat határoló izovonalakat jelöli.
Az abszolút értékben 0,5-nél nagyobb korrelációs értékeket szürkítéssel jelöltük.

   Az 1000 és a 700 hPa-os légnyomási szint RH mezeje és AMO-index között számolt korrelációs értékeket a 6. és 7. ábra mutatja be. Erős (r<-0,8) korrelációra utaló együtthatók találhatók a Földközi-tenger nyugati medencéje és a Balkán-félsziget területeinél, illetve Észak-Afrika északnyugati részei felett. Ezek az értékek azt sejtetik, hogy az AMO pozitív fázisa során szárazabb a nyári éghajlat a Földközi-tenger nyugati medencéjében, Franciaország és az Alpok, a Balkán-félsziget térségében, illetve Észak-Afrika északnyugati részein mind a felszín közeli (1000 hPa-os szint), mind pedig magasabb szinten (700 hPa-on), mint az AMO negatív fázisának időszakában.

6. ábra: Az AMO-index korrelációja az 1000 hPa-os szinti relatív nedvességgel (RH₁₀₀₀) a nyári időszakban (JJAS).
Mindegyik adatsor trendnélküli, 10 éves mozgó átlagolású. A folytonos (szaggatott) vonal a pozitív (negatív) korrelációs együtthatókat határoló izovonalakat jelöli.
Az abszolút értékben 0,5-nél nagyobb korrelációs értékeket szürkítéssel jelöltük.

7. ábra: Az AMO-index korrelációja a 700 hPa-os szinti relatív nedvességgel (RH₇₀₀) a nyári időszakban (JJAS).
Mindegyik adatsor trendnélküli, 10 éves mozgó átlagolású. A folytonos (szaggatott) vonal a pozitív (negatív) korrelációs együtthatókat határoló izovonalakat jelöli.
Az abszolút értékben 0,5-nél nagyobb korrelációs értékeket szürkítéssel jelöltük.

Összefoglalás
    Tanulmányunkban bemutattuk az észak-atlanti térség vízhőmérsékleti értékeiben jelentkező, évtizedes skálájú oszcillációs jelenséget, az AMO-t, és az oszcilláció számszerű leírására szolgáló AMO-indexet. Betekintést adtunk e jelenség kapcsán végzett kutatási eredményekbe is.
    Írásunkban kapcsolatot kerestünk az atlanti-európai térség nyári (júniustól szeptemberig terjedő időszakának) éghajlata és az Atlanti-óceán vízhőmérsékletének több évtizedes oszcillációja, az AMO között. A kapcsolat elemzéséhez lineáris korrelációs számítást alkalmaztunk. Az eredményekből kiderült, hogy az AMO pozitív fázisa idején melegebb és szárazabb a nyári éghajlat a Balkán-félszigeten - beleértve a Kárpát-medencét is - és a mediterrán térség nyugati részében, mint az AMO negatív fázisa idején. Ezen kívül arra is rámutattunk, hogy az AMO-index növekedésével csökken a légnyomás Európa nagy részén, illetve növekszik a teknők megjelenési esélye a Brit-szigetek térségében, és a magassági gerinc kialakulása Kelet-Európa déli részénél. Az eredményekből az is kitűnik, hogy ezen változások természetesen érintik, sőt befolyásolják hazánk nyári időszakának időjárását is. Ennek alapos megvizsgálásához azonban a jelenleginél finomabb felbontású rácsra lenne szükség, mivel vizsgálatunk során mindössze két rácspont esett hazánk területére.

Köszönetnyílvánítás:

Az NCEP reanalízis adatokat a NOAA/OAR/ESRL PSD (Boulder, Colorado, USA) biztosította, amelyek honlapjukról is elérhetők a következő címen: http://www.cdc.noaa.gov/

Kaplan SST V2 adatokat a NOAA/OAR/ESRL PSD (Boulder, Colorado, USA) szolgáltatta, amelyek honlapjukon hozzáférhetők az alábbi címen: http://www.cdc.noaa.gov/

Felhasznált irodalom:

Andrononva N. G. és Schlesinger M. E., 2000: Causes of global temperature changes during the 19th and 20th centuries, Geophys. Res. Lett., 27, 2137-2140.

Benson L., Petersen K. és Stein J., 2007: Anasazi (pre-columbian native-american) migrations during the middle-12th and late-13th centuries – werre they drought induced? Climatic Change, 83, 187-213.

Curtis S., 2008: The Atlantic multidecadal oscillation and extreme daily precipitation over the US and Mexico during the hurricane season. Climate Dynamics, 30, 343-351.

Delworth T. L. és Mann M. E., 2000: Observed and simulated multidecadal variability in the Northern Hemisphere. Climate Dynamics, 16, 661-676.

Dima M. és Lohmann G., 2007: A hemispheric mechanism for the Atlantic Multidecadal Oscillation. Journal of Climate, 20, 2706-2719.

Enfild D. B., Mestas-Nunez A. M. és Trimble P. J., 2001: The Atlantic multidecadal oscillation and its relation to rainfall and river flows int he continental U.S. Geophy. Res. Lett., 28, 2077-2080.

Feng S. és Hu Q., 2008: How the North Atlantic Multidecadal Oscillation may have influenced the Indian summer monsoon during the past two millennia. Geophy. Res. Lett., 35, L01707, doi: 10.1029/2007GL032484.

Fischer H, és Mieding B., 2005: A 1,000-year ice core record of interannual ot multidecadal variations in atmospheric circulation over the North Atlantic. Climate Dynamics, 25, 65-74.

Goldenberg S. B., Landsea C. W., Mestas-Nunez A. M. és Gray W. M., 2001: The recent increase in Atlantic hurricane activity: causes and implications. Science, 293, 474–479.

Goswami B. N., Madhusoodanan M. S., Neema C. P. és Sengupta D., 2006: A physical mechanism for North Atlantic SST influence on the Indian summer monsoon. Geophy. Res. Lett., 33, L02706, doi:10.1029/2005GLO24803.

Gray S.T., Graumlich L. J., Betancourt J. L. és Pederson G. T., 2004: A tree-ring based reconstruction of the Atlantic Multidecadal Oscillation since 1567 A.D. Geophy. Res. Lett., 31, L12205, doi:10.1029/2004GLO19932.

Grosfeld K., Lohmann G., Rimbu N., Fraedrich K. és Lunkeit F., 2007: Atmospheric multidecadal variations int he North Atlantic realm: proxy data, observations, and atmospheric circulation model studies. Climate of the Past, 3, 39-50.

Kalnay E., Kanamitsu M., Kistler R., Collins W., Deaven D., Gandin L., Iredell M., Saha S., White G., Woollen J., Zhu Y., Chelliah M., Ebisuzaki W., Higgins W., Janowak J., Mo K. C., Ropelewski C., Wang J., Leetmaa A., Reynolds R., Jenne R., Joseph D., 1996: The NCEP/NCAR 40-Year Reanalysis Project. Bulletin of the American Meteorological Society, 77, 437-471.

Kaplan A., Cane M., Kushnir Y., Clement A., Blumenthal M. és Rajagopalan B., 1998: Analyses of global sea surface temperature 1856-1991, Journal of Geophysical Research, 103, 18 567-18 589.

Kerr R. A., 2000: A North Atlantic climate pacemaker for the centuries. Science, 288, 1984–1986.

Kerr R. A., 2005: Atlantic Climate Pacemaker for Millennia Past, Decades Hence? Science, 309, 41-43.

Knight J. R., Allan R. J., Folland C. K., Vellinga M. és Mann M. E., 2005: A signature of presistent natural thermohalin circulation cycles in observed climate. Geophy. Res. Lett., 32, L20708, doi: 10.1029/2005GLO24233.

Li S. és Bates G. T., 2007: Influence of the Atlantic Multidecadal Oscillation on the Winter Climate of East China. Advances in Atmospheric Science, 24, 126-135.

Mendoza B., García-Acosta V., Velasco V., Jáuregui E. és Díaz-Sandoval R., 2007: Frequency and duration of historical droughts from the 16th to the 19th centuries int he Mexican Maya lands, Yucatan Peninsula. Climatic Change, 83, 151-168.

Minobe S., 1997: A 50-70 year climate oscillation over the North Pacific and over North America. Geophy. Res. Lett., 24, 683-686.

Schlesinger M. E. és Ramankutty N., 1994: An oscillation in the global climate system of period 65-70 years, Nature, 367, 723-726.

Schubert S. D., Suarez M. J., Pegion P. J., Koster R. D. és Bacmeister J. T., 2004: On the cause of the 1930s dust bowl. Science, 303, 1855-1859.

Sutton R. T. és Hodson D. L. R., 2005: Atlantic Ocean forcing of North American and European summer climate. Science, 309, 115–118.

Venegas S. A. és Mysak L. A., 2000: Is there a dominant timescale of natural climate variability in the Arctic? Journal of Climate, 13, 3412–3434.

Zhang R. és Delworht T. L., 2006: Impact of Atlantic multidecadal oscillations on India/Sahel rainfall and Atlantic hurricanes. Geophy. Res. Lett., 33, L17712,         doi:10.1029/2006GL026267.