Zmiany wiekowe temperatury powietrza w Polsce w zależności od erupcji wulkanicznych i aktywności Słońca

Autor: Robert DUMA

Opiek un nauk owy: Jerzy BORYCZKA

Celem pracy jest określenie prawidłowości w wiekowym przebiegu temperatury powietrza w powiązaniu z erupcjami wulkanów i aktywnością Słońca.

Jedną z metod jest obliczenie średnich wartości temperatury powietrza z trzech lat przed wybuchem i średnich z trzech lat po erupcji wulkanu. Wyniki badań wskazują, że nie można interpretować obserwowanych spadków średnich wartości temperatury, tylko wzrostem zapylenia atmosfery po erupcjach wulkanów. Lepsze wyniki dało wyznacze-nie wartości samych spadków temperatury powietrza.

Wskaźnik DVI zawartości pyłów wulkanicznych w atmosferze

Według H. H. Lamba (1970) dane uzyskane podczas obserwacji erupcji wulkanicz-nych pozwalają na oszacowanie wielkości warstwy pyłowej w stratosferze trzema spo-sobami H. H. Lamb ustalił odpowiednie wzory służące obliczeniu wskaźnika zawartości pyłów wulkanicznych (DVI), w których współczynniki zostały dostosowane do warto-ści DVI=1000 dla erupcji Krakatau w 1883 roku. Szacunek jest najdokładniejszy, jeżeli zastosuje się maksymalną liczbę poniższych wzorów dla danej erupcji, przy czym przyjmuje się zaokrąglone wartości średnich arytmetycznych jako wskaźnik rzędu wiel-kości:

DVI = 0,97 R . Emax . t DVI = 52,5 T . Emax. . t DVI = 4,4. Q. Emax . t

212

gdzie: R - najwyższy procentowy spadek wartości bezpośredniego promieniowania słonecznego uśrednionego w skali miesięcznej dla średnich szerokości geograficznych na półkuli, naktórej wystąpiła erupcja.

T - oszacowany spadek średniej temperatury w roku następującym po roku erupcji dla szerokości umiarkowanych danej półkuli.

q - oszacowana objętość (wyrażona w kilometrach sześciennych) materiału stałego rozproszonego w postaci pyłu w atmosferze.

Emax - maksymalna wartość współczynnika okrycia Ziemi warstwą pyłu (przyjmując wartość l dla erupcji pomiędzy = 20°N i 20°S, 0,7 - dla szerokości pomiędzy = 20 i 35°, 0,5 – dla szerokości 35-42°, 0,3 - dla szerokości wyższych od 42°)

t - łączny czas, wyrażony w miesiącach, jaki upłynął od momentu erupcji do ostat-nich

obserwowanych efektów w szerokościach umiarkowanych (zanik zjawisk optycz-nych i powrót temperatury oraz promieniowania do poprzedniego poziomu).

H. H. Lamb stwierdził, że wprowadzanie bardziej złożonych równań jest niecelowe, ze względu na niedokładność danych odnoszących się do większości erupcji, jakie zda-rzyły się w przeszłości.

Inną miarą charakteryzującą siłę wybuchu wulkanów jest wskaźnik VEI (volcanic explosivity index) ustalony przez amerykański Instytut Smitha, porównywalny ze skalą trzęsień Ziemi. Wybuch wulkanu Tambora w Indonezji w kwietniu 1815 roku, charak-teryzuje się największą wartością wskaźnika VEI = 7. Chmura pyłów osiągnęła wyso-kość 60-70 km, sięgając mezosfery.

Wybuchy wulkanów o sile VEI = 3 zdarzają się średnio kilka razy w roku i sięgają stratosfery. Jeśli natomiast siła przekracza VEI = 4 wulkany dostarczają do stratosfery aerozole siarczanowe. W wyniku takich erupcji występuje ocieplenie stratosfery oraz jednocześnie ochłodzenie warstwy przyziemnej.

Aktywność Słońca

Cykl plam słonecznych trwa (od minimum do minimum) około 11 lat. Podczas maksimum plamy obejmują obszar jednej tysięcznej części powierzchni Słońca w sze-rokościach: -15° , +15 ^o

Liczbę grup i pojedynczych plam opisują liczby Wolfa W = k(10g+l)

gdzie: g jest liczbą grup plam słonecznych, l liczbą pojedynczych plam, k -współczynnikiem korygującym różne serie obserwacji. W plamach występują silne pola magnetyczne, mające wpływ na jonosferę Ziemi, powodujące burze magnetyczne na Ziemi i zorze polarne.

Na klimat mają większy wpływ zmiany promieniowania krótkofalowego Słońca (w cyklu plam) niż zmienność stałej słonecznej, wynikająca z chłodniejszych plam od otoczenia fotosfery. Przyczyny powstawania plam słonecznych i cykliczności nie są do tej pory dobrze wyjaśnione (Boryczka J., Stopa-Boryczka i inni, 1997).

Zmiany temperatury powietrza po większych erupcjach wulkanicznych i zależność od aktywności Słońca

Podczas wzmożonej aktywności wulkanicznej (ponad 1000 DVI), zauważono, że pył wulkaniczny zawarty w atmosferze wpływa na średnią roczną temperaturę powietrza w Warszawie, Krakowie, Wrocławiu, a także w Anglii środkowej (patrz tab. 9 i 10). Dłu-gie serie pomiarowe w Polsce (Warszawa 1780 - 1990, Kraków (1827 - 1990, Wrocław

213 1852 -1980) oraz w Anglii środkowej (1659 - 1973) pozwoliły na wyznaczenie czterech okresów (w Polsce) oraz siedmiu (w Anglii środkowej), w których wystąpiło ochłodze-nie po erupcjach wulkanicznych. Największy spadek temperatury powietrza wystąpił w Polsce, w Krakowie, w drugiej połowie lat 30-tych XIX wieku - o 3,6° C (tab.1-5, rys.1-3).

Tabela.1.Zmiany temperatury powietrza w Warszawie i Anglii środkowej po większych erupcjach wulkanicznych zmniejszeniu promieniowania całkowitego przez pyły wulkaniczne. Natomiast najwięk-szy spadek temperatury powietrza w Anglii środkowej (o 2,5°C), wystąpił także w zi-mie, po erupcji wulkanu Ghaie w 1878 roku.

Tendencje wiekowe temperatury powietrza w Polsce (patrz tab. 7) w porze letniej są w niektórych miastach dodatnie (Warszawa - o 0,13°C/100 lat, Kraków - o 0,32°C/100 lat) a w niektórych ujemne (Wrocław - o 0,70°C/100 lat). Temperatura powietrza wyka-zuje większe zmiany w porze zimowej (XII - II). Zimy są cieplejsze w Warszawie o 1,03°C/100 lat i w Krakowie o 1,38°C/100 lat, a we Wrocławiu nie ulegają większym wiekowym zmianom.

Kolejnym etapem pracy było wyznaczenie cykli temperatury powietrza (metodą J.

Boryczki, 1984) i porównanie dat ekstremów wykrytych cykli. Stwierdzono trzy cykle temperatury powietrza: 11-letni, 100-letni oraz 200-letni.

Wykazano synchroniczność niektórych okresów zmian klimatu (w Warszawie i An-glii środkowej), aktywności Słońca i erupcji wulkanicznych.

W cyklu 11-letnim (najsilniejszym) synchroniczność cykli temperatury powietrza i aktywności Słońca jest większa w Warszawie niż w Anglii środkowej (patrz tab. 11). O synchroniczności cyklu 11-letniego temperatury powietrza w Warszawie, aktywności Słońca i wskaźnika zawartości pyłów wulkanicznych w atmosferze (DVI) świadczy porównanie ekstremów sinusoidalnych zmian (tab.2)

214

Tabela.2. Zgodność dat maksimów temperatury powietrza Warszawie,i aktyw-ności Słońca i minimów wskaźnika DVI:

Temperatura Liczby

Maksimum temperatury powietrza i aktywności Słońca w XX wieku prawie się po-krywają z datami minimów wskaźnika DVI. W przypadku 100-letnich cykli rozbież-ność jest większa. Jednak największa asynchroniczrozbież-ność występuje w przypadku cykli 200-letnich. W badaniu cykli temperatury powietrza i wskaźnika DVI wykazano, że największą zgodnością fazową charakteryzuje się cykl 11-letni w Anglii środkowej. W porównaniu dat ekstremów cyklu 100-letniego różnice są dość duże . W przypadku cyklu 200-letniego różnice, szczególnie w przypadku Anglii środkowej, są stosunkowo niewielkie.

W pracy wykazano zależność zmian (spadków) temperatury powietrza w Polsce od wzrostu zawartości pyłów wulkanicznych w atmosferze. Wyniki badań stanowią dobrą podstawę do rozwijania zagadnień związanych z długookresową zmiennością elemen-tów klimatologicznych i ich przyczyn na Ziemi. Przeprowadzone badania są częściową odpowiedzią na pytania dotyczące roli pyłów wulkanicznych w zmianach wiekowych klimatu w Polsce.

Tabela 3. Zmiany sezonowe i roczne temperatury powietrza w Warszawie po wybuchach wulkanicznych

O wpływie aktywności Słońca i pyłów wulkanicznych na klimat w Polsce, świadczy rozległe maksimum (około 1830 roku) wskaźnika DVI w cyklu 200-letnim i głębokie minimum aktywności Słońca (około 1815 roku) w cyklu 100-letnim. Przypadają one w

215 pobliżu minimów temperatury powietrza w Warszawie w cyklach 100 i 200letnich -około 1815 i -około 1830 (odpowiednio). Wyniki badań świadczą o znaczącym wpływie zapylenia atmosfery w wyniku wzmożonej aktywności wulkanicznej na klimat -jego ochłodzenie na początku XIX wieku.

Tabela 4. Zmiany sezonowe i roczne temperatury powietrza w Krakowie po wybuchach wulkanicznych

Tabela 5. Daty ekstremów (maksimów i minimów) cyklu 11-letniego temperatury powietrza w Warszawie i Anglii środkowej oraz wskaźnika DVI

Temperatura powietrza DVI

216

Rys. 1. Cykle temperatury powietrza (11-, 100-, 200-letnie w Warszawie 1779-2000)

Rys. 2. Cykle aktywności wulkanicznej (11-, 100-, 200-letnie) 1680-1980

Rys.3. Cykle aktywności Słońca (11-, 100-, 200-letnie) 1700-2001

217 VIII. ZMIANY KLIMATU WARSZAWY OD XVIII DO XXI WIEKU*

Jerzy BORYCZKA 1. WPROWADZENIE

Chronologiczne ciągi czasowe substancji organicznych zdeponowanych w osadach polskich jezior: Wikaryjskie, Święte, Gościąż informują o holoceńskich wahaniach klimatu Polski. W datowaniach osadów zastosowano metodę radioaktywnego izotopu węgla 14C lub (w przypadku Jeziora Gościąż) zliczano 10-letnie przyrosty warstwy osadów. Akumulowane substancje organiczne w osadach tych jezior są dodatnio skore-lowane z temperaturą atmosfery. Daty ochłodzeń i ociepleń klimatu Polski - to minima i maksima koncentracji substancji organicznych (ryc. 1).

Według zawartości substancji organicznych w osadach wymienionych jezior za datę holoceńskiego ochłodzenia klimatu Polski przyjmuje się 1200 BP (Wikaryj-skie), 11 450 - 9 000 BP (Święte), 11 000 - 9 000 (Gościąż).

LAT TEMU

Ryc. 1. Rekonstrukcja ochłodzeń i optimów klimatu Polski w ciągu ostatnich 20 000 lat na podstawie sub-stancji organicznych zdeponowanych w osadach Jez. Gościąż Reconstruction of the Holocene coolings and optima of climate in Poland during the last 20 thousand years on the basis of organic substance, deposited in the sediments of Gościąż lake

Największe holoceńskie ocieplenia klimatu Polski - według osadów Jez. Gościąż, są datowane: 13 000-11 000 BP i 9 000-8500 BP.

*) Boryczka J., 2001, Zmiany klimatu Warszawy od XVIII do XXI wieku , [w:] Prace Geogra-ficzne, nr 180, Badania środowiska fizycznogeograficznego aglomeracji warszawskiej, Wyd. IG PAN, Warszawa ,

s. 27-37.

218

Rekonstrukcje temperatury powietrza na Ziemi według redukcji lodowców, szero-kości pierścieni drzew i pomiarów instrumentalnych wskazują w ostatnim tysiącleciu trzy główne przedziały czasu: "optimum średniowieczne" - 800-1200, "mała epoka lodowa" - 1400-1900 i współczesne ocieplenie - od 1900 roku.

W ostatnich 400 latach wystąpiły trzy główne ochłodzenia klimatu Europy

0 najmniejszej średniej globalnej temperaturze powietrza na półkuli północnej w pobli-żu dat: 1600,1700,1830. Najbardziej znane (z pomiarów instrumentalnych) jest to ostatnie, największe ochłodzenie w Europie i Polsce.

Celem pracy jest zaprezentowanie problematyki paleoklimatu oraz prognozę zmian klimatu Warszawy do końca XXI wieku z odniesieniami do terytorium Polski i globu.

2. CYKLICZNE ZMIANY KLIMATU WARSZAWY OD XVIII DO XX WIEKU