Wstęp
Wir polarny jest jednym z najważniejszych elementów sezonowej cyrkulacji atmosfery wysokich szerokości geograficznych. Każdego roku wraz ze zbliżaniem się jesieni nad obszarami polarnymi rozpoczyna się stopniowa przebudowa stratosfery. Po miesiącach nieprzerwanego lub bardzo długiego dopływu promieniowania słonecznego dzień staje się coraz krótszy, a następnie nad biegunem rozpoczyna się noc polarna. Górne warstwy atmosfery tracą wówczas możliwość regularnego uzupełniania energii pochodzącej od Słońca i zaczynają się intensywnie wychładzać. Proces ten powtarza się co roku, jednak jego przebieg nie jest identyczny. W jednym sezonie spadek temperatury w stratosferze może postępować stosunkowo szybko, zachodni przepływ wokół obszaru polarnego wzmacnia się wcześnie, a zwarta struktura wiru staje się dobrze widoczna już w początkowej części jesieni. Innym razem przebudowa zachodzi wolniej, pole temperatury pozostaje bardziej nieregularne, a rozwijająca się cyrkulacja przez dłuższy czas jest podatna na zaburzenia. Nie oznacza to, że w jednym roku wir polarny „powstaje prawidłowo”, a w innym dzieje się z nim coś niezwykłego. Zmienność tempa jego formowania jest naturalną cechą atmosfery. Stratosfera nie rozpoczyna każdego sezonu z identycznego stanu, a jej dalsza ewolucja zależy od procesów zachodzących zarówno wysoko nad powierzchnią Ziemi, jak i w znajdującej się niżej troposferze. Znaczenie mają między innymi tempo radiacyjnego wychładzania obszarów polarnych, układ cyrkulacji, aktywność fal planetarnych, transport energii ku stratosferze, rozkład temperatur oceanów oraz wiele innych elementów tworzących jeden wzajemnie powiązany system. Szczególnie ważne jest rozróżnienie samego pojawienia się sezonowego wiru od jego późniejszej siły i stabilności. Początkowe formowanie cyrkulacji jesienią nie przesądza jeszcze, jak będzie ona wyglądała w listopadzie, grudniu czy kolejnych miesiącach zimowych. Wir może początkowo rozwijać się szybko i osiągnąć znaczną siłę, a następnie zostać osłabiony przez intensywną aktywność falową. Możliwy jest również odwrotny scenariusz, w którym jego wczesny rozwój przebiega mniej dynamicznie, po czym warunki w stratosferze stają się korzystniejsze dla wyraźnego wzmocnienia zachodniego przepływu. W artykule skupimy się przede wszystkim na stratosferycznym wirze polarnym półkuli północnej, ponieważ jego sezonowa ewolucja jest szczególnie interesująca z punktu widzenia przebiegu jesieni i zimy nad Europą. Przyjrzymy się mechanizmowi jego powstawania, przyczynom różnic pomiędzy poszczególnymi sezonami oraz czynnikom, które mogą przyspieszać, spowalniać lub zakłócać jego rozwój. Ważnym elementem będzie również odpowiedź na pytanie, dlaczego obserwacja pierwszych oznak formowania wiru nie pozwala jeszcze przewidzieć charakteru nadchodzącej zimy.
Jak rozwija się wir polarny?
Rozwój stratosferycznego wiru polarnego jest częścią corocznego cyklu atmosfery wynikającego przede wszystkim ze zmian ilości energii słonecznej docierającej do wysokich szerokości geograficznych. Wraz z końcem lata półkuli północnej warunki nad Arktyką zaczynają zmieniać się coraz wyraźniej. Słońce znajduje się coraz niżej nad horyzontem, długość dnia maleje, a na obszarach położonych najbliżej bieguna rozpoczyna się okres nocy polarnej. Brak dopływu promieniowania słonecznego prowadzi do systematycznego wychładzania stratosfery nad regionem polarnym. Jednocześnie obszary położone dalej na południe nadal otrzymują znacznie więcej energii. Powstaje więc coraz większa różnica temperatury pomiędzy wysokimi i średnimi szerokościami geograficznymi. Nie jest to jedynie zmiana termiczna. Rosnący kontrast temperatury wpływa na rozkład ciśnienia i geopotencjału w atmosferze, a następnie na charakter przepływu powietrza. W stratosferze zaczyna rozwijać się rozległa cyrkulacja zachodnia otaczająca chłodny obszar polarny. Z biegiem jesieni może ona stawać się coraz szybsza i bardziej uporządkowana, tworząc charakterystyczną strukturę stratosferycznego wiru polarnego. Nie należy przy tym wyobrażać sobie wiru jako jednolitego „lejka” powietrza obracającego się w niezmienionej formie nad biegunem. Jest to ogromny układ cyrkulacji obejmujący znaczną część stratosfery wysokich szerokości geograficznych. Jego kształt, położenie, rozległość i siła zmieniają się w czasie. Może być bardziej zwarty i zbliżony do kołowego, ale może również ulegać wydłużeniu, przesunięciu względem bieguna albo znacznej deformacji pod wpływem zaburzeń docierających z niższych warstw atmosfery.
Sezonowe wychładzanie stratosfery
Podstawą jesiennego rozwoju wiru polarnego jest sezonowe wychładzanie stratosfery nad Arktyką. Proces rozpoczyna się wraz ze zmniejszaniem dopływu promieniowania słonecznego i staje się coraz wyraźniejszy w miarę postępu jesieni. Latem sytuacja wygląda zupełnie inaczej. W wysokich szerokościach geograficznych półkuli północnej dzień jest bardzo długi, a w pobliżu bieguna przez pewien okres Słońce w ogóle nie zachodzi. Stratosfera znajduje się wtedy w zupełnie innych warunkach radiacyjnych niż podczas zimy. Charakterystyczna dla chłodnej części roku silna cyrkulacja zachodnia jest osłabiona, a sezonowy zimowy wir stratosferyczny nie występuje w swojej rozwiniętej postaci. Po przesileniu letnim ilość energii słonecznej docierającej do Arktyki stopniowo maleje. Początkowo zmiany mogą być stosunkowo niewielkie, lecz wraz ze zbliżaniem się równonocy jesiennej przyspieszają. W coraz wyższych szerokościach dzień gwałtownie się skraca, aż w pobliżu bieguna rozpoczyna się noc polarna. Stratosfera nad Arktyką zaczyna wówczas tracić energię poprzez promieniowanie podczerwone, podczas gdy dopływ energii słonecznej staje się bardzo mały lub zanika. Temperatura spada, a obszar zimnego powietrza obejmuje coraz większą część regionu polarnego. Wychładzanie nie odbywa się jednak równomiernie na wszystkich wysokościach ani w każdym miejscu. Stratosfera ma własną strukturę termiczną i dynamiczną, a jej stan zależy nie tylko od sezonowego cyklu promieniowania. Transport powietrza, aktywność fal atmosferycznych oraz wymiana energii pomiędzy poszczególnymi warstwami mogą modyfikować przebieg zmian temperatury. Z tego powodu pierwszych oznak jesiennego wychładzania nie należy utożsamiać z natychmiastowym powstaniem silnego i stabilnego wiru. Jest to początek dłuższego procesu. Najpierw tworzy się coraz wyraźniejszy kontrast termiczny pomiędzy regionem polarnym a niższymi szerokościami geograficznymi. Następnie wraz ze wzrostem tego kontrastu przebudowuje się pole geopotencjału i cyrkulacja w stratosferze. Istotna jest również skala pionowa zmian. Analizując rozwój wiru, można obserwować temperaturę na różnych poziomach stratosfery, na przykład w pobliżu 10 hPa, ale pojedynczy poziom nie opisuje całej struktury. Wir jest układem trójwymiarowym. Jego rozwój może przebiegać nieco inaczej w dolnej, środkowej i górnej stratosferze, a sygnały widoczne na jednej wysokości nie zawsze pojawiają się w identycznym czasie na pozostałych. Wraz z dalszym postępem jesieni brak promieniowania słonecznego nad obszarem polarnym staje się coraz ważniejszym elementem bilansu energetycznego. Stratosfera może osiągać coraz niższe temperatury, a różnica względem cieplejszych obszarów znajdujących się dalej na południe wzrasta. Powstaje środowisko sprzyjające rozwojowi silniejszego zachodniego przepływu otaczającego Arktykę. Tempo tego wychładzania ma później duże znaczenie dla przebiegu formowania wiru. Nie jest jednak jedynym czynnikiem. Nawet przy wyraźnym spadku temperatury dynamika atmosfery może modyfikować rozwój całego układu, szczególnie poprzez transport fal planetarnych z troposfery do stratosfery. Do tej zależności wrócimy szerzej w kolejnych częściach artykułu.
Powstawanie i wzmacnianie zachodniego przepływu
Wraz ze spadkiem temperatury nad Arktyką rośnie kontrast termiczny pomiędzy regionem polarnym a średnimi szerokościami geograficznymi. Ma on bezpośrednie znaczenie dla cyrkulacji stratosferycznej. Zmieniający się rozkład temperatury wpływa na pole geopotencjału oraz prędkość wiatrów wiejących wysoko nad powierzchnią Ziemi. W chłodnej części roku wokół obszaru polarnego rozwija się przepływ zachodni, czyli ruch powietrza zasadniczo z zachodu na wschód. W miarę postępu sezonowego wychładzania może on stopniowo przyspieszać. Jednym ze sposobów śledzenia tego procesu jest obserwacja wiatru strefowego. W analizach stratosferycznego wiru polarnego często wykorzystuje się między innymi wartości na poziomie 10 hPa w pobliżu 60°N. Dodatnie wartości w przyjętej konwencji oznaczają przepływ zachodni, charakterystyczny dla rozwiniętego zimowego wiru polarnego półkuli północnej. Sam wzrost prędkości wiatru nie powinien być jednak interpretowany w oderwaniu od pozostałych parametrów. Możliwa jest sytuacja, w której przepływ zachodni staje się coraz silniejszy, ale geometria wiru pozostaje wyraźnie zaburzona. Z tego względu równolegle warto analizować temperaturę stratosfery oraz pole geopotencjału, które pozwala ocenić położenie, kształt i stopień organizacji całej struktury. W początkowej fazie sezonu cyrkulacja może być jeszcze stosunkowo słaba i nieregularna. Wraz z dalszym wychładzaniem obszaru polarnego zwiększa się potencjał do wzmacniania przepływu. Wir staje się coraz lepiej zorganizowany, a wokół chłodnego wnętrza rozwija się wyraźniejsza strefa silnych wiatrów zachodnich. Warto zwrócić uwagę, że pojęcie „silny wir polarny” nie odnosi się wyłącznie do jednej wartości prędkości wiatru. Znaczenie ma przestrzenna organizacja układu. Zwarty wir z silną cyrkulacją i głębokim obszarem niskiego geopotencjału reprezentuje inny stan stratosfery niż struktura rozciągnięta, przesunięta lub podzielona na kilka wyraźnych części. Zachodni przepływ jest jednocześnie częścią dynamicznego układu, który przez całą zimę pozostaje pod wpływem procesów zachodzących poniżej. Fale planetarne mogą propagować z troposfery do stratosfery, oddawać tam swoją energię i pęd, a w sprzyjających okolicznościach prowadzić do osłabienia cyrkulacji zachodniej. Oznacza to, że rozwijający się wir nie jest odizolowany od pozostałej części atmosfery. Jesienią obserwujemy więc swoistą konkurencję pomiędzy sezonowym procesem sprzyjającym wychładzaniu i wzmacnianiu cyrkulacji a dynamicznymi zaburzeniami mogącymi ten rozwój modyfikować. W jednym roku pierwsza grupa procesów może przez dłuższy czas dominować, prowadząc do szybkiej organizacji wiru. W innym większa aktywność falowa może utrudniać osiągnięcie podobnego stanu w tym samym terminie.
Dlaczego rozwój wiru rozpoczyna się jesienią?
Jesienny początek formowania stratosferycznego wiru polarnego wynika przede wszystkim z sezonowego cyklu dopływu promieniowania słonecznego. Nachylenie osi obrotu Ziemi sprawia, że ilość energii docierającej do poszczególnych szerokości geograficznych bardzo silnie zmienia się w ciągu roku. W Arktyce różnica pomiędzy latem a zimą jest szczególnie duża. Latem region polarny otrzymuje światło przez znaczną część doby, a w najwyższych szerokościach Słońce przez pewien czas pozostaje nad horyzontem bez przerwy. Po przesileniu letnim sytuacja zaczyna się stopniowo odwracać. Każdy kolejny tydzień przynosi krótszy dzień, coraz niższe położenie Słońca nad horyzontem i mniejszą ilość dostarczanej energii. Przełom lata i jesieni stanowi więc okres rozpoczęcia dużej sezonowej reorganizacji stratosfery. Nad Arktyką pojawia się coraz rozleglejszy obszar chłodu, podczas gdy szerokości położone dalej na południe nie wychładzają się w identycznym tempie. Kontrast pomiędzy nimi zaczyna narastać. Nie ma jednej daty, w której można powiedzieć, że w każdej części stratosfery wir polarny nagle „włączył się” i od tej chwili istnieje w pełni rozwiniętej postaci. Formowanie jest procesem rozłożonym w czasie. Poszczególne elementy cyrkulacji pojawiają się stopniowo, a tempo ich organizacji może różnić się pomiędzy kolejnymi sezonami. Z tego powodu pierwsze wrześniowe sygnały wychładzania stratosfery należy interpretować jako element rozpoczynającej się sezonowej przebudowy, a nie jako dowód na istnienie w pełni uformowanego zimowego wiru. Sam spadek temperatury jest oczekiwanym skutkiem malejącego dopływu energii słonecznej. Dopiero dalsza ewolucja temperatury, wiatru strefowego i geopotencjału pokazuje, w jaki sposób organizuje się cały układ. Jesień jest okresem szczególnie interesującym, ponieważ właśnie wtedy atmosfera przechodzi od letniego do zimowego reżimu cyrkulacji stratosferycznej. Z tygodnia na tydzień coraz wyraźniej można obserwować rozwój chłodnego obszaru polarnego, wzmacnianie przepływu zachodniego i organizowanie struktury wiru. Nie każdy rok przechodzi jednak przez te etapy w identycznym rytmie. W jednym sezonie charakterystyczne sygnały mogą pojawić się wcześniej i szybko się wzmacniać. W następnym podobny etap zostanie osiągnięty później albo początkowa organizacja będzie wielokrotnie zakłócana. Różnica kilku tygodni nie musi oznaczać niczego nadzwyczajnego, ponieważ atmosfera nigdy nie rozpoczyna jesieni w dokładnie takim samym stanie jak rok wcześniej. I tu dochodzimy do najważniejszej części całego zagadnienia: skoro podstawowy mechanizm sezonowy powtarza się każdego roku, dlaczego raz wir polarny rozwija się szybko i sprawnie, a innym razem jego formowanie przebiega znacznie wolniej i bardziej nieregularnie? Odpowiedź wymaga spojrzenia znacznie szerzej niż tylko na temperaturę nad biegunem.
Dlaczego tempo rozwoju wiru polarnego zmienia się z roku na rok?
Choć sezonowy mechanizm prowadzący do powstania stratosferycznego wiru polarnego powtarza się każdej jesieni, atmosfera nigdy nie przechodzi przez ten proces w identycznych warunkach. Zmniejszający się dopływ promieniowania słonecznego nad Arktykę stanowi podstawę sezonowego wychładzania, ale nie określa samodzielnie szybkości, z jaką cały układ osiągnie dojrzałą strukturę. Na rzeczywisty przebieg formowania wiru nakładają się procesy dynamiczne zachodzące w troposferze i stratosferze, a ich natężenie, położenie oraz wzajemne oddziaływanie są inne w każdym sezonie. Można więc powiedzieć, że astronomiczny rytm pór roku wyznacza ogólne ramy rozwoju wiru, natomiast atmosfera decyduje o szczegółowym przebiegu tego procesu. Noc polarna rozpoczyna się zgodnie z cyklem rocznym, lecz nie oznacza to, że temperatura na określonym poziomie stratosfery będzie każdego roku spadała dokładnie w takim samym tempie. Podobnie zachodni wiatr strefowy może zacząć się wzmacniać w zbliżonym okresie, ale jego dalsza ewolucja potrafi wyraźnie odbiegać od poprzednich sezonów. Różnice są widoczne już podczas pierwszych etapów jesiennej przebudowy. W jednym roku chłodny obszar nad Arktyką szybko zwiększa swoją powierzchnię, pole geopotencjału staje się coraz bardziej uporządkowane, a zachodni przepływ systematycznie przyspiesza. W kolejnym sezonie wychładzanie może postępować mniej równomiernie, rozwijający się wir pozostaje bardziej zdeformowany, a prędkość wiatru zmienia się w sposób znacznie mniej regularny. Nie powinno się więc oceniać tempa formowania wiru na podstawie jednego parametru ani pojedynczej aktualizacji modelu. Temperatura może wskazywać na wyraźne wychładzanie, podczas gdy wiatr strefowy nie reaguje jeszcze równie dynamicznie. Innym razem przepływ zachodni zaczyna przyspieszać, ale pole geopotencjału pokazuje strukturę przesuniętą lub wydłużoną. Dopiero obserwacja kilku elementów jednocześnie pozwala określić, na jakim etapie znajduje się sezonowa organizacja stratosfery. Istotne jest również to, że atmosfera posiada pewną ciągłość. Początek jesieni nie oznacza rozpoczęcia całego systemu od stanu zerowego. Warunki ukształtowane pod koniec lata wpływają na pierwsze etapy sezonowej przebudowy, a następnie kolejne procesy nakładają się na stan już istniejący. Każdy sezon otrzymuje więc nieco inny punkt startowy.
Różnice w stanie atmosfery na początku sezonu
Jedną z podstawowych przyczyn odmiennego tempa formowania wiru jest różny stan atmosfery w momencie rozpoczynania się jesiennej przebudowy. Chociaż cykl dopływu promieniowania słonecznego jest przewidywalny, rozkład temperatury, cyrkulacji i zaburzeń atmosferycznych nie powtarza się dokładnie z roku na rok. Pod koniec lata stratosfera może być nieco cieplejsza lub chłodniejsza od wieloletniej średniej w poszczególnych regionach. Różnice mogą występować również pomiędzy poszczególnymi poziomami atmosfery. Nie muszą być duże, aby początkowa konfiguracja kolejnego sezonu była odmienna. Znaczenie ma także rozmieszczenie temperatury. Średnia wartość dla całego obszaru polarnego nie pokazuje wszystkich szczegółów. Chłodniejsze i cieplejsze sektory mogą być rozłożone asymetrycznie, przez co rozwijający się wir od początku może przyjmować nieco inny kształt. W jednym sezonie najchłodniejszy obszar może znajdować się blisko bieguna, w innym być przesunięty w kierunku konkretnego sektora Arktyki. Podobne różnice dotyczą geopotencjału. Jego rozkład pozwala śledzić strukturę rozwijającej się cyrkulacji oraz oceniać, czy wir jest stosunkowo zwarty, czy bardziej wydłużony i nieregularny. Już na początku sezonu układ może więc wykazywać odmienną geometrię niż w analogicznym terminie poprzedniego roku. Ważny jest również stan troposfery. Układ rozległych wyżów i niżów, przebieg fal w cyrkulacji zachodniej oraz położenie stref silnego przepływu wpływają na możliwość propagacji energii ku stratosferze. Troposfera nie stanowi biernej warstwy znajdującej się pod wirem. Może aktywnie oddziaływać na jego strukturę, szczególnie poprzez fale planetarne. Z tego powodu porównywanie dwóch sezonów wyłącznie według daty może prowadzić do błędnych wniosków. Fakt, że 20 września jednego roku wiatr strefowy był silniejszy niż 20 września roku poprzedniego, nie oznacza automatycznie, że cały wir rozwija się „lepiej” albo że pozostanie silniejszy przez zimę. Oba sezony mogą rozpoczynać się z odmiennego układu temperatury, geopotencjału i cyrkulacji. Różnice początkowe mogą następnie narastać. Atmosfera jest systemem dynamicznym, w którym niewielkie zmiany jednego elementu wpływają na dalszą ewolucję pozostałych. Inne położenie rozległego wyżu w troposferze może zmienić propagację fal planetarnych, ta z kolei może wpłynąć na cyrkulację stratosferyczną, a zmieniony stan stratosfery oddziałuje na dalszy przebieg sezonu. Nie oznacza to, że niewielka anomalia pod koniec sierpnia determinuje wydarzenia kilka miesięcy później. Zależności atmosferyczne są znacznie bardziej złożone. Początkowy stan jest jednym z elementów wpływających na pierwszą fazę rozwoju, lecz w kolejnych tygodniach pojawiają się nowe zaburzenia mogące zmienić kierunek ewolucji.
Tempo wychładzania stratosfery
Wychładzanie stratosfery nad obszarem polarnym jest podstawowym procesem umożliwiającym jesienne formowanie wiru, ale jego rzeczywiste tempo nie pozostaje identyczne w kolejnych latach. Po rozpoczęciu nocy polarnej bilans radiacyjny coraz bardziej sprzyja utracie energii. Brak bezpośredniego dopływu promieniowania słonecznego powoduje, że temperatura może systematycznie spadać. Gdyby atmosfera była układem całkowicie odizolowanym od procesów dynamicznych, sezonowy przebieg wychładzania byłby znacznie bardziej regularny. Rzeczywista stratosfera nie funkcjonuje jednak w taki sposób. Temperatura jest kształtowana zarówno przez procesy radiacyjne, jak i przez ruch powietrza. Transport mas powietrza, ruchy pionowe oraz oddziaływanie fal mogą zmieniać tempo ochładzania poszczególnych obszarów. Z tego powodu dwa sezony znajdujące się w tym samym momencie kalendarzowym nie muszą charakteryzować się jednakową temperaturą nad Arktyką. Szybsze i bardziej równomierne wychładzanie może sprzyjać wcześniejszemu narastaniu kontrastu termicznego pomiędzy wysokimi i średnimi szerokościami geograficznymi. W odpowiednim środowisku dynamicznym umożliwia to szybsze wzmacnianie zachodniej cyrkulacji stratosferycznej. Wolniejszy spadek temperatury nie oznacza natomiast, że wir się nie utworzy. Sezonowy mechanizm nadal działa, ale osiąganie kolejnych etapów może być przesunięte w czasie. Rozwijająca się struktura może przez pewien okres pozostawać słabsza albo mniej uporządkowana w porównaniu z sezonem, w którym chłodzenie przebiegało szybciej. Trzeba również pamiętać, że temperatura stratosfery nie powinna być oceniana wyłącznie poprzez najniższą wartość pojawiającą się na danej mapie. Ważne są rozległość chłodnego obszaru, jego położenie względem bieguna, rozkład temperatury na różnych wysokościach oraz zmiany obserwowane w kolejnych dniach i tygodniach. Pojedyncza bardzo niska wartość nie jest równoznaczna z istnieniem silnego, zwartego wiru. Analogicznie chwilowe zahamowanie spadku temperatury nie oznacza zatrzymania całego procesu sezonowego. Interesująca jest również relacja pomiędzy temperaturą i ruchem powietrza. Zmiany cyrkulacji mogą prowadzić do pionowych ruchów w stratosferze. Opadanie powietrza wiąże się z jego adiabatycznym ogrzewaniem, natomiast ruch w przeciwnym kierunku wpływa na temperaturę inaczej. Oznacza to, że obserwowany stan termiczny jest rezultatem zarówno sezonowego bilansu promieniowania, jak i dynamiki całego układu. Z tego powodu rozwój wiru nie powinien być sprowadzany do prostego schematu: im niższa temperatura, tym automatycznie silniejszy wir. Zależność pomiędzy chłodną stratosferą a zachodnią cyrkulacją jest bardzo ważna, lecz pełny obraz wymaga uwzględnienia rozkładu geopotencjału, wiatru oraz aktywności falowej. W początkowej fazie jesieni szczególnie wartościowe jest obserwowanie trendu. Seria kolejnych aktualizacji pokazująca systematyczne rozszerzanie się chłodnego obszaru i jednoczesne wzmacnianie zachodniego przepływu dostarcza znacznie więcej informacji niż pojedyncza mapa z jednego terminu. Tempo wychładzania może się ponadto zmieniać w trakcie sezonu. Okres szybkiego spadku temperatury może zostać przerwany przez zwiększony transport energii do stratosfery. Po pewnym czasie warunki mogą ponownie zacząć sprzyjać chłodzeniu. Rozwój wiru nie przypomina więc idealnie gładkiej linii prowadzącej od letniego stanu atmosfery do zimowego maksimum.
Aktywność fal planetarnych
Jednym z najważniejszych czynników powodujących różnice pomiędzy poszczególnymi sezonami jest aktywność fal planetarnych, nazywanych również falami Rossby'ego. Są to wielkoskalowe zaburzenia cyrkulacji atmosferycznej związane między innymi z ruchem powietrza w obracającej się atmosferze, rozmieszczeniem kontynentów i oceanów, ukształtowaniem powierzchni oraz dużymi układami barycznymi. Ich znaczenie dla wiru polarnego wynika przede wszystkim z możliwości transportowania energii i pędu z troposfery ku stratosferze. Nie każda fala powstająca w troposferze może swobodnie dotrzeć wysoko do stratosfery. Możliwość jej propagacji zależy od aktualnego stanu atmosfery i charakteru przepływu. Gdy warunki są odpowiednie, energia falowa może przemieszczać się ku górze i oddziaływać na cyrkulację rozwijającego się wiru. Po dotarciu do stratosfery fale mogą ulegać załamaniu lub pochłanianiu, przekazując energię i pęd otaczającemu przepływowi. Efektem może być osłabienie zachodnich wiatrów, deformacja struktury wiru oraz zmiany temperatury w regionie polarnym. W sezonie o niewielkiej aktywności falowej wir może mieć więcej czasu na stosunkowo spokojne wzmacnianie się pod wpływem postępującego wychładzania. Zachodni przepływ przyspiesza, a struktura może pozostawać bardziej zwarta. Przy większej aktywności fal planetarnych sytuacja staje się znacznie bardziej dynamiczna. Rozwijający się wir może być regularnie zaburzany, przesuwany względem bieguna lub rozciągany. Wiatr strefowy może wzmacniać się wolniej albo przechodzić okresowe osłabienia. Różnice w aktywności falowej są jednym z powodów, dla których dwa sezony o podobnym początkowym wychładzaniu mogą po kilku tygodniach wyglądać zupełnie inaczej. W jednym przypadku radiacyjne chłodzenie może przez dłuższy czas dominować nad dynamicznym ogrzewaniem związanym z oddziaływaniem fal. Temperatura nad obszarem polarnym spada wtedy wyraźnie, a wir systematycznie się organizuje. W drugim sezonie większy transport energii z troposfery może zakłócać ten proces. Pojawiają się deformacje, okresowe wzrosty temperatury oraz zmiany prędkości zachodniego przepływu. Formowanie wiru nadal postępuje, lecz jego przebieg staje się bardziej nieregularny. Szczególne znaczenie mają największe fale planetarne. W analizach stratosfery często zwraca się uwagę na falę numer 1 oraz falę numer 2. Silna fala numer 1 może sprzyjać znacznemu przesunięciu wiru względem bieguna. Wyraźna aktywność fali numer 2 może prowadzić do silnego rozciągania jego struktury i w bardziej zaawansowanych sytuacjach sprzyjać powstawaniu dwóch głównych obszarów cyrkulacji. Nie oznacza to jednak, że każda większa aktywność falowa doprowadzi do poważnego zaburzenia wiru. Znaczenie mają jej siła, czas trwania, pionowa propagacja oraz stan samej stratosfery. Krótkotrwały impuls może spowodować jedynie przejściową deformację, po której wir ponownie zacznie się wzmacniać. Długotrwały i intensywny transport energii może wywołać znacznie większą odpowiedź. Zależność działa również w szerszym kontekście sezonowym. Silny i odpowiednio ukształtowany wir wpływa na warunki propagacji kolejnych fal. Oznacza to, że stratosfera nie tylko reaguje na zaburzenia pochodzące z troposfery, lecz jej aktualny stan współdecyduje o tym, w jaki sposób następne impulsy będą mogły się rozprzestrzeniać. Powstaje złożony układ wzajemnych oddziaływań, którego nie można opisać prostą zależnością przyczynowo skutkową. Atmosfera w każdym sezonie tworzy nieco inną konfigurację, a aktywność fal planetarnych może zmieniać się nawet w ciągu kilku tygodni. Z tego powodu początkowo szybki rozwój wiru nie gwarantuje dalszego spokojnego wzmacniania. Wystarczy późniejsza zmiana cyrkulacji troposferycznej i wzrost aktywności falowej, aby struktura zaczęła ewoluować w zupełnie innym kierunku. Podobnie słabszy wir obserwowany na początku jesieni może później wejść w okres znacznie szybszej intensyfikacji, gdy transport energii ku stratosferze osłabnie.
Naturalna zmienność atmosfery
Ostatnim elementem niezbędnym do zrozumienia różnic pomiędzy poszczególnymi latami jest naturalna zmienność atmosfery. System atmosferyczny jest niezwykle złożony i pozostaje w ciągłym ruchu. Nie istnieją dwa sezony, w których wszystkie elementy rozpoczynają jesień z dokładnie takim samym rozkładem temperatury, ciśnienia, wilgotności, wiatru i energii. Atmosfera jest również układem nieliniowym. Oznacza to, że reakcja całego systemu nie zawsze jest proporcjonalna do wielkości początkowego zaburzenia. Niewielkie różnice w stanie początkowym mogą po pewnym czasie prowadzić do coraz większych rozbieżności w dalszym przebiegu cyrkulacji. Ma to ogromne znaczenie dla rozwoju wiru polarnego. Wyobraźmy sobie dwa sezony rozpoczynające się od stosunkowo podobnej temperatury stratosfery. W pierwszym układ cyrkulacji troposferycznej sprzyja niewielkiemu transportowi fal ku górze. Wir może wówczas stopniowo się ochładzać i wzmacniać. W drugim nieco inne rozmieszczenie rozległych wyżów i niżów zwiększa aktywność fal planetarnych. Po kilku tygodniach różnica pomiędzy oboma sezonami może stać się bardzo duża, mimo że początkowo ich stan wydawał się podobny. Naturalna zmienność oznacza również występowanie okresów przyspieszenia i spowolnienia rozwoju. Wir nie musi wzmacniać się w jednakowym tempie przez całą jesień. Kilka dni szybkiego wzrostu prędkości zachodniego wiatru może zostać zastąpione okresem stabilizacji. Później może pojawić się kolejne przyspieszenie albo przejściowe osłabienie. Podobnie zachowuje się temperatura. Ogólny sezonowy trend prowadzi ku wychładzaniu stratosfery polarnej, ale nałożone na niego są krótsze zmiany dynamiczne. W rezultacie wykres temperatury może zawierać liczne wahania, które nie przeczą długoterminowemu kierunkowi przebudowy. Geopotencjał również nie tworzy od początku idealnie symetrycznej struktury. Wir może przez pewien czas być przesunięty, następnie stać się bardziej zwarty, po czym ponownie ulec deformacji. Takie zmiany są częścią jego normalnej ewolucji. Z tego względu określenia „opóźniony wir” czy „wyjątkowo szybki rozwój” powinny być stosowane ostrożnie i najlepiej w odniesieniu do wieloletniej klimatologii oraz kilku parametrów jednocześnie. Porównanie wyłącznie z poprzednim rokiem może być mylące, ponieważ jeden sezon nie stanowi pełnego punktu odniesienia dla naturalnej zmienności atmosfery. Równie ostrożnie należy podchodzić do dalekosiężnych prognoz przedstawiających stan wiru za kilka tygodni. Modele numeryczne próbują odwzorować niezwykle skomplikowany system, w którym niewielkie różnice stanu początkowego z czasem prowadzą do rosnącego rozrzutu możliwych scenariuszy. Im dalszy termin, tym większego znaczenia nabiera analiza całego zbioru realizacji, a nie jednej konkretnej prognozy. Właśnie z tego powodu prognozy ensemble są tak wartościowe podczas obserwowania jesiennego rozwoju stratosfery. Pozwalają sprawdzić, czy większość realizacji wskazuje podobny kierunek zmian temperatury i wiatru, czy też rozwiązania zaczynają się szybko rozchodzić. Duży rozrzut informuje, że dalsza ewolucja pozostaje niepewna i kilka scenariuszy jest nadal możliwych. Naturalna zmienność atmosfery tłumaczy również, dlaczego nie istnieje jeden obowiązkowy harmonogram formowania wiru polarnego. Nie można wskazać daty, do której musi osiągnąć określoną temperaturę, prędkość wiatru czy kształt. Istnieje typowy cykl sezonowy i klimatologiczny zakres zmian, lecz rzeczywisty przebieg każdego roku jest indywidualny. Najważniejsza odpowiedź na pytanie zawarte w tytule artykułu jest więc bardziej złożona niż samo sezonowe wychładzanie Arktyki. Wir polarny rozwija się każdego roku w innym tempie, ponieważ jego powstawanie zachodzi w atmosferze, która za każdym razem znajduje się w nieco innym stanie. Radiacyjne chłodzenie obszaru polarnego tworzy podstawę całego procesu, natomiast cyrkulacja, fale planetarne, transport energii i naturalna zmienność modyfikują jego przebieg. Nie należy zatem oczekiwać, że wrześniowy lub październikowy rozwój wiru będzie dokładną kopią poprzedniego sezonu. Różnice są naturalną częścią funkcjonowania atmosfery i mogą pojawiać się już na bardzo wczesnym etapie. Znacznie ważniejsze od porównywania pojedynczych dni jest śledzenie kierunku zmian w kolejnych tygodniach oraz obserwowanie, czy temperatura, wiatr strefowy i struktura geopotencjału zaczynają wspólnie wskazywać na postępującą organizację wiru.
Co może wpływać na rozwój wiru polarnego?
Tempo i sposób formowania się wiru polarnego zależą nie tylko od sezonowego wychładzania stratosfery. Na jego rozwój wpływa cały układ powiązań pomiędzy troposferą, oceanami, powierzchnią lądów oraz wyższymi warstwami atmosfery. Część tych czynników oddziałuje bezpośrednio na cyrkulację stratosferyczną, inne wpływają pośrednio, modyfikując układ fal planetarnych, kontrasty temperatury lub przepływ powietrza w niższych warstwach. Nie oznacza to, że każdy z wymienionych elementów można traktować jako samodzielny „przełącznik” decydujący o sile wiru. Atmosfera nie reaguje w tak prosty sposób. Temperatura oceanów, pokrywa śnieżna, lód morski, aktywność słoneczna czy erupcje wulkaniczne mogą wpływać na tło, w którym rozwija się sezonowa cyrkulacja, ale rzeczywisty rezultat zależy od ich wzajemnego położenia w czasie i przestrzeni oraz od aktualnego stanu całego systemu. W jednym roku kilka czynników może sprzyjać szybkiemu wzmacnianiu zachodniego przepływu, w innym część z nich działa przeciwnie albo ich wpływ jest niewielki. Z tego powodu obserwacja pojedynczego parametru rzadko pozwala wiarygodnie przewidzieć dalszy rozwój wiru.
Cyrkulacja atmosferyczna i prąd strumieniowy
Ogromne znaczenie dla formującego się wiru ma układ cyrkulacji w troposferze i górnej części atmosfery. Rozległe niże, wyże, zatoki i grzbiety wpływają na sposób przemieszczania się fal planetarnych oraz na możliwość transportowania energii ku stratosferze. Prąd strumieniowy jest jednym z najważniejszych elementów tego układu. Jego przebieg, siła i stopień falowania zmieniają się z dnia na dzień. W niektórych okresach jest bardziej uporządkowany i przebiega stosunkowo równoleżnikowo, w innych tworzy głębokie zatoki oraz silne meandry. Takie różnice mają znaczenie dla sposobu, w jaki zaburzenia troposferyczne mogą oddziaływać na stratosferę. Nie należy przy tym utożsamiać troposferycznego prądu strumieniowego bezpośrednio z samym wirem polarnym w stratosferze. Są to odrębne elementy atmosfery, ale wzajemnie powiązane poprzez wymianę energii i pędu. Gdy układ cyrkulacji sprzyja silnemu transportowi fal planetarnych ku górze, rozwijający się wir może zostać bardziej zdeformowany. W zachodnim przepływie mogą pojawiać się osłabienia, a pole geopotencjału staje się mniej symetryczne. Przy słabszej aktywności falowej stratosfera ma większą możliwość spokojniejszego wychładzania się, a wir może organizować się szybciej i przyjmować bardziej zwartą postać. Duże znaczenie ma również rozmieszczenie rozległych układów barycznych nad kontynentami i oceanami. Powtarzający się przez pewien czas układ wysokiego ciśnienia w określonym regionie może wpływać na propagację fal w zupełnie inny sposób niż dominacja głębokich niżów w tej samej części półkuli. W efekcie troposfera tworzy dla stratosfery zmieniające się środowisko dynamiczne. Nie wystarczy więc obserwować sam wiatr na poziomie 10 hPa. Niekiedy sygnał zapowiadający późniejsze zaburzenie wiru pojawia się najpierw znacznie niżej, w postaci reorganizacji wielkoskalowego przepływu.
Temperatury oceanów
Oceany są ogromnymi magazynami ciepła i mogą przez długi czas wpływać na atmosferę znajdującą się nad nimi. Anomalie temperatury powierzchni morza modyfikują wymianę energii i wilgoci, a przez to mogą wpływać na położenie układów barycznych, rozwój fal atmosferycznych oraz charakter cyrkulacji w troposferze. Nie oznacza to, że określona temperatura jednego akwenu bezpośrednio wzmacnia albo osłabia wir polarny. Zależność jest bardziej złożona i najczęściej zachodzi pośrednio. Przykładowo rozległe anomalie temperatury powierzchni oceanu mogą zmieniać kontrasty termiczne pomiędzy różnymi obszarami. W konsekwencji modyfikowany jest rozwój układów niżowych i wyżowych oraz przebieg stref silniejszego przepływu. Zmieniona cyrkulacja troposferyczna wpływa następnie na aktywność fal planetarnych, a część tej energii może docierać do stratosfery. Szczególne znaczenie mają rozległe wzorce temperatury oceanów obejmujące duże obszary, a nie pojedyncze lokalne anomalie. Ich wpływ może utrzymywać się przez wiele tygodni lub miesięcy, ponieważ ocean zmienia temperaturę wolniej niż atmosfera. Równie ważne jest to, że reakcja atmosfery na podobną anomalię nie musi być identyczna każdego roku. Ten sam układ temperatur powierzchni morza może występować przy innym stanie cyrkulacji, innym rozkładzie pokrywy śnieżnej i odmiennej aktywności falowej. W efekcie wpływ na wir może być wyraźny w jednym sezonie, a znacznie słabszy w kolejnym. Temperatury oceanów powinny być więc traktowane jako część szerszego tła klimatycznego, które może zwiększać prawdopodobieństwo określonych układów cyrkulacyjnych, ale nie determinuje samodzielnie przyszłego stanu stratosfery.
Pokrywa śnieżna i lód morski
Jesienna pokrywa śnieżna oraz zasięg lodu morskiego również mogą wpływać na układ atmosfery, choć relacje te są złożone i nie powinny być przedstawiane jako prosty mechanizm pozwalający przewidzieć siłę wiru. Śnieg silnie zmienia właściwości powierzchni lądowej. Jasna pokrywa odbija dużą część promieniowania słonecznego, a jednocześnie wpływa na wymianę ciepła pomiędzy gruntem i atmosferą. Rozległe obszary wcześnie pokryte śniegiem mogą więc modyfikować temperaturę dolnych warstw powietrza oraz kontrasty termiczne nad kontynentem. Ma to znaczenie dla cyrkulacji troposferycznej. Zmiana układu temperatury może wpływać na położenie wyżów, niżów i fal Rossby'ego, a pośrednio również na ilość energii propagującej ku stratosferze. Podobnie wygląda sytuacja z lodem morskim w Arktyce. Jego obecność ogranicza bezpośrednią wymianę ciepła i wilgoci pomiędzy oceanem a atmosferą. Gdy powierzchnia otwartej wody jest większa, jesienią ocean może dłużej oddawać zgromadzone ciepło do dolnej troposfery. Zmienia to lokalne warunki termiczne oraz układ ciśnienia. W pewnych konfiguracjach może wpływać na przebieg cyrkulacji i aktywność fal planetarnych. Nie należy jednak zakładać, że większa lub mniejsza pokrywa lodowa automatycznie oznacza konkretny stan wiru kilka tygodni później. Zależności są silnie zależne od regionu, pory sezonu oraz pozostałych elementów cyrkulacji. W badaniach analizuje się między innymi możliwe powiązania pomiędzy jesiennym stanem pokrywy śnieżnej w Eurazji, anomaliami lodu morskiego i późniejszą cyrkulacją stratosferyczną. Wyniki pokazują, że takie relacje mogą istnieć, lecz nie mają charakteru prostego i niezmiennego. Atmosfera zawiera zbyt wiele wzajemnie oddziałujących procesów, aby jeden element powierzchni mógł samodzielnie wyznaczać rozwój całego zimowego wiru.
Aktywność Słońca i erupcje wulkaniczne
Na stan stratosfery mogą wpływać także czynniki pochodzące spoza codziennej cyrkulacji atmosferycznej. Do najczęściej omawianych należą zmiany aktywności słonecznej oraz duże erupcje wulkaniczne. Aktywność Słońca nie jest całkowicie stała. Zmienia się między innymi w cyklu około jedenastoletnim, a poszczególne fazy różnią się ilością emitowanego promieniowania w wybranych zakresach widma. Szczególne znaczenie dla stratosfery ma promieniowanie ultrafioletowe, ponieważ oddziałuje ono na ozon i procesy zachodzące w górnych warstwach atmosfery. Zmiany te mogą wpływać na temperaturę i cyrkulację stratosferyczną, ale ich skala jest znacznie mniejsza niż podstawowy sezonowy efekt wynikający z przejścia od lata do zimy. Nie można więc powiedzieć, że wysoka lub niska aktywność słoneczna bezpośrednio przesądza o sile wiru w danym sezonie. Wpływ może ujawniać się poprzez subtelne zmiany tła atmosferycznego i współdziałać z innymi procesami. Efekt zależy również od aktualnego stanu stratosfery oraz cyrkulacji troposferycznej. Erupcje wulkaniczne mogą działać w odmienny sposób. Szczególnie silne wybuchy są zdolne wprowadzać związki siarki wysoko do stratosfery. Powstające aerozole mogą utrzymywać się tam przez długi czas i wpływać na bilans promieniowania. Aerozole siarczanowe pochłaniają część promieniowania, przez co mogą prowadzić do ogrzewania określonych warstw stratosfery. Jednocześnie ograniczają ilość energii docierającej do powierzchni Ziemi. Skutki dla cyrkulacji zależą od miejsca erupcji, ilości materiału, wysokości jego wprowadzenia oraz sezonu. Nie każda erupcja ma znaczenie dla wiru polarnego. Większość wybuchów pozostaje zbyt słaba albo nie wprowadza wystarczającej ilości materiału bezpośrednio do stratosfery. Dopiero największe zdarzenia mogą zmieniać warunki radiacyjne na tyle, aby ich wpływ był widoczny przez kolejne miesiące. Czynniki te pokazują, jak wiele elementów może modyfikować rozwój stratosferycznego wiru polarnego. Nie wszystkie działają z jednakową siłą i nie wszystkie są istotne w każdym sezonie. Największe znaczenie nadal ma połączenie sezonowego wychładzania z dynamicznym oddziaływaniem troposfery i stratosfery, natomiast oceany, pokrywa śnieżna, lód morski, aktywność Słońca czy duże erupcje mogą modyfikować środowisko, w którym cały proces przebiega.
Co może zakłócić rozwój wiru polarnego?
Formowanie się wiru polarnego nie przebiega w sposób jednostajny od początku jesieni aż do zimy. Nawet gdy stratosfera nad obszarami polarnymi systematycznie się wychładza, a zachodni przepływ zaczyna się wzmacniać, rozwój całej struktury może zostać okresowo spowolniony lub zaburzony. Wir nie jest bowiem odizolowany od niższych warstw atmosfery. Pomiędzy troposferą i stratosferą zachodzi wymiana energii i pędu, która w określonych warunkach potrafi znacząco zmienić jego siłę, położenie oraz kształt. Szczególnie ważną rolę odgrywają fale planetarne. Powstają i rozwijają się przede wszystkim w troposferze, gdzie przepływ powietrza jest modyfikowany przez rozmieszczenie rozległych wyżów i niżów, kontrasty termiczne pomiędzy oceanami i kontynentami oraz ukształtowanie powierzchni Ziemi. Część energii związanej z tymi zaburzeniami może propagować ku górze i docierać do stratosfery. Gdy aktywność falowa jest niewielka, wir może rozwijać się stosunkowo spokojnie. Postępujące wychładzanie obszarów polarnych sprzyja wzrostowi kontrastu temperatury pomiędzy wysokimi i niższymi szerokościami geograficznymi, a zachodni wiatr w stratosferze stopniowo się wzmacnia. Sytuacja wygląda inaczej, kiedy do stratosfery zaczyna docierać znaczna ilość energii falowej. Wówczas struktura wiru może zostać zdeformowana, przesunięta względem bieguna, rozciągnięta, a przy szczególnie silnych zaburzeniach również poważnie osłabiona. Znaczenie ma przy tym nie pojedyncza chwilowa zmiana, lecz intensywność, czas trwania i charakter oddziaływania. Wir może przechodzić przez okresy wzmacniania i osłabiania wielokrotnie w ciągu jednego sezonu. Jesienne formowanie się tej struktury nie jest więc prostą drogą od słabego do silnego wiru.
Transport energii z troposfery do stratosfery
Troposfera i stratosfera różnią się pod względem właściwości oraz dominujących procesów, lecz nie funkcjonują jako dwa całkowicie niezależne piętra atmosfery. Zaburzenia rozwijające się w niższej warstwie mogą w określonych warunkach oddziaływać na cyrkulację znajdującą się kilkanaście lub kilkadziesiąt kilometrów wyżej. Jednym z najważniejszych mechanizmów umożliwiających takie oddziaływanie jest pionowa propagacja fal planetarnych, określanych również jako fale Rossby'ego. Są to rozległe zaburzenia przepływu atmosferycznego obejmujące ogromne obszary półkuli. Ich powstawaniu i modyfikowaniu sprzyjają między innymi różnice termiczne pomiędzy lądami i oceanami, obecność wielkich łańcuchów górskich oraz rozległe i długotrwałe anomalie cyrkulacyjne. Nie każda fala rozwijająca się w troposferze dociera jednak do stratosfery. Możliwość jej propagacji zależy od aktualnego układu wiatrów i temperatury w atmosferze. Część zaburzeń pozostaje ograniczona do niższych poziomów, natomiast w sprzyjającej konfiguracji energia może przemieszczać się wysoko ponad tropopauzę. Po dotarciu do stratosfery fale zaczynają oddziaływać z dominującym przepływem zachodnim otaczającym obszar polarny. Mogą przekazywać mu pęd i zmieniać jego strukturę dynamiczną. Przy większej aktywności falowej prowadzi to do hamowania zachodnich wiatrów oraz deformacji wiru. Zmiany mogą początkowo wyglądać stosunkowo niepozornie. Zamiast zwartej struktury skupionej wokół bieguna wir zaczyna stawać się bardziej wydłużony. Jego centrum może przesuwać się w stronę Eurazji albo Ameryki Północnej, a po przeciwnej stronie może rozwijać się obszar wyższego geopotencjału. Przy dalszym dopływie energii zaburzenie może się pogłębiać. Istotny jest również czas trwania takiej sytuacji. Krótki impuls falowy może spowodować jedynie przejściową deformację, po której wir ponownie się organizuje. Dłuższy okres intensywnego transportu energii może znacznie skuteczniej ograniczyć jego wzmacnianie. Z tego powodu dwa sezony rozpoczynające się od podobnego wychładzania stratosfery mogą już po kilku tygodniach wyglądać zupełnie inaczej. Troposfera może zatem okresowo przeciwdziałać procesowi sprzyjającemu budowie silnego wiru. Noc polarna nadal prowadzi do utraty energii i wychładzania wysokich szerokości geograficznych, lecz równocześnie dynamika atmosfery może dostarczać do stratosfery zaburzenia utrudniające powstanie zwartej i silnej cyrkulacji.
Wzrost aktywności fal planetarnych
Sama obecność fal planetarnych jest naturalną cechą atmosfery i nie oznacza automatycznie poważnego osłabienia wiru. Kluczowa staje się ich intensywność, zdolność do propagacji ku górze oraz sposób oddziaływania z przepływem stratosferycznym. W niektórych okresach aktywność falowa pozostaje stosunkowo niewielka. Wir może wtedy stopniowo wzmacniać się wraz z postępującym wychładzaniem stratosfery. Zachodnie wiatry przyspieszają, a struktura cyrkulacji może stawać się bardziej regularna. Inaczej przebiega sytuacja, gdy aktywność fal planetarnych wyraźnie wzrasta. Do stratosfery dociera wówczas większa ilość energii i pędu, a zachodni przepływ może zacząć słabnąć. Jednocześnie część powietrza w obrębie wysokich szerokości geograficznych ulega dynamicznemu ogrzewaniu wskutek zmian cyrkulacji i ruchów pionowych. Wir zaczyna reagować nie tylko zmianą prędkości wiatru. Może również przemieszczać się względem bieguna, rozciągać lub przyjmować bardziej nieregularną strukturę. W polu geopotencjału coraz wyraźniej zaznaczają się zaburzenia, które pokazują, że cyrkulacja nie jest już tak symetryczna jak wcześniej. Znaczenie ma również charakter dominujących fal. Szczególnie istotne są duże fale planetarne o małej liczbie falowej. Fala o liczbie falowej 1 sprzyja przede wszystkim przesuwaniu i silnej deformacji wiru, natomiast zwiększona aktywność fali o liczbie falowej 2 może prowadzić do jego rozciągania oraz tworzenia dwóch wyraźnych części. Nie oznacza to, że każdy taki epizod zakończy się rozpadem wiru. Pokazuje jednak, dlaczego obserwacja samej temperatury lub jednej wartości wiatru nie wystarcza do pełnej oceny sytuacji. Aktywność falowa zmienia się w czasie. Po okresie silnego oddziaływania może nastąpić uspokojenie, podczas którego stratosfera ponownie zaczyna się wychładzać, a zachodni przepływ odzyskuje siłę. Wir może więc zostać osłabiony na pewnym etapie jesieni, po czym ponownie rozpocząć szybszą organizację. Takie zmiany są jednym z powodów, dla których nie należy oceniać całego sezonu na podstawie kilku pierwszych tygodni formowania się wiru. Wolniejszy rozwój we wrześniu czy październiku nie przesądza, że struktura pozostanie słaba zimą. Podobnie bardzo szybkie początkowe wzmacnianie nie gwarantuje utrzymania silnego wiru przez kolejne miesiące.
Nagłe ocieplenia stratosferyczne
Najbardziej spektakularnym przykładem silnego zaburzenia zimowego wiru polarnego jest nagłe ocieplenie stratosferyczne, określane skrótem SSW. Zjawisko wiąże się z bardzo dużymi zmianami temperatury i cyrkulacji zachodzącymi w stratosferze w stosunkowo krótkim czasie. SSW nie należy jednak traktować jako zwykłego etapu corocznego rozwoju wiru. Nie występuje ono w każdym sezonie, a poszczególne przypadki mogą znacznie różnić się przebiegiem, intensywnością oraz konsekwencjami. Podczas silnego epizodu aktywność fal planetarnych może doprowadzić do znacznego osłabienia stratosferycznych wiatrów zachodnich. Jednocześnie nad obszarem polarnym następuje gwałtowne ogrzewanie stratosfery. Zmiana może być bardzo duża i zachodzić w ciągu zaledwie kilku dni. W przypadku głównego nagłego ocieplenia stratosferycznego jednym z podstawowych kryteriów jest odwrócenie średniego strefowego wiatru na poziomie 10 hPa i szerokości 60°N z kierunku zachodniego na wschodni. Oznacza to głęboką reorganizację cyrkulacji, a nie jedynie chwilowe osłabienie wiru. Sam wir może zareagować na kilka sposobów. W jednym przypadku jego główne centrum zostaje silnie przesunięte poza okolice bieguna. W innym struktura może zostać podzielona na dwa odrębne ośrodki. Przebieg zależy między innymi od charakteru aktywności fal planetarnych poprzedzającej ocieplenie. Po takim zdarzeniu odbudowa wiru nie następuje natychmiast. Stratosfera potrzebuje czasu, aby ponownie wykształcić silniejszy zachodni przepływ, a dalsza ewolucja zależy również od tego, w której części zimy doszło do zaburzenia. Trzeba przy tym rozróżnić nagłe ocieplenie stratosferyczne od naturalnego jesiennego procesu formowania się wiru. We wrześniu i na początku jesieni podstawowym procesem jest dopiero sezonowa przebudowa stratosfery związana z malejącym dopływem promieniowania słonecznego nad Arktykę. Sam fakt występowania zmian temperatury, deformacji pola geopotencjału czy przejściowego osłabienia wiatru nie oznacza wystąpienia SSW. Znaczenie nagłych ociepleń pokazuje jednak, jak dynamiczna może stać się stratosfera już po utworzeniu zimowego wiru. Struktura, która wcześniej była silna, zwarta i otoczona szybkim zachodnim przepływem, może w stosunkowo krótkim czasie zostać bardzo poważnie zaburzona. Z tego powodu stan wiru należy analizować jako proces rozwijający się przez cały sezon, a nie jako cechę ustaloną raz na początku jesieni.
Co warto obserwować podczas formowania się wiru?
Ocena rozwoju wiru polarnego nie powinna opierać się na jednym wykresie ani pojedynczym parametrze. Stratosfera jest środowiskiem dynamicznym, a poszczególne elementy jej cyrkulacji zmieniają się jednocześnie. Temperatura może wskazywać postępujące wychładzanie obszaru polarnego, podczas gdy wiatr strefowy pokazuje jeszcze stosunkowo słaby przepływ zachodni. Innym razem wiatr zaczyna szybko przyspieszać, ale pole geopotencjału ujawnia, że powstająca struktura jest wyraźnie przesunięta lub zdeformowana. Najpełniejszy obraz otrzymujemy dopiero po zestawieniu kilku informacji. Szczególnie przydatne są temperatura stratosfery, prędkość i kierunek wiatru strefowego, rozkład geopotencjału oraz prognozy różnych modeli wraz z ich systemami ensemble. Każdy z tych elementów opisuje inną część procesu. Równie ważne jest śledzenie zmian w kolejnych aktualizacjach. Pojedyncza prognoza może pokazać szybkie ochłodzenie, nagłe wzmocnienie wiatru albo deformację wiru, która w następnym wyliczeniu zostanie znacznie osłabiona. Znacznie większą wartość ma sygnał powtarzający się przez kilka kolejnych aktualizacji i pojawiający się również w większej części realizacji zespołowych.
Formowanie wiru należy więc obserwować jako ciąg zmian zachodzących przez wiele tygodni. Pozwala to odróżnić krótkotrwałe wahania od bardziej trwałej przebudowy stratosfery.
Temperaturę stratosfery
Temperatura jest jednym z pierwszych parametrów, na których można zauważyć rozpoczęcie sezonowej przemiany atmosfery nad obszarem polarnym. Wraz ze zbliżaniem się jesieni ilość promieniowania słonecznego docierającego do wysokich szerokości geograficznych gwałtownie maleje. Po rozpoczęciu nocy polarnej stratosfera nad Arktyką traci możliwość ogrzewania związanego z absorpcją promieniowania słonecznego przez ozon, a bilans radiacyjny coraz wyraźniej sprzyja wychładzaniu. Proces nie zachodzi jednak jednocześnie i z jednakową intensywnością na wszystkich wysokościach. Poszczególne poziomy stratosfery mogą reagować w różnym tempie, a rozkład temperatury zmienia się zarówno w pionie, jak i poziomie. Z tego powodu warto analizować nie tylko pojedynczą wartość temperatury, lecz także jej rozmieszczenie. Istotne jest, gdzie znajduje się najchłodniejszy obszar, jak szybko się rozbudowuje oraz czy pozostaje skupiony w pobliżu bieguna. Takie informacje pozwalają ocenić, czy sezonowe wychładzanie postępuje w sposób sprzyjający organizacji wiru. W początkowej fazie jesieni szczególnie interesujące jest porównywanie aktualnego stanu z wcześniejszymi dniami i tygodniami. Stopniowe rozszerzanie się bardzo chłodnego obszaru stratosfery świadczy o postępującej sezonowej przebudowie, ale sama niska temperatura nie wystarcza jeszcze do stwierdzenia, że wir jest już silny i dobrze rozwinięty. Temperaturę trzeba zestawić z dynamiką atmosfery. Możliwa jest sytuacja, w której obszar polarny jest już wyraźnie wychłodzony, natomiast zachodni przepływ dopiero zaczyna się organizować. Może również wystąpić okres, gdy wcześniejsze wychładzanie zostanie częściowo zakłócone przez zwiększoną aktywność fal planetarnych i związane z nią dynamiczne ogrzewanie stratosfery. Duże znaczenie ma również wysokość analizowanego poziomu. Popularnym punktem odniesienia jest 10 hPa, odpowiadające w przybliżeniu wysokości około 30 kilometrów, ale wir obejmuje znaczną część stratosfery. Obserwacja kilku poziomów pozwala zobaczyć, czy zmiany dotyczą tylko określonej warstwy, czy obejmują większą część pionowej struktury cyrkulacji. Temperatura pokazuje więc termiczne warunki, w których powstaje wir, lecz nie opisuje samodzielnie jego siły. Dopiero w połączeniu z wiatrem i geopotencjałem pozwala właściwie ocenić postęp sezonowego rozwoju.
Wiatr strefowy
Wiatr strefowy należy do najważniejszych parametrów wykorzystywanych do śledzenia sezonowego rozwoju wiru polarnego. Pokazuje on, jak zmienia się dominujący przepływ powietrza wokół wysokich szerokości geograficznych. Latem cyrkulacja stratosferyczna nad półkulą północną wygląda zupełnie inaczej niż zimą. Wraz z postępującym jesiennym wychładzaniem obszaru polarnego zwiększa się kontrast temperatury pomiędzy Arktyką a niższymi szerokościami. Towarzyszy temu stopniowa przebudowa cyrkulacji i rozwój zachodniego przepływu charakterystycznego dla zimowego wiru. Często analizowany jest średni wiatr strefowy na poziomie 10 hPa w pobliżu 60°N. Jego wzrost pozwala śledzić, jak szybko organizuje się i wzmacnia cyrkulacja zachodnia. Wartość dodatnia oznaczająca przepływ zachodni może z czasem rosnąć, ale tempo tego procesu nie jest jednakowe każdego roku. Jeden sezon może charakteryzować się szybkim wzrostem prędkości już we wczesnej fazie formowania wiru. W kolejnym wzmacnianie może przebiegać wolniej, pojawiać się etapami albo zostać na pewien czas zahamowane. Krótkotrwałe spadki nie muszą przy tym oznaczać trwałego osłabienia całej struktury. Szczególnie istotna jest tendencja widoczna w dłuższym okresie. Kilkudniowe wahanie może wynikać z naturalnej zmienności atmosfery, podczas gdy konsekwentny wzrost przez kolejne tygodnie wskazuje na postępującą organizację zachodniej cyrkulacji. Analogicznie wyraźne i utrzymujące się osłabienie może świadczyć o zwiększonym oddziaływaniu procesów zakłócających wir. Wykres wiatru strefowego jest również bardzo przydatny przy porównywaniu aktualnego sezonu ze średnią klimatologiczną. Pozwala zobaczyć, czy zachodni przepływ rozwija się szybciej, wolniej czy w tempie zbliżonym do typowego dla danej części roku. Nie powinno się jednak wyciągać daleko idących wniosków z samego położenia jednej linii względem średniej. Słabszy od przeciętnego wiatr we wrześniu nie oznacza automatycznie słabego wiru zimą, podobnie jak bardzo szybkie jesienne wzmacnianie nie gwarantuje utrzymania takiego stanu do stycznia lub lutego.
Geopotencjał i strukturę wiru
O ile temperatura informuje o stanie termicznym stratosfery, a wiatr strefowy pomaga ocenić siłę dominującego przepływu, geopotencjał pozwala znacznie lepiej zobaczyć przestrzenną strukturę wiru. Mapy geopotencjału na poziomach stratosferycznych pokazują rozmieszczenie obszarów niższych i wyższych wartości oraz pozwalają śledzić kształt cyrkulacji wokół bieguna. Dzięki nim można ocenić, czy wir jest zwarty i stosunkowo symetryczny, czy zaczyna się wydłużać, przesuwać albo ulegać silniejszym deformacjom. Podczas spokojnego rozwoju sezonowego obszar niskiego geopotencjału może stopniowo organizować się nad wysokimi szerokościami geograficznymi. Wraz ze wzmacnianiem cyrkulacji struktura staje się coraz bardziej wyraźna. Nie musi jednak przez cały czas znajdować się idealnie nad biegunem geograficznym. Naturalne przesunięcia i deformacje występują regularnie. Ich obecność sama w sobie nie oznacza poważnego zaburzenia wiru. Znaczenie ma skala zmiany, czas jej utrzymywania oraz towarzyszące zachowanie temperatury i wiatru. Szczególnie interesujące są sytuacje, w których po jednej stronie wiru zaczyna rozwijać się rozległy obszar wyższego geopotencjału. Może on wypychać strukturę z rejonu bieguna i prowadzić do jej wydłużenia. Przy silniejszym oddziaływaniu fal planetarnych deformacja może stać się znacznie większa. Mapy geopotencjału pozwalają również wychwycić zmiany, których nie widać dobrze na pojedynczym wykresie średniego wiatru strefowego. Średnia może nadal wskazywać stosunkowo silny zachodni przepływ, podczas gdy przestrzenny obraz cyrkulacji ujawnia już wyraźną asymetrię. Z tego względu ocena wiru wyłącznie na podstawie jednej wartości liczbowej jest niewystarczająca. Dwa sezony z podobnym średnim wiatrem na 60°N i 10 hPa mogą mieć zupełnie inną geometrię wiru.
Kolejne aktualizacje modeli i prognozy ensemble
Modele numeryczne pozwalają obserwować nie tylko aktualny stan stratosfery, ale również możliwe kierunki jej dalszej ewolucji. W prognozach można analizować temperaturę, wiatr, geopotencjał oraz aktywność falową na kolejnych poziomach atmosfery. Szczególnie podczas jesiennego formowania wiru ważniejsze od pojedynczego efektownego wyliczenia jest jednak sprawdzanie, czy dany sygnał utrzymuje się w następnych aktualizacjach. Atmosfera jest układem chaotycznym. Nawet niewielkie różnice w stanie początkowym mogą wraz z wydłużaniem prognozy prowadzić do coraz większych rozbieżności. Stratosfera bywa bardziej przewidywalna niż część zjawisk zachodzących przy powierzchni, ale również tutaj niepewność rośnie wraz z horyzontem czasowym. Pojedyncza realizacja modelu może pokazać gwałtowne osłabienie wiatru, silną deformację wiru albo znaczne ocieplenie określonej części stratosfery. Taki scenariusz jest sygnałem wartym obserwacji, lecz nie powinien od razu stawać się podstawą zdecydowanych wniosków. Znacznie więcej informacji dostarczają systemy ensemble. Zamiast jednej prognozy otrzymujemy wiele realizacji uruchamianych przy nieco zmienionych warunkach początkowych lub konfiguracji modelu. Rozrzut pomiędzy nimi pokazuje, jak stabilny jest prognozowany scenariusz. Gdy zdecydowana część wiązek wskazuje podobny kierunek zmian, na przykład stopniowe wzmacnianie zachodniego wiatru, zaufanie do ogólnego trendu może być większe. Rosnące rozbieżności oznaczają natomiast, że dalsza ewolucja stratosfery staje się mniej pewna. Warto również porównywać różne systemy prognostyczne. Zgodność kilku niezależnych modeli co do ogólnego kierunku rozwoju jest znacznie bardziej wartościowa niż jeden skrajny scenariusz pojawiający się tylko w pojedynczej realizacji. Szczególną ostrożność należy zachować przy dalekich terminach. Im dalej sięga prognoza, tym bardziej wskazane jest mówienie o tendencji, możliwym scenariuszu lub sygnale zamiast przedstawiania konkretnej ewolucji wiru jako przesądzonej. Podczas formowania się wiru najwięcej mówi więc nie pojedyncza mapa, ale ciąg kolejnych aktualizacji. Jeżeli przez kilka dni modele konsekwentnie pokazują podobne wychładzanie stratosfery, wzrost zachodniego wiatru oraz organizację pola geopotencjału, można mówić o coraz wyraźniejszym sygnale dalszego rozwoju. Gdy prognozy zmieniają się przy każdym uruchomieniu, sytuacja wymaga dalszej obserwacji. Takie podejście pozwala śledzić wir jako dynamiczny proces, a nie próbować określać jego przyszłość na podstawie jednego wyliczenia.
Czy tempo rozwoju wiru polarnego pozwala przewidzieć zimę?
Tempo jesiennego formowania się wiru polarnego jest ważną informacją o stanie stratosfery, ale samo w sobie nie pozwala określić, jaki będzie przebieg nadchodzącej zimy. Szybkie wychładzanie obszaru polarnego, wzrost prędkości zachodniego wiatru oraz tworzenie zwartej struktury wiru pokazują, że sezonowa przebudowa stratosfery postępuje sprawnie. Nie oznacza to jednak, że podobny stan utrzyma się przez następne kilka miesięcy. Od jesieni do środka zimy atmosfera może przejść wiele istotnych zmian. Wir może początkowo rozwijać się bardzo szybko, następnie zostać osłabiony przez zwiększoną aktywność fal planetarnych, później ponownie się odbudować i odzyskać dużą siłę. Możliwy jest również odwrotny przebieg, gdy jesienna organizacja następuje wolniej, lecz w kolejnych tygodniach cyrkulacja zachodnia wyraźnie przyspiesza i na początku zimy powstaje silna, zwarta struktura. Nie można również bezpośrednio przełożyć stanu stratosfery na temperaturę czy opady w konkretnym kraju. Wir polarny jest jednym z elementów rozbudowanego systemu atmosferycznego, a pogoda nad Europą zależy równocześnie od położenia układów barycznych, przebiegu prądu strumieniowego, cyrkulacji nad północnym Atlantykiem, transportu mas powietrza oraz wielu innych procesów zachodzących w troposferze. Znaczenie ma ponadto sprzężenie pomiędzy troposferą i stratosferą. Oddziaływanie może przebiegać w obu kierunkach. Procesy zachodzące niżej mogą wpływać na wir poprzez propagację fal planetarnych, natomiast silniejsze zaburzenia stratosferyczne mogą później oddziaływać na cyrkulację troposferyczną. Sam fakt wczesnego lub późnego rozwoju wiru jest więc jedynie fragmentem znacznie dłuższej historii całego sezonu. Z tego powodu pierwszych jesiennych sygnałów nie należy traktować jako gotowej prognozy zimy. Są one przede wszystkim informacją o tym, w jakim stanie znajduje się stratosfera i jak przebiega jej przejście z reżimu letniego do zimowego.
Dlaczego jeden sygnał nie przesądza o przebiegu zimy?
Atmosfera nie funkcjonuje według prostego schematu, w którym jeden parametr uruchamia zawsze ten sam ciąg zdarzeń. Nawet bardzo silny wir obserwowany jesienią nie daje gwarancji, że pozostanie równie silny w grudniu, styczniu czy lutym. Podobnie jego wolniejsze formowanie nie oznacza automatycznie zwiększonego prawdopodobieństwa chłodnej zimy w Europie. Problem polega między innymi na ogromnej liczbie możliwych zmian zachodzących pomiędzy początkiem jesiennej przebudowy stratosfery a właściwym sezonem zimowym. W tym czasie zmienia się aktywność fal planetarnych, rozmieszczenie układów barycznych w troposferze, transport energii ku stratosferze oraz wzajemne położenie obszarów podwyższonego i obniżonego geopotencjału. Wir może przez pewien okres pozostawać wyjątkowo zwarty i chłodny, po czym w stosunkowo krótkim czasie zostać silnie zdeformowany. Innym razem pojawiające się zaburzenia okazują się zbyt słabe, aby trwale zmienić jego strukturę, a cyrkulacja po krótkim osłabieniu szybko odzyskuje wcześniejszą intensywność. Także pojedyncze odchylenie temperatury stratosfery od normy nie stanowi wystarczającej podstawy do przewidywania kolejnych miesięcy. Podobnie należy traktować chwilowe przyspieszenie lub osłabienie wiatru strefowego. Znacznie ważniejszy jest rozwój całego układu oraz wzajemna zgodność kilku parametrów. Ostrożności wymaga również interpretowanie zależności pomiędzy wirem a pogodą przy powierzchni. Silna i zwarta cyrkulacja stratosferyczna może sprzyjać pewnym konfiguracjom atmosfery, lecz nie determinuje położenia każdego niżu i wyżu nad Europą. Nawet podczas sezonu z silnym wirem mogą wystąpić okresy chłodne, a podczas jego osłabienia poszczególne części kontynentu mogą doświadczać pogody łagodnej. Europa obejmuje rozległy obszar, na którym jednocześnie mogą występować zupełnie odmienne warunki. Napływ chłodnego powietrza do jednej części kontynentu może współistnieć z transportem bardzo ciepłej masy do innej. Z tego względu określenie stanu wiru nie jest równoznaczne z określeniem pogody dla Polski. Im wcześniej w sezonie pojawia się analizowany sygnał, tym większy dystans czasowy dzieli go od zimowych warunków przy powierzchni. We wrześniu czy październiku przed atmosferą pozostaje jeszcze bardzo długa droga ewolucji, podczas której początkowa sytuacja może zmienić się wielokrotnie.
Jak zmienia się wir w kolejnych miesiącach?
Jesienne formowanie jest dopiero pierwszym etapem rocznego cyklu wiru polarnego. Po rozpoczęciu sezonowego wychładzania stratosfery i ustanowieniu zachodniego przepływu struktura może dalej wzmacniać się wraz z postępującym spadkiem temperatury nad Arktyką. We wczesnej fazie sezonu wir zazwyczaj nie osiąga jeszcze swojej zimowej dojrzałości. Rozbudowuje się stopniowo w pionie i poziomie, a zachodni przepływ obejmuje coraz większą część stratosfery. Jednocześnie zmienia się kontrast termiczny pomiędzy wysokimi i średnimi szerokościami geograficznymi. W listopadzie i grudniu sytuacja może wyglądać już zupełnie inaczej niż na początku jesieni. Rosnąca aktywność troposferyczna może zwiększać transport fal planetarnych ku górze. Ich oddziaływanie na stratosferę może prowadzić do zmian temperatury, osłabienia zachodniego przepływu oraz deformacji struktury wiru. Nie każde takie zaburzenie ma jednak dużą skalę. Wir przez cały sezon doświadcza mniejszych i większych zmian. Może być okresowo przesuwany poza biegun, rozciągany lub asymetrycznie deformowany, a następnie ponownie przyjmować bardziej zwartą postać. Zdarzają się sezony, podczas których zachodni przepływ przez znaczną część zimy jest bardzo silny, a wir pozostaje stosunkowo chłodny i dobrze zorganizowany. W innych latach aktywność falowa jest znacznie większa i prowadzi do częstszych zakłóceń jego struktury. Najbardziej spektakularną zmianą może być nagłe ocieplenie stratosferyczne. W przypadku silnego zdarzenia temperatura części stratosfery może gwałtownie wzrosnąć, a zachodni wiatr na kluczowych poziomach wyraźnie osłabnąć. Przy dużym ociepleniu stratosferycznym może dojść nawet do odwrócenia kierunku średniego wiatru strefowego na 60°N i 10 hPa z zachodniego na wschodni. Struktura wiru może zostać wówczas silnie przesunięta albo rozdzielona na dwa główne obszary. Są to jednak zdarzenia pojawiające się już podczas trwania sezonu, których wystąpienia nie można wiarygodnie wywnioskować wyłącznie z tego, jak szybko wir rozpoczął formowanie kilka miesięcy wcześniej. Po silnym zaburzeniu możliwa jest dalsza reorganizacja. Stratosfera może przez pewien czas pozostawać w zmienionym stanie, a później zachodni przepływ może ponownie się odbudować. Przebieg zależy od momentu sezonu, intensywności zdarzenia oraz dalszego oddziaływania fal planetarnych. Pod koniec zimy i wiosną rozpoczyna się kolejny etap sezonowego cyklu. Wraz z powrotem promieniowania słonecznego do wysokich szerokości geograficznych stratosfera nad Arktyką zaczyna się ogrzewać. Zmniejsza się kontrast termiczny podtrzymujący zimową cyrkulację, zachodnie wiatry słabną, a zimowy wir ostatecznie zanika podczas wiosennej przebudowy cyrkulacji. Oznacza to, że wir nie jest strukturą, która powstaje jesienią w określonej formie i zachowuje ją aż do wiosny. Przez cały sezon ewoluuje, reagując na zmieniające się warunki atmosferyczne.
Dlaczego ważniejszy jest dalszy rozwój sytuacji niż sam moment powstania wiru?
Moment rozpoczęcia jesiennej organizacji wiru jest interesującym elementem obserwacji sezonowej, ale jego znaczenie prognostyczne łatwo przecenić. Wczesne pojawienie się wyraźnego zachodniego przepływu mówi przede wszystkim o aktualnym tempie przebudowy stratosfery. Nie określa jednak tego, co wydarzy się kilka tygodni później. Znacznie cenniejsza jest odpowiedź na pytanie, w jaki sposób wir zachowuje się po utworzeniu. Istotne staje się tempo jego dalszego wzmacniania, rozkład temperatury, zmiany wiatru strefowego, położenie centrum, stopień symetrii oraz podatność na oddziaływanie fal planetarnych. Obserwacja tych elementów pozwala zobaczyć, czy struktura stabilizuje się, czy zaczynają pojawiać się coraz wyraźniejsze zakłócenia. Przykładowo dwa sezony mogą rozpocząć się bardzo podobnie. W obu wir może uformować się w zbliżonym terminie i początkowo osiągać podobną siłę. Kilka tygodni później ich rozwój może jednak przebiegać całkowicie odmiennie. W pierwszym przypadku aktywność fal planetarnych pozostanie niewielka i cyrkulacja będzie nadal się wzmacniać. W drugim zwiększony transport energii ze strony troposfery może doprowadzić do silnej deformacji oraz osłabienia zachodniego przepływu. Również opóźnione jesienne formowanie nie musi mieć trwałych konsekwencji. Stratosfera może później szybko nadrabiać wcześniejsze różnice, a wir w stosunkowo krótkim czasie osiągnąć wartości zbliżone do średniej lub nawet wyższe. Z perspektywy całej zimy większe znaczenie ma więc ewolucja trwająca przez kolejne tygodnie niż dokładna data, w której można po raz pierwszy zauważyć tworzącą się strukturę. Szczególnie wartościowe staje się śledzenie relacji między troposferą a stratosferą. Rosnąca aktywność fal planetarnych może zapowiadać zwiększoną presję na wir, natomiast ograniczony transport falowy może sprzyjać jego dalszemu wzmacnianiu. Równie istotne jest sprawdzanie, czy prognozowane zmiany występują tylko w pojedynczych realizacjach modeli, czy zaczynają pojawiać się w większej części ensemble. Jesienna obserwacja wiru powinna być zatem traktowana jako początek długiego monitorowania sezonu, a nie moment wydawania werdyktu dotyczącego zimy. Każda kolejna aktualizacja dostarcza nowych informacji, a znaczenie wcześniejszych sygnałów zmienia się wraz z rozwojem atmosfery. Dopiero zestawienie zmian zachodzących przez dłuższy czas pozwala ocenić, czy wir rzeczywiście podąża w kierunku silnej i stabilnej struktury, czy coraz częściej podlega zakłóceniom mogącym wpłynąć na jego późniejsze zachowanie.
Podsumowanie
Wir polarny nie rozwija się każdego roku według identycznego harmonogramu. Jego jesienne formowanie jest częścią sezonowego cyklu atmosfery, lecz tempo tego procesu zależy od aktualnego stanu stratosfery oraz od szeregu oddziaływań zachodzących pomiędzy różnymi poziomami atmosfery. Z tego powodu w jednym sezonie pierwsze oznaki wyraźnej organizacji mogą pojawić się stosunkowo wcześnie, podczas gdy w innym podobny etap zostanie osiągnięty później. Najważniejsze jest spojrzenie na wir jako na dynamiczną strukturę, która od początku swojego rozwoju podlega nieustannym zmianom. Jesienne wychładzanie obszarów polarnych tworzy warunki potrzebne do odbudowy zachodniej cyrkulacji stratosferycznej, jednak dalszy przebieg nie zależy wyłącznie od spadku temperatury. Znaczenie mają również procesy zachodzące w troposferze, aktywność fal planetarnych, wymiana energii pomiędzy poszczególnymi warstwami atmosfery oraz zmienność całego układu cyrkulacyjnego. Z tego względu nie należy oczekiwać, że wir każdego roku osiągnie określoną siłę dokładnie w tym samym terminie. Atmosfera nie rozpoczyna kolejnego sezonu od identycznego stanu początkowego. Różnice obecne już pod koniec lata i na początku jesieni mogą wpływać na pierwsze etapy przebudowy stratosfery, a późniejsze oddziaływania mogą jeszcze wielokrotnie zmieniać kierunek rozwoju sytuacji. Szczególnie istotne jest rozróżnienie pomiędzy samym pojawieniem się oznak formowania wiru a jego późniejszą organizacją i siłą. Początkowy wzrost zachodniego wiatru czy postępujące wychładzanie stratosfery nie oznaczają jeszcze powstania w pełni rozwiniętej, stabilnej struktury. Jest to proces rozciągnięty w czasie, podczas którego zmieniają się temperatura, geopotencjał, prędkość przepływu oraz kształt całego układu. Podobnie ostrożnie należy podchodzić do prób łączenia wczesnego lub późnego rozwoju wiru z charakterem nadchodzącej zimy. Początek sezonu dostarcza wartościowych informacji o aktualnym stanie stratosfery, ale przed zimą atmosfera może przejść wiele kolejnych zmian. Wir początkowo słaby może później gwałtownie się wzmocnić, natomiast dobrze zorganizowana struktura może zostać zaburzona przez zwiększoną aktywność fal planetarnych. Największą wartość ma więc regularne śledzenie ewolucji sytuacji, a nie przywiązywanie nadmiernej wagi do pojedynczej mapy, jednego wykresu czy konkretnego terminu. Temperatura stratosfery, wiatr strefowy, geopotencjał oraz struktura przestrzenna wiru powinny być analizowane łącznie i obserwowane w kolejnych aktualizacjach. Prognozy ensemble pozwalają dodatkowo ocenić, czy widoczny sygnał pojawia się w większej liczbie realizacji, czy pozostaje jedynie jednym z wielu możliwych scenariuszy. Jesienne formowanie wiru polarnego jest więc początkiem wielomiesięcznej historii, a nie jej rozstrzygnięciem. Każdy sezon rozwija się w nieco innych warunkach i może przynieść odmienną ewolucję stratosfery. Zrozumienie tej zmienności pozwala uniknąć zbyt prostych wniosków oraz znacznie lepiej interpretować kolejne sygnały pojawiające się wraz ze zbliżaniem się zimy.
