Cyrkulacja atmosferyczna jest tym jednym czynnikiem wpływającym na klimat, zmianę parametrów meteorologicznych. Europa, północna Afryka, Grenlandia, Ameryka północna, Arktyka Kanadyjska na tych obszarach o zmienność temperatury decyduje strefowa cyrkulacja zachodnia oraz znad Oceanu Atlantyckiego, jedną z metod oceny wpływu cyrkulacji na warunki pogodowe jest Oscylacja Północnoatlantycka NAO - North Atlantic Oscillation, jest to różnica ciśnienia atmosferycznego, mierzonego na poziomie morza pomiędzy dwoma stacjami, znajdującymi się w pobliżu centrów Niżu Islandzkiego i Wyżu Azorskiego. Cyrkulacja NAO głównie ma wpływ w okresie zimowym,dlatego głównie korzystamy ze wskaznika NAO (D)(J)(F)(M) czyli Grudzień, Styczeń, Luty, Marzec, podczas zimy cyrkulacja NAO ma dwie fazy, które powodują różne warunki pogodowe, zimą w czasie dodatniej fazy, NAO wzrostowi ciśnienia atmosferycznego w Wyżu Azorskim towarzyszy spadek ciśnienia atmosferycznego w Niżu Islandzkim. Podczas dodatniej fazy NAO zimy w Europie są ciepłe i wilgotne, ponieważ powietrze znad Oceanu Atlantyckiego przemieszcza się z zachodu na wschód nad obszar Europy i Polski. W prognozach meteorologicznych czasami mowa jest " następstwo odblokowania strefowej cyrkulacji zachodniej " - czyli układy niskiego ciśnienia przemieszczają się z zachodu na wschód znad Oceanu Atlantyckiego, fronty atmosferyczne, niże wtórne, oraz orkany które przynoszą wichury, burze w środku zimy tj. miała to sytuacja w styczniu 2007. Podczas ujemnej fazy NAO występuje słaby Wyż Azorski i płytki Niż Islandzki. Zmniejszenie gradientu ciśnienia atmosferycznego prowadzi do osłabienia równoleżnikowego przepływu powietrza a tym samym do spadku temperatury w Europie, tego typu przykładem jest Wyż Rosyjski, który jest winny za adwekcje mas powietrza pochodzenia arktycznego, z reguły zimy są suche i mrozne, oczywiście taka tendencja w obu przypadkach NAO (dodatnia i ujemna faza), nie trwa miesiącami, w zależności od rozwoju sytuacji układów w polu barycznym ( charakterystyka niżów i wyżów).
Faza NAO a intensywność poboru ciepła z wód Atlantyku Północnego
Wskaźnik NAO nie jest indeksem cyrkulacji strefowej sensu stricto, ale indeksem pozwalającym na identyfikację faktu występowania napływu mas powietrza morskiego znad Atlantyku nad Europę i określenie intensywności tego napływu. Sam wskaźnik NAO, ze względu na jego konstrukcję, charakteryzuje intensywność cyrkulacji atmosferycznej, ale tylko orientacyjnie jej kierunek. W przypadku dodatnich wartości wskaźnika NAO – im wskaźnik jest większy, tym bardziej intensywny jest napływ powietrza formującego się nad Atlantykiem Północnym i kierującego się na wschód, nad Europę, a następnie na północo-wschód, nad Skandynawię i NW część europejskiej Rosji. Z napływem powietrza znad Atlantyku w chłodnej porze roku nad obszarem Polski powiązany jest wzrost temperatury powietrza. W przypadku gdy wskaźnik NAO przybiera ujemne wartości, kierunki napływu (składowe N lub S, ale i E) wykazują znaczne zróżnicowanie regionalne i nad Polską nie dają się jednoznacznie powiązać ze zmianami temperatury powietrza, choć w chłodnej porze roku częściej są związane ze spadkami temperatury niż z jej wzrostem.
W czasie dodatniej fazy NAO powietrze wypływające po zachodniej stronie Niżu Islandzkiego z Arktyki, czy ogólnie z północy, przepływa nad północnym Atlantykiem i jako zimniejsze od wody ogrzewa się od powierzchni oceanu. Podobnie powietrze znad ciepłych wód subtropików, włączone w silny strumień zachodni nad Atlantykiem Północnym, dociera jako ciepłe powietrze nad obszar środkowych i północnych części Europy
Proces poboru ciepła z powierzchni morza jest rozbijany na dwie składowe – pobór ciepła jawnego (wymiana turbulencyjna – P) i pobór utajonego ciepła parowania (wymiana substancjalna – LE). W przypadku parowania z powierzchni morza energia zużywana na parowanie jest pobierana z wody. Łączny pobór ciepła z oceanu do atmosfery stanowi sumę P i LE. Czynniki wywierające wpływ na pobór ciepła z wody i ich role określają proste formuły (za Sukhovej, 1977) *1 - 1 Można spotkać się z niewielkimi różnicami w wartościach współczynników proporcjonalności w formułach tego rodzaju podawanych przez różnych autorów.
P = 0,212·N·(tw – tp)·Vw, (1)
LE = 0,326·N·(ew – e)·Vw, (2)
gdzie: P – pobór ciepła jawnego (wymiana turbulencyjna) z powierzchni morza (MJ·m-2·miesiąc-1), LE – pobór utajonego ciepła parowania z powierzchni morza (MJ·m-2·miesiąc-1), N – liczba dni w miesiącu, tw – średnia dobowa temperatura powierzchni morza w miesiącu (°C), tp – średnia dobowa temperatura powietrza w miesiącu (°C), ew – maksymalna prężność pary wodnej w temperaturze (tw) powierzchni wody (hPa), e – średnia dobowa w miesiącu prężność pary wodnej w powietrzu (hPa), Vw – średnia dobowa prędkość wiatru w miesiącu (m·s-1), przy czym Vw, tp i e są mierzone na wysokości 10 m nad poziomem morza.
Formuła (1) jest słuszna wyłącznie dla tw>tp; w przypadku gdy tw = tp, przepływ ciepła jawnego z powierzchni morza ustaje, a w przypadku gdy tw<tp, nie następuje, jak mogłoby się wydawać, przepływ ciepła z atmosfery do powierzchni morza. W warunkach tw<tp przepływ ciepła z powietrza do powierzchni morza jest zerowy – powierzchnia morza nie ogrzewa się od powietrza. Tym niemniej jest możliwy przepływ ciepła – w postaci utajonego ciepła parowania – z oceanu do atmosfery w warunkach gdy tw<tp, pod warunkiem, że w przepływającym nad wodą powietrzu e jest mniejsze od ew (patrz formuła (2)). W obu formułach jako istotny czynnik wywierający wpływ na ilość przekazanego ciepła z oceanu do atmosfery stoi prędkość wiatru (Vw). Im większa prędkość wiatru, tym przy ustaleniu pozostałych czynników pobór ciepła z powierzchni oceanu jest większy.
Z obu formuł wynika jeszcze jeden ważny fakt – klimatyczna rola oceanu zmienia się w ciągu roku i to zmienia się wraz z intensywnością cyrkulacji. W chłodnej porze roku ocieplająca rola oceanów jest znakomicie większa niż w ciepłej porze roku – ocean oddaje do atmosfery część zakumulowanych w okresie letniego nagrzewania (i w latach poprzednich) zasobów ciepła do atmosfery, a natężenie strumieni ciepła z oceanu do atmosfery w szerokościach umiarkowanych i subpolarnych staje się większe od strumieni energii słonecznej docierającej w tym samym czasie do powierzchni oceanu W ten sposób ocean staje się astrefowym źródłem ciepła dla procesów atmosferycznych. Na dodatek wszędzie tam, gdzie oddająca ciepło do atmosfery woda morska znajduje się we względnie uporządkowanym ruchu, przekazane do atmosfery ciepło zostało zakumulowane na zupełnie innych powierzchniach oceanu i w innym czasie, niż zostaje przekazywane do atmosfery.
W okresie ciepłym Δt (tw – tp) jest niewielka, na dodatek intensywność cyrkulacji (prędkość wiatru) jest wyraźnie osłabiona. W okresie chłodnym, ze względu na wielką pojemność cieplną oceanu, Δt wszędzie w szerokościach umiarkowanych i subpolarnych jest duża, co powoduje intensywny przenos ciepła z oceanu do atmosfery. W ogrzewającym się powietrzu, zwłaszcza takim, którego temperatura początkowa (przed rozpoczęciem procesu ogrzewania) jest niska, prężność maksymalna pary wodnej (E = f(T)) jest również niewielka. Wzrost temperatury tego powietrza skutkuje gwałtownym wzrostem niedosytu wilgotności w warstwie przywodnej, co w dalszej konsekwencji pociąga za sobą wzrost parowania z powierzchni oceanu, a tym samym powoduje wzrost zasobów ciepła w powietrzu. Ponieważ w warunkach tw>tp rozwija się nad oceanem pogoda konwekcyjna, znaczna część pobranego z oceanu ciepła parowania może bezpośrednio nad oceanem, w rejonie przepływów strumieni LE, zostać zamienione na ciepło jawne (tworzenie się chmur pionowych; ciepło kondensacji). W takich warunkach (patrz formuły (1) i (2)) rola prędkości wiatru (czyli natężenie cyrkulacji) w poborze ciepła z powierzchni oceanu w okresie chłodnej pory roku staje się szczególnie duża.
Dodatnie fazy NAO a temperatura powietrza nad Polską
Wartość „stacyjnego” wskaźnika NAO pośrednio informuje o średniej wartości gradientu barycznego nad częścią Atlantyku Północnego (2). Im większa wartość wskaźnika NAO, tym większa prędkość wiatru nad wodą i bardziej intensywny pobór ciepła z powierzchni morza – i tym samym – większy zasób ciepła w powietrzu znad Atlantyku transportowanym następnie przez cyrkulację na wschód. Ale im większa wartość wskaźnika NAO, tym również szybszy transport powietrza na wschód. Straty ciepła w niesionym przez cyrkulację atmosferyczną powietrzu zależą od jego temperatury i czasu transportu. W ten sposób w warunkach szybkiego transportu powietrza przy wysokich dodatnich wartościach wskaźnika NAO straty ciepła w powietrzu niesionym na wschód i docierającym nad obszar
(*2) - 2 W przypadku wskaźnika NAO Rogersa (1984) o gradiencie między Azorami (Ponta Delgada) a Akureyri, w przypadku wskaźnika Hurrella (1995) między Lizboną a Stykkisholmur/Reykjavikiem, w przypadku wskaźnika NAO CRU (Jones i in., 1997) między Gibraltarem a Stykkisholmur/Reykjavikiem.
Polski są mniejsze i temperatura powietrza staje się nieproporcjonalnie wyższa niż w przypadku wystąpienia niewielkich dodatnich wartości wskaźnika NAO (pobór mniejszych ilości ciepła z powierzchni oceanu, zwiększone straty ciepła w czasie transportu). Rzeczywisty związek między wartością wskaźnika NAO a temperaturą powietrza nad Polską jest nieliniowy, a w ujęciu regionalnym – ze względu na zróżnicowany czas (długość) transportu – dodatkowo zmienny w przestrzeni.
Ta zależność dobrze objaśnia zasadniczą rolę cyrkulacji atmosferycznej w kształtowaniu zmienności temperatury powietrza nad Polską, ale rzeczywiście nie odtwarza pełnej skali obserwowanego wzrostu temperatury nad Polską w ostatnich dwu dekadach. Jest właśnie tak, jak pisze Kożuchowski (2011) – cyrkulacja atmosferyczna wraz z upływem czasu przynosi nad Polskę coraz to cieplejsze masy powietrza.