Co się kręci w atmosferze? – wir polarny i nagłe ocieplenia stratosferyczne

Autorzy: Marta Wenta, Artur Surowiecki, Piotr Szuster, IMGW-PIB CMOK-LMM

1. Czym jest wir polarny? Różnice pomiędzy troposferycznym a stratosferycznym wirem polarnym

Termin „wir polarny” stał się w ostatnich latach bardzo popularny w mediach informacyjnych, ponieważ jest to jeden z głównych układów kształtujących cyrkulację atmosferyczną w skali globalnej i ma zasadnicze znaczenie dla przebiegu pogody w polarnych i umiarkowanych szerokościach geograficznych. Najogólniej mówiąc, jest to rozległy obszar obniżonego ciśnienia zawierający chłodne powietrze, który występuje w strefie polarnej obydwóch półkul i nasila się w miesiącach zimowych (Ryc. 1.). W rejonie granicy wiru, w strefie silnego poziomego gradientu termicznego, rozwijają się wąskie i długie strefy silnego wiatru zachodniego, które nazywamy prądami strumieniowymi. Wpływ aktywności wiru w określonych sytuacjach zaznacza się nawet w strefie podzwrotnikowej. Niestety, w ogólnym przekazie występują pewne nieścisłości dotyczące informacji na temat wiru polarnego. Przede wszystkim brakuje rozróżnienia wiru polarnego na wir występujący troposferze i w stratosferze. Wiry te, choć zasadniczo zbudowane w podobny sposób, mają jednak inną charakterystykę występowania oraz wpływ na przebieg pogody przy powierzchni ziemi. Na wysokości izobarycznej 100 hPa (około 15.8 km n.p.m.) występuje wyraźna strefa nieciągłości pomiędzy obydwoma wirami.

Ryc.1. Średnia wiązkowa ECMWF na 10 hPa prognoza na dzień 25 luty 2026: temperatura (cieniowanie, °C) i wysokość geopotencjału (czarne izolinie). Najchłodniejsze (ciemniejsze) barwy oraz gęste, zamknięte izolinie geopotencjału wskazują rdzeń stratosferycznego wiru polarnego (obszar najniższego geopotencjału i najsilniejszego przepływu wokół bieguna) [źródło: ECMWF].

Do najbardziej istotnych różnic, obok wysokości, na której obydwa wiry występują, można zaliczyć zmienność czasową obydwu wirów. O ile wir polarny występujący w troposferze trwa w zasadzie przez cały rok, jednak charakteryzuje się stosunkowo częstymi zmianami swojej aktywności, o tyle wir stratosferyczny rozwija się w miesiącach jesiennych, osiągając swoje maksimum aktywności zaraz po przesileniu zimowym, a następnie stopniowo tracąc swoją aktywność. Taka zmienność czasowa stratosferycznego wiru polarnego wynika ze zjawiska nocy polarnej i związanego z nią radiacyjnego wychładzania atmosfery. Na półkuli północnej stratosferyczny wir polarny zaczyna rozwijać się na ogół w październiku, a swoje maksimum aktywności osiąga na przełomie grudnia i stycznia. Wir zupełnie zanika w kwietniu (Ryc. 2.) lub na początku maja, jednak jego dokładny termin zaniku uwarunkowany jest różnymi czynnikami mającymi wpływ na cyrkulację powietrza w skali globalnej i decydującymi o aktywności wiru w miesiącach zimowych.

Kolejną różnicą jest kształt wirów i ich zdolność do generowania długich fal geopotencjalnych, która w przypadku polarnego wiru troposferycznego jest wysoka, natomiast w przypadku polarnego wiru stratosferycznego niska.

2. Czym jest Sudden Stratospheric Warming?

Ryc. 2. Z lewej: Średni wiatr strefowy U na 10 hPa (60°N) jako wskaźnik siły stratosferycznego wiru polarnego: niebieskie – członkowie i średnia prognozy wiązkowej, żółte pasma – rozkład klimatyczny modelu (zakres typowej zmienności) wraz z czarną linią oznaczającą średnią klimatologiczną, linia 0 m/s oddziela wiatry zachodnie od wschodnich. Z prawej: Prognoza wiatrów strefowych na 10 hPa – zejście poniżej 0 m/s oznacza prognozowane odwrócenie wiatrów (sygnał SSW/„major” wg kryterium U10hPa@60°N), a rozrzut realizacji pokazuje niepewność co do czasu i skali zaburzenia [źródło: ECMWF].

Sudden Stratospheric Warming, czyli nagłe ocieplenie stratosferyczne (w skrócie SSW), to występujące przeważnie raz na dwa lata w miesiącach zimowych osłabienie stratosferycznego wiru polarnego, które prowadzi do wystąpienia dużego ocieplenia w stratosferze nad kołem podbiegunowym, a także do zmiany położenia lub rozpadu stratosferycznego wiru polarnego (Ryc.2.). Jak sama nazwa zjawiska wskazuje, przebiega ono dość gwałtownie i zwykle potrzeba zaledwie kilku dni, aby w stratosferze doszło do drastycznych zmian w rozkładzie temperatury oraz wiatru. Zjawisko SSW związane jest przede wszystkim z półkulą północną i w związku z tym występuje od grudnia do marca. Czas trwania SSW w środkowej stratosferze wynosi około 3 tygodni.

Nagłe ocieplenie stratosferyczne na półkuli północnej skutkuje zanikiem w stratosferze nad rejonem równoleżnika 60°N wiatru zachodniego i pojawieniem się wiatru wschodniego (Ryc. 2). Nad kołem podbiegunowym powietrze z wyższych partii atmosfery zaczyna dynamicznie osiadać, prowadząc do adiabatycznego ogrzania środkowej części stratosfery znajdującej się na wysokości ok. 30 km (poziom 10 hPa). Następnie powietrze kontynuuje osiadanie, co przyczynia się do wzrostu temperatury w dolnej części stratosfery. W tym samym czasie górna część stratosfery na skutek wystąpienia ruchów wznoszących powietrza ulega wychłodzeniu. Podczas SSW temperatura powietrza w środkowej i dolnej stratosferze może wzrosnąć nawet o ponad 50°C¹. W niektórych przypadkach oznacza to wzrost temperatury do ok. 0°C, podczas gdy normalna temperatura tej warstwy atmosfery w miesiącach zimowych kształtuje się w zakresie od -65°C do -55°C.

SSW inicjowane jest stopniowym osłabianiem i rozciągnięciem stratosferycznego wiru polarnego oraz przesunięciem jego środka w stronę niższych szerokości geograficznych. Dzieje się tak na skutek propagowania ku górze fal planetarnych (nazywanych również falami Rossby’ego) występujących w troposferze. Fale te osłabiają zachodni przepływ powietrza wokół wiru, wyraźnie go zniekształcają i zmieniają jego położenie. Następnie wir może zostać jeszcze bardziej zepchnięty w kierunku umiarkowanych szerokości geograficznych lub podzielić się na dwie części (Ryc. 3), co często prowadzi do jego całkowitego rozpadu. Warto podkreślić, że w dolnej części stratosfery zmiany związane z wystąpieniem SSW trwają znacznie dłużej, niż w środkowej. Po kilkunastu dniach od rozpoczęcia nagłego ocieplenia stratosferycznego, jego wpływ często uwidacznia się także w troposferze, mocno zaburzając aktywność troposferycznego wiru polarnego.

Ryc. 3. Średnia wiązkowa ECMWF na 10 hPa (prognoza ważna: 08.03.2026 00 UTC): temperatura (cieniowanie) i geopotencjał (czarne izolinie) pokazują sygnał rozdzielenia się stratosferycznego wiru polarnego — dwa zamknięte minima geopotencjału [źródło: ECMWF].

SSW po raz pierwszy w historii zostało zaobserwowane i udokumentowane w 1952 roku przez profesora Wolnego Uniwersytetu w Berlinie, Richarda Scherhaga. W styczniu 1951 r. na byłym lotnisku Berlin-Tempelhof Scherhag rozpoczął wykonywanie radiosondaży atmosferycznych. Do ich wykonania używane były urządzenia i balony neoprenowe posiadające zdolność do dolatywania do środkowych partii stratosfery, na wysokość około 30 km. W styczniu 1952 roku na podstawie wykonanych pomiarów Scherhag stwierdził, że w stratosferze doszło do gwałtownego ocieplenia, a jego rozmiar był zbyt duży, aby wytłumaczyć to adwekcją ciepłej masy powietrza. Scherhag nazwał zaobserwowane w stratosferze ocieplenie „zjawiskiem berlińskim”. Wystąpiło ono pod koniec stycznia, gdy w ciągu zaledwie dwóch dni temperatura na wysokości 13 hPa wzrosła o 30°C i w dniu 30 stycznia 1952 r. osiągnęła -23°C, po czym zaczęła raptownie spadać. Co ciekawe, miesiąc później w środkowej stratosferze nad Berlinem wystąpiło jeszcze silniejsze SSW, ze wzrostem temperatury w ciągu dwóch dób o 37°C. W dniu 23 lutego na poziomie 10 hPa zmierzono –12.4°C, a kierunek wiatru stratosferycznego zmienił się na południowo-wschodni.

Zasadniczo nagłe ocieplenia stratosferyczne możemy podzielić na 2 rodzaje – SSW z przemieszczeniem się wiru polarnego oraz SSW z rozpadem wiru na dwie części (Ryc. 3). Na podstawie danych o 36 nagłych ociepleniach stratosferycznych w latach 1958-2015 wynika, że jedną trzecią wszystkich przypadków stanowiły sytuacje z przemieszczeniem się wiru, a kolejną jedną trzecią – sytuacje z rozpadem wiru na dwie części. Pozostała część zaobserwowanych przypadków była trudna do jednoznacznego sklasyfikowania. Zjawiska SSW możemy też podzielić ze względu na ich wielkość i zasięg (małe SSW i duże SSW) oraz ze względu na czynnik prowadzący do ich wystąpienia. W tym drugim z podziałów można wyróżnić sytuacje, w których w troposferze na półkuli północnej rozwija się układ z jedną bądź dwiema falami planetarnymi (Rossby’ego). W przypadku, gdy planetarna liczba falowa wynosi 1, w troposferze dochodzi do rozwoju silnego obszaru niskiego ciśnienia nad Północnym Pacyfikiem oraz silnego wyżu blokującego cyrkulację zachodnią nad Atlantykiem i Europą. Taki układ może skutkować zarówno przesunięciem się stratosferycznego wiru polarnego, jak i jego podziałem na dwie części. W przypadku, gdy planetarna liczba falowa wynosi 2, przed wystąpieniem SSW silne wyże blokujące rozciągają się nad północnym Pacyfikiem oraz nad północnym Atlantykiem i Skandynawią. W takim przypadku najczęściej dochodzi do rozbicia stratosferycznego wiru polarnego na dwie części.

3. Wpływ Sudden Stratospheric Warming na pogodę w Europie

Głównym skutkiem wystąpienia SSW jest spadek wskaźnika Oscylacji Arktycznej. Zwykle dzieje się to po 10-15 dniach od momentu wystąpienia SSW. Oznacza to, że polarny prąd strumieniowy, który wcześniej wiał bardziej wzdłuż równoleżników nad strefą szerokości umiarkowanych, zaczyna mocniej meandrować, a więc skręcać bardziej na południe i na północ. Transport mas powietrza z zachodu na wschód w troposferze znacząco słabnie. Pomiędzy meandrami prądu strumieniowego tworzą się głębokie doliny fal Rossby’ego wypełnione chłodnym powietrzem spływającym z północy, z rejonu koła podbiegunowego. Z kolei poza tymi dolinami, po drugiej stronie prądu strumieniowego, rozwijają się silne i trwałe, wolno przemieszczające się wyże, które poprzez swoją dużą rozciągłość południkową stanowią czynnik blokujący transport mas powietrza z zachodu na wschód. Z silnie rozbudowanych dolin geopotencjału mogą z czasem wykształcić się niże odcięte, znacznie wpływające na pogodę w południowej części strefy szerokości umiarkowanych, gdzie sprowadzają chłód i duże opady.

Nagłe ocieplenie stratosferyczne często skutkuje także spadkiem wartości wskaźnika Cyrkulacji Północnoatlantyckiej (NAO). Dzieje się tak wtedy, gdy w rejonie Islandii i Grenlandii dochodzi do rozwoju układu wysokiego ciśnienia, podczas gdy wyż znad rejonu Azorów jest słaby lub w jego miejscu pojawiają się niże. W takiej sytuacji polarny prąd strumieniowy występujący nad Atlantykiem zwykle zostaje przesunięty na południe, a silne niże niosące ze sobą sztormy i ulewne opady deszczu docierają do rejonu Półwyspu Pirenejskiego, zamiast do Wysp Brytyjskich. Szacuje się, że nawet dwie trzecie zjawisk SSW wiąże się ze spadkiem indeksu NAO do wartości ujemnych². Co istotne, dość silna dodatnia anomalia w polu ciśnienia atmosferycznego rozwija się nie tylko w rejonie Północnego Atlantyku i Europy, ale dotyczy praktycznie całego koła podbiegunowego północnego. Mechanizm odpowiadający za tę anomalię nie jest do końca znany, ale wiadomo, że w dolnej części troposfery jest ona wyraźnie większa, niż ta występująca w stratosferze. Propagowanie impulsu powodującego wzrost ciśnienia atmosferycznego ze stratosfery ku dołowi jedynie częściowo będzie odpowiadało za wzrost ciśnienia przy powierzchni ziemi. W procesie wzmocnienia anomalii w polu ciśnienia atmosferycznego przy powierzchni ziemi udział biorą fale występujące w atmosferze – zarówno te o skali planetarnej, jak i synoptycznej. Część badań wskazuje, że potencjalną przyczyną wzmocnienia anomalii w polu ciśnienia w obrębie koła podbiegunowego północnego jest powstawanie wyżów (antycyklonów) na skutek wypromieniowywania ciepła. Jeśli masa powietrza zalegająca w rejonie koła podbiegunowego się wychładza, to tym samym ulega ona skurczeniu, zaciągając ku biegunowi północnemu dodatkowe masy powietrza pochodzące z niższych szerokości geograficznych¹. Inne badania wskazują na rolę propagacji fal planetarnych w górnej troposferze i dolnej stratosferze w kierunku bieguna oraz związanego z nimi południkowego przepływu mas powietrza przez koło podbiegunowe północne³.

Powyżej wskazane zmiany w rozkładzie układów barycznych i prądów strumieniowych dotyczą w dużym stopniu rejonu Europy. W normalnych warunkach w miesiącach zimowych nad tym kontynentem dominuje silna cyrkulacja zachodnia, a z zachodu na wschód przemieszczają się niże i fronty atmosferyczne, przynosząc częste i dynamiczne zmiany w pogodzie. Na skutek wystąpienia SSW główny szlak przemieszczania się niżów przez kontynent europejski ulega znacznemu przesunięciu na południe i obejmuje obszar od Półwyspu Pirenejskiego po środkowo-wschodnią część Europy. Taki przebieg szlaku przemieszczania się niżów skutkuje występowaniem dużej dodatniej anomalii w opadach na obszarze praktycznie całej południowej części Europy, a także ujemnej anomalii na północnym zachodzie kontynentu. Szczególnie duże opady występują na zachodzie Półwyspu Pirenejskiego, podczas gdy na Wyspach Brytyjskich opadów jest znacznie mniej niż zazwyczaj. W południowej części Europy zdecydowanie częściej pojawiają się sytuacje z wiatrem zachodnim, z kolei na północy kontynentu wiatr zachodni jest wyraźnie słabszy lub częściej występuje wiatr z kierunków wschodnich. Odmienny szlak wędrówek niżów przez kontynent europejski ma swoje odzwierciedlenie w rozkładzie średnich anomalii ciśnienia atmosferycznego zredukowanego do poziomu morza w miesiącach zimowych. W znacznej części Europy Południowej w latach z SSW występuje niższe o 1-3 hPa średnie ciśnienie atmosferyczne. Z kolei na północy Europy średnia wartość ciśnienia w porach chłodnych z SSW jest wyższa o ok. 2-3 hPa⁴.

Temperatura powietrza podczas okresu chłodnego z SSW w Europie jest niższa, w szczególności na północy i wschodzie kontynentu. Według przeprowadzonych w 2019 r. badań, średnia minimalna temperatura w porze chłodniej z SSW na obszarze Finlandii, północno-zachodniej Rosji i państw bałtyckich była niższa o 1°C względem średniej wartości temperatury minimalnej w latach bez SSW. Z kolei na rozległym obszarze Europy Wschodniej, Północnej i Środkowej średnia wartość temperatury maksymalnej była niższa o 0,5°C w porach chłodnych z SSW względem wartości średnich z chłodnych pór roku bez SSW. W dużej części Europy Północnej najniższe temperatury minimalne i maksymalne podczas pór chłodnych z SSW były nawet o 2,5°C niższe w porównaniu z latami bez SSW⁴. Z badań przeprowadzonych na podstawie danych z reanaliz wynika, że w sytuacji, gdy stratosferyczny wir polarny jest słaby i ulega zaburzeniom, istnieje o ponad 50% większe prawdopodobieństwo występowania fal mrozów na obszarze Europy w okresie zimowym⁵. Zazwyczaj związane są one z rozbudową silnego wyżu nad północną częścią kontynentu, co skutkuje dotarciem wychłodzonego powietrza znad północnej Rosji do środkowej, a czasami nawet do zachodniej części Europy.

4. Zmienność skutków SSW i rola troposfery

Należy jednak pamiętać, że wystąpienie SSW nie oznacza automatycznie ochłodzenia przy powierzchni ziemi. Choć zjawisko to silnie zaburza stratosferę, jego wpływ na troposferę jest zmienny: w części przypadków sygnał w ogóle nie propaguje w dół, a nawet gdy to nastąpi, odpowiedź w troposferze może być słaba, opóźniona albo wyraźnie zróżnicowana regionalnie. Problem w tym, że nawet gdy typowy schemat się sprawdza, siła i dokładna lokalizacja chłodu mogą diametralnie różnić się między kolejnymi epizodami. Analizy zbiorów historycznych przypadków SSW pokazują, że znaczna część rozrzutu skutków przy powierzchni wynika z chaotycznej zmienności samej troposfery, a nie tylko z charakteru zaburzenia w stratosferze.

Jak duża jest ta zmienność? Dla Wysp Brytyjskich i Europy Środkowej około 45% przypadków SSW kończy się chłodniejszą niż zwykle pogodą — pozostałe 55% przynosi temperatury powyżej normy lub w normie. Dla Skandynawii proporcje są podobne, z lekką przewagą epizodów chłodnych (około 51% do 43%), ale i tam nie ma jednoznacznej reguły⁶. Co więcej, ta różnorodność skutków nie ma związku z „morfologią” samego SSW — nie zależy od tego, czy wir się rozpadł, czy tylko przesunął, ani od tego, jak długo trwało osłabienie wiatrów w stratosferze⁶. Decyduje sytuacja synoptyczna w momencie wystąpienia SSW: silny wyż nad Europą sprzyja napływowi zimnego powietrza, ale gdy przez kontynent ciągną atlantyckie niże, zima może pozostać łagodna⁷.

Znaczenie ma też moment w sezonie. Po wczesnozimowych SSW (grudzień–styczeń) zwykle obserwuje się większe wahania temperatury i opadów nad Europą niż po tych późnozimowych (luty–marzec). Trzeba jednak pamiętać, że część tego efektu może być pozorna, bo standardowe kryteria klasyfikacji łatwiej wychwytują wczesnozimowe przypadki jako silne⁸, a dodatkowo dzieląc zdarzenia na podgrupy pracujemy na małej liczbie przypadków.

SSW niekoniecznie oznacza zimniejszą zimę jako całość, a raczej wpływają na ekstrema. Średnie temperatury zmieniają się umiarkowanie, za to najzimniejsze dni potrafią być znacznie bardziej mroźne — nawet o 3–5°C poniżej normy. Rośnie więc ryzyko krótkich, ale ostrych uderzeń zimna⁴. Po gwałtownych ociepleniach stratosferycznych obserwuje się również większą frekwencję opadów śniegu, szczególnie w zachodniej Europie, gdzie śnieg jest około 1,3 razy bardziej prawdopodobny po SSW⁶. Jednak te efekty dotyczą głównie epizodów, które faktycznie kończą się ochłodzeniem⁶.

Świetną ilustracją roli troposfery jest analiza SSW ze stycznia 2021 roku i następującej po tym zdarzeniu rekordowej fali mrozów w Ameryce Północnej w lutym. Szczegółowe eksperymenty modelowe wykazały, że samo SSW nie było przyczyną tego ochłodzenia — za ekstremalne temperatury odpowiadała utrzymująca się cyrkulacja w troposferze, niezależna od tego, co działo się w stratosferze⁹. Ten przykład podważa tradycyjną interpretację, która zakłada, że sygnał po SSW „spływa” ze stratosfery w dół i odciska się na pogodzie przy powierzchni. Badania sugerują raczej proces sprzężenia zwrotnego — troposfera „wciąga” sygnał stratosferyczny w dół, a nie odwrotnie⁹. Innymi słowy: troposfera nie jest biernym odbiorcą impulsów ze stratosfery, lecz aktywnym współtwórcą tego, czy i jak SSW przełoży się na pogodę.

Do tego dochodzą inne wielkoskalowe czynniki: El Niño, oscylacja Maddena-Juliana, oscylacja QBO — każdy z nich może wzmocnić lub stłumić cały łańcuch przyczynowo-skutkowy. Widać to na przykładzie dwóch SSW: z lutego 2018 i stycznia 2019 roku. W obu przypadkach wir polarny rozpadł się na dwie części, a mimo to rok 2018 przyniósł poważne skutki pogodowe w Europie, podczas gdy 2019 przeszedł przy powierzchni prawie bez śladu. Badania wskazują, że o skutkach zdecydowały telekoneksje, czyli oddziaływania między odległymi obszarami atmosfery, a nie sam rozpad wiru¹⁰.

Jest jeszcze jeden ważny kontekst: zmiany klimatu. Analiza danych z lat 1950–2021 oraz modeli CMIP6 pokazuje, że „ciepłe” epizody po SSW stają się coraz częstsze, a „zimne” coraz rzadsze⁶. Tempo ocieplenia po SSW odpowiada ogólnemu tempu ocieplania się zim — co oznacza, że nawet jeśli SSW nadal będą wpływać na pogodę, ich zimowe skutki mogą być coraz łagodniejsze na tle rosnących średnich temperatur⁶.

5. Czynniki mające wpływ na kondycję wiru polarnego oraz nagłe ocieplenia stratosferyczne

Istnieje wiele czynników mających wpływ na kondycję wiru polarnego oraz częstotliwość występowania i siłę nagłego ocieplenia stratosferycznego. Przydatne w ich prognozowaniu są czynniki telekoneksyjne. Są to statystycznie istotne korelacje między anomaliami parametrów meteorologicznych (takich jak ciśnienie atmosferyczne, temperatura powietrza czy temperatura powierzchni morza) zachodzącymi w regionach oddalonych od siebie o duże odległości rzędu tysięcy kilometrów. Wzorce telekoneksyjne klasyfikuje się zazwyczaj według ich zasięgu geograficznego oraz skali czasowej.

Skala dekadowa i wielodekadowa, obejmująca AMO (Atlantic Multidecadal Oscillation) oraz PDO (Pacific Decadal Oscillation) uwzględnia zjawiska o niskiej częstotliwości, które tworzą swego rodzaju „tło”. Mogą one wzmacniać lub osłabiać działanie krótszych wzorców, ale nie mają bezpośredniego wpływu na wir polarny i nagłe ocieplenia stratosferyczne.

Skala międzyroczna obejmuje wzorce o pośredniej częstotliwości o cyklach trwających do kilku lat. Do niej zaliczają się IOD (Indian Ocean Dipole), QBO (Oscylacja Quasi-Dwuletnia), ENSO (El Niño-Southern Oscillation). Mają one wpływ na zmienność warunków meteorologicznych w poszczególnych latach.

Skala wewnątrzsezonowa (tygodnie do miesięcy) obejmuje zjawiska o największej dynamice, które bezpośrednio kształtują wzorce pogodowe w trakcie trwania jednej pory roku. Zaliczane do nich są NAO (Oscylacja Północnoatlantycka), AO / NAM (Oscylacja Arktyczna). Mogą one wskazywać, jak zmienią się warunki w ciągu miesięcy lub reagować na nagłe zdarzenia w stratosferze.

W meteorologii istotna jest analiza superpozycji czynników telekoneksyjnych oraz znanych sprzężeń zwrotnych co pozwala wykonywać prognozy sezonowe w oparciu o wzorce.

Poniżej znajduje się krótki opis wybranych czynników mających wpływ na wir polarny oraz nagłe ocieplenie stratosferyczne oraz wpływ na warunki meteorologiczne zimą w Europie Centralnej.

AMO – Atlantic Multidecadal Oscillation (Atlantycka Oscylacja Wielodekadowa)

Atlantycka Oscylacja Wielodekadowa stanowi jeden z kluczowych wskaźników telekoneksyjnych opisujących naturalną zmienność klimatyczną w basenie Oceanu Atlantyckiego. Zjawisko to definiuje się jako długookresowe wahania średniej temperatury powierzchni morza w północnej części tego oceanu, obejmującej obszar od równika aż po okolice Grenlandii i Islandii. Charakterystyczną cechą AMO jest jej niska częstotliwość, co oznacza, że poszczególne fazy ciepłe i chłodne trwają zazwyczaj od dwudziestu do czterdziestu lat, tworząc pełny cykl oscylacji zamykający się w przedziale od sześćdziesięciu do osiemdziesięciu lat.

Mechanizm fizyczny leżący u podstaw tej oscylacji jest ściśle powiązany z dynamiką cyrkulacji termohalinowej, a w szczególności z Atlantycką Południkową Cyrkulacją Wymienną. Przyjmuje się, że okresowe przyspieszenie tego ogromnego systemu prądów oceanicznych skutkuje zwiększonym transportem ciepłych wód tropikalnych w wysokie szerokości geograficzne, co inicjuje fazę dodatnią wskaźnika. Odwrotnie, osłabienie tego przepływu prowadzi do relatywnego ochłodzenia wód powierzchniowych i przejścia w fazę ujemną.

W fazie dodatniej, gdy powierzchnia północnego Atlantyku jest cieplejsza od wieloletniej średniej, obserwuje się tendencję do silniejszego zasilania atmosfery ciepłem i wilgocią. Skutkuje to częstszym występowaniem rozległych niżów barycznych nad północnym Atlantykiem i aktywniejszym zachodnim przenoszeniem mas powietrza w kierunku Europy. Dla Europy Środkowej oznacza to statystycznie częstszy napływ łagodnych, wilgotnych mas powietrza oceanicznego zimą, a co za tym idzie większe prawdopodobieństwo zim cieplejszych, z częstymi odwilżami, dodatnimi temperaturami w ciągu dnia oraz znacznym udziałem opadów deszczu i deszczu ze śniegiem zamiast trwałej pokrywy śnieżnej.

W fazie ujemnej, kiedy północny Atlantyk jest relatywnie chłodniejszy, klimat Europy Środkowej częściej znajduje się pod wpływem układów sprzyjających napływowi chłodniejszych mas powietrza z północy i ze wschodu. Cyrkulacja staje się mniej wyraźnie zachodnia, a rośnie udział sytuacji, w których wyże kontynentalne nad wschodnią Europą lub Rosją blokują atlantyckie niże. W takich warunkach zima ma większą szansę przybierać charakter chłodniejszy, z częstszymi i dłuższymi okresami mrozu oraz lepszymi warunkami do utrzymywania się pokrywy śnieżnej.

Ze względu na długotrwały charakter oscylacji AMO nie nadaje się ona bezpośrednio do określania prawdopodobieństwa wystąpienia nagłego ocieplenia stratosferycznego oraz prognozowania intensywności wiru polarnego.

IOD – Indian Ocean Dipole (Indyjski Dipol Oceaniczny)

Indyjski Dipol Oceaniczny jest nieregularną oscylacją temperatury powierzchni wód Oceanu Indyjskiego. Polega na cyklicznych zmianach różnicy temperatur powierzchni morza między zachodnią częścią oceanu u wybrzeży Afryki Wschodniej a jego częścią wschodnią w okolicach Indonezji i Australii. Faza dodatnia charakteryzuje się ponadprzeciętnym wzrostem temperatury wód w zachodnim basenie Oceanu Indyjskiego przy jednoczesnym ochłodzeniu wód na wschodzie. Faza ujemna stanowi odwrócenie tego układu, przynosząc cieplejsze wody i intensywne opady w regionie Australii oraz chłodniejsze wody i deficyt opadów u wybrzeży Afryki. Dodatnia faza IOD prowadzi do przesunięcia konwekcji atmosferycznej na zachód, co skutkuje gwałtownymi opadami deszczu i powodziami w Afryce Wschodniej (East African Short Rains) oraz dotkliwymi suszami i pożarami w Australii i Indonezji. Wyższa temperatura wód w zachodniej części Oceanu Indyjskiego sprzyja intensywnemu parowaniu i silnej konwekcji, co przekłada się na zwiększone dostawy wilgoci nad subkontynent indyjski. Ponadto w fazie dodatniej dochodzi do znaczącego wzmocnienia letniego monsunu indyjskiego. Faza ujemna przynosi cieplejsze wody i intensywne opady w regionie Australii oraz chłodniejsze wody i niższe opady u wybrzeży Afryki. Podczas tej fazy obserwuje się osłabienie monsunu indyjskiego i przesunięcie centrum opadów na wschód. Chłodniejsze wody u wybrzeży Afryki i zachodnich Indii ograniczają parowanie, co prowadzi do deficytu opadów i ryzyka suszy w Azji Południowej. Jednocześnie fazę tą charakteryzuje mocniejszy monsun letni w północnej Australii oraz intensyfikacja opadów w Indonezji i Malezji.

Faza dodatnia sprzyja stabilizacji i wzmocnieniu wiru polarnego. W tej fazie dochodzi do osłabienia konwekcji w rejonie Indonezji i zachodniego Pacyfiku, co skutkuje rzadszym powstawaniem i słabszą propagacją fal Rossby’ego w kierunku wyższych szerokości geograficznych. W konsekwencji prawdopodobieństwo wystąpienia nagłego ocieplenia stratosferycznego jest statystycznie niższe, co często przekłada się na przewagę cyrkulacji strefowej i łagodniejsze zimy w Europie.

W fazie ujemnej obserwowana jest intensywniejsza konwekcja nad wschodnim Oceanem Indyjskim i Indonezją co sprzyja generowaniu fal planetarnych, które przenoszą energię z troposfery do stratosfery. To zwiększa prawdopodobieństwo wystąpienia nagłego ocieplenia stratosferycznego. Dokładniej relacje między IOD, wirem polarnym oraz ENSO i NAO są opisane w artykule¹¹.

PDO – Pacific Decadal Oscillation (Dekadowa Oscylacja Pacyficzna)

Dekadowa Oscylacja Pacyficzna jest oscylacją temperatury powierzchni morza (SST) w północnej części Oceanu Spokojnego (powyżej 20° szerokości geograficznej północnej). Poszczególne fazy PDO utrzymują się zazwyczaj przez dwie lub trzy dekady, co sprawia, że jest trwalsza niż El Nino. W trakcie fazy dodatniej, określanej jako ciepła, dochodzi do wyraźnego ochłodzenia wód w centralnej części północnego Pacyfiku przy jednoczesnym wzroście temperatury wzdłuż zachodnich wybrzeży Ameryki Północnej. Sytuacja ta jest ściśle powiązana ze wzmocnieniem niżu aleuckiego, który modyfikuje tory cyklonów i wpływa na reżim opadowy w obu Amerykach oraz Azji. Faza ujemna charakteryzuje się cieplejszymi wodami oceanu oraz chłodniejszymi wodami przybrzeżnymi. Faza ujemna często koreluje z okresami intensywniejszego występowania zjawiska La Niña w strefie międzyzwrotnikowej.

Dodatnia faza PDO charakteryzuje się pogłębianiem niżu aleuckiego oraz wzrostem kontrastu termicznego nad północnym Pacyfikiem, co sprzyja silniejszemu wzbudzaniu fal Rossby’ego w troposferze co przekłada się na korzystniejsze uwarunkowanie do występowania nagłego ocieplenia stratosferycznego oraz osłabienia wiru polarnego.

W ujemnej fazie PDO statystycznie częściej występuje słabszy niż aleucki i inna konfiguracja fal Rossby’ego w troposferze nad Pacyfikiem. W takim reżimie wir polarny ma większą tendencję do bycia silniejszym, bardziej symetrycznym i stabilnym. Taki stan jest częściej skojarzony z dodatnimi oscylacjami AO/NAO, a to z kolei sprzyja dominacji cyrkulacji zachodniej w Europie.

PDO działa jako swego rodzaju „tło” dekadowe, natomiast uwarunkowania konkretnego sezonu zimowego są wynikiem oddziaływania bieżących czynników: fazy i intensywności ENSO, NAO, QBO w stratosferze, pokrywy śnieżnej Eurazji czy zmienności blokad¹².

AO / NAM – Arctic Oscillation / Northern Annular Mode (Oscylacja Arktyczna)

Oscylacja arktyczna jest oscylacją o zmiennym okresie, opartą o wzorce anomalii wysokości geopotencjalnej w rejonie Arktyki w porównaniu do wartości na obszarach o umiarkowanej szerokości geograficznej.

Faza dodatnia AO jest związana niższym ciśnieniem (niższym geopotencjałem) w rejonie Arktyki i wyższym w średnich szerokościach oraz silniejszą cyrkulacją strefową (zachodnią) i bardziej zwartym prądem strumieniowym.

Fazę ujemną AO charakteryzuje wyższe ciśnienie nad Arktyką i niższe w średnich szerokościach, co wiąże się z osłabieniem cyrkulacji strefowej oraz większą skłonnością do przepływu południkowego i blokad.

Indeks AO wyznacza się statystycznie najczęściej jako projekcję bieżących anomalii pola wysokości geopotencjalnej na poziomie 1000 hPa w szerokościach 20–90°N. Dla charakterystyki zarówno troposfery jak i stratosfery bardziej właściwy jest NAM, Northern Annular Mode. NAM jest zjawiskiem o charakterze wielkoskalowym, polegającym na cyklicznych zmianach rozkładu ciśnienia między Arktyką a średnimi szerokościami geograficznymi (ok. 37°–45°N). NAM jest uważany za jeden z najważniejszych czynników kształtujących zmienność klimatu na półkuli północnej w skali międzyrocznej i dekadalnej. Struktura tego zjawiska przypomina niemal symetryczny pierścień otaczający Arktykę. Wskaźnik NAM wyznacza się poprzez analizę głównych składowych pola anomalii wysokości geopotencjału.

Faza dodatnia charakteryzuje się anomalnie niskim ciśnieniem nad obszarem polarnym oraz wysokim ciśnieniem w szerokościach umiarkowanych. Skutkuje to wzmocnieniem zachodniego przepływu strefowego oraz silnym, stabilnym wirem polarnym. W tej fazie zimne masy powietrza są ograniczone do rejonów polarnych, co w Europie Środkowej i Ameryce Północnej sprzyja łagodnym, wilgotnym zimom z dominacją cyrkulacji zachodniej.

Faza ujemna jest związana z wyższym ciśnieniem nad Arktyką i spadkiem w rejonach o umiarkowanych szerokościach geograficznych. Prowadzi to do osłabienia prądu strumieniowego i jego meandrowania co wiąże się ze wzrostem amplitudy fal Rossby’ego. Wir polarny ulega osłabieniu lub rozbiciu, co umożliwia adwekcję mroźnych mas powietrza arktycznego daleko na południe, powodując surowe zimy w Europie, Azji i Ameryce Północnej.

Zjawiska zachodzące w stratosferze, takie jak nagłe ocieplenie stratosferyczne, objawiają się gwałtownym spadkiem indeksu NAM na wysokich poziomach barycznych (np. 10 hPa). Anomalia ta często propaguje w dół, docierając po kilku tygodniach do troposfery^13,14,15.

NAO – North Atlantic Oscillation (Oscylacja Północnoatlantycka)

Oscylacja północnoatlantycka to jeden z najważniejszych trybów atmosferycznej zmienności na półkuli północnej, definiowany jako oscylacja w różnicy ciśnienia między obszarem Niżu Islandzkiego (okolice Islandii, Grenlandii) a Wyżem Azorskim (północny Atlantyk podzwrotnikowy). Jest ona kluczowa dla kształtowania pogody i klimatu w Północnym Atlantyku, Europie i zachodniej części basenu Morza Śródziemnego, zwłaszcza w sezonie zimowym. Indeks NAO oblicza się zwykle jako znormalizowaną różnicę anomalii ciśnienia na poziomie morza między stacją reprezentującą obszar niżu (np. Reykjavik) i wyżu (np. Lizbona lub Ponta Delgada).

W fazie dodatniej, charakteryzującej się znacznym pogłębieniem Niżu Islandzkiego i wzmocnieniem Wyżu Azorskiego, dochodzi do intensyfikacji cyrkulacji strefowej, co skutkuje napływem łagodnego i wilgotnego powietrza polarnego morskiego nad Europę Zachodnią i Centralną.

Faza ujemna wiąże się z osłabieniem gradientu ciśnienia i częstym występowaniem blokad wyżowych nad Grenlandią, co sprzyja południkowej wymianie mas powietrza i zwiększa prawdopodobieństwo mroźnych epizodów w Europie Zachodniej i Środkowej. Europa Południowa i obszar śródziemnomorski doświadczają więcej niżów śródziemnomorskich, wzrost opadów.

Faza ujemna NAO jest często związana z ujemnym NAM/AO i osłabionym, zaburzonym wirem polarnym. Między fazami NAO oraz kondycją wiru polarnego istnieje zależność statystyczna. Silny wir polarny zazwyczaj jest charakterystyczny dla dodatniej fazy NAO. Słaby wir polarny częściej występuje wraz z ujemną fazą NAO.

NAO jest głównie miarą odpowiedzi troposfery na nagłe ocieplenie stratosferyczne, więc z definicji bardziej reaguje na stan wiru polarnego niż go wywołuje, aczkolwiek długotrwałe konfiguracje NAO- z blokadami mogą sprzyjać silniejszej propagacji fal Rossby’ego do stratosfery nad określonymi regionami, co z kolei może ułatwiać wystąpienie SSW. W momencie wystąpienia nagłego ocieplenia stratosferycznego indeks NAM w stratosferze gwałtownie przechodzi w fazę ujemną. W ciągu kolejnych 10–30 dni ujemne anomalie NAM propagują się w dół do troposfery, a następnie w troposferze obserwuje się często przejście w ujemną fazę NAO oraz blokady nad Atlantykiem i Grenlandią. Najnowsze badania wyróżniają następujące mechanizmy sprzężenia zwrotnego między nagłym ociepleniem stratosferycznym a oscylacją północnoatlantycką. W pochłaniającym sprzężeniu zwrotnym długotrwałe oddziaływanie fal planetarnych z troposfery powoduje silne osłabienie wiru polarnego co skutkuje wyraźnie ujemnym NAM, a to prowadzi do NAO− i zimnych epizodów, szczególnie w Eurazji. Sprzężenie zakładające odbicie zakłada bardziej asymetryczny, złożony rozkład fal Rossby’ego, w którym wpływ na NAO i rozkład fal chłodu jest mniej jednoznaczny, czasem silniejszy nad Ameryką Północną niż nad Europą.

ENSO – El Niño–Southern Oscillation

Oscylacja El Niño–Southern Oscillation (ENSO) jest dominującym wzorcem klimatycznej zmienności w tropikalnym Pacyfiku, obejmującym sprzężone zmiany w temperaturze powierzchni oceanu oraz w polu ciśnienia atmosferycznego. ENSO występuje w trzech stanach: El Niño, La Niña oraz fazie neutralnej. Zjawisko to odzwierciedla interakcje między tropikalną cyrkulacją atmosferyczną (komórka Walkera), upwellingiem wschodniego Pacyfiku oraz termokliną, tworząc złożony system telekoneksji wpływający na pogodę i klimat w skali globalnej.

W fazie El Niño obserwuje się osłabienie pasatów oraz ocieplenie wód powierzchniowych centrum i wschodniej części równikowego Pacyfiku. Prowadzi to do zmian w tropikalnej dywergencji mas powietrza oraz przesunięcia głównego obszaru głębokiej konwekcji na wschód.

W fazie La Niña proces przebiega odwrotnie: pasaty ulegają wzmocnieniu, a wschodni Pacyfik ochładza się, co sprzyja intensyfikacji cyrkulacji zwrotnikowej i nasilonemu upwellingowi.

Wpływ ENSO na stratosferyczny wir polarny jest wynikiem szeregu telekoneksji atmosferycznych, w których reorganizacja cyrkulacji w tropikach wpływa na wytwarzanie oraz propagację fal planetarnych w średnich szerokościach geograficznych.

Podczas epizodów El Niño obserwuje się tendencję do wzmożonego transportu ciepła i momentu pędu z troposfery do stratosfery, co sprzyja silniejszej propagacji fal planetarnych ku biegunowi. Skutkuje to częstszym osłabieniem stratosferycznego wiru polarnego, zwiększoną amplitudą fal Rossby’ego oraz wyższą podatnością wiru na zaburzenia. El Niño zwiększa prawdopodobieństwo wystąpienia słabego wiru polarnego zimą na półkuli północnej, zwłaszcza w drugiej połowie sezonu zimowego.

Podczas La Niña obecna jest silniejsza komórka Walkera i intensywna konwekcja na zachodnim Pacyfiku. Stanowią one czynnik sprzyjający stabilizacji wiru polarnego. Fale Rossby’ego mają w tym przypadku mniejszą amplitudę, a stratosfera wykazuje tendencję do zachowania silnego przepływu zachodniego w rejonie okołobiegunowym.

El Niño sprzyja warunkom prowadzącym do silnej emisji fal Rossby’ego z regionu północnego Pacyfiku, co zwiększa szanse na wystąpienie nagłego ocieplenia stratosferycznego. Podczas ciepłej fazy ENSO obserwuje się zatem większą częstość dużych zaburzeń wiru, zwłaszcza epizodów jego przemieszczenia oraz silniejszych nagłych ociepleń w stratosferze. La Niña natomiast zmniejsza prawdopodobieństwo nagłego ocieplenia stratosferycznego, wzmacniając przepływ zachodni i utrudniając falom Rossby’ego osiągnięcie wystarczającej amplitudy. Dodatkowo kombinacja El Niño oraz wschodniej QBO jest skorelowana z wyraźnie słabszym stratosferycznym wirem polarnym. La Niña i zachodnia QBO jest związana z silniejszym wirem polarnym w stratosferze^16,17,18.

QBO – Quasi-Biennial Oscillation (Quasi-Dwuletnia Oscylacja)

Quasi‑dwuletnia oscylacja to dominujący tryb zmienności wiatru strefowego w równikowej stratosferze. Polega na naprzemiennym występowaniu pasów wiatrów wschodnich i zachodnich, które powoli przemieszczają się w dół (od okolic górnej do dolnej stratosfery), po czym cykl się odtwarza. Typowy okres QBO wynosi około 22–34 miesięcy (średnio blisko 28), a amplituda anomalii wiatru w okolicy równika osiąga zwykle kilkanaście–kilkadziesiąt m/s na wybranych poziomach ciśnienia (np. 30–50 hPa).

QBO posiada dwie fazy: wschodnią E i zachodnią W. Podczas wschodniej fazy QBO statystycznie rośnie prawdopodobieństwo słabszego, cieplejszego wiru polarnego ze względu na bardziej korzystne warunki propagacji fal Rossby’ego w atmosferze. Faza zachodnia jest związana ze statystycznie silniejszym wirem polarnym i mniejszym prawdopodobieństwem występowania nagłego ocieplenia stratosferycznego. Najbardziej rozpowszechnioną relacją między QBO a kondycją wiru polarnego jest zależność Holtona–Tana^19,20,21.

Zasięg pokrywy lodowej Arktyki

Zasięg pokrywy lodowej Arktyki decyduje o wymianie ciepła i wilgoci między oceanem a atmosferą w wysokich szerokościach geograficznych. Gdy lód jest rozległy i zwarty, powierzchnia oceanu jest odizolowana od atmosfery. W okresie z niewielką powierzchnią lodu do atmosfery jest uwalniany silny strumień ciepła jawnego i utajonego z cieplejszej wody do chłodnego powietrza co przekłada się na lokalne ocieplenie dolnej troposfery i zmiana gradientów temperatury powodując zaburzenie pola ciśnienia i cyrkulacji w troposferze. Te zmiany modyfikują warunki propagacji fal Rossby’ego z troposfery do stratosfery. Powstaje wtedy również blokujący wyż nad morzami Barentsa oraz Karskim. W literaturze naukowej istnieje natomiast debata, na ile zmiany zasięgu lodu rzeczywiście wpływają na nagłe ocieplenie stratosferyczne oraz kondycję wiru polarnego. Fizyczny mechanizm łączący utratę lodu z osłabieniem wiru i częstszymi nagłymi ociepleniami stratosferycznymi jest dobrze uargumentowany i wspierany przez liczne prace modelowe, zwłaszcza dla Morza Barentsa–Karskiego natomiast siła i trwałość tego związku w obserwacjach oraz jego znaczenie wobec innych czynników pozostają aktywnym obszarem badań^22,23.

Pokrywa śnieżna na Syberii / w Eurazji

Pokrywa śnieżna na Syberii / w Eurazji (szczególnie jesienią i na początku zimy) jest jednym z najważniejszych czynników cyrkulacyjnych oddziałujących na atmosferę półkuli północnej. Silnie rozwinięta pokrywa śnieżna w Eurazji (w tym na Syberii), szczególnie jesienią (wrzesień–listopad) i we wczesnej zimie, prowadzi do silnego ochłodzenia powierzchni związanego z dużym albedo śniegu oraz ułatwia powstawanie silnej inwersji temperatury i gromadzenie bardzo zimnej masy powietrza przy gruncie. Nad silnie wychłodzonym kontynentem utrwala się rozległy, głęboki wyż syberyjski, rośnie kontrast ciśnienia pomiędzy Syberią a obszarami oceanicznymi. Intensyfikuje się układ grzbiet nad Uralem – zatoka nad Azją Wschodnią, który generuje silne fale Rossby’ego oraz sprzyja ich propagacji do stratosfery²⁴.

Tabele podsumowujące wpływ czynników telekoneksyjnych

Główne wnioski płynące z podsumowania powyższych czynników zostały zebrane i przedstawione w uproszczonej formie w tabelach uwidocznionych poniżej. Fazy poszczególnych oscylacji oraz wzorce zostały w niej pogrupowane wraz z wpływem na wir polarny oraz nagłe ocieplenie stratosferyczne.

Tabela 1. Intensywność stratosferycznego wiru polarnego a fazy oscylacji telekoneksyjnych [źródło: opracowanie własne].

Intensywność wiru polarnego	AMO	IOD	PDO	AO/ NAM	NAO	Zasięg lodu morskiego w Arktyce	ENSO	Pokrywa śnieżna w Syberii jesienią	QBO
silny	Słaby czynnik prognostyczny	+	–	+	+	+	La Niña	–	W
słaby	–	+	–	–	–	–	El Niño	+	E

Tabela 2. Charakter zimy w Europie Centralnej a fazy oscylacji telekoneksyjnych [źródło: opracowanie własne].

Zima w Europie Centralnej	AMO	IOD	PDO	AO / NAM	NAO	Zasięg lodu morskiego w Arktyce	ENSO	Pokrywa śnieżna w Syberii jesienią	QBO
łagodna	+	+	–	+	+	+	La Niña	–	W
surowa	–	–	+	–	–	–	El Niño	+	E

Bibliografia:

1. Baldwin, M.P., Ayarzagüena, B., Birner, T., Butchart, N., Butler, A.H., Charlton-Perez, A.J. et al. (2021) 'Sudden stratospheric warmings’, Reviews of Geophysics, 59, e2020RG000708. https://doi.org/10.1029/2020RG000708.
2. Afargan-Gerstman, H. and Domeisen, D.I.V. (2025) 'Winter stratospheric extreme events impact European storm damage’, Communications Earth & Environment, 6, 529. https://doi.org/10.1038/s43247-025-02431-w.
3. Hong, D. and Son, S. (2025) 'Surface amplification of stratospheric sudden warming by poleward mass flux in the upper troposphere and lower stratosphere’, Journal of Climate, 38(19), pp. 5069–5082. https://doi.org/10.1175/JCLI-D-24-0597.1.
4. King, A.D., Butler, A.H., Jucker, M., Earl, N.O. and Rudeva, I. (2019) 'Observed relationships between sudden stratospheric warmings and European climate extremes’, Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 124(24), pp. 13943–13961. https://doi.org/10.1029/2019JD030480.
5. Kolstad, E.W., Breiteig, T. and Scaife, A.A. (2010) 'The association between stratospheric weak polar vortex events and cold air outbreaks in the Northern Hemisphere’, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 136, pp. 886–893. https://doi.org/10.1002/qj.620.
6. Hall, R.J., Mitchell, D.M., Seviour, W.J.M. and Wright, C.K. (2023) 'Surface hazards in North-west Europe following sudden stratospheric warming events’, Environmental Research Letters, 18, 064009. https://doi.org/10.1088/1748-9326/acd0c3.
7. Domeisen, D.I.V., Grams, C.M. and Papritz, L. (2020) 'The role of North Atlantic–European weather regimes in the surface impact of sudden stratospheric warming events’, Weather and Climate Dynamics, 1, pp. 373–388. https://doi.org/10.5194/wcd-1-373-2020.
8. Monnin, E., Kretschmer, M. and Polichtchouk, I. (2022) 'The role of the timing of sudden stratospheric warmings for precipitation and temperature anomalies in Europe’, International Journal of Climatology, 42(6), pp. 3448–3462. https://doi.org/10.1002/joc.7426.
9. Davis, N.A., Richter, J.H., Glanville, A.A., Edwards, J. and LaJoie, E. (2022) 'Limited surface impacts of the January 2021 sudden stratospheric warming’, Nature Communications, 13, 1136. https://doi.org/10.1038/s41467-022-28836-1.
10. Butler, A.H., Lawrence, Z.D., Lee, S.H., Lillo, S.P. and Long, C.S. (2020) 'Differences between the 2018 and 2019 stratospheric polar vortex split events’, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 146, pp. 3503–3521. https://doi.org/10.1002/qj.3858.
11. Fereday, D.R., Knight, J.R. and Scaife, A.A. (2025) 'Climate change alters the Indian Ocean Dipole and weakens its North Atlantic teleconnection’, Communications Earth & Environment, 6, 152. https://doi.org/10.1038/s43247-025-02131-5.
12. Woo, S.H., Sung, M.K., Son, S.W. et al. (2015) 'Connection between weak stratospheric vortex events and the Pacific Decadal Oscillation’, Climate Dynamics, 45, pp. 3481–3492. https://doi.org/10.1007/s00382-015-2551-z.
13. Thompson, D.W.J. and Wallace, J.M. (2000) 'Annular modes in the extratropical circulation. Part I: Month-to-month variability’, Journal of Climate, 13, pp. 1000–1016. https://doi.org/10.1175/1520-0442(2000)013<1000:AMITEC>2.0.CO;2.
14. Baldwin, M.P. and Dunkerton, T.J. (1999) 'Propagation of the Arctic Oscillation from the stratosphere to the troposphere’, Journal of Geophysical Research, 104(D24), pp. 30937–30946. https://doi.org/10.1029/1999JD900445.
15. Kretschmer, M., Cohen, J., Matthias, V. et al. (2018) 'The different stratospheric influence on cold-extremes in Eurasia and North America’, npj Climate and Atmospheric Science, 1, 44. https://doi.org/10.1038/s41612-018-0054-4.
16. Domeisen, D.I.V., Garfinkel, C.I. and Butler, A.H. (2019) 'The teleconnection of El Niño Southern Oscillation to the stratosphere’, Reviews of Geophysics, 57, pp. 5–47. https://doi.org/10.1029/2018RG000596.
17. Wang, H., Rao, J., Guo, D. et al. (2024) 'A revisit of the linearity in the combined effect of ENSO and QBO on the stratosphere: model evidence from CMIP5/6′, Climate Dynamics, 62, pp. 9633–9650. https://doi.org/10.1007/s00382-024-07430-9.
18. Butler, A.H. (2016) 'El Niño and the stratospheric polar vortex’, NOAA Climate.gov [online]. Available at: https://www.climate.gov/news-features/blogs/enso/el-niño-and-stratospheric-polar-vortex.
19. Holton, J.R. and Tan, H. (1980) 'The influence of the equatorial quasi-biennial oscillation on the global circulation at 50 mb’, Journal of the Atmospheric Sciences, 37, pp. 2200–2208. https://doi.org/10.1175/1520-0469(1980)037<2200:TIOTEQ>2.0.CO;2.
20. Holton, J.R. and Tan, H. (1982) 'The quasi-biennial oscillation in the Northern Hemisphere lower stratosphere’, Journal of the Meteorological Society of Japan, 60, pp. 140–148.
21. Koushik, N., Kumar, K.K. and Pramitha, M. (2022) 'A tropical stratopause precursor for sudden stratospheric warmings’, Scientific Reports, 12, 2937. https://doi.org/10.1038/s41598-022-06864-7.
22. Kim, B.M., Son, S.W., Min, S.K. et al. (2014) 'Weakening of the stratospheric polar vortex by Arctic sea-ice loss’, Nature Communications, 5, 4646. https://doi.org/10.1038/ncomms5646.
23. Kim, J. and Kim, K.Y. (2020) 'Characteristics of stratospheric polar vortex fluctuations associated with sea ice variability in the Arctic winter’, Climate Dynamics, 54, pp. 3599–3611. https://doi.org/10.1007/s00382-020-05191-9.
24. Francis, J.A., Skific, N. and Cohen, J. (2026) 'Are stratospheric polar vortex disruptions what they seem? An alternative metric excludes tropospheric influences’, Climate Dynamics, 64, 32. https://doi.org/10.1007/s00382-025-08011-0.