A U T O R E F E R A T

Transkrypt

1 A U T O R E F E R A T 1. Imię i Nazwisko Jacek Tylkowski 2. Posiadane dyplomy 2004 Doktor Nauk o Ziemi w zakresie Geografii Fizycznej; Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu, Wydział Nauk Geograficznych i Geologicznych; praca doktorska Uwarunkowania i zmienność sezonów morfogenetycznych zlewni górnej Parsęty ; promotor: prof. zw. dr hab. Andrzej Kostrzewski, recenzenci: prof. zw. dr hab. Wojciech Froehlich, prof. zw. dr hab. Alojzy Woś 1999 Magister Geografii; Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu, Wydział Nauk Geograficznych i Geologicznych; praca magisterska Topoklimat Konina i okolic w aspekcie antropogenicznych przekształceń środowiska przyrodniczego ; promotor: prof. UAM dr hab. Jan Tamulewicz 3. Informacje o dotychczasowym zatrudnieniu w jednostkach naukowych Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu; Stacja Terenowa w Grodnie (obecnie Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego UAM w Białej Górze), Samodzielny referent Od Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu, Wydział Nauk Geograficznych i Geologicznych, Instytut Paleogeografii i Geoekologii (obecnie Instytut Geoekologii i Geoinformacji), Zakład Geoekologii (obecnie Zakład Monitoringu Środowiska Przyrodniczego), Adiunkt Pełnione funkcje: Od Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego UAM w Białej Górze, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu, Kierownik stacji 1

2 4. Wskazanie osiągnięcia* wynikającego z art. 16 ust. 2 ustawy z dnia 14 marca 2003 r. o stopniach naukowych i tytule naukowym oraz o stopniach i tytule w zakresie sztuki (Dz. U. nr 65, poz. 595 ze zm.) 4.1. Tytuł osiągnięcia naukowego Zmienność czasowa i przestrzenna ponadprzeciętnych oraz ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych i geomorfologicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Południowego 4.2. Lista monotematycznych publikacji Jako osiągnięcie naukowe przedstawiono osiem recenzowanych publikacji naukowych B1 B8 (Załącznik 5), które zostały wykonane i opublikowane po otrzymaniu stopnia naukowego doktora. Pozycje B1 B3 i B5-B7 to artykuły opublikowane w czasopismach znajdujących się na tzw. liście filadelfijskiej (Web of Science) i na liście A MNiSW a pozycja B4 to artykuł naukowy opublikowany w czasopiśmie z listy B MNiSW. Natomiast publikacja B8 umieszczona została w zagranicznym czasopiśmie naukowym dotychczas niewymienianym w części A, B i C wykazu MNiSW. Czasopismo to prawdopodobnie zostanie umieszczone na liście czasopism punktowanych MNiSW w 2019 roku. Wśród wymienionych publikacji jestem ich jedynym (B2, B4, B6 i B7), pierwszym (B1 i B8) lub drugim (B3) autorem. Jedynie w wieloautorskiej publikacji B5 zostałem umieszczony na dalszym miejscu. Mój wkład w powstanie poszczególnych publikacji został szczegółowo przedstawiony w Załączniku 5 i potwierdzony załączonymi oświadczeniami współautorów (Załącznik 4). 1) TYLKOWSKI J., HOJAN M., Threshold values of extreme hydrometeorological events on the Polish Baltic coast. Water 10(10), doi: /w [IF 2018 : 2,069, IF 5-Year 2,250, punkty MNiSW 2018 : 30, Udział własny 55%] 2) TYLKOWSKI J., 2013: Temporal and spatial variability of air temperature and precipitation at the Polish coastal zone of the Southern Baltic Sea. Baltica 26(1): doi: /baltica [IF ,193, IF 5-Year 0,522, punkty MNiSW pkt, Udział własny 100%] 3) HOJAN M., TYLKOWSKI J., RUREK M., Hydrometeorological conditions for the occurrence of aeolian processes on the Southern Baltic coast in Poland. Water 10(12), doi: /w [IF 2018 : 2,069, IF 5-Year 2,250, punkty MNiSW 2018 : 30, Udział własny 35%] 4) TYLKOWSKI J., Hydrometeorologiczne uwarunkowania erozji wybrzeża klifowego wyspy Wolin. Przegląd Geograficzny 90: doi.org/ /przg [IF 2018 : brak, punkty MNiSW 2018 : 12, Udział własny 100%] 2

3 5) KOSTRZEWSKI A., ZWOLIŃSKI Z., WINOWSKI M., TYLKOWSKI J., SAMOŁYK M., Cliff top recesion rate and cliff hazards for the sea coast of Wolin Island (Southern Baltic). Baltica 28(2): doi: /baltica [IF 2015 : 0,674, IF 5-Year 0,485, punkty MNiSW 2015 : 3, Udział własny 20%] 6) TYLKOWSKI J., The temporal and spatial variability of coastal dune erosion in the Polish Baltic coastal zone. Baltica 30(2): doi: /baltica [IF 2017 : 0,500, IF 5-Year 0,497, punkty MNiSW 2017 : 15, Udział własny 100%] 7) TYLKOWSKI J., The variability of climatic vegetative seasons and thermal resources at the Polish Baltic Sea coastline in the context of potential composition of coastal forest communities. Baltic Forestry 21(1): [IF 2015 : 0,530, IF 5-Year 0,431, punkty MNiSW 2015 : 15, Udział własny 100%] 8) TYLKOWSKI J., HOJAN M., 2019: Time decomposition and short-term forecasting of hydrometeorological conditions in the South Baltic coastal zone of Poland. Geosciences 9, 68. doi.org/ /geosciences [IF 2019 :brak, CiteScore SCOPUS 1,97, punkty MNiSW 2019 : 5, Udział własny 65%] Łączna ilość punktów MNiSW: 125 Sumaryczny IF osiągnięcia naukowego: 6,035 Sumaryczny IF 5-year osiągnięcia naukowego 6, Omówienie celu naukowego ww. prac i osiągniętych wyników wraz z omówieniem ich ewentualnego wykorzystania W celu określenia specyfiki funkcjonowania wybrzeży Bałtyku Południowego konieczne jest szczegółowe rozpoznanie warunków hydrometeorologicznych, które w największym stopniu wpływają na dynamikę procesów geomorfologicznych. Dla morskiej strefy brzegowej istotne jest określenie zmienności czasowej (m.in. trendu, cykliczności i sezonowości) oraz zróżnicowania przestrzennego (m.in. dla wybrzeża klifowego i wydmowego) występowania głównych procesów oraz zdarzeń hydrometeorologicznych i geomorfologicznych. Wśród czynników hydrometeorologicznych i geomorfologicznych - decydujących o gwałtownych, intensywnych a niekiedy nieodwracalnych przemianach środowiska przyrodniczego - szczególną a niekiedy dominująca rolę odgrywają zdarzenia ekstremalne. Przewiduje się, że globalne ocieplenie będzie postępować w XXI wieku (Sillmann i in. 2013). W strefie wybrzeży Bałtyku Południowego badania zmian klimatu i warunków morskich prowadzono od co najmniej drugiej połowy XX wieku (m.in. Filipiak 2007; Kolendowicz 2001; Łupikasza 2010; Miętus 1996; Przygrodzki, Letkiewicz 2015; Świątek 2011; Wiśniewski, Wolski 2009a, 2011; Wiśniewski i in. 2011). W zlewisku Morza Bałtyckiego ocieplenie prawdopodobnie będzie wyższe niż wartość średnia globalna. 3

4 Wzrostowi temperatury powietrza przypuszczalnie towarzyszyć będą wyższe opady atmosferyczne, zwłaszcza w okresie zimowym. W polskiej strefie brzegowej Bałtyku w XXI wieku średnia roczna temperatura powietrza może wzrosnąć o 2-3 o C, z dodatkowym wzrostem sumy opadów atmosferycznych o 0-10% w lecie i 10-20% w sezonie zimowym (Collins i in. 2013). Przewiduje się także wzrost częstotliwości i czasu trwania susz (Orlowsky, Seneviratne 2012) i upałów (Nikulin i in. 2011). Prognozowanym zmianom klimatycznym towarzyszyć będzie wzrost poziomu i temperatury morza. Przewiduje się, że w XXI wieku - z powodu utraty mas lodowych i w wyniku rozszerzalności cieplnej wody - poziom wód oceanicznych i morskich wzrośnie od 28 do 61 cm (Church i in. 2013). Bezwzględny wzrost poziomu Morza Bałtyckiego szacuje się na 80% średniej światowej (Räisänen 2017). Dla południowych i południowo-zachodnich wybrzeży Bałtyku szacowany wzrost poziomu wody byłby szczególnie wysoki, około cm (Grinsted 2015). Przeprowadzone modelowania hydrodynamiczne zakładają także wzrost frekwencji sztormów dla całego Morza Bałtyckiego i to we wszystkich porach roku (Vousdoukas i in. 2016). Szacowany wzrost poziomu morza w przypadku długotrwałych ekstremów o 5% lub 10 cm jest względnie mały. Jednakże bezwzględna zmiana poziomu morza podczas ekstremalnie wysokich wezbrań sztormowych zależeć będzie od przyszłej zmiany średniego poziomu morza. Jest to szczególnie ważne w przypadku Bałtyku Południowego, dla którego prognozowany jest relatywnie wysoki wzrost średniego poziomu morza (Gräwe, Burchard 2012). Zmiany klimatu oraz fizycznych i hydrodynamicznych właściwości morza sprzyjają wysokiej frekwencji ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych. Ekstremalnie wysokie wezbrania sztormowe i opady atmosferyczne intensyfikują procesy hydrologiczne i geomorfologiczne, m. in. powodzie sztormowe czy ruchy masowe. Problematyka meteorologicznych i hydrologicznych zdarzeń ekstremalnych i ich skutków w środowisku przyrodniczym i społecznym jest coraz częściej poruszana w literaturze, co w znacznym stopniu jest związane z dużym wpływem tych zjawisk na funkcjonowanie człowieka oraz prognozowanym wzrostem częstości tych zdarzeń (Kaszewski, Flis 2014). Dla całej nadmorskiej strefy w Polsce stwierdzono w ostatnim półwieczu wzrost frekwencji ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych (Paprotny, Terefenko 2017; Tylkowski, Hojan 2018). Przewidywane zmiany hydrometeorologiczne będą miały coraz bardziej istotny wpływ na środowisko przyrodnicze, np. na biogeochemię morską oraz na intensyfikację procesów geomorfologicznych generujących zwiększoną erozję brzegu morskiego. Dla polskiej strefy brzegowej Bałtyku takie niekorzystne geomorfologiczne skutki występowania ekstremalnych i ponadprzeciętnych zdarzeń hydrometeorologicznych stwierdzono zarówno dla wybrzeża klifowego jak i wydmowego (Florek i in. 2008, 2009, 2010; Furmańczyk, Dudzińska-Nowak J. 2009; Furmańczyk i in. 2011, 2012; Kostrzewski, Zwoliński 1995; Łęczyński 1999, 2009; Łęczyński i in. 2007; Uścinowicz, Szarafin 2018; Uścinowicz i in. 2017; Zawadzka-Kahlau 1999). Pomimo faktu, że geomorfologiczne zmiany w morskiej 4

5 strefie brzegowej zachodzą w różnych skalach czasowych i przestrzennych (Musielak i in. 2017) i świadomości, że występuje duże zróżnicowanie dynamiki procesów erozyjnoakumulacyjnych nawet na jednorodnych pod względem geologicznym, hydrogeologicznym i geomorfologicznym odcinkach wybrzeży, to możliwe jest jednak szacowanie intensywności erozji brzegu wydmowego w odniesieniu do wysokości poziomu morza podczas abrazyjnych wezbrań sztormowych (Tylkowski 2017). W przypadku brzegu klifowego wyznaczenie takiego wiarygodnego związku regresyjnego jest bardzo utrudnione a wręcz niemożliwe (Tylkowski 2018). Zatem stan aktualny i przemiany środowiska przyrodniczego w morskiej strefie brzegowej determinowane są występowaniem wyjątkowych zdarzeń hydrometeorologicznych i geomorfologicznych. Ekstremalnie wysokie spiętrzenia sztormowe, intensywne opady atmosferyczne, anomalie termiczno-opadowe, geomorfologiczne procesy erozyjno-akumulacyjne wpływają zarówno na abiotyczne jak i biotyczne komponenty środowiska przyrodniczego. Dlatego zdarzenia ponadprzeciętne, a zwłaszcza zdarzenia ekstremalne, determinują funkcjonowanie środowiska przyrodniczego oraz powodują znaczne straty gospodarcze. Ponadto mogą stanowić istotne geozagrożenie zarówno dla funkcjonowania środowiska przyrodniczego jak i dla działalności człowieka. Tematyka badawcza publikacji składających się na zaprezentowane osiągnięcie naukowe pt.: Zmienność czasowa i przestrzenna ponadprzeciętnych oraz ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych i geomorfologicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Południowego dobrze wpisuje się w przedstawioną powyżej problematykę badań nad zmianami klimatycznymi i hydrologicznymi w ostatnim półwieczu oraz powiązanym z nimi geomorfologicznym rozwojem brzegu. Głównym celem moich wieloletnich badań i analiz było określenie krótko i długookresowych prawidłowości dotyczących zmienności czasowo-przestrzennej warunków hydrometeorologicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku, ze szczególnym uwzględnieniem występowania zdarzeń ekstremalnych. Ponadto dla badanego morza szelfowego analizowano dynamikę erozji brzegu wydmowego i klifowego w odniesieniu do ponadprzeciętnych i ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych. Realizacja celów badawczych wymagała wykonania wielu zadań, z których najbardziej istotne dotyczyły: - zgromadzenia zbioru danych empirycznych umożliwiających zdefiniowanie zdarzeń ekstremalnych oraz wyznaczenie dla nich wartości progowych, - opracowania metodyki wyznaczania zdarzeń ekstremalnych, - określenia mechanizmu, relacji i związków przyczynowo-skutkowych pomiędzy wybranymi parametrami hydrometeorologicznymi a wielkością erozji brzegu morskiego, - rozpoznania, zbadania i przedstawienia specyficznych zależności pomiędzy zmiennością wybranych elementów hydrometeorologicznych i morfolitologicznych a dynamiką 5

6 procesów morfogenetycznych, które determinują tendencje rozwoju wybrzeży Bałtyku Południowego, - wykonania dekompozycji czasowej i modelowania krótkookresowego dla wybranych warunków hydrometeorologicznych Osiągnięcia w ramach poszczególnych publikacji wchodzących w skład cyklu habilitacyjnego Realizacja postępowania naukowego została udokumentowana w przedstawionych ośmiu publikacjach, które składają się na moje osiągnięcie habilitacyjne p.t. Zmienność czasowa i przestrzenna ponadprzeciętnych oraz ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych i geomorfologicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Południowego. Przedstawione publikacje sekwencyjnie nawiązują do rozwiązania problemu naukowego i postawionych celów oraz zadań badawczych. Jednakże ze względu na opóźnienia wydawnicze wydane publikacje nie stanowią cyklu chronologicznego. Zatem układ prezentowanych prac jest w kolejności odpowiadającej chronologii prowadzonych badań, a nie w kolejności ich publikacji TYLKOWSKI J., HOJAN M., Threshold values of extreme hydrometeorological events on the Polish Baltic coast. Water 10(10), 1337 W literaturze naukowej brak jednolitej definicji i metodyki wyznaczania zdarzeń ekstremalnych (Alexander i in. 2006; Przybylak i in. 2007; Ustrnul i in. 2010). W celu określenia wartości progowych dla zdarzeń ekstremalnych najczęściej stosowane są charakterystyki probabilistyczne (m. in. Haigh i in. 2010; Milly i in. 2002; Niedźwiedź i in. 2004; Wiśniewski, Wolski 2009b; Zwoliński 2008) oraz analizy kwantylowe (m. in. Czernecki, Miętus 2011; Miętus i in. 2005; Wójcik i in. 2014). Głównym celem pracy było zdefiniowanie i wyznaczenie wartości progowych dla ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych występujących na polskim wybrzeżu Bałtyku. W tym celu wykorzystano dane z 50. letniego okresu obejmującego lata zawierające dobowe wartości: sumy opadów atmosferycznych, minimalnej, średniej i maksymalnej temperatury powietrza oraz średniego i maksymalnego poziomu morza. Dane hydrometeorologiczne pochodziły z 6 stanowisk zlokalizowanych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku: Świnoujścia, Kołobrzegu, Ustki, Łeby, Helu i Gdyni/Gdańsku. W pracy podano definicje oraz zaproponowano metodykę wyznaczania wartości progowych dla zdarzeń ekstremalnych. Zastosowano następujące kryteria wyznaczania zdarzeń ekstremalnych: - ekstrema absolutne. Wartość najwyższa lub najniższa jaka została empirycznie stwierdzona dla danej charakterystyki meteorologicznej i hydrologicznej. - zdarzenia ekstremalne. Wartości bliskie ekstremom absolutnym, których prawdopodobieństwo przekroczenia jest mniejsze od 10%, czyli szansa ich wystąpienia 6

7 (tzw. okres powtarzalności) wynosi najwyżej 1 raz na 10 lat. Ponadto w ujęciu kwantylowym ekstremalne wartości progowe wyznaczono jako percentyle 5/100 i 95/ zdarzenia ekstremalne wyjątkowe. Wartości bliskie ekstremom absolutnym, których prawdopodobieństwo przekroczenia jest mniejsze od 1%, czyli szansa ich wystąpienia wynosi najwyżej 1 raz na 100 lat. W metodzie kwantylowej wyjątkowo ekstremalne wartości progowe wyznaczono jako percentyle 1/100 i 99/100. W artykule zgodnie z metodą probabilistyczną określono wartości progowe dla występowania zdarzeń hydrometeorologicznych z okresem powtarzalności: 1 roku P(X) 100%, 5 lat P(X) 20%, 10 lat P(X) 10%, 50 lat P(X) 2%, 100 lat P(X) 1%, 500 lat P(X) 0,2% i 1000 lat P(X) 0,1% (ryc. 1). Wartości progowe dla zdarzeń ekstremalnych zostały określone przez prawdopodobieństwo 10%, a dla zdarzeń ekstremalnie wyjątkowych przez prawdopodobieństwo 1%. Ryc. 1. Wartości progowe dla prawdopodobieństwa, okresu powtarzalności ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku 7

8 W polskiej strefie brzegowej Bałtyku analiza probabilistyczna wykazała zróżnicowanie przestrzenne wartości progowych, które determinują wystąpienie ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych. Dla maksymalnej temperatury powietrza najwyższe wartości progowe stwierdzono dla środkowego wybrzeża, dla Ustki (10% = 33,2 o C; 1% = 35,5 o C), a najniższe dla wschodniego wybrzeża, dla Helu (10% = 30,0 o C; 1% = 31,3 o C). Natomiast najwyższe wartości progowe dla ekstremalnej minimalnej temperatury powietrza wyznaczono dla Łeby (10% = -18,1 o C; 1% = -21,6 o C), a najniższe dla Helu (10% = -13,1 o C, 1% = - 15,3 o C). W przypadku średniej dobowej temperatury powietrza najwyższe wartości progowe stwierdzono dla Kołobrzegu (10% = 28,2 o C; 1% = 30,5 o C), a najniższe ponownie dla Helu (10% = 25,7 o C, 1% = 27,2 o C). Natomiast dla opadów atmosferycznych najwyższe wartości progowe określono dla Helu (10% = 58,9 mm; 1% = 96,7 mm), a najniższe dla Świnoujścia (10% = 49,8 mm; 1% = 80,5 mm). Z kolei dla poziomu morza najwyższe wartości progowe wyznaczono dla Kołobrzegu (maksymalny poziom morza 10% = 660,1 cm; 1% = 731,0 cm i średni dobowy poziom morza 10% = 617,0 cm; 1% = 661,0 cm), a najniższe dla Gdańska (maksymalny poziom morza 10% = 648,9 cm; 1% = 703,5 cm i średni dobowy poziom morza 10% = 612,3 mm; 1% = 644,7 cm). Charakterystyczną cechą zdarzeń ekstremalnych wyznaczonych w oparciu o prawdopodobieństwo i powtarzalność występowania jest ich mała liczebność. Analiza frekwencji ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych o prawdopodobieństwie 10% cechuje się wybitną epizodycznością i przypadkowością. Dla okresu niemożliwe było wyznaczenie istotnie statystycznej tendencji wzrostu lub spadku frekwencji zdarzeń ekstremalnych (ryc. 2). Najrzadziej występowały dni z ekstremalnie wysokim poziomem morza zaledwie 3 przypadki (dni) w latach 1983, 1995 i Stosunkowo więcej stwierdzono przypadków z ekstremalnie wysokim opadem atmosferycznym (22 dni), których największe zagęszczenie (4 dni) było w latach i Relatywnie najwięcej było ekstremalnych zdarzeń termicznych, zwłaszcza maksymalnej temperatury powietrza (49 dni). 8

9 Ryc. 2. Występowanie ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku - metoda probabilistyczna (T temperatura powietrza, P opady atmosferyczne, H poziom morza) W analizie kwantylowej wyznaczone teoretyczne wartości progowe dla ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych są znacznie niższe niż w ujęciu probabilistycznym. Analiza kwantylowa określa wartości progowe dla zdarzeń ekstremalnych, których wartości graniczne stanowią percentyle 5 i 95 oraz 1 i 99 w odniesieniu do rzeczywistego zbioru danych (tab. 1). Zatem występowanie zdarzeń ekstremalnych w metodzie kwantylowej jest znacznie częstsze, np. dla 95 percentyla zdarzenia ekstremalne dotyczą 5% zbioru danych ( przypadków w 50. letnim zbiorze dobowych danych hydrometeorologicznych). Dlatego dla wykonania dekompozycji czasowej, określenia zróżnicowania przestrzennego czy modelowania prognostycznego zdarzeń ekstremalnych metoda kwantylowa jest znacznie bardziej przydatna niż metoda probabilistyczna. W ujęciu kwantylowym - ze względu na znacznie większą częstość ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych - możliwe było wyznaczenie dla badanego półwiecza istotnie statystycznego trendu liniowego (ryc. 3). Dla polskiej strefy brzegowej Bałtyku w oparciu o wartość graniczną 95 percentyla stwierdzono istotnie statystyczny (p<0,05, r>0,3) rosnący trend występowania ekstremalnych zdarzeń dla temperatury powietrza i poziomu morza. Dla średniej temperatury powietrza, maksymalnego i średniego poziomu morza stwierdzono wzrost ilości zdarzeń ~3 dni/10 lat. Dla maksymalnej temperatury powietrza dynamika wzrostu była niższa i wyniosła ~2 dni/10 lat. Natomiast dla opadów atmosferycznych takiego trendu kierunkowego nie stwierdzono. Występowanie ekstremalnych opadów atmosferycznych w polskiej strefie brzegowej ma wymiar lokalny. Zatem ekstremalne opady atmosferyczne są znacznie bardziej niejednorodne przestrzennie niż temperatura powietrza i poziom morza. 9

10 Tab. 1. Wartości progowe ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku analiza kwantylowa Ryc. 3. Występowanie ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku - metoda kwantylowa (T temperatura powietrza, P opady atmosferyczne, H poziom morza) Stwierdzono szczególnie wysoką frekwencję ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych podczas występowania dodatniej fazy oscylacji północnoatlantyckiej (NAO). Szybko przemieszczające się wówczas nad polskie wybrzeże 10

11 Bałtyku głębokie ośrodki niżowe znad Atlantyku sprzyjały występowaniu wezbrań sztormowych, wydajnych opadów atmosferycznych i znacznego ocieplenia - zwłaszcza w okresie zimowym (Degirmendžić i in. 2004; Wolski 2017). Delimitacja ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych posiada istotne znaczenie praktyczne. Wyznaczone wartości progowe dla warunków termiczno-opadowych i poziomu morza informują o skrajnych zakresach poszczególnych charakterystyk hydrometeorologicznych, do których powinna się przystosować gospodarka. Ponadto określone wartości progowe mogą być przydatne dla innych opracowań specjalistycznych, gdyż stanowią one ilościową wartość graniczną, po przekroczeniu której można stwierdzić występowanie zdarzenia ekstremalnego. Uwzględnienie przedstawionych w opracowaniu wartości progowych zdarzeń ekstremalnych może być wykorzystane w prognozach zmian warunków klimatycznych i hydrologicznych w strefie brzegowej Bałtyku w XXI wieku TYLKOWSKI, J., 2013: Temporal and spatial variability of air temperature and precipitation at the Polish coastal zone of the Southern Baltic Sea. Baltica 26(1): Szczegółowe rozpoznanie cech klimatu posiada duże znaczenie dla określenia funkcjonowania morskiej strefy brzegowej. Zmienność czasowa i przestrzenna temperatury powietrza i opadów atmosferycznych wpływa na tendencję i dynamikę przemian środowiska przyrodniczego. Zmienna w czasie i przestrzeni temperatura powietrza, a zwłaszcza wydajność opadów atmosferycznych, warunkuje dynamikę geomorfologicznych przemian brzegu morskiego, które są skutkiem występowania m. in. procesów erozji wodnej czy ruchów masowych. Roczny przebieg warunków termicznoopadowych determinuje także rozwój nadmorskiej roślinności, gdyż decyduje o długości okresu wegetacyjnego. W opracowaniu dokonano analizy zmienności czasowej i przestrzennej warunków termiczno-opadowych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Południowego dla drugiej połowy XX wieku i pierwszej dekady XXI wieku. Dla nadmorskich stacji meteorologicznych (Świnoujście, Dziwnów, Kołobrzeg, Ustka, Łeba, Hel i Gdynia) wyznaczono wartości progowe średniej rocznej temperatury powietrza i rocznej sumy opadów atmosferycznych, które były konieczne do klasyfikacji termiczno-opadowej poszczególnych lat z badanego wielolecia Wyniki opracowania poddano generalizacji w odniesieniu do wydzielonych przez Kondrackiego (2000) makroregionów fizycznogeograficznych, które obejmują Pobrzeża: Szczecińskie, Koszalińskie i Gdańskie. Zmienność czasową średniej rocznej temperatury powietrza dokonano w oparciu o klasyfikację termiczną Lorenc (1998), a zróżnicowanie roczne opadów atmosferycznych wykonano na podstawie klasyfikacji opadowej Kaczorowskiej (1962). Przedstawione zróżnicowanie czasowo-przestrzenne klasyfikacji termiczno-opadowej stanowi podstawę 11

12 do określenia tendencji zmian warunków klimatycznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Południowego. Analiza warunków termicznych w okresie wykazała dla polskiej strefy brzegowej Bałtyku rosnący trend średniej rocznej temperatury powietrza, o korelacji liniowej wynoszącej 0,51. Istotny statystycznie (p<0,05) współczynnik trendu liniowego dla całego wybrzeża osiągnął wartość 0,30 o C/10 lat. Najwyższy wzrost średniej rocznej temperatury powietrza o wartości 0,32 o C/10 lat stwierdzono dla strefy nadmorskiej Pobrzeża Szczecińskiego. Natomiast najniższe tempo wzrostu średniej rocznej temperatury powietrza 0,28 o C/10 lat odnotowano dla wschodniego wybrzeża Bałtyku, na Pobrzeżu Gdańskim. Dla rocznej sumy opadów atmosferycznych nie stwierdzono w badanym okresie istotnie statystycznej tendencji długookresowej (ryc. 4). Ryc. 4. Zmienność czasowa i przestrzenna średniej rocznej temperatury powietrza i rocznej sumy opadów atmosferycznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku 12

13 Pod względem termicznym dla całego wybrzeża Południowego Bałtyku można bardzo wyraźnie wydzielić okres chłodniejszy, który trwał od 1966 do 1988 roku. W tym czasie odnotowano bardzo duży udział (45%) przypadków (lat) chłodniejszych od wartości normalnych. Najchłodniejszą okazała się dekada lat 70., kiedy tylko 1975 rok był cieplejszy a w pentadzie wystąpiły aż 4 lata chłodniejsze od wartości normalnej. Od 1989 roku można zaobserwować zdecydowane ocieplenie, kiedy tylko rok 1996 był chłodniejszy od klasy normalnej. Szczególnie ciepły okres przypadł na pierwszą dekadę XXI wieku, w której w ogóle nie występowały lata chłodniejsze. Analiza szeregu czasowego wykazała relatywnie większe podobieństwo udziału lat normalnych pod względem termicznym na Pobrzeżu Szczecińskim i Koszalińskim (39%) niż na Pobrzeżu Gdańskim (43%). Cechą charakterystyczna klimatu polskiego wybrzeża Bałtyku jest zmniejszanie się udziału lat ciepłych w kierunku zachodnim Pobrzeże Gdańskie 30% a Pobrzeże Szczecińskie 25%. Natomiast w części środkowej wybrzeża, na Pobrzeżu Koszalińskim występuje niższy udział lat chłodnych (25%) w porównaniu do pozostałych makroregionów (30%). Ponadto na Pobrzeżu Koszalińskim nie odnotowano w przeciwieństwie do Pobrzeża Gdańskiego i Szczecińskiego lat anomalnie chłodnych. Opady atmosferyczne w strefie brzegowej Bałtyku Południowego odznaczały się bardzo dużą zmiennością w czasie i przestrzeni. W poszczególnych dekadach badanego okresu występowały zarówno lata wilgotne jak i suche. Szczególnym przypadkiem świadczącym o dużej zmienności przestrzennej opadów był 2008 rok, który dla Pobrzeża Koszalińskiego był rokiem suchym, dla Pobrzeża Gdańskiego normalnym a dla Pobrzeża Gdańskiego wilgotnym. Pod względem udziału lat o normalnej sumie opadów atmosferycznych nie odnotowano wyraźnej różnicy między regionami. Najwięcej normalnych lat występowało na Pobrzeżu Szczecińskim (50%) a najmniej na Pobrzeżu Koszalińskim (45%). Ponadto na Pobrzeżu Koszalińskim stwierdzono relatywnie wysoką frekwencję lat wilgotnych i względnie niski udział lat suchych. W tym regionie odnotowano aż 3 lata bardzo wilgotne oraz zaledwie 5 lat bardzo suchych. Odmienna sytuacja występowała w pozostałych makroregionach. Na Pobrzeżu Gdańskim wystąpił tylko 1 rok bardzo wilgotny oraz 9 lat bardzo suchych. Natomiast najwięcej lat bardzo suchych, bo aż 11 występowało na Pobrzeżu Szczecińskim. W tym makroregionie nie odnotowano ani jednego roku bardzo wilgotnego. Najwyższe dobowe opady atmosferyczne na polskim wybrzeżu morskim występowały na Pobrzeżu Koszalińskim, zwłaszcza w Łebie, gdzie osiągnęły maksymalną wartość prawie 150 mm. Natomiast najniższe absolutne opady dobowe występowały na Pobrzeżu Szczecińskim i wynosiły one poniżej 70 mm. Cechą charakterystyczną polskiej strefy brzegowej Bałtyku Południowego jest brak lat o ekstremalnych właściwościach termicznych i opadowych, co związane jest m. in. z występowaniem na badanym obszarze klimatu umiarkowanego morskiego (przykład ryc. 5). O znaczącym wpływie Morza Bałtyckiego na klimat wybrzeża mogą świadczyć niskie 13

14 absolutne wartości termiczno-opadowe, np. absolutna minimalna temperatura powietrza nie była niższa niż -25 o C a maksymalna dobowa suma opadów atmosferycznych przyjmowała wartości poniżej 150 mm. Przeprowadzona roczna klasyfikacja termiczno-opadowa stanowi podstawę do określenia tendencji zmian klimatu w polskiej strefie brzegowej Bałtyku. Ponadto wyniki analizy mogą zostać wykorzystane jako meteorologiczne tło dla występowania procesów geomorfologicznych i funkcjonowania środowiska biotycznego w morskiej strefie brzegowej. Ryc. 5. Zmienność czasowa i przestrzenna średniej rocznej temperatury powietrza i rocznej sumy opadów atmosferycznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Świnoujście, studium przypadku HOJAN M., TYLKOWSKI J., RUREK M., Hydrometeorological conditions for the occurrence of aeolian processes on the Southern Baltic coast in Poland. Water 10(12), Procesy eoliczne są ważnym czynnikiem kształtującym plaże, nadmorskie wydmy oraz piaszczyste zbocza nadmorskich klifów. Uwarunkowania meteorologiczne, m.in. kierunek i prędkość wiatru, opady atmosferyczne, temperatura powietrza i gruntu, decydują o możliwości inicjacji, intensywności oraz czasie trwania procesów eolicznych. Natomiast poziom morza determinuje dostępność osadów plażowych, które mogą być 14

15 poddane deflacji, transportowi i akumulacji eolicznej. Głównym celem pracy była analiza czasowo-przestrzenna występowania warunków hydrometeorologicznych potencjalnie korzystnych dla inicjacji oraz potencjalnie sprzyjających intensyfikacji procesów eolicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku. W tym celu wykorzystano dobowe dane meteorologiczne (warunki termiczne, opadowe i wietrzne) i hydrologiczne (poziom morza) z okresu z 4 nadmorskich stacji meteorologicznych: Świnoujścia, Kołobrzegu, Ustki i Helu. Wyznaczone w opracowaniu hydrometeorologiczne wartości progowe nawiązują do bezpośrednich badań terenowych uwarunkowań i dynamiki transportu eolicznego w strefie brzegowej Bałtyku (m.in. Hojan 2009; Ludwig i in. 2017; Łabuz 2013; Rotnicka 2011). Przyjęto założenie, że uruchomienie czy intensyfikacja procesów eolicznych występowały przy jednoczesnym spełnieniu wszystkich hydrometeorologicznych wartości progowych. W artykule określono dwie grupy kryteriów (wartości progowych): - potencjalnie korzystne inicjujące procesy eoliczne: maksymalna prędkość wiatru 4 m s -1, brak opadów w ostatnich dwóch dniach, średnia dobowa temperatura powietrza >0 C, maksymalny poziom morza niższy <570 cm - poziom sztormowy (Majewski, Dziadziuszko 1983), - potencjalnie szczególnie sprzyjające intensyfikacji procesów eolicznych (maksymalna prędkość wiatru 10 m s -1, opady <5 mm/2 dni, minimalna temperatura powietrza >0 C, maksymalny poziom morza niższy od poziomu średniego z wielolecia <~502 cm). Uśredniona analiza czasowo-przestrzenna uwarunkowań hydrometeorologicznych korzystnych dla inicjacji procesów eolicznych wykazała potencjalnie większą coroczną ilość zdarzeń na wybrzeżach Zatoki Pomorskiej (Świnoujście 92 dni) i Zatoki Gdańskiej (Hel 96 dni) niż w strefie brzegowej otwartego morza (Kołobrzeg 64 dni i Ustka 87 dni). Na całym wybrzeżu najwięcej dni korzystnych dla możliwej inicjacji procesów eolicznych stwierdzono w 8. dekadzie XX wieku (średnio rocznie 93 dni), a najmniej w 1. dekadzie XXI wieku (średnio rocznie 79 dni). Uśredniona analiza wykazała, że w ujęciu rocznym najwięcej dni potencjalnie korzystnych dla inicjacji procesów eolicznych w polskiej morskiej strefie brzegowej wystąpiło w 1975 roku (125 dni), a najmniej w 2004 roku (65 dni). Dynamika czasowa i przestrzenna uwarunkowań hydrometeorologicznych przypuszczalnie szczególnie sprzyjających intensyfikacji procesów eolicznych w morskiej strefie brzegowej wykazała większą średnią roczną ilość zdarzeń w Świnoujściu i Helu (4 dni) niż w Ustce (3 dni) i Kołobrzegu (zaledwie 1 dzień). Najwięcej dni sprzyjających intensyfikacji procesów eolicznych na polskim wybrzeżu Bałtyku stwierdzono w dekadzie (średnio rocznie 5 dni), a najmniej w okresie (średnio rocznie tylko 1 dzień). W ujęciu rocznym najwięcej dni sprzyjających intensywnym procesom eolicznym było w 1976 roku (9 dni), a najmniej w latach 1990, 1991 i 1997, kiedy takich potencjalnych zdarzeń w ogóle nie stwierdzono. 15

16 Występowanie warunków hydrometeorologicznych przypuszczalnie korzystnych dla inicjacji i szczególnie sprzyjających intensyfikacji procesów eolicznych na wybrzeżu Bałtyku Południowego cechowało się wyraźną rozdzielnością sezonową (ryc. 6). W półroczu chłodnym, zwłaszcza od listopada do marca, ilość dni z teoretycznie korzystnymi warunkami hydrometeorologicznymi dla wystąpienia procesów eolicznych była wyraźnie mniejsza niż w okresie od kwietnia do października. Półrocze chłodne jest okresem wezbrań sztormowych, podczas których - pomimo silnych wiatrów - procesom eolicznym nie sprzyja wysoki poziom morza ograniczający dostępność piaszczystych osadów plażowych. Ponadto w tym okresie jest wyższa frekwencja dni z opadem oraz występuje niekiedy niska temperatura powietrza powodująca przemarznięcie gruntu. Natomiast w półroczu ciepłym dni ze spiętrzeniami sztormowymi i z opadem atmosferycznym jest mniej, a dni mroźnych właściwie nie stwierdzono. Najwięcej dni z warunkami hydrometeorologicznymi teoretycznie sprzyjającymi inicjacji i intensyfikacji procesów eolicznych występowało od kwietnia do czerwca, zwłaszcza w okresie wiosennym. Na początku wiosny warunki hydrometeorologiczne były wyjątkowo sprzyjające dla występowania procesów eolicznych, gdyż zazwyczaj w strefie brzegowej występowały silne wiatry a roślinność w tym czasie nie była jeszcze rozwinięta i w konsekwencji nie ograniczała procesów eolicznych. Dodatkowo, często notowany jest wtedy napływ suchych mas powietrza kontynentalnego z sektora północno-wschodniego (Wolski 2017). Ryc. 6. Sezonowa ilości dni z warunkami potencjalnie sprzyjającymi inicjacji oraz szczególnie sprzyjającymi intensyfikacji procesów eolicznych w polskiej strefie przybrzeżnej Bałtyku - studium przypadku Świnoujście Relacje między uwarunkowaniami hydrometeorologicznymi a dynamiką procesów eolicznych w strefie wybrzeża morskiego są skomplikowane i zależą od wielu czynników. Nie zawsze ekstremalnie wysoka prędkość wiatru generuje ekstremalną erozję, transport i akumulację eoliczną w strefie plaży czy na stokach wydm i klifów. Zwłaszcza, gdy silnym 16

17 wiatrom towarzyszy wezbranie sztormowe i wydajne opady atmosferyczne. O geomorfologicznych skutkach działalności wiatru decyduje wiele innych uwarunkowań, które zaburzają prostą relację pomiędzy warunkami hydrometeorologicznymi a intensywnością procesów eolicznych. Do najważniejszych czynników wpływających na dynamikę procesów eolicznych w strefie wybrzeża morskiego zaliczyć można m.in. aktualne warunki morfolitologiczne na plaży i stokach wydm czy klifów, ekspozycję powierzchni terenu na wiatr, pokrycie terenu przez roślinność i jej sezonowy rozwój, dynamikę i frekwencję ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych w okresie poprzedzającym oraz działalność człowieka związaną m.in. z zabudową hydrotechniczną. Generalnie warunki hydrometeorologiczne i właściwości morfolitodynamiczne brzegu morskiego sprzyjają występowaniu procesów eolicznych. W polskiej strefie brzegowej Bałtyku dominują nieskonsolidowane osady piaszczyste, które są szczególnie podatne na występowanie procesów eolicznych. Pod względem uwarunkowań hydrometeorologicznych szczególnie duża jest średnia roczna frekwencja korzystnych dni dla inicjacji procesów eolicznych w odniesieniu do poziomu morza (360 dni) i temperatury powietrza (319 dni). Nieznacznie mniej jest korzystnych dni w zakresie prędkości wiatru (296 dni), a najmniej dla opadów atmosferycznych (128 dni). Jednakże dla inicjacji procesów eolicznych pożądane jest jednoczesne współwystępowanie tych czynników, dlatego stwierdzono średnią roczną ilość tylko 85 dni korzystnych dla potencjalnego uruchomienia procesów eolicznych w strefie brzegowej Bałtyku. Natomiast średnia roczna frekwencja dni potencjalnie sprzyjających intensyfikacji procesów eolicznych była znacznie mniejsza i wyniosła tylko 3 dni. O ile średnia roczna ilość dni sprzyjających intensyfikacji procesów eolicznych w odniesieniu do temperatury powietrza i opadów atmosferycznych była wysoka (290 i 281 dni) to ilość zdarzeń z odpowiednim poziomem morza była znacznie niższa (140 dni), a frekwencja sprzyjającej prędkości wiatru znikoma (zaledwie 10 dni). Zatem średnia roczna ilość dni potencjalnie korzystnych dla inicjacji procesów eolicznych wynosząca jest prawie 30 razy większa niż ilość dni szczególnie sprzyjających ich intensyfikacji. Stwierdzono tendencję do zwiększania ilości dni o potencjalnie sprzyjających warunkach hydrometeorologicznych dla inicjacji procesów eolicznych. Nie wykazano jednakże takiej tendencji dla występowania zdarzeń szczególnie sprzyjających intensyfikacji procesów eolicznych w polskiej strefie wybrzeża Bałtyku (ryc. 7). 17

18 Ryc. 7. Tendencja długookresowa ilości dni z warunkami hydrometeorologicznymi potencjalnie korzystnymi dla inicjacji i szczególnie sprzyjającymi dla intensyfikacji procesów eolicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Szczególnie predysponowaną pod względem warunków hydrometeorologicznych generujących występowanie procesów eolicznych jest strefa brzegowa Zatoki Pomorskiej (Świnoujście) i Zatoki Gdańskiej (Hel), gdzie procesy eoliczne mogły występować średnio rocznie przez ponad 3 miesiące. Natomiast w strefie otwartego morza potencjalnie korzystne warunki hydrometeorologiczne dla występowania procesów eolicznych trwały krócej, np. w Kołobrzegu przez około 2 miesiące. Clustering wysokiej frekwencji teoretycznie korzystnych warunków hydrometeorologicznych dla występowania procesów eolicznych stwierdzono w latach 70. XX wieku. Natomiast najmniejszą frekwencję przypuszczalnie dogodnych warunków hydrometeorologicznych dla występowania procesów eolicznych określono dla 1 dekady XXI wieku. W ujęciu rocznym stwierdzono występowanie od 32 dni (Kołobrzeg w 2010 roku) do 143 dni (Świnoujście i Hel w 1989 roku) z dogodnymi warunkami hydrometeorologicznymi dla wystąpienia procesów eolicznych. W ujęciu sezonowym potencjalnie najbardziej sprzyjające warunki hydrometeorologiczne dla inicjacji i intensyfikacji procesów eolicznych występowały zwłaszcza w okresie wiosennym. Biorąc pod uwagę aktualną tendencję wzrostu poziomu morza, przewidywane zmiany klimatyczne i zwiększającą się frekwencję ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych oraz wiele innych czynników decydujących o dynamice procesów eolicznych to dla strefy brzegowej Południowego Bałtyku wykonanie wiarygodnej prognozy frekwencji procesów eolicznych jest bardzo utrudnione. Wyniki opracowania mogą być jednakże przydatne do określenia funkcjonowania wybrzeży Bałtyku, zwłaszcza w mało odpornej na erozję eoliczną strefie plaż, nadmorskich wydm oraz morenowych klifów. 18

19 TYLKOWSKI J., Hydrometeorologiczne uwarunkowania erozji wybrzeża klifowego wyspy Wolin. Przegląd Geograficzny 90: Geomorfologiczne przemiany wybrzeża klifowego uzależnione są głównie od dynamiki abrazji morskiej oraz od erozji stokowej. Wysoki poziom morza występujący podczas wezbrań sztormowych oraz intensywne opady atmosferyczne doprowadzają do przekształceń wybrzeża klifowego, których przejawem jest m. in. cofanie korony klifu. Celem pracy było określenie czasowej zmienności warunków hydrometeorologicznych, które w największym stopniu decydują o dynamice erozji wybrzeża klifowego wyspy Wolin. Warunki hydrometeorologiczne z lat hydrologicznych odniesiono do corocznych pomiarów cofania korony klifu, które wykonywano na 5 odcinkach testowych w strefie brzegowej Zatoki Pomorskiej na wyspie Wolin. W opracowaniu wskazano występowanie ponadprzeciętnych i ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych, które potencjalnie sprzyjały wystąpieniu procesów erozyjnych, np. ruchów masowych, spłukiwania i erozji eolicznej. W pracy uwzględniono także geomorfologiczne skutki występowania dwóch zdarzeń hydrometeorologicznych o wysokim potencjalne morfogenetycznym głębokiego niżu Ksawery z grudnia 2013 roku, który wywołał spiętrzenie sztormowe o maksymalnym poziomie morza 612 cm oraz ekstremalnego dwugodzinnego opadu atmosferycznego z 3 sierpnia 2014 roku o wartości 74 mm. Uwzględniając dobowe dane hydrometeorologiczne z okresu XI 2008 X 2014 wyznaczono ekstremalne wartości progowe dla poziomu morza i wybranych elementów pogody, które można uwzględnić w opracowaniach funkcjonowania środowiska przyrodniczego nadmorskiej strefy brzegowej wyspy Wolin. Przyjęta klasyfikacja kwantylowa określa wartości progowe występowania ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych. Wyznaczone za pomocą 5 i 95 percentyla wartości elementów pogody i poziomu morza traktować można jako wartości graniczne zdarzeń ekstremalnych. Natomiast wartości percentyli 1 i 99 stanowią wartości graniczne dla ekstremalnie wyjątkowych zdarzeń hydrometeorologicznych. Zastosowana w niniejszym opracowaniu metodyka określenia wartości progowych zdarzeń ekstremalnych za pomocą klasyfikacji kwantylowej (Czernecki, Miętus 2011) jest najbardziej korzystna dla krótkich serii pomiarowych (Tylkowski, Hojan 2018). Bezpośrednie badania procesów eolicznych w strefie wybrzeża klifowego wyspy Wolin pozwoliły na określenie najbardziej prawdopodobnych wartości progowych dla elementów pogody, które uruchamiają procesy eoliczne na klifie poprzez erozję na stoku klifu, transport materii mineralnej i jego akumulację na koronie klifu. Na podstawie badań empirycznych (m.in. Hojan, Więcław 2014) zastosowano następujące kryteria meteorologiczne: średnia dobowa prędkość wiatru >6 m s -1, średnia dobowa temperatura powietrza >0 o C, suma opadów atmosferycznych z 5 dni <6 mm, średnia dobowa wilgotność powietrza <95%. W badanym okresie sześciu lat stwierdzono 39 dni, które 19

20 spełniały wszystkie meteorologiczne kryteria występowania procesów eolicznych na wolińskim klifie (ryc. 8). Zakres ilości dni sprzyjających eolicznej dostawie osadów ze zbocza klifu na jego koronę wynosił od 2 dni w 2014 roku do 16 dni w 2009 roku. Najbardziej korzystne warunki meteorologiczne dla występowania procesów eolicznych stwierdzono w sezonie jesienno-zimowym, kiedy relatywnie występowały wyższe prędkości wiatru i mało wydajne opady. W tym czasie notowano także procesy niweoeoliczne. Z kolei relatywnie mniejsza możliwość występowania procesów eolicznych na klifie występowała w sezonie wiosenno-letnim, kiedy prędkość wiatru była niższa, a opady atmosferyczne były bardziej wydajne. Ryc. 8. Zmienność czasowa meteorologicznych uwarunkowań potencjalnej erozji eolicznej na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin w okresie XI 2009 X 2014 Należy podkreślić, że zmienność sezonowa potencjalnie korzystnych warunków hydrometeorologicznych dla występowania procesów eolicznych w obrębie wolińskich klifów jest odmienna niż prawidłowości stwierdzone przez Hojana, Tylkowskiego i Rurka (2018) dla całej polskiej strefy brzegowej Bałtyku. Specyfiką wolińskich klifów jest ich znaczna wysokość (maksymalnie do prawie 100 m) oraz wąska plaża (~10 m), która niekiedy w sezonie sztormowym posiada mały zasób osadów piaszczystych. Zatem możliwość eolicznej dostawy materii na badanych odcinkach brzegu klifowego bezpośrednio z plaży była znacznie ograniczona, a wręcz niemożliwa. Zatem zakumulowany materiał eoliczny na koronie klifu pochodzi prawie wyłącznie ze stoku klifu. Najbardziej korzystne warunki hydrometeorologiczne do uruchomienia procesów eolicznych występują w najbardziej wietrznym okresie sztormowym. Natomiast w 20

21 opracowaniu Hojana, Tylkowskiego i Rurka (2018) potencjalnie najbardziej sprzyjające warunki hydrometeorologiczne do występowania procesów eolicznych, zarówno na plaży jak i na stokach wydm i klifów, stwierdzono od kwietnia do czerwca. W strefie wysokiego wybrzeża klifowego wyspy Wolin w tym okresie prędkość wiatru była zazwyczaj zbyt mała, aby materiał mineralny ze stoku klifu został uruchomiony, transportowany i zakumulowany na jego zapleczu. O geomorfologicznych przeobrażeniach wybrzeża klifowego decydują jednak przede wszystkim procesy związane z abrazją morską i występowaniem ruchów masowych, które generowane są głównie przez intensywne opady atmosferyczne i wysoki poziom morza. Bezpośrednie badania ruchów masowych na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin pozwoliły na określenie wartości progowych potencjalnie inicjujących procesy geomorfologiczne (Winowski 2015; Kostrzewski i in. 2015). W przypadku opadów atmosferycznych przyjęto jako kryterium wielkość opadu w ciągu 2 dni >40 mm), a dla poziomu morza przyjęto wartość 594 cm. W badanym okresie sześciu lat jedynie przez 20 dni występowały korzystne warunki hydrometeorologiczne dla uruchomienia ruchów masowych. Stwierdzono 15 przypadków, kiedy istniały sprzyjające warunki dla abrazji klifu podczas wezbrań sztormowych i zaledwie 5 przypadków, gdy możliwa była erozja stokowa będąca skutkiem wystąpienia wydajnych opadów atmosferycznych (ryc. 9). Wysoki, abrazyjny poziom morza występował głównie w latach 2012 (5 dni) i 2011 (4 dni). Natomiast w 2013 roku nie stwierdzono ani jednego dnia, kiedy istniały szczególnie korzystne warunki morskie generujące abrazję klifów. Procesy abrazji cechują się znaczną sezonowością. Ich występowanie stwierdzono głównie w półroczu chłodnym, w okresie sztormowym. Natomiast procesy erozji stokowej związane m.in. z uruchomieniem ruchów masowych i spłukiwania w wyniku intensywnych opadów atmosferycznych charakteryzują się wybitną epizodycznością. W badanym okresie zanotowano jedynie 5 dni o potencjalnie korzystnych warunkach meteorologicznych dla erozji stokowej. Najwięcej takich zdarzeń odnotowano w 2011 roku - 2 przypadki. Z kolei w latach 2009 i 2013 takich sprzyjających warunków opadowych nie stwierdzono. Procesy erozji stokowej występowały wyłącznie w okresie letnim. Analiza zmienności czasowej potencjalnie korzystnych warunków dla procesów abrazji morskiej i opadowej erozji stokowej wykazała ich wyraźną rozłączność sezonową. O geomorfologicznych przemianach wybrzeża klifowego w półroczu chłodnym (listopadkwiecień) decydują przede wszystkim procesy abrazji związane z podcinaniem klifów przez spiętrzenia sztormowe. Natomiast w półroczu ciepłym (maj-październik) wzrasta znaczenie procesów erozji stokowej, generowanych przez wydajne opady atmosferyczne. 21

22 Ryc. 9. Zmienność czasowa hydrometeorologicznych uwarunkowań potencjalnych ruchów masowych i spłukiwania na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin w okresie XI 2009 X 2014 Powiązanie potencjalnie korzystnych uwarunkowań hydrometeorologicznych z generowaniem procesów erozyjnych znajduje pewne odzwierciedlenie w tempie cofania korony klifu. Największą dynamikę cofania korony klifu stwierdzono w 2012 roku, kiedy uśredniona wartość dla badanych 5 odcinków brzegu o łącznej długości 1340 m wyniosła 0,81 m, a maksymalne punktowe cofnięcie klifu wyniosło 2,6 m. W 2012 r. wystąpiło najwięcej ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych sprzyjających procesom erozji klifu, 5 dni z abrazyjnym poziomem morza i 1 dzień z wysokim opadem atmosferycznym i erozją stokową. Jednakże zależności te nie są wprost proporcjonalne, gdyż wielkość cofania korony klifu nie zależy wyłącznie od wartości wysokiego poziomu morza czy wydajnych opadów atmosferycznych. Relacje te zaburza wiele innych czynników, do których można zaliczyć m.in.: fazę aktywności morfogenetycznej brzegu klifowego, kierunek nabiegu fali do ekspozycji klifu, wysokość fali znacznej, charakterystykę hydrometeorologiczną okresu poprzedzającego wystąpienie danego zdarzenia, właściwości batymetryczne strefy przyboju oraz bilans osadów w strefie podbrzeża i na plaży. Specyfikę wpływu wielu czynników, nie tylko hydrometeorologicznych, na intensywność erozji wybrzeża klifowego wyspy Wolin przedstawiają przytoczone dwa zdarzenia ekstremalne. Pierwszy przykład dotyczy wezbrania sztormowego, które wystąpiło w 1. dekadzie grudnia 2013 roku. Kulminacja wysokiego poziomu morza miała miejsce w dniach 6 i 7 grudnia, kiedy maksymalny poziom morza wyniósł 612 cm. Wezbranie sztormowe 22

23 wywołane było przemieszczaniem się głębokiego ośrodka niżowego (Ksawery) i związaną z tym dużą prędkością wiatru oraz nabiegiem fal morskich z kierunku północnozachodniego. Jednakże to wysoko energetyczne wezbranie sztormowe nie wywołało ekstremalnej abrazji klifów. Przeprowadzone bezpośrednio po sztormie kartowanie geomorfologiczne nie wykazało inicjacji gwałtownych, ekstremalnych ruchów masowych w postaci rozległych osuwisk czy obrywów. Skutkiem wysokiej energii wezbrania sztormowego było przede wszystkim wystąpienie na całej długości klifu podcięcia abrazyjnego o przeciętnej wysokości 1,5 m, usunięcie materiału piaszczystego z plaży i jej obniżenie o około 1 m. Wezbranie sztormowe z grudnia 2013 roku nie spowodowało znacznego cofnięcia korony klifu. Pojedyncze i punktowe cofnięcie korony klifu o znacznej wartości (np. 320 cm) spowodowane były erozją wykrotową, będącej skutkiem wystąpienia silnego wiatru - średnia prędkość dobowa 13,6 m s -1, maksymalna prędkość chwilowa 26,6 m s -1. Stwierdzona następnie w 2014 roku hydrologicznym zarówno średnia jak i maksymalna wartość cofnięcia korony klifu nie była szczególnie wysoka. Powyższy przykład dobrze przedstawia sytuację, kiedy ponadprzeciętne wezbranie sztormowe nie powoduje ekstremalnej abrazji klifu. Drugie zdarzenie ekstremalne dotyczy wystąpienia intensywnego opadu atmosferycznego w dniu 3 sierpnia 2014 roku. Wtedy w czasie 2 godzin stwierdzono ekstremalnie wysoką wydajność opadów atmosferycznych o wartości 74 mm. Było to ekstremalne zdarzenie o wybitnie lokalnym zasięgu przestrzennym, związanym z uformowaniem się pojedynczej komórki burzowej. Pomimo wystąpienia ekstremalnego opadu atmosferycznego to geomorfologiczne skutki w strefie wybrzeża klifowego ograniczone były jedynie do procesu spłukiwania na klifie zbudowanym z utworów gliniastych. Na tych stokach - w wyniku spływu powierzchniowego - powstały żłobki i bruzdy erozyjne, a u podnóża klifu uformowały się stożki spływowe. Nie były to jednakże formy rozległe, które świadczyć by mogły o znacznym ubytku osadów stokowych. Na odcinkach klifowych zbudowanych z materiału piaszczystego zdecydowana większość wody opadowej uległa infiltracji. Bezpośrednio po tym opadzie nie wystąpiły ruchy masowe w postaci osuwisk czy zerw darniowych. W okresie poprzedzającym wystąpienie opisywanego ekstremalnego zdarzenia meteorologicznego opady atmosferyczne były przeciętne pod względem wydajności: 2 sierpnia 2,5 mm i 31 lipca 7,5 mm. Poprzedni miesiąc, lipiec 2014 roku był wyjątkowo suchy o sumie opadów atmosferycznych wynoszącej zaledwie 27,8 mm. Przytoczone studium przypadku dobrze przedstawia sytuację, kiedy nie zawsze ekstremalne opady atmosferyczne w strefie wybrzeża klifowego generują ekstremalną erozję stokową. Relacje i związki przyczynowo-skutkowe między uwarunkowaniami hydrometeorologicznymi a erozją wybrzeża morskiego nie są wprost proporcjonalne, nie cechują się zależnością liniową. O dynamice erozji brzegu klifowego decyduje wiele innych uwarunkowań, które zaburzają prostą relację pomiędzy warunkami 23

24 hydrometeorologicznymi a intensywnością erozji. Do najważniejszych czynników wpływających na dynamikę erozji wybrzeża morskiego zaliczyć można m.in.: warunki morfolitologiczne klifu, ekspozycję stoku w kierunku podejścia fali morskiej, warunki jakościowe i ilościowe osadów w strefie plaży i płytkiego podbrzeża oraz dynamikę i frekwencję ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych w okresie poprzedzającym. Biorąc pod uwagę aktualną tendencję do wzrostu podnoszenia poziomu morza i zwiększającej się frekwencji ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych oraz fazy rozwoju wybrzeża klifowego należy spodziewać się w najbliższej przyszłości intensyfikacji erozji klifów na wyspie Wolin. Wyniki opracowania mogą być przydatne do określenia funkcjonowania morenowych brzegów klifowych, które są charakterystyczne dla wybrzeży Bałtyku występujących od Estonii do Niemiec KOSTRZEWSKI A., ZWOLIŃSKI Z.., WINOWSKI M., TYLKOWSKI J., SAMOŁYK M., Cliff top recesion rate and cliff hazards for the sea coast of Wolin Island (Southern Baltic). Baltica 28(2): Współczesne geomorfologiczne zmiany nadmorskich klifów i ich tendencje rozwojowe są efektem występowania procesów erozyjno-denudacyjnych, które generowane są głównie przez zmieniające się warunki hydrometeorologiczne. W artykule przedstawiono wyniki terenowych badań nad dynamiką erozji wybrzeża klifowego wyspy Wolin w okresie trzech dekad obejmujących lata Zmiany geomorfologiczne wybrzeża klifowego podlegały procesom sekularnym a zwłaszcza epizodycznym procesom ekstremalnym. Badania tempa cofania korony klifu prowadzono w corocznym cyklu na 5 odcinkach testowych o zróżnicowanej morfologii (długość od 250 do 400 m, wysokość od 15 do 60 m, ekspozycja o ) i litologii (piaszczyste, gliniaste i mieszane piaszczysto gliniaste). Aktualne tendencje zmian geomorfologicznych na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin są efektem nakładających się cykli morfogenetycznych (Subotowicz 1982), zwanych często cyklami abrazyjnymi. Czas trwania cykli jest zróżnicowany i warunkowany litologią, pokryciem terenu, a przede wszystkim zmiennością sezonową pogód, które wyznaczają ich rytm funkcjonowania w cyklu rocznym (Kostrzewski, Zwoliński 1988). Analiza tempa cofania korony klifu na badanych pięciu odcinkach wykazała w latach duże zróżnicowanie w czasie i przestrzeni w odniesieniu do intensywności niszczenia brzegu. Jeszcze w roku 1983, po ekstremalnych wezbraniach sztormowych, doszło do przemodelowania 4 odcinków testowych. Do połowy lat 90. z powodu braku wezbrań sztormowych o charakterze ekstremalnym zauważono stopniową stabilizację klifów. Natomiast w listopadzie 1995 roku po ekstremalnym sztormie wszystkie monitorowane odcinki wybrzeża ponownie zostały odświeżone. Od tego czasu badane klify nie uległy znacznej degradacji. Zmniejszoną aktywność morfogenetyczną stwierdzono także w pierwszej dekadzie XXI wieku. Zatem wybrzeże klifowe wyspy 24

25 Wolin charakteryzuje się cyklicznością rozwoju. Okresy wzmożonej dynamiki (1983, 1995), przedzielone zostały epizodami względnej równowagi dynamicznej. Zatem o intensywnej erozji wybrzeża klifowego decydują przede wszystkim ekstremalne wezbrania sztormowe. Empiryczne badania wykazały, że intensywność procesów kształtujących brzeg klifowy wyspy Wolin charakteryzowała wyraźna sezonowość, z wysokim zagrożeniem występowania wzmożonej erozji w sztormowym sezonie jesienno-zimowym. W analizowanym okresie ( ) średnie roczne tempo cofania korony klifu na badanych odcinkach wyniosło od 15 do 35 cm i było ono znacznie mniejsze niż wartości oszacowane ( cm) do połowy XX wieku przez Subotowicza (1982) i Kostrzewskiego (1984). Natomiast maksymalne roczne punktowe cofnięcie korony klifu wyniosło prawie 10 m. Średnia roczna dynamika cofania wolińskich klifów jest znacznie mniejsza, około 2-4 krotnie, niż innych monitorowanych wybrzeży klifowych, np. w okolicy Ustki, Jastrzębiej Góry czy Gdyni (m. in. Florek i in. 2009, Łęczyński 1999). Pomimo, że wolińskie klify są znacznie wyższe i nie są poddane żadnym zabiegom ochronnym to względnie najmniejsze tempo ich recesji wynika przede wszystkim ze specyficznych warunków hydrogeologicznych. W przeciwieństwie np. do wybrzeża klifowego w Jastrzębiej Górze (Uścinowicz i in. 2017) na wyspie Wolin wody podziemne praktycznie nie odgrywają żadnej roli w procesach erozyjnych i degradacji brzegu. Na wyspie Wolin upad nieprzepuszczalnych warstw geologicznych jest w kierunku odmorskim, czego skutkiem jest nikłe nasycenie wodą przypowierzchniowych osadów klifu oraz brak wydajnych źródeł czy wysięków. W strefie brzegowej wyspy Wolin ponadprzeciętne i ekstremalne wezbrania sztormowe były generowane przede wszystkim podczas występowania cyklonalnej cyrkulacji atmosferycznej (73% przypadków), głównie z sektora W-N (59% przypadków). W czasie występowania tych typów cyrkulacji atmosferycznej na wzrost poziomu morza w Bałtyku Południowym, oprócz czynnika wiatrowego, wpływały także wlewy wód morskich z Morza Północnego. Dynamika cofania korony klifu była wtedy największa. Natomiast 23% spiętrzeń sztormowych wywołanych było przez antycyklonalną cyrkulację atmosferyczną. Intensywność abrazji była wtedy znacznie mniejsza niż przy wezbraniach sztormowych wywołanych przez cyrkulację cyklonalną. Dla około 4% przypadków spiętrzeń sztormowych typu cyrkulacji atmosferycznej nie określono. Ekstremalne wezbrania sztormowe i wzmożona abrazja brzegu klifowego na wyspie Wolin zostały generowane zwłaszcza przez północną cyrkulacje cyklonalną. Przykładowo ten typ cyrkulacji atmosferycznej spowodował wystąpienie najwyższego w badanym wieloleciu wezbrania sztormowego (661 cm) w okresie 3-4 listopada 1995 roku, czego skutkiem była ekstremalnie wysoka abrazja brzegu klifowego. W początkowej fazie sztormu zaistniał proces przygotowania stoku podwodnego do postaci umożliwiającej falom przyboju efektywną abrazję nadbrzeża, po czym doszło do ekstremalnego podcięcia klifu. Na odcinkach gliniastych podcięcia przejawiały się pod postacią nisz, podcięć i podciosów 25

26 abrazyjnych, które w miarę pogłębiania obrywały się, doprowadzając tym samym do zwiększenia nachylenia stoku. Na najmniej odpornych na abrazję odcinkach piaszczystych fale przyboju abradowały zakumulowane u stóp klifu formy osypiskowe. Należy nadmienić, iż formy te stanowią naturalną podporę dla stoków o dużym nachyleniu i w momencie ich ubytku dochodzi do utraty stabilności całego stoku. W takiej sytuacji doszło do uruchomienia szeregu procesów osuwiskowych obejmujących cały profil klifu, doprowadzając tym samym do znacznego cofnięcia korony klifu. Podczas tego ekstremalnego zdarzenia hydrologicznego i geomorfologicznego zarejestrowano najwyższe średnie wartości cofnięcia klifu na badanych odcinkach: I (1,8 m), II (0,19 m), III (0,0 m), IV (2,83 m), V (1,82 m). Po listopadowych sztormach nastąpił okres zmniejszonej dynamiki morza. Maksymalny poziom morza w grudniu 1995 i styczniu 1996 wyniósł odpowiednio (536 cm) i (508 cm) i nie stwierdzono wtedy znaczącej dynamiki procesów erozyjnych. Jednakże wskutek występowania podcięcia abrazyjnego na całej długości brzegu klifowego i osłabionego podparcia osadów stokowych doszło później do zachwiania stabilności klifów. Geomorfologiczne skutki ekstremalnego wezbrania sztormowego z listopada 1995 miały swoje odzwierciedlenie w kolejnych miesiącach. Wykonane w lipcu 1996 roku pomiary cofania korony klifu wykazały najwyższą średnią wartość w badanym trzydziestoleciu: od 0,32 m na gliniastopiaszczystym odcinku III do 4,33 m na piaszczystym odcinku IV. Punktowe cofnięcie korony klifu było znacznie większe i wyniosło od 2,85 m na odcinku II do 8,35 m na odcinku V. Analiza trendu liniowego tempa recesji korony klifu w badanym trzydziestoleciu wykazała słabą statystyczną zależność. Pomimo zwiększonej w ostatnich latach częstotliwości występowania ponadprzeciętnych i ekstremalnych wezbrań sztormowych i opadów atmosferycznych to na badanych odcinkach testowych nie stwierdzono wzrostu cofnięcia klifu. Charakterystyczna dla wszystkich odcinków klifu jest cykliczna aktywność erozji, która jest powiązana z okazjonalnym występowaniem hydrometeorologicznych zdarzeń ekstremalnych. Zaobserwowano około dwudziestoletnie cykle morfogenetycznej aktywności cofania klifu, z około dziesięcioletnimi odstępami (± 2-3 lata) między maksymalną i minimalną fazą cyklu. Stwierdzona cykliczna prawidłowość cofania korony klifu nawiązuje do koncepcji fazowego rozwoju brzegu klifowego zastosowanej m. in. przez Subotowicza (1982) i Furmańczyka (1994). Według tej koncepcji brzeg klifowy przechodzi przez różne etapy podczas swojej recesji: etap abrazji - klif aktywny i etap stabilizacji - klif nieaktywny. Można zatem uznać, że w badanym okresie odcinki testowe wybrzeża klifowego wyspy Wolin dwukrotnie znajdowały się w fazie stabilizacji (w 1989 i 2008 roku), a raz w fazie abrazji (około 1998 roku), (ryc. 10). 26

27 Ryc. 10. Tempo cofania korony klifu na wyspie Wolin na odcinkach I-V w Destrukcyjny wpływ wezbrań sztormowych i intensywnych opadów atmosferycznych na wyspie Wolin obserwowano wzdłuż całego wybrzeża klifowego. Wieloletnie badania i bezpośrednie obserwacje funkcjonowania wybrzeża klifowego stanowiły podstawę do zaproponowania systemu ostrzegania o możliwości wystąpienia niebezpiecznych zdarzeń geomorfologicznych. Zagrożenie klifowe należy rozumieć jako nagłe i szybkie zdarzenie geomorfologiczne, które prowadzi do degradacji brzegu mogącego mieć szkodliwy wpływ na zdrowie i życie człowieka i zwierząt. Geozagrożenia klifowe obejmują zdarzenia związane zwłaszcza z procesami: abrazji morskiej, obrywania i osuwania skał, spłukiwania i erozji wykrotowej. Dla głównych czynników inicjujących erozję wolińskich klifów możliwe było określenie wartości progowych, których przekroczenie stwarza istotne zagrożenie dla degradacji brzegu morskiego i bezpieczeństwa ludzi. Przykładowo, gdy 27

28 poziom morza wynosi co najmniej 560 cm istnieje duże prawdopodobieństwo abrazji plaży, a gdy poziom morza jest wyższy niż ~590 cm możliwa jest abrazja brzegu klifowego i inicjacja ruchów masowych, np. w postaci osuwisk. Wartość ta jest zbliżona do alarmowego poziomu morza w Świnoujściu wynoszącego 580 cm (Wiśniewski, Wolski 2009) oraz do poziomu morza 602 cm, który potencjalnie może inicjować abrazję wydm w Zatoce Pomorskiej w okolicy Dziwnowa (Tylkowski 2015a). W opracowaniu podano także wartości progowe dla opadów atmosferycznych, które stanowią zagrożenie w postaci uruchomienia osuwisk na klifie. Optymalnym scenariuszem dla powstania osuwiska jest piętnastodniowy opad o sumie przekraczającej 90 mm, przy czym w dwóch kolejnych dniach tego okresu powinien wystąpić opad przekraczający 40 mm, który w znaczący sposób dociążyłby podłoże zwiększając tym samym jego podatność na osunięcie (Winowski 2014). W oparciu o zgromadzony materiał dokumentacyjny trudno określić dokładną prognozę rozwoju brzegu klifowego wyspy Wolin. Aktualnie badane odcinki są w fazie stagnacji lub niskiej aktywności morfogenetycznej. O współczesnej morfodynamice klifów decydują w znacznej mierze uwarunkowania lokalne związane m.in. z morfolitologią brzegu oraz przede wszystkim występowanie efemerycznych ekstremalnych zdarzeń hydrometeorologicznych (zwłaszcza intensywnych wezbrań sztormowych), dla których predykcja jest wyjątkowo trudna TYLKOWSKI J., The temporal and spatial variability of coastal dune erosion in the Polish Baltic coastal zone. Baltica 30(2): Kwestia współczesnej transformacji wybrzeży morskich w wyniku zmian klimatycznych i podnoszenia poziomu morza oraz ich wpływu na przeobrażenia wybrzeży morskich jest bardzo istotna. Obecnie stwierdzono znaczną częstotliwość gwałtownych sztormów, które powodują abrazję nie tylko na wybrzeżach klifowych, ale także w strefie nadmorskich wydm. Intensywna abrazja wydm występuje zwłaszcza podczas ekstremalnych wezbrań sztormowych (Łabuz 2009; 2013, Łabuz, Kowalewska-Kalkowska 2011). Badania degradacji wybrzeży wydmowych są ważne nie tylko w kwestii nieodwracalnej transformacji środowiska geograficznego, ale także w kontekście rozwoju i zarządzania morską strefą przybrzeżną. W pracy dokonano analizy zmienności czasowej i przestrzennej erozji wydm na polskim wybrzeżu Bałtyku w latach W tym celu wykorzystano ilościowe, szacunkowe dane strat osadów wydmowych na odcinkach brzegu morskiego o długości 1 km. Dane ubytku osadów wydmowych pozyskano z Urzędów Morskich, które wykonywały pomiary terenowe bezpośrednio po wezbraniach sztormowych. Dynamikę erozji nadmorskich wydm przedstawiono w odniesieniu do głównych hydrometeorologicznych czynników sprawczych, którymi są spiętrzenia sztormowe wywołane specyficznymi typami cyrkulacji atmosferycznej. W opracowaniu wykorzystano 28

29 dane dobowe cyrkulacji atmosferycznej w klasyfikacji stosowanej przez Deutscher Wetterdienst (Werner, Gerstengarbe 2010). Występowanie wezbrań sztormowych zależy m. in. od typu cyrkulacji atmosferycznej. Analiza genezy 126 abrazyjnych wezbrań sztormowych w okresie wykazała, że większość tych zdarzeń (prawie 60%) wywołana została przez cyrkulację cyklonalną, która spowodowała napływ głębokich niżów barycznych oraz powiązanych z nimi frontów atmosferycznych i silnych odmorskich wiatrów. Abrazyjne wezbrania sztormowe na polskim wybrzeżu Bałtyku generowane były najczęściej przez następujące typy cyklonalnej cyrkulacji atmosferycznej: północno-zachodnią NWZ (20,6%), zachodnią WZ (18,3%) i północną NZ (12,7%). Dokonana za pomocą testu Mann-Kendalla analiza trendu wykazała dla danych dobowych istotnie statystyczną (p<0,05) tendencje wzrostu średniego poziomu morza w okresie , wynoszącą 3-4 mm/rok. Jest to wartość zbliżona do wzrostu poziomu Morza Bałtyckiego stwierdzonego przez Rotnickiego, Borzyszkowską (1999) 4 mm/rok ( ) oraz dwukrotnie wyższa niż szacowane globalne wartości wzrostu poziomu morza 1-2 mm/rok (Russel i in. 2002). Największą erozję wydm stwierdzono na odcinkach piaszczystych mierzei, gdzie ubytek osadów w całym badanym okresie osiągnął wartość ponad 100 tys. m 3 na 1 km, i nastąpiło cofnięcie się linii podstawy wydm o kilkadziesiąt metrów. Szczególnie narażony na abrazję był brzeg wydmowy znajdujący się między miejscowościami Karwia i Stilo oraz Dziwnów i Międzywodzie a także strefa nadmorskich wydm znajdująca się na mierzejach jezior Wicko, Kopań i Resko. W tych miejscach na wielu odcinkach stwierdzono w okresie ubytek osadów wydmowych >50 tys. m 3 km -1 (ryc. 11). Największy ubytek osadów stwierdzono podczas sporadycznie występujących ekstremalnych spiętrzeń sztormowych. Ekstremalnie dużą erozję wydm o kubaturze około 400 tys. m 3 dla całej polskiej morskiej strefie brzegowej stwierdzono po wezbraniach sztormowych występujących w dniach 19 stycznia 1983 roku i 3-4 listopada 1995 roku (ryc. 12). Te ekstremalnie abrazyjne spiętrzenia sztormowe spowodowane zostały północno-zachodnią i zachodnią cyklonalną cyrkulacją atmosferyczną. Należy także podkreślić, że te dwa ekstremalne zdarzenia morskie wywołały ekstremalnie wyjątkową abrazję wybrzeży klifowych, m.in. na wyspie Wolin (Kostrzewski i in. 2015). 29

30 Ryc. 11. Zmienność przestrzenna erozji wydm w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Południowego latach Ryc. 12. Zmienność czasowa erozji wydm w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Południowego latach Analiza zmienności czasowej ekstremalnej erozji nadmorskich wydm (>100 tys. m 3 ) ma epizodyczny i losowy charakter oraz nie wykazuje żadnej tendencji długookresowej. Także wykonana za pomocą testu Mann-Kendalla analiza rocznej dynamiki ubytku osadów wydmowych na polskim wybrzeżu Bałtyku nie wykazała występowania istotnie statystycznego trendu. Stwierdzono natomiast istotnie statystyczną relację między wysokością poziomu morza a intensywnością erozji wydm. Nie jest to jednakże prosta zależność liniowa. Intensywność erozji wybrzeża wydmowego w odniesieniu do 30

31 maksymalnych i średnich poziomów morza (analizie poddano 126 zdarzeń) określa statystycznie istotna (p<0,05) funkcją wykładnicza o korelacji 0,7 i współczynniku determinacji 0,4. Oszacowano np., że wzrost poziomu morza o ponad 1 metr powyżej średniego poziomu morza (~500 cm) może spowodować znaczną erozję wydm nadmorskich w Polsce o szacowanej łącznie kubaturze ~100 tys. m 3. Wysoki współczynnik korelacji pokazuje silny związek między abrazją wydm a średnim i maksymalnym poziomem morza podczas wezbrań sztormowych. Natomiast przeciętna wartość współczynnika determinacji świadczy, że na intensywność abrazji wydm, poza poziomem morza, wpływa także wiele innych czynników, m.in. wysokość falowania i wysokość fali znacznej, stan morfolitodynamiczny płytkiego podbrzeża i plaży czy częstotliwość wezbrań sztormowych w okresie poprzedzającym. Należy podkreślić, że wykazana zależność regresyjna między poziomem morza a erozją wydm pozwala jedynie oszacować prawdopodobną kubaturę ubytku osadów wydmowych, gdyż nie każde wezbranie sztormowe spowoduje znaczne skutki morfogenetyczne. Ponadto, szacowane za pomocą podanego związku przyczynowo-skutkowego (poziom morza ubytek osadów) straty brzegu wydmowego odnoszą się do całej strefy brzegowej, a ekstremalne procesy abrazyjne mogą występować nie na całym wybrzeżu, tylko na wybranych jego odcinkach. Wybrzeże Bałtyku w Polsce charakteryzuje się zróżnicowaną ekspozycją na falowanie oraz lokalnymi, specyficznymi właściwościami batymetrycznymi, hydrodynamicznymi i litologicznymi w strefie płytkiego podbrzeża. Również stan morfodynamiczny i morfolitologiczne właściwości plaż i wydm charakteryzują się zróżnicowaniem przestrzennym. Biorąc pod uwagę powyższe uwarunkowania należy mieć świadomość, że geomorfologiczne skutki ekstremalnych wezbrań sztormowych na poszczególnych odcinkach wybrzeża mogą mieć bardzo różną dynamikę. Analiza zbioru danych wykazała, że zdarzały się sytuacje, szczególnie po długim okresie bez występowania spiętrzeń sztormowych, w których nawet bardzo wysokie wezbrania sztormowe nie generowały znacznej abrazji wydm. Z drugiej strony zaobserwowano, że relatywnie mało energetyczne wezbrana sztormowe spowodowały intensywną erozję brzegu. Dochodziło do tego zwłaszcza podczas clusteringu wezbrań sztormowych. Występujące wtedy wcześniejsze wezbrania sztormowe powodowały erozję płytkiego podbrzeża i plaży a następujące po nich, niekiedy o mniejszej energii, kolejne wezbrania sztormowe mogły skoncentrować swoje oddziaływanie bezpośrednio na brzegu wydmowym. Przedstawiona w pracy analiza korelacji między poziomem morza a ubytkiem osadów wydmowych na całym wybrzeżu pozwoliła na określenie wartości progowych dla potencjalnej erozji nadmorskich wydm. Stwierdzono, że do inicjacji procesów erozyjnych dochodziło przy średnim poziomie morza wynoszącym zaledwie 503 cm i maksymalnym poziomie morza wynoszącym tylko 516 cm. Gdy średni poziom morza wynosił 602 cm a maksymalny 636 cm to istniały warunki korzystne dla ekstremalnej erozji wybrzeży wydmowych o ubytku osadów >100 tys. m 3. Natomiast gdy średni poziom morza wynosił 31

32 620 cm, a maksymalny poziom morza osiągał wartość 658 cm, to istniały wtedy potencjalnie najlepsze warunki dla wyjątkowo ekstremalnej erozji wybrzeża wydmowego, z ubytkiem osadów >300 tys. m 3 (ryc. 13). Ryc. 13. Korelacja między erozją nadmorskich wydm w polskiej strefie brzegowej Bałtyku a maksymalnym i średnim poziomem morza Dokonana w opracowaniu analiza szacowania ubytku brzegu wydmowego w odniesieniu do poziomu morza nie była możliwa do wykonania dla brzegu klifowego. Erozja nadmorskich klifów charakteryzuje się znacznie bardziej skomplikowanymi zależnościami przyczynowo-skutkowymi (Tylkowski 2018) niż relatywnie bardziej prosta i jednoznaczna relacja zachodząca między poziomem morza a erozją wydm. 32

33 TYLKOWSKI J., The variability of climatic vegetative seasons and thermal resources at the Polish Baltic Sea coastline in the context of potential composition of coastal forest communities. Baltic Forestry 21(1): W opracowaniu dokonano analizy zmienności występowania sezonu wegetacyjnego i zasobów termicznych w polskiej strefie wybrzeża Bałtyku w okresie Coroczne zróżnicowanie występowania okresu wegetacyjnego i zasobów termicznych determinuje funkcjonowanie nadmorskich zbiorowisk leśnych oraz odgrywa istotną rolę w prowadzeniu gospodarki leśnej. W pracy wyznaczono także sezony intensywnej wegetacji i dojrzewania roślin oraz przedstawiono ekstremalne wartości temperatury powietrza. W tym celu wykorzystano dane średniej dobowej temperatury powietrza w Gdyni, Helu, Łebie, Ustce, Kołobrzegu, Dziwnowie i Świnoujściu. Wydzielenia sezonu wegetacyjnego dokonano w oparciu o metodykę Makowca (1983), a zasoby termiczne wyznaczono zgodnie z metodyką Niedźwiedzia (Żmudzka 2012). Przedstawione wyniki stanowią podstawę do określenia tendencji zmian warunków klimatycznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Południowego i ich potencjalnego wpływu na funkcjonowanie i przemiany nadmorskich zbiorowisk leśnych. Wyniki zmienności występowania sezonu wegetacyjnego i zasobów termicznych odniesiono do czterech nadmorskich regionów zbiorowisk leśnych: Zachodniego, Centralnego, Wschodniego i Pobrzeża Kaszubskiego (Piotrowska 2003). Analiza średniej dobowej temperatury powietrza dla całego polskiego wybrzeża Bałtyku wykazała występowanie sezonu wegetacyjnego średnio przez 226 dni w roku. Sezon wegetacyjny rozpoczynał się przeważnie 1 kwietnia a kończył 12 listopada. W sezonie wegetacyjnym średnio przez 159 dni występował okres kwitnienia, który trwał przeważnie od 8 maja do 13 października. Natomiast okresu dojrzewania występował zazwyczaj od 19 czerwca do 8 września i trwał przez 82 dni. Prace gospodarcze w leśnictwie mogły być wykonywane średnio przez 275 dni w roku, w okresie od 8 marca do 7 grudnia (ryc. 14). Zakres zmienności czasu trwania sezonu wegetacyjnego dla całej polskiej strefy brzegowej Bałtyku wynosił od 194 dni w 1966 roku do 310 dni w 1990 roku. Długość sezonu wegetacyjnego w poszczególnych latach nawiązywała do średniej rocznej temperatury powietrza, o czym świadczy wysoki współczynnik korelacji Pearsona 0,6. Najwcześniej sezon wegetacyjny rozpoczął się 16 stycznia w 1990 roku a najpóźniej 30 kwietnia w 1976 roku. Natomiast sezon wegetacyjny najwcześniej zakończył się 22 października w 1992 roku a najpóźniej w 2006 roku, kiedy średnia dobowa temperatura powietrza >5 o C utrzymywała się aż do 24 grudnia. Potencjalna długość sezonu wegetacyjnego w polskiej strefie brzegowej, którą stanowi okres od daty najwcześniejszego początku okresu wegetacyjnego do daty jego najpóźniejszego końca może zatem wynosić 344 dni. 33

34 Ryc. 14. Zmienność czasowa występowania sezonu wegetacyjnego, kwitnienia, dojrzewania w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Dla analizowanych stanowisk stwierdzono istotny statystycznie rozkład półnormalny czasu trwania sezonu wegetacyjnego. Odchylenie standardowe długości sezonu wegetacyjnego posiada zbliżone wartości i wynosi od 20 dni w Helu do 24 dni w Kołobrzegu. Największe roczne zróżnicowanie czasu trwania sezonu wegetacyjnego stwierdzono dla Łeby (współczynnik zmienności 10,8%) a najmniejsze dla Gdyni (współczynnik zmienności 9,1%). Rozkład rocznych długości sezonu wegetacyjnego posiada nieznaczną asymetrię prawostronną, o czym świadczy dodatni współczynnik skośności. Natomiast dodatnia kurtoza dla zdecydowanej większości przypadków (oprócz Łeby) świadczy o wysmukłym rozkładzie czasu trwania sezonu wegetacyjnego i jego koncentracji wokół wartości średniej. Charakterystyczny jest krótszy czas występowania sezonu wegetacyjnego w kierunku wschodnim polskiego wybrzeża Bałtyku. Świadczą o tym niższe wartości średniego a zwłaszcza maksymalnego i minimalnego czasu trwania sezonu wegetacyjnego. Wzrostowy trend średniej rocznej temperatury powietrza 0,3 o C/10 lat (Tylkowski 2013) znajduje odzwierciedlenie w istotnej statystycznie tendencji do zwiększenia czasu 34

35 trwania okresu wegetacyjnego. Najbardziej wydłuża się sezon wegetacyjny w regionie Zachodnim, dla którego stwierdzono dodatni trend +5,4 dni/10 lat. W Świnoujściu występuje zwiększenie czasu trwania sezonu wegetacyjnego +5,5 dni/10 lat, a w Dziwnowie trend jest nieznacznie niższy i wynosi +5,2 dni/10 lat. Najmniejszą dynamiką wzrostu długości sezonu wegetacyjnego charakteryzuje się region Kaszubski, dla którego stwierdzono wartość +4,8 dni/10 lat. W tym regionie najniższa dynamika wydłużania okresu wegetacyjnego występuje w Gdyni +3,9 dni/10 lat. W Helu dynamika zmian sezonu wegetacyjnego jest większa i wynosi +5,7 dni/10 lat. W regionach Centralnym (Kołobrzeg i Ustka) i Wschodnim (Łeba) stwierdzono pośrednie wartości wzrostu czasu trwania sezonu wegetacyjnego. Najwyższą średnią roczną sumę efektywnej temperatury powietrza stwierdzono w regionie Zachodnim (Świnoujście 1823 o C i Dziwnów 1827 o C) oraz Kaszubskim (Hel 1730 o C i Gdynia 1804 o C). Natomiast najniższą średnią roczną sumę nadwyżek cieplnych stwierdzono w regionie Wschodnim (Łeba 1652 o C). Zakres zmienności rocznej sumy temperatur efektywnych wynosił od 1381 o C w Łebie w 1987 roku do 2279 o C w Świnoujściu w 2006 roku. Pod względem zmienności czasowej wyjątkowo małe sumy nadwyżek średnich dobowych wartości temperatury powietrza powyżej progu 5 C stwierdzono dla lat 60 ubiegłego wieku, na przełomie lat 70 i 80 oraz w 1987 roku. Skrajnie duże sumy efektywne temperatury stwierdzono natomiast na początku XXI wieku, zwłaszcza w 2006 roku. Analiza korelacji Pearsona czasu trwania sezonu wegetacyjnego i jego zasobów termicznych wykazała istotny statystycznie (p<0,05) związek o korelacji ~0,6. Wykazano także zależność między wzrostem zasobów termicznych a średnią roczną temperaturą powietrza i czasem trwania sezonu wegetacyjnego (ryc. 15). Ryc. 15. Zależność między wzrostem zasobów termicznych a średnią roczną temperaturą powietrza i czasem trwania sezonu wegetacyjnego w polskiej strefie brzegowej Bałtyku 35

36 Na polskim wybrzeżu Bałtyku stwierdzono istotny statystycznie wzrostowy trend zwiększania sum efektywnych temperatury w trakcie trwania okresu wegetacyjnego. Najszybciej zasoby termiczne zwiększały się w regionie Zachodnim, dla którego stwierdzono dodatni trend +7,3 o C/1 rok. W Świnoujściu roczne tempo zwiększania zasobów termicznych wyniosło 6,6 o C, a w Dziwnowie 8,0 o C. Najmniejszą dynamiką wzrostu zasobów termicznych charakteryzował się region Kaszubski, dla którego stwierdzono roczną wartość +5,6 o C. W regionie Kaszubskim względnie najniższa dynamika wzrostu zasobów termicznych występowała w Gdyni +5,5 o C/1 rok. W Helu trend wzrostu zasobów cieplnych był nieznacznie większy i wyniósł +5,7 o C/1 rok. W regionach Centralnym i Wschodnim stwierdzono pośrednie wartości trendu wzrostu zasobów termicznych. W regionie Centralnym wartość roczna wyniosła +6,7 o C, gdzie w Kołobrzegu osiągnęła wartość +6,6 o C a w Ustce +6,8 o C. W regionie Wschodnim w Łebie stwierdzono tempo wzrostu zasobów termicznych +5,9 o C/1 rok. Dla całego wybrzeża stwierdzono wzrost czasu trwania sezonu wegetacyjnego +5,4 dni/10 lat. Analiza tendencji wzrostu długości sezonu wegetacyjnego w nadmorskich regionach zbiorowisk leśnych polskiego wybrzeża Bałtyku wykazała prawidłowość do spadku jego dynamiki w kierunku wschodnim. W całej strefie nadmorskiej sumy efektywne temperatury powyżej progu 5 C zwiększały się w tempie 59 C/10 lat. Cechą charakterystyczną ewolucji warunków termicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku w badanym okresie był wzrost temperatury powietrza, którego skutkiem było wydłużenie okresu wegetacyjnego w tempie ~0,5 dnia na rok oraz zwiększenie zasobów termicznych w okresie wegetacyjnym w tempie ~6 C na rok. Wydłużenie sezonu wegetacyjnego i zwiększenie jego zasobów termicznych w nadmorskich regionach zbiorowisk leśnych było przestrzennie zróżnicowane. Szczególnie silny wzrost czasu trwania sezonu wegetacyjnego i zasobów termicznych stwierdzono w regionie Zachodnim, który posiada najkorzystniejsze warunki pod względem agroklimatycznym. Najmniejsze tempo zmian warunków cieplnych stwierdzono we wschodniej części polskiej strefy brzegowej Bałtyku, w regionie Kaszubskim. Stwierdzone tendencje wzrostu średniej rocznej temperatury powietrza, wydłużania sezonu wegetacyjnego i zwiększania zasobów termicznych mogą wpływać na przemiany fitocenoz leśnych w polskiej strefie nadmorskiej. Stwierdzony wzrost zasobów termicznych może spowodować przemiany obszarów leśnych i ułatwić inwazję gatunków roślin obcego pochodzenia, które mają większe wymagania termiczne. Aktualnie tetraterma Mayra (1909) na wybrzeżu Morza Bałtyckiego wynosi 15,2 o C. Lasy nadmorskie stanowią zatem strefę przejściową pomiędzy lasami Piceetum o niskich wymaganiach termicznych (tetraterma 14 o C) i zbiorowiskami leśnymi typu Fagetum o wyższych wymaganiach termicznych (tetraterma o C). Biorąc pod uwagę stwierdzoną dynamikę wzrostu średniej temperatury powietrza (0,3 o C/10 lat) to w ciągu następnych 20 lat na całym polskim wybrzeżu Bałtyku będą potencjalnie korzystne warunki dla ekspansji i 36

37 dynamicznego rozwoju zbiorowisk leśnych typu Fagetum, a zarazem będzie niekorzystna, zbyt wysoka temperatura powietrza, do funkcjonowania zbiorowisk leśnych typu Piceetum. Natomiast, jeśli wskazany w opracowaniu trend wzrostu temperatury powietrza i zasobów termicznych trwałby bardzo długo, to za około 150 lat w regionach nadmorskich Bałtyku Południowego byłyby szczególnie korzystne warunki do dominacji zbiorowisk leśnych o wysokich wymaganiach cieplnych typu Castanetum. Ekspansja ciepłolubnych zbiorowisk leśnych i inwazyjnych gatunków roślin postępowałaby prawdopodobnie z najcieplejszego i najszybciej zmieniającego się pod względem termicznym regionu Zachodniego (m.in. z wyspy Wolin) TYLKOWSKI J., HOJAN M., 2019: Time decomposition and short-term forecasting of hydrometeorological conditions in the South Baltic coastal zone of Poland. Geosciences 9, 68. W artykule przedstawiono analizę szeregów czasowych dla uwarunkowań hydrometeorologicznych, które decydują o funkcjonowaniu środowiska przyrodniczego w polskiej strefie brzegowej Bałtyku. W tym celu wykorzystano miesięczne dane średniej temperatury powietrza, sumy opadów atmosferycznych i średniego poziomu morza z 50 letniego okresu ( ) dla 3 nadmorskich stanowisk (Hel, Ustka i Świnoujście). Za pomocą modelowania ARIMA wykonano dekompozycje czasowe uwarunkowań hydrometeorologicznych i sformułowano ich krótkookresowe prognozy. W pracy określono niesezonowe i sezonowe parametry, które determinują występowanie aktualnych i przyszłych warunków meteorologicznych i morskich. Ponadto wskazano różnice przestrzenne w zakresie identyfikacji cech analizowanych szeregów czasowych, estymacji parametrów wybranych modeli oraz sformułowanej prognozy. Identyfikacja szeregów czasowych dla miesięcznych wartości średniego poziomu morza, średniej temperatury powietrza i sumy opadów atmosferycznych wykazała w Helu, Ustce i Świnoujściu bardzo zbliżone prawidłowości. Uwzględniając dane miesięczne dla żadnego z badanych elementów hydrometeorologicznych nie stwierdzono występowania tendencji długoterminowej. Jednakże w innych opracowaniach dodatni trend stwierdzono dla danych o innych interwałach czasowych, tzn. dla średniej rocznej temperatury powietrza (Tylkowski 2015) oraz dla średniego dobowego poziomu morza (Tylkowski 2017). Dokonana w niniejszym artykule dekompozycja czasowa wykazała wahania sezonowe, generowane występowaniem pór roku. Addytywna dekompozycja serii czasowych wykazała najwyższe wartości termiczno-opadowe w okresach letnich a najniższe wartości w sezonach zimowych. Natomiast poziom morza zdecydowanie wyższy był w sztormowym okresie jesienno-zimowym. Wahania sezonowe elementów hydrometeorologicznych nie zależą od poziomu szeregu czasowego elementu hydrometeorologicznego, są mniej więcej stałe. 37

38 Klasyczne modele statystyczne takie jak ARIMA (p,d,g)s i SARIMA (P,D,Q)s (Box i in. 1994) są najczęściej wykorzystywane w analizie i prognozowaniu jednowymiarowych szeregów czasowych. Zaletą tych modeli jest rozbudowany aspekt matematyczny, dzięki któremu możliwa jest efektywna identyfikacja modelu i estymacja jego parametrów oraz kompleksowa ocena jakości jego dopasowania (Findley i in. 1998). Dla średniej miesięcznej temperatury powietrza model niesezonowy ARIMA (2,0,1) i sezonowy SARIMA (2,0,1)(2,1,0) 12 jest identyczny dla wszystkich badanych stanowisk, co świadczy o dużej jednorodności przestrzennej temperatury powietrza w całej polskiej strefie brzegowej Bałtyku. Stwierdzono występowanie 2 sezonowych (p) i 2 niesezonowych (P) parametrów autoregresyjnych. Zatem na średnią temperaturę w danym miesiącu wpływają niesezonowe wartości temperatury powietrza z tych samych miesięcy w dwóch poprzednich cyklach (latach), a także 2 sezonowe składniki oraz czynnik losowy z danego miesiąca w analizowanym roku (cyklu). Ponadto stwierdzono wpływ 1 niesezonowego parametru średniej ruchomej (q), co oznacza, że na właściwości termiczne w danym miesiącu mają znaczenie warunki termiczne dla tego samego miesiąca z poprzedniego roku. Także relatywnie małą zmiennością przestrzenną charakteryzują się modele dla średniego poziomu morza. Dla wybrzeża środkowego (Ustka) i zachodniego (Świnoujście) parametry modeli są identyczne ARIMA (1,0,0) i SARIMA (1,0,0)(2,1,0) 12. Dla tych miejsc nie stwierdzono występowania parametrów średniej ruchomej MA(q,Q). Na wartości średniego poziomu morza wpływają jedynie parametry autoregresyjne AR(p,P). O średnim poziomie morza w danym miesiącu decyduje 1 autoregresyjny parametr niesezonowy ARIMA (1,0,0) i 1 autoregresyjny parametr sezonowy SARIMA (1,0,0)(1,1,0) 12. Inną sytuację stwierdzono we wschodniej części wybrzeża, w Helu ARIMA (2,0,2) i SARIMA (2,0,2)(2,1,0) 12, gdzie istotne są 2 parametry autoregresyjne (niesezonowe i sezonowe) oraz 2 niesezonowe parametry średniej ruchomej. Zatem w oparciu o wyznaczone modele niesezonowe można stwierdzić, że na średni miesięczny poziom morza na Pobrzeżu Gdańskim (Hel) oddziałuje dłuższy o 1 cykl okres poprzedzający (p=2) niż na Pobrzeżu Koszalińskim (Ustka) i Szczecińskim (Świnoujście) (p=1). Największą zmiennością i w konsekwencji niejednorodnością przestrzenną wśród analizowanych uwarunkowań hydrometeorologicznych cechują się opady atmosferyczne. W każdym z badanych miejsc stwierdzono inne parametry modelowania. Najkrótszym okresem poprzedzającym sumę opadów w danym miesiącu odznacza się Świnoujście, dla którego stwierdzono wpływ tylko 1 parametru autoregresyjnego sezonowego i 1 niesezonowego (1,0,0)(1,1,0) 12. Natomiast najdłuższym okresem poprzedzającym odznacza się Ustka, gdzie na sumę opadów w danym miesiącu wpływają 3 niesezonowe parametry średniej ruchomej i 2 sezonowe parametry autoregresyjne (0,0,3)(2,1,0) 12. Z 38

39 kolei w Helu nie stwierdzono parametrów niesezonowych, a na wartość miesięcznych opadów wpływają jedynie 2 sezonowe parametry autoregresyjne (0,0,0)(2,1,0) 12 (tab. 2). Tab. 2. Modele ARIMA oraz błędy predykcji warunków hydrometeorologicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku Parametry modeli zostały oszacowane dla szeregów czasowych po jednokrotnym różnicowaniu sezonowym (D=1). Przeprowadzone modelowanie wykazało większą jednorodność przestrzenną warunków termicznych i morskich niż opadów atmosferycznych. Prognozowanie przyszłych wartości warunków hydrometeorologicznych na podstawie danych rzeczywistych jest bardzo istotne dla analizy badanych szeregów czasowych. Poprawność zastosowanych modeli i prognozy potwierdziła analiza out-of-sample accuracy. Dla okresu testowego ( ) modele ARIMA wykazały dużą dokładność badanych warunków hydrometeorologicznych dla wszystkich nadmorskich stanowisk. W opracowaniu dokonano prognozy dla kolejnych 48 okresów (miesięcy) obejmujących lata , dla przedziałów predykcyjnych zawierających poziomy ufności 80% i 95% (ryc. 16). Dla prognozowanego okresu nie stwierdzono występowania istotnego trendu wzrostu lub spadku temperatury powietrza, opadów atmosferycznych i poziomu morza. Widoczne są jednakże pewne różnice sezonowe w zakresie prognozy warunków hydrometeorologicznych. Dla średniej miesięcznej temperatury powietrza prognoza wykazała małe wahania sezonowe odchyleń od wartości średnich z wielolecia. Jednakże dla miesięcy zimowych model wykazał wyższe wartości temperatury powietrza o około +1 o C dla 2016 roku a zwłaszcza dla 2017 roku. W przypadku opadów atmosferycznych, a szczególnie dla poziomu morza, model prognostyczny wykazał znacznie częstszą i większą amplitudę miesięcznych odchyleń od wartości średnich niż miało to miejsce dla warunków termicznych. Dla opadów atmosferycznych największą frekwencję odchyleń od wartości średniej stwierdzono dla 2016 roku. Szczególnie widoczna jest niestabilność miesięcy letnich rzędu ±30 mm, gdzie wyższą sumę opadów atmosferycznych wykazała prognoza dla 2017 roku a niższą dla lat 2016 i Natomiast prognoza dla średniego poziomu morza wykazała wysoką frekwencję wahań sezonowych o maksymalnych wartościach odchylenia od wartości średnich ±10 cm. 39

40 Ryc. 16. Krótkookresowe modelowanie ARIMA warunków hydrometeorologicznych w polskiej strefie brzegowej Bałtyku przykład Ustka 40