Türkiye`de Kuzey Atlantik Salınımı ile Bağlantılı Yağış

ULUSAL COĞRAFYA KONGRESİ 2005
(Prof. Dr. İsmail Yalçınlar Anısına)
29–30 Eylül 2005, İstanbul
Bildiri Kitabı, s. 363–372
TÜRKİYE’DE KUZEY ATLANTİK SALINIMI İLE BAĞLANTILI YAĞIŞ
DEĞİŞİKLİKLERİNİN 500 hPa SEVİYESİNDEKİ DOLAŞIMLA
AÇIKLANMASI
Murat TÜRKEŞ
Çanakkale Onsekiz Mart Üniversitesi
Fen-Edebiyat Fakültesi, Coğrafya Bölümü
Ecmel ERLAT
Ege Üniversitesi Edebiyat Fakültesi,
Coğrafya Bölümü
Özet:
Çalışmada, Kuzey Atlantik Salınımı (NAO) İndisi’nin (NAOİ) ekstrem evrelerinde,
Türkiye’nin 78 istasyonundaki yağışlarda gözlenen değişikliklerinin atmosferik nedenlerini
açıklamak için, 40°B ve 60°D boylamları ile 20°K ve 70°K enlemleri arasında kalan geniş
bölgedeki 500-hPa jeopotansiyel yükseklik seviyesindeki dolaşım tipleri incelendi: (1) Yıllık,
kış, ilkbahar, sonbahar ve kısmen de yaz birleşik yağış ortalamaları, negatif NAOİ evresinde
çoğunlukla uzun süreli ortalamadan daha yağışlı koşullarla tanımlanırken, yıllık ve -yaz
dışında- mevsimlik yağışların pozitif NAOİ evresine verdiği yanıtlar genellikle kurak koşullar
sergilemektedir. (2) Negatif NAOİ evresine karşılık gelen 500-hPa düzeyindeki atmosfer
dolaşımı, kış, ilkbahar ve sonbaharda ve yıllık olarak, Türkiye’de uzun süreli ortalamadan
daha yağışlı koşulların oluşmasına neden olmaktadır. Bu evrede Türkiye yağışlarında
gözlenen artışlar, 500-hPa düzeyinin İzlanda Alçak Basıncı bölgesinde uzun süreli
ortalamaya göre çok yüksek, genel olarak Azorlar Yüksek Basıncı ve Avrupa bölgeleri
üzerinde ise çok düşük olduğu belirgin bir atmosfer dolaşımı ile bağlantılıdır. (3) Tersine,
pozitif NAOİ evresi süresince Kuzey Atlantik ve Avrupa üzerinde etkili olan atmosfer
dolaşımı, Türkiye’de uzun süreli ortalamaya göre kurak koşulların oluşmasından
sorumludur. Bu evrede, 500-hPa düzeyindeki dolaşım, İzlanda Alçak Basıncı bölgesindeki
uzun süreli ortalamaya göre kuvvetli bir negatif anomali ile subtropikal ve orta enlem
kuşağının kuzeydoğu Atlantik ve Avrupa bölgeleri üzerinde oluşan kuvvetli bir pozitif
anomali ile ilgilidir.
Giriş:
Alansal ve zamansal olarak çok değişken olan Türkiye yağışları, yaz dışında, ülkenin
geniş bir bölümünde, aksiyon (basınç) merkezlerinin yeri, etkinliği ve değişimleri ile
yakından bağlantılıdır (KUTİEL vd., 2001; TATLI vd., 2004; TÜRKEŞ, 1998, 2003; TÜRKEŞ
& ERLAT, 2003b, 2005; TÜRKEŞ vd., 2002; vb.). Yeni çalışmalar, Kuzey Atlantik
Salınımı’nın (NAO), Atlantik, Avrupa ve Akdeniz havzası için olduğu kadar (HURRELL, 1995;
HURRELL & VAN LOON, 1997; RODO vd., SERREZE vd., 1997; KAPALA vd., 1998; WIBIG,
1999; CULLEN & DE MENOCAL, 2000; DELİTALE vd., 2000; BEN-GAI vd., 2001; vb.),
Türkiye’deki yağış koşullarının alansal ve zamansal değişebilirliği açısından da (Türkeş ve
Erlat, 2003b, 2005), başlıca atmosfer salınımlarından birisi olduğunu göstermektedir. NAO,
Azorlar bölgesi üzerinde yerleşik dinamik subtropikal antisiklon (yüksek basınç) ile Kuzey
Atlantik’te Grönland ve İzlanda üzerinde egemen olan dinamik orta enlem siklonu (alçak
basınç) arasındaki geniş ölçekli atmosferik basınç dalgalanması olarak tanımlanabilir
(TÜRKEŞ & ERLAT, 2003b). NAO, kuzeydoğu Atlantik’ten, Doğu Avrupa, Doğu Akdeniz ve
Arabistan yarımadasının kuzey bölümüne kadar uzanan geniş bir alan üzerindeki, yüzey ve
yüksek seviye basınç merkezleri ile onlarla ilişkili yüzey (sürtünme tabakası) ve yüksek
seviye jeostrofik rüzgârlardaki değişiklikler ile bağlantılıdır.
Murat TÜRKEŞ & Ecmel ERLAT
Bu çalışma, kısmen Türkeş ve Erlat (2003a, 2003b)’a, ağırlıklı olarak da ekstrem
(negatif ya da pozitif) NAO evrelerindeki yüksek seviye atmosfer dolaşımı tiplerini ortaya
koymak için yapılan yeni analizlere (çözümlemelere) dayanılarak hazırlandı. Çalışmanın
amacı, aşağıda özetlenmektedir:
(i) 1930–2000 döneminde, Türkiye’nin 78 istasyondaki NAO İndisi (NAOİ) evreleriyle
bağlantılı birleşik yağış anomalilerinin alansal ve zamansal değişimlerini saptamak; (ii)
Ekstrem NAOİ evreleriyle bağlantılı olarak ortaya çıkan ve uzun süreli ortalamaya göre daha
yağışlı ya da kurak koşulların istatistiksel anlamlılığını belirlemek; (iii) Türkiye yağışlarının
ekstrem NAOİ evrelerine verdiği tepkinin ya da yanıtın atmosferik nedenlerini açıklamak
için, bu evrelerde 500-hPa jeopotansiyel yükseklik düzeyindeki anomali atmosfer dolaşımı
tiplerini ortaya çıkarmak.
Türkeş ve Erlat (2005), Türkiye’de kış yağışlarındaki değişebilirliği en iyi açıklayan
indisi belirleyebilmek amacıyla, Ponta Delgada – Reykjavik (PD-R), Lisbon –
Stykkisholmur/Reykjavik (L-S(R)) ve Gibraltar – Reykjavik (G-R) NAO indislerinin bir
karşılatırmasını yaptılar. O çalışmaya göre, en yetkin NAOİ, PD-R olduğu için, bu çalışmada
da PD-R NAOİ ’i kullanıldı.
Veri ve yöntem
Çalışmada, Türkeş (1996, 1998)’in 1929-1993 dönemi ve 99 istasyon için geliştirdiği
yağış veri seti, 1994-2000 dönemi için güncelleştirerek kullanıldı (Türkeş ve Erlat, 2003a,
2003b). Devlet Meteoroloji İşleri Genel Müdürlüğü’nün aylık yağış toplamlarından (mm)
oluşan veri setine ve uygulanan homojenlik (türdeşlik) çözümlemelerine ilişkin ayrıntılı
bilgiler, Türkeş (1996, 1999)’de bulunabilir. Türkiye’nin yağış klimatolojisi ve uzun süreli
yağış değişimleri, daha önce çeşitli araştırmacılarca (örneğin: KADIOĞLU, 2000; KOÇ, 2001;
TÜRKEŞ, 1996, 1998, 1999, 2003; TÜRKEŞ vd., 2002; vb.) kapsamlı olarak incelenmiştir.
Çalışma için, Türkiye yağış rejimi bölgeleri üzerinde iyi bir coğrafi dağılış sergileyen ve kayıt
uzunlukları çoğunlukla 70 yıl dolayında olan 78 istasyon seçildi (Şekil 1).
Edirne
Kırklareli
Lüleburgaz
Tekirdağ
Göztepe
MARG
KARA
Sinop
KARD
DENİZ
EGE
DENİZİ
Zonguldak
Samsun
Kastamonu
Rize
Marmara
Ardahan
Adapazarı Bolu
Giresun
Denizi
Merzifon
Trabzon
Amasya
Kars
KİAN
Bilecik
Bayburt
Çorum
Çanakkale Bandırma
Sarıkamış
Şebinkarahisar
Ankara
Bursa
Edremit
Iğdır
Erzincan
Yozgat
Balıkesir
Kütahya Eskişehir
Erzurum
Sivas
Akhisar Simav
Sivrihisar
Kırşehir
KDAN
Hınıs
Uşak Afyon
Manisa
İzmir
Kayseri
Elazığ
Van
Salihli
Ilgın
Aksaray
AKDG
Malatya
Siirt
Aydın
Diyarbakır
Niğde
Konya
Adıyaman Siverek
Isparta
Kahramanmaraş
Muğla
Burdur
Ulukışla
Cizre
KAKD
Karaman
Antalya
Gaziantep
Bodrum
Mersin Adana
Fethiye
Kilis
Şanlıurfa
Alanya
AKD
Silifke
İskenderun
Antakya
AK
DENİZ
Yağış rejimi bölgeleri ve istasyonlar
Şekil 1. Çalışmada kullanılan 78 istasyonun yağış rejimi bölgelerine göre alansal
dağılışı. Karadeniz (KARD); Marmara Geçiş (MARG); Akdeniz (AKD); Akdeniz Geçiş
(AKDG); Karasal Akdeniz (KAKD); Karasal İç Anadolu (KİAN); Karasal Doğu Anadolu
(KDAN).
Çalışmada normalleştirilmiş (standardize) yıllık ve mevsimlik yağış verileri ile 500-hPa
jeopotansiyel yükseklik verileri kullanıldı. Normalleştirilmiş yağış anomalisi (Aiy), herhangi
bir istasyon için aşağıdaki gibi hesaplanır:
Aiy = (Yiy − Y i ) σ i
364
Türkiye’de Kuzey Atlantik Salınımı İle Bağlantılı Yağış Değişikliklerinin 500 Hpa Seviyesindeki Dolaşımla
Açıklanması
Burada, Yiy, bir i istasyonunda bir y yılındaki (ya da mevsimindeki) toplam yağış
tutarını (mm); Y i ve σi, sırasıyla o istasyondaki yıllık (ya da mevsimlik) toplam yağış
dizilerinin uzun süreli ortalamasını (mm) ve standart sapmasını gösterir.
Çalışmada kullanılan NAOİ verisi, “Climate Analysis Section, NCAR, Boulder, USA” ve
Hurrell (1995) (http://www.cgd.ucar.edu/~jhurrell/nao.html) tarafından sağlandı. 19582000 dönemi 12:00 GMT 500-hPa jeopotansiyel yükseklik verisi ise, “Data Support Section
of the Scientific Computing Division at the NCAR in Boulder, Colorado”
(http://www.dss.ucar.edu/datasets) tarafından sağlandı.
Çalışma için, 40°B ve 60°D boylamları ile 20°K ve 70°K enlemleriyle sınırlanan geniş bir
bölge için belirlenen 231 grid noktasına ait 500-hPa jeopotansiyel yükseklik verisi,
düzenlendi ve çözümlendi. Bu geniş bölge, kuzey Atlantik, tüm Avrupa, Kuzey Afrika,
Akdeniz havzası, Arabistan yarımadası, Orta Doğu ve Hazar havzasını içermektedir.
Türkiye yağışlarının NAO’nun değişkenliğine verdiği yanıtların doğasını ve büyüklüğünü
objektif olarak belirlemek amacıyla, her istasyonun yıllık ve mevsimlik dizilerinin negatif ya
da zayıf (≤ -1.0) ve pozitif ya da kuvvetli (≥ 1.0) NAOİ evrelerine karşılık gelen kompozit
(birleşik) yağış anomalileri ve yağış ortalamaları hesaplandı.
Ekstrem NAOİ evrelerine karşılık gelen birleşik yağış ortalamalarının uzun süreli
ortalama yağışlarla karşılaştırılması, “negatif (pozitif) NAOİ evresindeki yağış ortalaması ile
uzun süreli ortalama yağış arasında anlamlı bir fark yoktur” boş hipotezine dayanarak,
Cramer’in tk sınaması ile yapıldı. Bu yönteme ilişkin ayrıntılı bilgi, Türkeş (1996) ile Türkeş
ve Erlat (2003a, 2003b, 2005)’da bulunabilir.
Çözümleme sonuçları
Ekstrem NAOİ Evreleri ile Bağlantılı 500 hPa Düzeyi Dolaşım Tipleri
NAO ekstrem evrelerinde bulunduğunda, hem İzlanda Alçak Basıncı (AB) hem de
Azorlar Yüksek Basıncı (YB), yılın serin/soğuk döneminde, özellikle kışın iyi bir gelişme
göstermektedir. 500-hPa jeopotansiyel yükseklik düzeyindeki ekstrem NAOİ evrelerine
karşılık gelen ortalama anomali dolaşımı tipleri, bu durumu çok açık bir biçimde
göstermektedir (kış sonuçlarına çok benzediği için, yıllık haritalar verilmedi) (Şekil 2-5). Bu
haritalarda, normalleştirilmiş 500-hPa jeopotansiyel yüksekliklerin pozitif değerleriyle
karakterize olan merkezler, antisiklonik anomali dolaşımını temsil ederken, negatif
jeopotansiyel yükseklik anomalisi merkezleri, siklonik anomali dolaşımını temsil etmektedir.
Siklonik (antisiklonik) anomali dolaşımının, yüzey koşullarında da, yüksek atmosfer
seviyesindeki alçak merkezlere ve oluklara (yüksek merkezlere ve sırtlara) benzer
klimatolojik etkiler yapması beklenir.
NAO’nun negatif evresi, özellikle kış, ilkbahar ve yıllık olarak, subtropikal kuzeydoğu
Atlantik, Kuzey Afrika ve Türkiye’ye doğru Akdeniz havzası üzerinde, ortalamadan daha
kuvvetli batılı ve güneybatılı (genel olarak yüksek atmosfer batı rüzgarları) bir dolaşım;
İskandinavya, orta enlem ve sub-Arktik kuzeydoğu Atlantik üzerinde ise ortalamadan daha
kuvvetli bir kuzeydoğulu dolaşım gösterir. Bu egemen yüksek atmosfer akışları, dinamik
oluşumlu İzlanda AB alanı, orta-batı ve Kuzey Afrika’daki termal oluşumlu Hadley hücresi
dolaşımı alanı ve Orta Doğu üzerindeki antisiklonik anomali merkezleri ile Azorlar ve BatıOrta Avrupa üzerindeki siklonik anomali merkezleriyle bağlantılıdır (Şekil 2a, 3a).
Tersine, NAO’nun pozitif evresinde, orta enlemler ve İskandinavya üzerinde batı
rüzgarları kuvvetlenirken, Türkiye’den Akdeniz havzası ve Kuzey Afrika yoluyla subtropikal
Atlantik’e kadar uzanan geniş bir taşıyıcı kuşak üzerinde, kuvvetli doğulu ve kuzeydoğulu
(genel olarak doğu sektörlü) bir dolaşım egemen olmaktadır. NAO’nun pozitif evresinde orta
troposferde gelişen bu dolaşım tipleri, kışın, ilkbaharda ve yıllık olarak, İzlanda AB bölgesi
üzerindeki olağandışı alçak 500-hPa jeopotansiyel yüksekliklerle ve subtropikal doğu
Atlantik, İber Yarımadası ve Doğu Avrupa, Balkanlar bölgelerindeki olağandışı yüksek
jeopotansiyel yükseklik değerleriyle bağlantılıdır (Şekil 2.b, 3.b). Kuvvetlenen batılı ve
kuzeybatılı dolaşım tiplerinin egemen olduğu geniş alanlar, yukarıda tanımlanan siklonik ve
antisiklonik anomali merkezlerinin kenarları boyunca görülen kuvvetli 500-hPa
jeopotansiyel anomali gradyanı ile ilişkilidir.
365
Murat TÜRKEŞ & Ecmel ERLAT
500-hPa anomali dolaşımı haritaları, ayrıca, NAO’nun negatif evresi için, orta-kuzey
Afrika ve Orta Doğu üzerindeki pozitif sapmaların ve merkezlerin; NAO’nun pozitif evresi için
ise, orta-kuzey Afrika, Orta Doğu ve Arabistan Yarımadası üzerindeki negatif ve pozitif
anomali merkezlerinin varlığını göstermektedir (Şekil 2, 3).
Öte yandan, yaz ve sonbahardaki 500-hPa düzeyindeki anomali dolaşımı tipleri,
anomali merkezlerinin yeri, kuvveti (şiddeti) ve sayısı açısından, kış, ilkbahar ve yıllık
koşullara göre hem kısmen farklıdır hem de daha karmaşıktır (Şekil 4, 5). Yazın NAO’nun
negatif evresi, kuzeydoğu Atlantik ve Kuzey Avrupa üzerindeki İzlanda AB alanı üzerindeki
antisiklonik anomali merkeziyle bağlantılı bir doğulu/kuzeydoğulu dolaşımın varlığını
gösterir. NAO’nun pozitif evresi, orta-kuzeydoğu Atlantik ve Batı Avrupa üzerindeki siklonik
anomali merkezleriyle bağlantılı kuvvetlenmiş bir doğulu/kuzeydoğulu dolaşımın varlığını
gösterir (Şekil 4.a). Bu evre, ayrıca, orta Akdeniz havzası ve Balkanlar üzerindeki
kuvvetlenmiş güneybatılı akışları da denetlemektedir. Bu bölge üzerindeki güneybatılı
anomali dolaşımı, tam Batı Avrupa üzerindeki siklonik anomali merkeziyle ve orta-doğu
Akdeniz havzasındaki antisiklonik anomali merkeziyle yakından ilişkilidir. Öte yandan,
pozitif NAO evresi kuzey Akdeniz/güney Avrupa, kuzeybatı Türkiye ve Kara Deniz’i içeren
çok geniş bir bölge boyunca egemen olan kuvvetlenmiş doğulu ve kuzeydoğulu dolaşımı
gösterir (Şekil 4.b).
Sonbahar, İzlanda AB ve Azorlar YB alanları üzerindeki belirgin anomali merkezlerine
ek olarak, öteki merkezlerle karşılaştırıldığında, NAO’nun her iki ekstrem evresinde de
oluşan, çok iyi tanımlanabilen ve geniş ölçekli anomali merkezlerinin karakterize ettiği tek
mevsimdir. Bu mevsimde, kuzey Rusya ve Doğu Avrupa üzerinde bulunan bir negatif
anomali merkezinin ve bu merkezden Türkiye’ye doğru uzanan bağlantılı bir trof’un (oluğun)
varlığı çok dikkat çekicidir (Şekil 5.a). Bu, NAO’nun negatif evresi süresince Atlantik’in
Azorlar bölgesindeki bilinen anomali merkezinden bağımsız olarak iyi gelişmiş, geniş alanlı
ve belirgin tek anomali desenidir. Pozitif NAO evresinde Türkiye üzerinde egemen olan
kuvvetlenmiş kuzeyli ve kuzeydoğulu anomali dolaşımı da belirgindir. Bu anomali dolaşımı,
Orta ve Doğu Avrupa’daki kuvvetli antisiklonik anomali merkezi ile, orta-kuzey Afrika ve
Arabistan yarımadası üzerinde gelişen siklonik anomali merkezleri ile bağlantılıdır (Şekil
5.b).
Ekstrem NAO evrelerinin yıllık yağışlara etkisi
Yıllık yağışlar, negatif NAOİ evresinde, Türkiye’nin büyük bir bölümünde uzun yıllar
ortalamasına göre artış eğilimi göstermektedir (birleşik analiz sonuçları için yıllık ve
mevsimlik hiçbir harita verilmedi). Cramer’in tk sınamasına göre, negatif NAOİ evresine
karşılık gelen birleşik yağış ortalamaları, 14 istasyonda uzun süreli ortalamaya göre
istatistiksel olarak daha yağışlıdır. Yağışlı NAOİ sinyalleriyle tanımlanan bu istasyonlar,
çoğunlukla AKD’nin Ege bölümü ile MARG ve AKDG yağış bölgelerinde bulunur. Pozitif
NAOİ evresini karşılayan normalleştirilmiş birleşik yıllık yağışlar, KDAN ve KAKD yağış
rejimi bölgesindeki bazı istasyonların dışında istasyonların 67’sinde negatif anomaliler
göstermektedir. Cramer’in tk sınamasına göre, pozitif NAOİ evresinde uzun süreli ortalama
yağıştan kurak koşullar, çoğunluğu MARG, AKD ve AKDG yağış bölgelerinde yer alan
istasyonlarda olmak üzere, 19 istasyonda anlamlıdır.
Negatif NAOİ evresine karşılık gelen 500-hPa anomali dolaşımları, Türkiye’ye uzun
süreli ortalamanın üzerinde yağış getirmektedir. Bu dolaşım deseninde, 500-hPa
jeopotansiyel seviyesi, İzlanda AB alanında aşırı yüksek, Azorlar YB alanı ile Batı ve Orta
Avrupa bölgeleri üzerinde ise aşırı düşüktür (harita verilmedi). Tersine, pozitif NAOİ
evresinde Atlantik ve Avrupa üzerindeki NAO deseni, 500-hPa jeopotansiyel seviyesi İzlanda
AB alanında aşırı düşük, buna karşılık subtropikal ve orta enlem doğu Atlantik ve Doğu
Avrupa
ile Balkanlar bölgeleri üzerinde aşırı yüksek olduğu zamanlarda, uzun süreli
ortalamanın altında yağış getirir. Özellikle, negatif (pozitif) NAOİ evresinde Batı ve Orta
Avrupa (Doğu Avrupa-Balkanlar) üzerine yerleşen siklonik anomali (antisiklonik blok
etkinliği) ile ilişkili güneybatılı (kuzeydoğulu) dolaşım, Türkiye’nin batısındaki yağışlı (kurak)
sinyalleri denetlemektedir.
366
Türkiye’de Kuzey Atlantik Salınımı İle Bağlantılı Yağış Değişikliklerinin 500 Hpa Seviyesindeki Dolaşımla
Açıklanması
Ekstrem NAO evrelerinin kış yağışlarına etkisi
Kış yağışları negatif NAOİ evresinde artma eğilimi, pozitif NAOİ evresinde ise azalma
eğilimi göstermektedir. Cramer’ın tk sınaması, negatif NAOİ evresine karşılık gelen uzun
süreli ortalamadan yağışlı koşulların 40 istasyonda anlamlı olduğunu gösterir. Kış
yağışlarında uzun süreli ortalamaya göre istatistiksel olarak anlamlı artışların görüldüğü
tutarlı bölgeler, esas olarak MARG ve AKD’nin Ege bölümünde, İskenderun körfezi
çevresinde, AKDG, KAKD ve KİAN’ın orta ve kuzey bölümlerinde egemendir. Pozitif NAOİ
evresindeki ortalamadan kurak koşullar, 38 istasyonda anlamlıdır. Kurak sinyaller,
Türkiye’nin kuzeybatısında ve ortasındaki istasyonlarda daha kuvvetli olmak üzere,
Karadeniz yağış rejimi bölgesi dışında tüm bölgelerde görülmektedir.
Subtropikal kuzeydoğu Atlantik, Kuzey Afrika ve Türkiye ile birlikte Akdeniz havzası
boyunca, negatif NAOİ evresinde egemen olan güneybatılı dolaşım, Türkiye’de çoğunlukla
uzun süreli ortalamadan daha yağışlı koşullarla sonuçlanır (Şekil 2.a). Bu dolaşım tipi,
İzlanda AB alanındaki antisiklonik anomali merkezi ile Azorlardan Doğu Avrupa’ya uzanan
siklonik anomali merkezince birlikte denetlenmektedir. Öte yandan, pozitif NAOİ evresinde
Türkiye üzerindeki kuzeydoğulu dolaşım deseni, Türkiye’de çoğunlukla önemli kurak
koşullara neden olmaktadır (Şekil 2.b). Bu dolaşım deseni, İzlanda ve Kuzey Afrika bölgeleri
üzerindeki siklonik anomali merkezleri ile subtropikal kuzeydoğu Atlantik-İber Yarımadası
ve Doğu Avrupa-Balkanlar bölgeleri boyunca egemen olan antisiklonik anomali merkeziyle
bağlantılıdır.
40°W
35°W
30°W
25°W
20°W
15°W
10°W
05°W
0°
05°E
10°E
15°E
20°E
25°E
30°E
35°E
40°E
45°E
50°E
55°E
60°E
70°N
+
65°N
60°N
55°N
50°N
45°N
-
40°N
+
35°N
30°N
25°N
+
-
(a) NAO kış indisinin negatif evresi
40°W
35°W
30°W
25°W
20°W
15°W
10°W
05°W
0°
05°E
10°E
15°E
20°E
25°E
30°E
35°E
40°E
45°E
20°N
50°E
55°E
60°E
70°N
-
65°N
60°N
55°N
+
50°N
45°N
+
40°N
35°N
30°N
-
+
25°N
20°N
(b) NAO kış indisinin pozitif evresi
Şekil 2. NAO kış indisinin (a) negatif ve (b) pozitif evrelerini karşılayan 500-hPa
jeopotansiyel yükseklik düzeyi dolaşım tipleri.
Ekstrem NAO evrelerinin ilkbahar yağışlarına etkisi
Negatif NAOİ evresinde yağışlar, istasyonların 55’inde uzun yıllar ortalamasına göre
artış eğilimi göstermektedir. Ancak, uzun süreli ortalamadan yağışlı koşullar, yalnız üç
istasyonda anlamlıdır. Pozitif NAOİ evresindeki yağış anomalileri, KAKD, KİAN ve KDAN
367
Murat TÜRKEŞ & Ecmel ERLAT
bölgelerindeki bazı istasyonlar dışında negatif işaretlidir. Ancak, uzun süreli ortalamadan
kurak koşullar 9 istasyonda anlamlıdır.
Ekstrem NAOİ evreleri için hesaplanan 500-hPa dolaşım desenlerinin etkileri, yöresel
ve/ya da yerel fiziki coğrafya ve meteoroloji etmenlerinin etkisi sonucunda, kış ve sonbahara
göre ilkbaharda zayıflamasına karşın, NAO ilkbahar indisinin negatif (pozitif) evresi
süresince Türkiye’deki göreceli yağışlı (kurak) koşulların, Güney ve Orta Avrupa üzerindeki
siklonik (antisiklonik) anomali dolaşımıyla ilişkili olduğu görülmektedir (Şekil 3.a, 3.b).
Yöresel ve yerel etmenler, sinoptik ya da bölgesel ölçekli atmosferik dolaşım düzeneklerinin
gerçek etkilerini bastırmaktadır.
Ekstrem NAO evrelerinin yaz yağışlarına etkisi
46 istasyonun negatif NAOİ yanıtları, birleşik pozitif yağış anomalileriyle tanımlanır.
Ancak, uzun süreli ortalamadan yağışlı koşullar, Fethiye, Şanlıurfa ve Siverek istasyonları
dışında, anlamlı değildir. Pozitif NAOİ evresinde ise, öteki mevsimlerde açık olarak belirlenen
birleşik yağış anomalileri ile NAOİ arasındaki işaret zıtlığı büyük ölçüde ortadan
kalkmaktadır. Pozitif NAOİ evresinde, birleşik yağış anomalileri 58 istasyonda pozitif işaretli
olmasına karşın, yaz yağışlarında bulunan bu artış, farklı yağış rejimi bölgelerinde yer alan
Lüleburgaz, Akhisar, İskenderun, Eskişehir ve Van istasyonlarında anlamlıdır.
40°W
35°W
30°W
25°W
20°W
15°W
10°W
05°W
0°
05°E
10°E
15°E
20°E
25°E
30°E
35°E
40°E
45°E
55°E
50°E
60°E
70°N
+
65°N
60°N
55°N
50°N
-
45°N
-
40°N
35°N
30°N
+
+
25°N
20°N
(a) NAO ilkbahar indisinin negatif evresi
40°W
35°W
30°W
25°W
20°W
15°W
10°W
05°W
0°
05°E
10°E
15°E
20°E
25°E
30°E
35°E
40°E
45°E
50°E
55°E
60°E
70°N
-
65°N
60°N
55°N
50°N
+
45°N
+
40°N
35°N
-
-
30°N
25°N
20°N
(b) NAO ilkbahar indisinin pozitif evresi
Şekil 3. Şekil 2 (a) ve (b)’deki gibi, ama ilkbahar için.
Yaz pozitif NAOİ evresinde, Türkiye’nin bir çok istasyonundaki yağışlı koşullar, büyük
olasılıkla, özellikle Türkiye’nin kuzeybatı bölümü üzerindeki kuzeydoğulu dolaşım
tarafından denetlenmektedir (Şekil 4.b). Bu dolaşım tipi, Orta Avrupa üzerindeki iyi
gelişmiş bir pozitif anomali merkezi ile Türkiye’nin güneyi ile orta ve doğu Akdeniz-
368
Türkiye’de Kuzey Atlantik Salınımı İle Bağlantılı Yağış Değişikliklerinin 500 Hpa Seviyesindeki Dolaşımla
Açıklanması
Mezopotamya bölgeleri üzerinde yerleşen negatif anomali merkezleriyle bağlantılıdır. Pozitif
NAOİ evresinde bu bölgeler üzerinde gelişen siklonik dolaşım, yerel konvektif sağanaklara
ve orajlara (İng., thunderstorms) neden olabilir. Bu durum, öteki mevsimlerle
karşılaştırıldığında, Türkiye yağışlarındaki NAOİ yanıtlarının kabul edilen ve/ya da beklenen
klimatolojik etkisi açısından olağan bir özellik değildir.
Ekstrem NAO evrelerinin sonbahar yağışlarına etkisi
Negatif NAOİ evresinde, uzun yıllar ortalamasından yağışlı birleşik yağış ortalamaları,
22 istasyonda anlamlıdır. Sonbahar yağışlarındaki artış sinyalleri, çoğunlukla MARG, AKDG
ve AKD bölgeleri ile KİAN’ın orta-kuzeydoğusunda yer alan istasyonlarda egemendir.
Türkiye’de sonbahar yağışları pozitif NAOİ evresinde uzun yıllar ortalamasına göre azalma
eğilimindedir. Uzun süreli ortalamadan kurak birleşik yağış ortalamaları, 21 istasyonda
anlamlıdır. Kurak sinyaller, çoğunlukla MARG’nin güneyinde, AKDG bölgesinde, AKD’nin
Ege bölümünde ve KİAN orta ve batısında iyi bir alansal tutarlılık sergilemektedir.
40°W
35°W
30°W
25°W
20°W
15°W
10°W
05°W
0°
05°E
10°E
15°E
25°E
20°E
30°E
35°E
40°E
45°E
50°E
55°E
60°E
70°N
+
65°N
60°N
55°N
50°N
-
-
45°N
40°N
+
35°N
30°N
25°N
20°N
(a) NAO yaz indisinin negatif evresi
40°W
35°W
30°W
25°W
20°W
15°W
10°W
05°W
0°
05°E
10°E
15°E
20°E
25°E
30°E
35°E
40°E
45°E
50°E
55°E
60°E
70°N
-
65°N
60°N
55°N
+
50°N
45°N
+
40°N
-
-
35°N
30°N
25°N
20°N
(b) NAO yaz indisinin pozitif evresi
Şekil 4: Şekil 2 (a) ve (b)’deki gibi, ama yaz için.
Negatif NAOİ evresinde sonbahardaki belirgin yağışlı koşullar, kuzey Rusya ve Doğu
Avrupa üzerindeki bir siklonik anomali merkeziyle bağlantılı olan Türkiye üzerindeki bir
500-hPa oluk yapısıyla açıklanabilmektedir (Şekil 5.a). Esas olarak Orta ve Doğu Avrupa
üzerindeki kuvvetli bir antisiklonik anomali merkeziyle bağlantılı olan bir kuzeydoğulu
anomali dolaşımı ise, pozitif NAOİ evresinde gerçekleşen kurak koşulları denetlemektedir
(Şekil 5.b).
369
Murat TÜRKEŞ & Ecmel ERLAT
40°W
35°W
30°W
25°W
20°W
15°W
10°W
05°W
05°E
0°
10°E
15°E
20°E
25°E
30°E
35°E
40°E
45°E
50°E
55°E
60°E
70°N
+
-
65°N
60°N
55°N
50°N
45°N
-
40°N
+
+
35°N
30°N
25°N
20°N
(a) NAO sonbahar indisinin negatif evresi
40°W
35°W
30°W
25°W
20°W
15°W
10°W
05°W
0°
05°E
10°E
15°E
20°E
25°E
30°E
35°E
40°E
45°E
50°E
55°E
60°E
70°N
-
65°N
60°N
+
55°N
50°N
45°N
40°N
+
35°N
-
-
30°N
25°N
20°N
(b) NAO sonbahar indisinin pozitif evresi
Şekil 5. Şekil 2 (a) ve (b)’deki gibi, ama sonbahar için.
Sonuçlar
(1) Ekstrem NAOİ evrelerine karşılık gelen birleşik yağış ortalamaları, yaz mevsimi
dışında çoğunlukla belirgin bir zıt anomali gösterir. Yıllık, kış, ilkbahar, sonbahar ve kısmen
de yaz birleşik yağış ortalamaları, negatif NAOİ evresinde çoğunlukla uzun süreli
ortalamadan daha yağışlı koşullarla tanımlanırken, yıllık ve -yaz dışında- mevsimlik
yağışların pozitif NAOİ evresine verdiği yanıtlar genellikle kurak koşullar sergilemektedir.
(2) Ekstrem NAOİ evrelerinde yağışlarda oluşan alansal olarak tutarlı ve anlamlı
değişiklikler (yağışlı ve kurak koşullar), Türkiye’nin Karasal İç Anadolu bölgesinde ve genel
olarak Akdeniz yağış rejimi özellikli batı bölgelerinde daha belirgindir.
(3) Negatif NAOİ evresine karşılık gelen 500-hPa yükseklik düzeyi atmosfer dolaşımı, kış,
ilkbahar ve sonbaharda ve yıllık olarak, Türkiye’de uzun süreli ortalamadan daha yağışlı
koşulların oluşmasına neden olmaktadır. Bu evrede Türkiye yağışlarında gözlenen artışlar,
500-hPa jeopotansiyel düzeyinin İzlanda Alçak Basıncı bölgesinde uzun süreli ortalamaya
göre çok yüksek, genel olarak Azorlar Yüksek Basıncı ve Avrupa bölgeleri üzerinde ise çok
düşük olduğu belirgin bir atmosfer dolaşımı ile bağlantılıdır.
(4) Tersine, pozitif NAOİ evresi süresince Kuzey Atlantik ve Avrupa üzerinde etkili olan
atmosfer dolaşımı, Türkiye’de uzun süreli ortalamaya göre kurak koşulların oluşmasından
sorumludur. Bu evrede, 500-hPa jeopotansiyel yükseklik düzeyindeki atmosfer dolaşımı,
İzlanda Alçak Basıncı bölgesindeki uzun süreli ortalamaya göre kuvvetli bir negatif anomali
370
Türkiye’de Kuzey Atlantik Salınımı İle Bağlantılı Yağış Değişikliklerinin 500 Hpa Seviyesindeki Dolaşımla
Açıklanması
ile subtropikal ve orta enlem kuşağının kuzeydoğu Atlantik ve Avrupa bölgeleri üzerinde
oluşan kuvvetli bir pozitif anomali tarafından denetlenmektedir.
Kaynakça
BEN-GAI, T., BITAN, A., MANES, A., ALPERT, P., KUSHNIR, Y., 2001, “Temperature and surface
pressure anomalies in Israel and the North Atlantic Oscillation”, Theoretical and Applied
Climatolog, 69, 171-177.
CULLEN, H.M., DeMENOCOL, P.B., 2000, “North Atlantic influence on Tigris-Euphrates streamflow”,
International Journal of Climatology, 20, 853-863.
DELITALA, A.M.S., CESARI, D., CHESSA, P.A., WARD, M.N., 2000, “Precipitation over Sardinia (Italy)
during the 1946-1993 rainy seasons and associated large-scale climate variations”, International
Journal of Climatology, 20, 519-541.
HURRELL, J.W., 1995, “Decadal trends in the North Atlantic Oscillation and relationships to regional
temperature and precipitation”, Science, 269, 676-679.
HURRELL, J.W., VAN LOON H., 1997, “Decadal variations in climate associated with the North
Atlantic Oscillation”, Climatic Change, 36, 301-326.
http://www.cgd.ucar.edu/~jhurrell/NAO.html. The NAO Index Data. The Climate Analysis Section of
the NCAR and Hurrell (1995), son erişim tarihi 16.04.2004
http://www.dss.ucar.edu/datasets. Geopotential Height Data. The Data Support Section of the NCAR
(Boulder, Colorado, USA) son erişim tarihi 20.05.2004
KADIOĞLU, M., 2000, “Regional variability of seasonal precipitation over Turkey”, International
Journal of Climatology, 20, 1743-1760.
KAPALA, A., MACHEL, H., FLOHN, H., 1998, “Behaviour of the centres of action above the Atlantic
since 1881, Part II: associations with regional climate anomalies”, International Journal of
Climatology, 18, 23-36.
KOÇ, T., 2001, Kuzeybatı Anadolu'da İklim Ortam: Sinoptik, İstatistik ve Uygulama Boyutlarıyla,
Çantay Kitapevi, İstanbul.
KUTIEL, H., HIRSCH-ESHKOL, T.R., TÜRKEŞ, M., 2001, “Sea level pressure patterns associated with
dry or wet monthly rainfall conditions in Turkey”, Theoretical and Applied Climatology, 69, 39-67.
RODO, X., BAERT, E., COMIN, F.A., 1997, “Variations in seasonal rainfall in southern Europe during
the present century: relationships with the North Atlantic Oscillation and the El Nino Southern
Oscillation”, Climate Dynamics, 13, 275-284.
SERREZE, M.C., CARSE, F., BARRY, R.G., ROGERS, J.C., 1997, “Icelandic low cyclone activity:
climatological features, linkages with the NAO, and relationships with recent changes in the
Northern Hemisphere circulation”, Journal of Climate, 10, 453-464.
TATLI, H., DALFES, H.N., MENTEŞ, S., 2004, “A statistical downscaling method for monthly total
precipitation over Turkey”, International Journal of Climatology, 24, 161-180.
TÜRKEŞ, M., 1996, Spatial and temporal analysis of annual rainfall variations in Turkey”,
International Journal of Climatology, 16, 1057-1076.
TÜRKEŞ, M., 1998, “Influence of geopotential heights, cyclone frequency and Southern Oscillation on
rainfall variations in Turkey”, International Journal of Climatology, 18, 649-680.
TÜRKEŞ, M., 1999, “Vulnerability of Turkey to desertification with respect to precipitation and aridity
conditions”, Turkish Journal of Engineering and Environmental Science, 23, 363-380.
TÜRKEŞ, M., 2003, “Spatial and temporal variations in precipitation and aridity index series of
Turkey”, In: Mediterranean Climate – Variability and Trends, Hans-Jürgen Bolle, (ed.), Regional
Climate Studies. Springer Verlag, Heidelberg, pp. 181-213.
TÜRKEŞ, M., ERLAT E., 2003a, “Türkiye’de Kuzey Atlantik Salınımı ile bağlantılı yağış değişiklikleri ve
değişebilirliği”, III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu Bildiri Kitabı, 318-333. İ.T.Ü. Uçak ve Uzay
Bilimleri Fakültesi, Meteoroloji Mühendisliği Bölümü, İstanbul.
TÜRKEŞ M., ERLAT, E., 2003b, “Precipitation changes and variability in Turkey linked to the North
Atlantic Oscillation during the period 1930-2000”, International Journal of Climatology, 23, 17711796.
371
Murat TÜRKEŞ & Ecmel ERLAT
TÜRKEŞ, M., ERLAT, E., 2005, “Climatological responses of winter precipitation in Turkey to
variability of the North Atlantic Oscillation during the period 1930-2001”, Theoretical and Applied
Climatology, 81, 45-69.
TÜRKEŞ, M., SÜMER, U.M., KILIÇ G., 2002, “Persistence and periodicity in the precipitation series of
Turkey and associations with 500-hPa geopotential heights”, Climate Research, 21, 59-81.
WIBIG, J., 1999, “Precipitation in Europe in relation to circulation patterns at the 500-hPa level”,
International Journal of Climatology, 19, 253-269.
372