türkiye`de kuzey atlantik salınımı ile bağlantılı yağış değişiklikleri ve

III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
TÜRKİYE’DE KUZEY ATLANTİK SALINIMI İLE BAĞLANTILI
YAĞIŞ DEĞİŞİKLİKLERİ VE DEĞİŞEBİLİRLİĞİ
Murat Türkeş1 ve Ecmel Erlat2
1
Devlet Meteoroloji İşleri Genel Müdürlüğü, Araştırma ve Bilgi İşlem Dairesi Başkanlığı,
Ankara
2
Ege Üniversitesi Edebiyat Fakültesi, Coğrafya Bölümü, Bornova - İzmir
ÖZET: Türkiye’nin 78 istasyonundaki yıllık ve mevsimlik yağış dizileri ile Kuzey Atlantik
Salınımı (NAO) indisleri arasındaki ilişki ve ekstrem NAO indisi (NAOİ) evrelerinin ve
NAO’daki tek yıllardaki ve daha uzun süreli değişimlerin Türkiye’deki yağış koşulları
üzerindeki etkileri incelenmiştir. Çalışmanın sonuçları aşağıdaki ana bulguları ve
değerlendirmeleri vermiştir:
(i) NAO indisleri ile Türkiye yağışları arasında negatif bir ilişki vardır. Negatif ilişki
katsayıları kışın 61, sonbaharda 23 ve ilkbaharda 8 istasyonda anlamlıdır. (ii) Ekstrem NAOİ
evrelerine karşılık gelen birleşik yağış ortalamaları, zayıf ve kuvvetli NAOİ evreleri arasında yaz dışında- çoğunlukla belirgin bir zıt anomali deseni gösterir. (iii) Yıllık, kış, ilkbahar,
sonbahar ve kısmen de yaz birleşik yağış ortalamaları, zayıf NAOİ evresinde genellikle uzun
süreli ortalamadan daha yağışlı koşullarla tanımlanırken, yıllık ve -yaz dışında- mevsimlik
yağışların kuvvetli NAOİ evresine verdiği yanıtlar genellikle kurak koşullar sergilemiştir. (iv)
Ekstrem NAOİ evrelerinde yağışlarda oluşan alansal olarak tutarlı ve anlamlı değişiklikler
(yağışlı ve kurak sinyaller), Türkiye’nin Karasal İç Anadolu bölgesinde ve genel olarak
Akdeniz yağış rejimi özellikli batı bölgelerinde daha belirgindir. (v) Kuzey Atlantik
dolaşımındaki düşük sıklıklı dalgalanmalar, Türkiye’de 1960’ların başından beri özellikle
kışın ısrarlı olan alansal olarak tutarlı geniş ölçekli yağış anomalileriyle yakından bağlantılı
olmuştur. (vi) Kış ve sonbahar mevsimlerinde ve yıllık olarak, anlamlı ilişki katsayılarının
egemen olduğu tutarlı bölgeler ile ekstrem NAOİ yağış sinyalleriyle tanımlanan tutarlı
bölgeler arasında çok iyi bir uyum vardır.
Anahtar Kelimeler: Yağış, NAO indisi, ekstrem NAOİ evreleri, birleşik yağış anomalisi ve
ortalaması, korelasyon ve Cramer tk sınaması.
PRECIPITATION CHANGES AND VARIABILITY IN TURKEY
LINKED TO THE NORTH ATLANTIC OSCILLATION
ABSTRACT: Relationships between the North Atlantic Oscillation (NAO) indices and the
annual and seasonal precipitation series at the 78 stations of Turkey, and the influences of the
extreme NAO index (NAOI) episodes and the individual yearly and longer time-scale
variations in the NAO on the precipitation conditions in Turkey were investigated. Results of
the study have led to the following main conclusions and evaluations:
(i) There is a negative relationship between the Turkish precipitation series and the
NAO indices. Negative correlation coefficients are significant at the 61 stations in winter and
at the 23 and 8 stations in autumn and spring, respectively. (ii) Composite precipitation means
corresponding the extreme NAOI phases mostly exhibit an apparent opposite anomaly pattern,
except in summer, between the weak and strong NAOI phases. (iii) Annual, winter, spring,
autumn and partly summer composite precipitation means are mostly characterised by the
wetter than long-term average conditions during the weak NAOI phase, whereas the responses
of the annual and seasonal precipitation except in summer to the strong NAOI phase mostly
exhibit dry conditions. (iv) Spatially coherent and statistically significant changes in the
318
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
precipitation amounts (wet and dry signals) during the extreme NAOI phases are more
apparent in the Continental Central Anatolia region and the western regions generally
characterized with the Mediterranean rainfall regime in Turkey. (v) The low-frequency
fluctuations in the circulation of the North Atlantic have been closely linked to the coherent
large-scale precipitation anomalies persisted particularly in winter over Turkey since the early
1960s. (vi) There is a great resemblance between the coherent regions dominated by the
significant correlation coefficients and the coherent regions characterised by the extreme
NAOI precipitation signals.
Key Words: Precipitation, the NAO index; extreme NAOI phases, composite precipitation
anomaly and mean, correlation and Cramer’s tk test.
1. GİRİŞ
NAO İndisi
Kuzey Atlantik Salınımı (NAO), sinoptik ve yarımküresel ölçekli hava olaylarını ve
bölgesel iklim anomalilerini kontrol eden geniş ölçekli atmosferik uzak bağlantı desenlerinin
oldukça iyi bilinen örneklerinden biridir. NAO, Azorlar bölgesi üzerinde yerleşik dinamik
subtropikal antisiklon (yüksek basınç) ile Grönland ve İzlanda üzerinde egemen orta enlem
depresyonu (siklonu ya da alçak basıncı) arasındaki, geniş ölçekli atmosferik basınç
dalgalanması olarak tanımlanabilir. NAO’nun davranışlarını ve ekstrem evreleriyle bağlantılı
bölgesel iklim anomalilerini değerlendirmek amacıyla, değişik NAO indisleri geliştirilmiştir.
Bir NAO indisi, genellikle Azor Adaları’nda ve İzlanda’da bulunan iki ayrı istasyonun
normalleştirilmiş deniz seviyesi basınçları arasındaki farka (Azor Yükseği – İzlanda Alçağı
basınç gradyanına) dayanarak düzenlenir.
5
4
3
2
1
0
-1
-2
-3
-4
-5
-6
NAO Kış
1989-94(1.85)
1973(2.4)
1963(-4)
1963-69(-2.92)
1860 1870 1880 1890 1900 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000
Yıl
Şekil 1. NAO kış indisindeki uzun süreli değişimler. Yıldan yıla değişebilirlik, 9 noktalı düşük
geçirimli Gauss süzgeci (▬▬) ile düzgünleştirilmiştir.
NAO indisleri, özellikle kışın (Şekil 1), 1980’li ve 1990’lı yıllarda çoğunlukla ısrarlı
bir pozitif anomali devresi gösterdiğinden, 1990’lı yıllarla birlikte NAO’nun önemi ve ona
gösterilen ilgi artmış ve özellikle Kuzey Atlantik, Avrupa ve Akdeniz Havzası için birçok
bilimsel çalışma gerçekleştirilmiştir. Bu çalışmalarda, özellikle kış ve uzun kış mevsimlerine
ilişkin kuvvetli ve zayıf NAO devrelerinde, Avrupa’da ve Akdeniz Havzası’nda önemli iklim
anomalilerinin oluştuğu kaydedilmiştir. Pozitif NAO evresi, Kuzey Atlantik’in yüksek
enlemleri boyunca normalin altındaki deniz seviyesi basıncı (DSB) ve jeopotansiyel yükseklik
değerleri ile kendisini gösterirken, orta-Kuzey Atlantik, ABD’nin doğusu ve Batı Avrupa’da
normalin üzerindeki DSB ve jeopotansiyel yükseklerle tanımlanmaktadır. Pozitif NAOİ
anomali devresinde, Akdeniz Havzası’na ve dolayısıyla Türkiye ve bölgesine ulaşan cephesel
319
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
depresyonların sıklığında bir azalma ve bununla ilişkili olarak da özellikle kış döneminde
kurak koşullar ortaya çıkmaktadır. Negatif devre ise, DSB ve jeopotansiyel yükseklik
anomalilerinde zıt desenler oluşturmaktadır. Kuvvetli ve zayıf NAO devrelerinde, zıt sıcaklık
ve yağış anomalisi desenleri de gözlenir. Her iki NAO devresi de, Kuzey Atlantik jet akımının
ve depresyon yolunun şiddetinde ve konumundaki havza ölçekli değişiklikler ile zonal ve
meridyonal ısı ve nem taşınımının normal desenlerindeki geniş ölçekli bozulmalarla
bağlantılıdır (Hurrell, 1995; Hurrell ve Van Loon, 1997).
Hurrell (1995), atmosferik nem bütçesinin değerlendirilmesine dayanarak, Güney
Avrupa ve Akdeniz Havzası üzerinde etkili olan kurak koşullar ile kuzey Avrupa ve
İskandinavya’daki nemli koşulların, nemlilik koşullarındaki geniş alanlı ve anlamlı
değişikliklerle bağlantılı olduğunu göstermiştir. Hurrell ve Van Loon (1997), 1980’den sonra
güney Avrupa ve Akdeniz bölgelerinde etkili olan kurak kış koşullarını içeren yağış
anomalilerinin ve kuzey Avrupa ve İskandinavya üzerindeki normalden yağışlı koşulların da,
NAO’nun davranışlarıyla bağlantılı olduğunu açıklamıştır.
Güneyli Salınım (SO) ve NAO’nun Akdeniz Havzası ve onu çevreleyen bölgelerdeki
ve/ya da ülkelerdeki iklimsel değişebilirlik ve anomaliler üzerindeki etkilerinin belirlenmesine
yönelik çok sayıda çalışma yapılmıştır (örneğin: Rodo vd., 1997; Türkeş, 1998b, 2000; Wibig,
1999; Delitala vd., 2000; Camuffo vd., 2000; Cullen ve deMenocal, 2000; Ben-Gai vd., 2001;
Kahya ve Karabörk, 2001; Mariotti vd., 2002; Erlat, 2002a, 2002b, vb.).
Ancak, bu çalışmalarda, tüm Türkiye’yi coğrafi olarak iyi bir biçimde temsil eden,
uzun süreli ve türdeşlikleri çok ayrıntılı olarak incelenmiş yeterli sayıda istasyonun yıllık ve
mevsimlik yağış dizileri kullanılarak, Türkiye yağışları ile NOA indisleri arasındaki ilişkilerin,
ekstrem NAOİ evreleriyle bağlantılı birleşik yağışlı ve kurak anomalilerin ve NAOİ
sinyallerinin, ısrarlı ekstrem NAOİ anomali yıllarında oluşan yağışlı ve kurak koşulların
alansal ve zamansal değişimleri ayrıntılı olarak ortaya konulmamıştır. Bu yüzden, büyük
ölçüde Türkeş ve Erlat’a (2002) dayanan çalışmanın amacı aşağıdaki biçimde
kararlaştırılmıştır:
(a) Türkiye’deki 78 istasyonun yıllık ve mevsimlik yağış değişimleri ve NAOİ
değişebilirliği arasındaki ilişkinin istatistiksel doğasını ve büyüklüğünü ortaya çıkarmak; (b)
Türkiye’deki ekstrem (zayıf ve kuvvetli) NAOİ evreleriyle bağlantılı birleşik yağış
anomalilerinin alansal ve zamansal desenlerini saptamak; (c) Ekstrem NAOİ evreleriyle
bağlantılı uzun süreli ortalama yağıştan daha yağışlı ve kurak koşulların istatistiksel
anlamlılığını değerlendirmek; ve (d) Türkiye yağışlarının 1960-2000 döneminde NAO’daki
tek yıllık ve belirli dönemlerdeki daha uzun zaman ölçeğindeki değişimlere verdiği yanıtların
alansal ve zamansal özelliklerini bazı örneklerle açıklamak.
320
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
Edirne
Kırklareli
Lüleburgaz
Tekirdağ
Göztepe
MARG
Sinop
KARA
DENİZ
KARD
EGE
DENİZİ
Zonguldak
Samsun
Kastamonu
Rize
Marmara
Ardahan
Adapazarı Bolu
Giresun
Denizi
Merzifon
Trabzon
Amasya
Kars
KİAN
Bilecik
Bayburt
Bandırma
Çorum
Çanakkale
Sarıkamış
Şebinkarahisar
Ankara
Bursa
Edremit
Erzincan
Iğdır
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
Yağış rejimi bölgeleri ve istasyonlar
DENİZ
Şekil 2. Türkiye’nin yağış rejimi bölgeleri ve çalışmada kullanılan 78 istasyonun alansal
dağılışı.
Karadeniz (KARD); Marmara Geçiş (MARG); Akdeniz (AKD); Akdeniz Geçiş (AKDG);
Karasal Akdeniz (KAKD); Karasal İç Anadolu (KİAN); Karasal Doğu Anadolu (KDAN).
2. VERİ VE YÖNTEM
Çalışmada, Türkeş (1996a, 1998b)’in 1929-1993 dönemi için tüm yönleri ile kontrol
ederek geliştirdiği 99 (91+8) istasyonluk yağış veri seti, 1994-2000 dönemi için
güncelleştirerek kullanılmıştır. Yağış veri seti, Devlet Meteoroloji İşleri Genel Müdürlüğü
istasyonlarında kaydedilen aylık yağış toplamlarından (mm) oluşmaktadır. Orijinal yağış
setinin içerdiği istasyonlar, aylık ve mevsimlik dizilerdeki olası inhomojenlikler, özellikle
iklimsel olmayan ani sıçrama (ya da basamak biçimli) değişiklikler, Kruskal-Wallis
homojenlik (türdeşlik) sınaması ile kontrol edilerek yaklaşık 130 istasyon arasından
seçilmiştir (Türkeş, 1996a). Türdeşlik sınamasının sonuçları, istasyon tarihçesi bilgileri de
dikkate alınarak kontrol edilmiştir. Veri setine ve türdeşlik çözümlemelerine ilişkin ayrıntılı
bilgiler, Türkeş (1996a, 1999)’de verilmiştir. Türkiye’nin yağış klimatolojisi ve uzun süreli
yağış değişimleri, daha önce Türkeş (1996a, 1998b, 1999, 2002) ve Türkeş vd. (2002)
tarafından geniş kapsamlı olarak incelenmiştir. Şimdiki çalışma için, Türkiye yağış rejimi
bölgeleri üzerinde iyi bir coğrafi dağılış sergileyen ve kayıt uzunlukları çoğunlukla 70 yıl
dolayında olan 78 istasyon seçilmiştir (Şekil 2).
Çalışmada normalleştirilmiş (standardize) yıllık ve mevsimlik yağış anomalisi
dizilerinden yararlanılmıştır. Normalleştirilmiş yağış anomalisi (Aiy), herhangi bir istasyon
için aşağıdaki basit formül ile hesaplanır:
Aiy = (Yiy − Y i ) σ i
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 sağlanmıştır.
Yıllık ve mevsimlik NAOİ indisleri, Ponta Delgada (Azor Adaları) ile
Stykkisholmur/Reykjavik (İzlanda) arasındaki normalleştirilmiş DSB farkına dayanmaktadır.
321
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
Türkiye yağış anomalilerindeki yıldan yıla değişimler ile NAOİ anomalilerinin
değişebilirliği arasındaki olası ilişkilerin doğasını ve büyüklüğünü saptamak için, Pearson
korelasyon (ilişki) katsayısı r kullanılmıştır. İlişki katsayılarının istatistiksel anlamlılığı,
Student t sınaması ile kontrol edilmiştir.
Türkiye'deki yağışların ekstrem NAOİ evrelerine verdiği yanıtları objektif olarak
belirlemek amacıyla, her istasyonun yıllık ve mevsimlik dizilerinin zayıf (≤ -1.0) ve kuvvetli
(≥ 1.0) NAOİ evrelerine karşılık gelen kompozit (birleşik) yağış anomalileri ve yağış
ortalamaları hesaplanmıştır.
Ekstrem NAOİ evrelerine karşılık gelen birleşik yağış ortalamalarının uzun süreli
ortalama yağışlarla karşılaştırılması, “zayıf (kuvvetli) NAOİ evresindeki yağış ortalaması ile
uzun süreli ortalama yağış tutarı arasında anlamlı bir fark yoktur” boş hipotezine dayanarak,
Cramer’in tk sınaması ile yapılmıştır (Türkeş, 1996a, 1998b, 2000). N yıldan oluşan yağış
dizilerinin uzun süreli ortalaması ( Y ), standart sapması ( σ ) ve Y ile karşılaştırılan zayıf ya
da kuvvetli NAOİ yıllarına karşılık gelen yıllık ya da mevsimlik yağışların ( Yi ) birleşik
ortalaması ( Y k ), sırasıyla,
1/ 2
N

σ = ∑ (Yi − Y ) 2 / N 
Y = (1 N )∑ Yi ,
i =1
 i =1

olarak tanımlandığında, önce normalleştirilmiş anomali, τk,
τ k = (Y k − Y ) σ
ve sonra sınama örneklemdeğeri, tk,
N
n
ve
t k = τ k [ n ( N − 2) ( N − n − nτ k 2 )]
Y k = (1 n)∑ Yi
i =1
12
hesaplanır.
Sınama örneklemdeğeri tk, N-2 bağımsızlık sayısıyla birlikte Student t dağılır. Burada
sınamanın boş hipotezi, | tk |’nın büyük değerleri için dağılımın iki yanlı şekline göre
reddedilir. Bir istasyondaki herhangi bir birleşik ortalama, o istasyon için hesaplanan t k
sınama örneklemdeğerinin 0.05 anlamlılık düzeyinde anlamlı olması koşuluyla yağışlı ya da
kurak “sinyal” olarak dikkate alınmıştır.
Çalışmadaki tüm hipotez sınamaları için, 0.05 ve 0.01 anlamlılık düzeyleri dikkate
alınmıştır. Ancak, çalışmadaki bir anlamlılık düzeyi için özel olarak belirtilmeyen “anlamlı”
terimi, 0.05 düzeyi olarak kabul edilmiştir. Sonuçların alansal tanımlamaları ve/ya da
değerlendirmeleri ise, Türkeş (1996a, 1998b) tarafından düzenlenen yağış rejimi bölgeleri
dikkate alınarak gerçekleştirilmiştir.
3. ÇÖZÜMLEME SONUÇLARI
3.1. Yıllık NAO indisi yanıtları
İlişki çözümlemesinin sonuçlarına göre, 78 istasyonun normalleştirilmiş yıllık yağış
dizileri ile NAOİ arasında, Türkiye’nin Doğu Karadeniz ve Kuzeydoğu Anadolu bölümleri
dışında, çoğunlukla negatif bir ilişki bulunmaktadır (Şekil 3a). Negatif ilişki katsayıları, 27
istasyonda istatistiksel olarak anlamlıdır. Bu istasyonların çoğu, MARG, AKDG ve KİAN
yağış rejimi bölgelerinde ve AKD bölgesinin kuzeybatısında ve Ege bölümünde
bulunmaktadır. Bu sonuçları dikkate alarak, yıllık yağışların zayıf NAOİ evrelerinde, özellikle
ilişki katsayılarının istatistiksel olarak anlamlı olduğu bu alanlarda, yağışlı koşullarla ve
sinyallerle, kuvvetli NAOİ evresinde ise kurak koşullarla ve sinyallerle karakterize olması
beklenmelidir. KARD, KDAN ve KAKD yağış bölgelerinde yer alan istasyonlar ile AKD’nin
322
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
Silifke-Mersin-Adana bölümünde, NAO indisine gösterilen tepkiler zayıflamakta ve hatta
KDAN bölgesinin kuzeydoğu bölümünde tersine dönmektedir.
Zayıf NAOİ evresinde, KARD, KAKD ve KDAN yağış bölgelerindeki bazı istasyonlar
dışında, 58 istasyonun birleşik yıllık yağışları çoğunlukla pozitif anomalilerle
tanımlanmaktadır (Şekil 3b). Başka sözlerle, yıllık yağışlar zayıf NAOİ evresinde Türkiye’nin
büyük bir bölümünde uzun yıllar ortalamasına göre artış eğilimi göstermiştir. Şüphesiz, aynı
sonuçlar, zayıf NAOİ evresi için hesaplanan birleşik yağış ortalamaları ile uzun süreli
ortalamalar arasındaki farklar açısından da bulunmuştur. Cramer’in tk sınaması, zayıf NAOİ
evresine karşılık gelen birleşik yağış ortalamalarının, 7’si 0.01 anlamlılık düzeyinde olmak
üzere 14 istasyonda uzun süreli ortalamaya göre istatistiksel olarak daha yağışlı olduğunu
göstermiştir. Yağışlı NAOİ sinyalleriyle tanımlanan bu istasyonlar, çoğunlukla AKD’nin Ege
bölümü ile MARG ve AKDG yağış bölgelerinde bulunur (Şekil 3b).
Kuvvetli NAOİ evresini karşılayan normalleştirilmiş birleşik yıllık yağış anomalileri,
KDAN ve KAKD yağış rejimi bölgesindeki bazı istasyonların dışında istasyonların 67’sinde
negatif anomaliler göstermiştir (Şekil 3c). Birleşik negatif anomaliler, genel olarak
Türkiye’nin kuzeybatısındaki istasyonlarda daha kuvvetlidir. Cramer’in tk sınamasına göre,
kuvvetli NAOİ evresinde uzun süreli ortalama yağıştan kurak koşullar, çoğunluğu MARG,
AKD ve AKDG yağış bölgelerinde yer alan istasyonlarda olmak üzere, 19 istasyonda
anlamlıdır.
3.2. Kış NAO indisi yanıtları
NAO kış indisi ile Türkiye’nin normalleştirilmiş kış yağışları arasındaki ilişki,
çoğunlukla anlamlı bir negatif ilişki katsayısı ile tanımlanır (Şekil 4a). İlişki katsayıları, 61
istasyonda anlamlıdır, bunların 47’si 0.01 düzeyindedir. Anlamsız ilişkiler çoğunlukla orta ve
doğu Karadeniz bölümlerinde, orta Akdeniz bölümünde ve KDAN’ın kuzeydoğu ve
güneydoğusunda görülür. Negatif ilişkiler Türkiye’nin iç bölümlerinde ve batısında
kuvvetlenmekte, buradan Akdeniz ve Karadeniz kıyı kuşağına yaklaştıkça ve doğuda Van
Gölü çevresinde zayıflamaktadır. (Şekil 4a).
323
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
32°
28°
40°
36°
KARA
44°
DENİZ
Marmara Denizi
40°
EGE
DENİZİ
40°
36°
36°
AK
0
50
150
100
200
(a) Yıllık NAO indisi ve
normalleştirilmiş yağışlar
arasındaki ilişki katsayıları
DENİZ
250
km
28°
32°
0.30
0.31
0.26
DENİZİ
0.53
0.11
-0.31
0.37
-0.04
0.20
0.29
0.50
0.63
0.17
0.25
0.45
0.46
0.22 0.34
0.18
EGE
-0.17
-0.10
40°
0.04
0.48
-0.03
-0.01
0.31
0.32
0.40
0.24
0.14
0.02
0.42
0.12
0.19
0.10
0.02
0.08
0.13
0.29
0.12
36°
0.01
-0.03
0.30
0.29
0.27
-0.14
0.12
0.23
0.14
0.20
0.17
-0.17
-0.09 -0.03
-0.21
0.16
-0.00 0.24
0.03
0.25
0.65
0.14
0.14
0.35
Marmara Denizi
44°
DENİZ
-0.05
-0.05
44°
40°
40°
36°
KARA
0.42 0.44
0.29
40°
36°
32°
28°
-0.01
-0.02
-0.02
0.02
0.05
0.07
-0.05
-0.00
0.18
36°
AK
0
50
150
100
200
(b) Yıllık zayıf NAO indisi
evresine karşılık gelen birleşik
yıllık yağış anomalileri
DENİZ
250
km
28°
32°
-0.19
-0.44
-0.33
DENİZİ
-0.50
-0.10
0.13
-0.14
-0.21
-0.15
-0.48
-0.38
-0.31 -0.23
-0.47
-0.57
-0.17
-0.30
EGE
0.05
0.00
-0.18
0.10
-0.15
-0.22
-0.05
40°
-0.13
-0.13
-0.08
-0.18
-0.26
-0.29
-0.28
-0.26
-0.09
-0.12
-0.20
-0.01
-0.19
-0.23
0.06
-0.22
-0.06
-0.36
-0.15
36°
-0.01
-0.10
-0.28
-0.29
-0.28
-0.24
-0.02
0.10
-0.00 -0.28
-0.06
-0.32
-0.12 -0.39
-0.21
-0.36 -0.08
-0.58
-0.29
-0.13
-0.41
Marmara Denizi
44°
DENİZ
-0.02
-0.16
44°
40°
40°
36°
KARA
-0.27-0.39
-0.16
40°
36°
32°
28°
-0.04
0.04
-0.03
0.06
0.01
-0.03
0.05
0.03
-0.22
36°
AK
0
50
100
150
28°
200
(c) Yıllık kuvvetli NAO indisi
evresine karşılık gelen birleşik
yıllık yağış anomalileri
DENİZ
250
km
32°
36°
40°
44°
Şekil 3. (a) NAO yıllık indisi ile 78 istasyonun normalleştirilmiş yıllık yağışları arasındaki
ilişki katsayılarının (kalın çizgiler 0.05 (0.30 > r ≥ 0.23) ve 0.01 (r ≥ 0.30) düzeylerindeki
anlamlı ilişkileri gösterir) ve (b) zayıf ve (c) kuvvetli NAOİ evrelerindeki birleşik
normalleştirilmiş yağış anomalilerinin (koyu artı ve içi dolu ters üçgenler, Cramer
sınamasına göre, sırasıyla anlamlı yağışlı ve kurak sinyalleri gösterir) Türkiye üzerindeki
alansal dağılışı.
324
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
32°
28°
40°
36°
KARA
44°
DENİZ
Marmara Denizi
40°
EGE
DENİZİ
40°
36°
36°
AK
0
50
150
100
200
(a) Kış NAO indisi ve
normalleştirilmiş yağışlar
arasındaki ilişki katsayıları
DENİZ
250
km
28°
32°
0.53
0.49
0.39
DENİZİ
0.43
0.44
0.22
0.38
0.35
0.55
0.63
0.58
0.66
0.38
0.47
0.44
0.32
0.10 0.45
0.40
EGE
0.17
0.23
0.26
40°
0.11
0.45
0.37
0.46
0.29
0.22
0.34
0.46
0.50
0.26
0.35
-0.02
0.15
0.25
0.24
0.19
0.31
0.30
0.20
0.48
0.24
36°
0.11
0.47
0.49
0.32
0.41
0.29
0.30
0.41
0.55
0.53
0.23
-0.14 0.03
0.05
0.23
0.36 0.56
0.21
0.52
0.41
0.24
0.23
0.46
Marmara Denizi
44°
DENİZ
-0.16
0.24
44°
40°
40°
36°
KARA
0.38 0.54
0.49
40°
36°
32°
28°
0.43
0.17
0.21
0.42
0.07
0.23
0.40
36°
AK
0
50
150
100
200
(b) Kış zayıf NAO indisi
evresine karşılık gelen birleşik
kış yağış anomalileri
DENİZ
250
km
28°
32°
-0.40
-0.39
-0.38
DENİZİ
-0.48
-0.28
-0.29
-0.17
-0.45
-0.30
-0.32
-0.23
-0.23 -0.22
-0.39
-0.45
-0.34
-0.31
EGE
-0.26
-0.34
-0.15
-0.43
-0.09
-0.19
-0.45
40°
-0.26
-0.28
-0.44
-0.36
-0.50
-0.27
-0.45
-0.30
-0.42
-0.38
-0.42
-0.30
-0.36
-0.18
-0.14
-0.22
-0.18
-0.47
-0.34
36°
-0.32
-0.25
-0.44
-0.21
-0.30
-0.24
-0.38
-0.10
0.01 -0.17
-0.21
-0.22
-0.23 -0.33
-0.37
-0.32 -0.34
-0.41
-0.36
-0.14
-0.38
Marmara Denizi
44°
DENİZ
-0.06
-0.27
44°
40°
40°
36°
KARA
-0.28-0.32
-0.43
40°
36°
32°
28°
-0.27
-0.32
-0.24
-0.41
-0.30
-0.25
-0.33
-0.25
-0.39
36°
AK
0
50
100
150
28°
200
(c) Kış kuvvetli NAO indisi
evresine karşılık gelen birleşik
kış yağış anomalileri
DENİZ
250
km
32°
36°
40°
44°
Şekil 4. Şekil 3 (a), (b) ve (c) gibi, ama kış için.
Ekstrem NAO kış indisi evresinde, Türkiye’nin kış yağışlarında geniş alanlı ve belirgin
değişiklikler oluşur: kış yağışları zayıf NAOİ evresinde artma eğilimi gösterirken, kuvvetli
NAOİ evresinde azalma eğilimi göstermiştir. Zayıf NAOİ evresine karşılık gelen birleşik kış
yağış anomalileri, Trabzon, Sinop ve Karaman dışında, istasyonların tümünde pozitiftir (Şekil
4b). Cramer’ın tk sınaması, zayıf NAOİ evresine karşılık gelen uzun süreli ortalamadan
yağışlı koşulların 40 istasyonda anlamlı olduğunu gösterir; bunların 19’u 0.01 düzeyindedir.
Kış yağışlarında artış sinyalinin görüldüğü tutarlı bölgeler, esas olarak MARG ve AKD’nin
Ege bölümünde, İskenderun körfezi çevresinde, AKDG, KAKD ve KİAN’ın orta ve kuzey
bölümlerinde egemendir (Şekil 4b).
325
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
Kışın, kuvvetli NAOİ yanıtları, Trabzon dışında tüm istasyonlarda belirgin bir birleşik
negatif yağış anomalisiyle tanımlanır (Şekil 4c). Uzun süreli ortalamadan kurak birleşik yağış
ortalamaları, kuvvetli NAO kış indisi evresinde, 12’si 0.01 düzeyinde olmak üzere 38
istasyonda anlamlıdır. Kuvvetli NAOİ evresi süresince oluşan kurak sinyallerin alansal
dağılışı incelendiğinde, kış yağışlarının bu açıdan öteki mevsimlere göre özel bir durumu
olduğu görülür. O da, kurak sinyallerin, Türkiye’nin kuzeybatısında ve ortasındaki
istasyonlarda daha kuvvetli olmak üzere, Karadeniz yağış rejimi bölgesi dışında tüm
bölgelerde görülmesidir (Şekil 4c).
Bu sonuçlar, hem anlamlı yağış anomalileri ve anlamlı ilişki katsayılarının büyüklüğü
arasında, hem de küçük anomaliler ve anlamsız ilişkiler arasında mükemmel bir bağlantının
varlığını göstermektedir. Bu ise, yağışlı ve kurak sinyallerin tutarlılığını doğrulamaktadır.
32°
28°
36°
40°
KARA
44°
DENİZ
Marmara Denizi
40°
EGE
DENİZİ
40°
36°
36°
AK
0
50
100
150
200
(a) Sonbahar NAO indisi ve
normalleştirilmiş yağışlar
arasındaki ilişki katsayıları
DENİZ
250
km
32°
28°
0.41
0.64
0.28
DENİZİ
0.62
0.37
0.35
0.39
0.62
0.24
0.22
0.36
0.57
0.46
0.43
0.54
0.44
EGE
-0.05
0.34
0.31
40°
0.01
0.48
0.35
0.15
0.19
0.49
0.13
0.54
0.20
0.20
0.41
0.01
-0.00
0.34
0.05
0.52
0.11
-0.03
0.01
0.20
0.08
36°
-0.06
0.03
0.32
0.44
0.17
-0.01
0.20
0.44
0.27
0.32
0.30
0.08 0.12
0.38
0.50
0.47 0.49
0.37
0.29
0.43
0.30
0.07 0.34
0.21
0.31
0.52
Marmara Denizi
44°
DENİZ
0.31
0.00
44°
40°
40°
36°
KARA
0.05 0.18
0.09
40°
36°
32°
28°
0.24
-0.13
-0.08
-0.07
-0.20
-0.02
0.43
36°
AK
0
50
100
150
200
(b) Sonbahar zayıf NAO indisi
evresine karşılık gelen birleşik
sonbahar yağış anomalileri
DENİZ
250
km
28°
32°
-0.19
-0.37
-0.22
DENİZİ
-0.29
-0.47
-0.26
-0.16
-0.42
-0.32
-0.36
-0.30
-0.19 -0.40
-0.50
-0.32
-0.35
-0.37
EGE
0.11
0.02
-0.12
-0.00
0.08
-0.19
-0.29
40°
-0.04
-0.43
-0.27
0.02
-0.28
0.02
-0.20
-0.38
-0.16
-0.14
-0.01
-0.26
0.10
-0.06
0.01
-0.28
-0.17
-0.19
0.11
36°
-0.09
0.13
-0.47
-0.28
-0.13
-0.60
-0.28
-0.10
-0.15 -0.11
-0.28
-0.29
-0.37 -0.46
-0.16
-0.40 -0.37
-0.39
-0.05
0.01
-0.30
Marmara Denizi
44°
DENİZ
-0.04
-0.06
44°
40°
40°
36°
KARA
-0.08-0.12
-0.06
40°
36°
32°
28°
0.01
0.12
-0.05
0.09
0.09
0.02
-0.01
0.01
-0.22
36°
AK
0
50
100
150
28°
200
(c) Sonbahar kuvvetli NAO indisi
evresine karşılık gelen birleşik
sonbahar yağış anomalileri
DENİZ
250
km
32°
36°
40°
Şekil 5. Şekil 3 (a), (b) ve (c) gibi, ama sonbahar için.
326
44°
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
Genel olarak Karadeniz yağış bölgesinde ve özellikle de doğu Karadeniz bölümünde,
yıldan yıla yağış değişebilirliği ve daha uzun süreli yağış değişiklikleri ile NAOİ değişimleri
arasındaki uzak bağlantı ya çok zayıf ya da zayıf ama Türkiye’nin geri kalan büyük bölümüne
göre zıttır. Türkiye yağış klimatolojisine, uzun süreli yağış değişikliklerine ve
değişebilirliğine, deniz yüzeyi basıncı ve yüksek atmosfer koşullarıyla olan ilişkiler ve
atmosferik salınım indisleriyle bağlantılar konularındaki çeşitli çalışmalara göre (Kutiel vd.,
2001; Türkeş, 1996a, 1998a ve 1998b, 2000; Türkeş vd. 2002, etc.); Karadeniz yağış bölgesi,
yağış toplamlarının yüksek, her mevsimin yağışlı ve yıllararası yağış değişkenliğinin düşük
oluşu, orografik yağış oluşumu ve yağış getiren sinoptik hava tiplerinden yıl boyunca
etkilenmesi vb. gibi kendine özgü yağış koşulları ile, Türkiye’nin öteki bölgelerine göre
önemli ayrılıklar gösterir. Bu durum, yıl boyunca kuzeyli hava akımlarına açık yüksek dağ
sıralarının Karadeniz yağışları üzerindeki olumlu etkisinin yanı sıra, Karadeniz Bölgesi
üzerindeki yağış değişimlerinin, yüksek atmosfer koşullarındaki yıllararası değişimler ile
göreli olarak daha zayıf bir ilişki göstermesi ile de bağlantılı olabilir.
3.3. Sonbahar NAO indisi yanıtları
NAO sonbahar indisi ile normalleştirilmiş sonbahar yağışları arasında, Akdeniz kıyı
kuşağındaki ve kuzeydoğu Anadolu bölümündeki bazı istasyonlar ile özellikle KAKD yağış
bölgesinde yer alan istasyonlar dışında, negatif bir ilişki vardır (Şekil 5a). Negatif ilişki
katsayıları, 15’inde 0.01 düzeyinde olmak üzere 23 istasyonda anlamlıdır. Anlamlı ilişki
katsayıları, MARG’nin güneyinde, AKD’nin kuzeybatısında, AKDG bölgesinde ve KİAN
merkezinde ve kuzeyinde belirgin bir alansal tutarlılık gösterir.
Sonbaharda, Türkiye yağışlarının ekstrem NAOİ evrelerine verdiği yanıtlar, kış
mevsimine göre daha zayıf, yaz ve ilkbahar mevsimlerine göre daha kuvvetlidir. Zayıf NAOİ
evresinde, KAKD bölgesinin güneyindeki ve KDAN bölgesinin doğusundaki bazı istasyonlar
dışında, 69 istasyondaki birleşik yağış anomalileri bir pozitif anomali değeriyle tanımlanır
(Şekil 5b). 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.
Esas olarak KAKD bölgesindeki ve kuzeydoğu Anadolu bölümündeki bazı
istasyonları içeren toplam 16 istasyon dışında, Türkiye’de sonbahar yağışları kuvvetli NAOİ
evresinde uzun yıllar ortalamasına göre azalma eğiliminde olmuştur (Şekil 5c). 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.
Sonbaharda, anlamlı ilişki katsayılarıyla açıklanan tutarlı bölgeler ile ekstrem NAOİ
sinyallerinin egemen olduğu bölgeler arasında, kış ve yıllık desenlerde olduğu gibi, alansal
dağılış desenlerinin benzerliği açısından çok iyi bir uyumun varlığı dikkat çekicidir.
3.4. İlkbahar NAO indisi yanıtları
NAO ilkbahar indisi ile Türkiye’deki ilkbahar yağışları arasındaki ilişki, 13 istasyon
dışında çoğunlukla negatif bir ilişki katsayısıyla açıklanır. İlişki katsayıları, KARD ve
MARG’de yer alan 8 istasyon dışında istatistiksel olarak anlamlı değildir. İlkbaharda, ilişki
çözümlemesi sonuçlarına dayanan beklentilerle de uyumlu olarak, zayıf NAOİ yanıtları, kış ve
sonbahar mevsimine göre oldukça zayıftır.
Zayıf NAOİ evresinde yağışlar, istasyonların 55’inde uzun yıllar ortalamasına göre
artış eğilimi göstermiştir (harita verilmedi). Ancak, uzun süreli ortalamadan yağışlı koşullar,
yalnız Kırklareli, Trabzon ve Samsun istasyonlarında anlamlıdır. Kuvvetli NAOİ evresinde,
327
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
birleşik ilkbahar yağış anomalileri, KAKD, KİAN ve KDAN bölgelerindeki bazı istasyonlar
dışında negatif işaretlidir. Ancak, uzun süreli ortalamadan kurak koşullar 9 istasyonda
anlamlıdır (harita verilmedi).
3.5. Yaz NAO indisi yanıtları
Akdeniz Havzası’na ve Türkiye’ye ulaşan cephesel depresyonların sıklığının çok
azaldığı, KARD ve MARG yağış bölgeleri ile kuzeydoğu Anadolu bölümü dışındaki
istasyonlarda yağış ortalamalarının 50-60 mm arasında değiştiği, hatta orta ve batı AKD
kıyılarında ve KAKD’de 5 mm’nin altına düştüğü yaz mevsiminde, NAO ile Türkiye yağışları
arasındaki ilişki çok zayıflamaktadır. Yazın, yerel koşullar da, en az geniş ölçekli (sinoptik ya
da bölgesel) atmosferik kontrol düzenekleri kadar etkili olmaktadır. Zayıf negatif ve pozitif
ilişki katsayıları, Türkiye’deki yerel koşulların en az atmosferik kontrol düzenekleri kadar
etkili olduğu yaz mevsiminde karmaşık bir dağılış deseni sergilemektedir (harita verilmedi).
46 istasyonun zayıf NAO yaz indisi yanıtları, birleşik pozitif yağış anomalileriyle
tanımlanır (harita verilmedi). Ancak, uzun süreli ortalamadan yağışlı koşullar, Fethiye,
Şanlıurfa ve Siverek istasyonları dışında, anlamlı değildir. Kuvvetli NAOİ evresinde ise, öteki
mevsimlerde açık olarak belirlenen birleşik yağış anomalileri ile NAOİ arasındaki işaret zıtlığı
büyük ölçüde ortadan kalkmaktadır. Kuvvetli NAOİ evresinde, birleşik yağış anomalileri 58
istasyonda pozitif işaretlidir. Yaz yağışlarında bulunan bu artış, farklı yağış rejimi
bölgelerinde yer alan Lüleburgaz, Akhisar, İskenderun, Eskişehir ve Van istasyonlarında
anlamlıdır (harita verilmedi). Başka sözlerle, yağışlı sinyaller herhangi bir alansal tutarlılık
olmaksızın yağış bölgelerine rasgele dağılmıştır.
3.6. Tek yıllık ve daha uzun süreli NAO indisi yanıtları
Kuzey Atlantik Salınımı, geçen yaklaşık 135 yıl süresince (1865-2000 döneminde)
çeşitli zaman ölçeklerinde önemli bir değişim göstermiştir. NAOİ’de gözlenen yüksek sıklıklı
salınımlar, 19. yüzyılın son 35 yıllık döneminde belirginken, düşük sıklıklı dalgalanmalar
özellikle 20. yüzyılın ikinci yarısında belirgin olmuştur (Şekil 1). Kışın, yarı on yıllık ya da
yaklaşık 10 yıllık zaman ölçeğindeki düşük sıklıklı dalgalanmalar, Türkiye üzerindeki yüksek
atmosfer koşullarında (örneğin, 700 ve 500 hPa jeopotansiyel yükseklik düzeylerinde) da
egemendir (Türkeş 1998b; Türkeş vd., 2002). Türkeş vd. (2002) kış yağışlarındaki 8.4, 1212.7, 14, 18, ve 21 yıllık uzun döngülerin, özellikle Marmara Geçiş ve Akdeniz yağış
bölgelerinde etkili olduğunu açıklamışlardır.
NAO, 1950’lerin başıyla 1970’lerin başı arasındaki dönemde çoğunlukla düşük indis
evresinde olma eğilimi gösterirken, 1970’lerin başından 1990’ların sonuna kadar yüksek indis
evresinde olma eğilimi göstermiştir (Şekil 1). Kuzey Atlantik bölgesi atmosfer dolaşımındaki
uzun dönemli dalgalanmalar, Türkiye’de 1960’ların başından beri, özellikle kışın oluşan
ısrarlı ve alansal olarak tutarlı geniş ölçekli yağış anomalileriyle yakından bağlantılı olmuştur.
Bu dönem, genellikle 1960’lardaki ve 1970’lerin sonlarındaki çok fazla yağışlı koşulları;
1970’lerin başı-ortasında, 1980’lerin sonlarında, 1990’ların başı-ortasında ve 1990’ların
sonlarındaki çok kurak koşullara karşılık gelen belirgin yağış anomali dönemlerini içerir
(Erlat, 2002b; Türkeş, 1996a, 1996b, 1998b, 2002).
328
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
32°
28°
0.91
1.38
DENİZİ
1.03
0.97
0.60
0.94
0.97
0.61
0.76
1.01
0.17
0.97
0.83
0.92
0.35 0.74
1.27
1.07
EGE
-0.08
0.00
0.82
-0.13
0.16
-0.30
0.69
0.42
0.93
40°
0.17
0.89
0.33
0.79
0.77
0.81
0.87
0.88
0.89
0.18
0.76
0.63
0.34
0.42
0.88
0.44
0.98
0.45
0.79
0.95
0.51
36°
0.27
0.49
0.62
0.42
0.39
44°
-0.30 -0.12
0.02
0.36
0.69 0.34
0.41
0.94
1.17
0.16
0.18
1.19
Marmara Denizi
40°
DENİZ
0.72
0.39
1.28
40°
36°
KARA
0.94 1.08
1.33
0.71
0.70
0.83
0.47
0.80
0.88
0.71
36°
AK
0
50
100
150
200
(a) 1963-1969 zayıf NAO kış
indisi dönemine karşılık gelen
birleşik kış yağış anomalileri
DENİZ
250
km
28°
32°
-0.96
-0.80
-1.29
DENİZİ
-1.16
-0.60
-0.89
-0.88
-0.65
-0.92
-1.00
-0.98 -0.73
-0.86
-1.07
-0.71
-0.92
EGE
-0.11
0.33
-0.17
-0.22
-0.48
-0.38
-0.39
-1.06
40°
-0.26
-0.61
-0.36
-0.46
-0.56
-0.84
-1.10
-1.08
-0.52
-0.81
-1.04
-0.21
-0.73
-1.01
-0.41
-0.64
-0.10
-0.41
-0.61
36°
-0.33
-0.69
-0.13
-0.46
-1.35
-0.25
0.43
-0.23 -0.14
-0.64
-1.05 -0.56
-1.07
-1.26
-0.59
-0.81
-0.59 -0.52
-0.67
44°
DENİZ
-0.39
-0.83
Marmara Denizi
40°
0.16
-1.10
44°
40°
36°
KARA
-1.42-1.30
-1.08
40°
36°
32°
28°
-0.26
-0.65
-0.72
-0.34
-0.26
-0.25
-0.03
-0.49
-0.62
36°
AK
0
50
100
150
28°
200
(b) 1989-1994 kuvvetli NAO kış
indisi dönemine karşılık gelen
birleşik kış yağış anomalileri
DENİZ
250
km
36°
32°
40°
44°
Şekil 6. Şekil 3 (b) ve (c) gibi, ama (a) 1963-1969 zayıf NAO kış indisi dönemi ve (b) 19891994 kuvvetli NAO kış indisi dönemi için.
Yıllık ve özellikle kış yağışları, 1967 dışında 1963-1969 zayıf NAOİ döneminde
artmıştır. Örneğin, 1963-1969 zayıf NAOİ dönemi (ortalama anomali değeri –2.92) için
hesaplanan kış ortalamaları, 35 istasyonda uzun süreli ortalamanın istatistiksel olarak
üzerindedir (Şekil 6a). Yağışlı sinyaller, Doğu Karadeniz ve Kuzeydoğu Anadolu bölümleri
dışında, Türkiye’nin tüm yağış bölgelerinde egemen olmuştur. Öte yandan, yıllık ve özellikle
kış yağışları, 1989-1994 kuvvetli NAOİ döneminde (ortalama anomali değeri +2.42)
istasyonların çoğunda azalmıştır. 1989-1994 kuvvetli NAOİ kış dönemine (ortalama anomalisi
+1.85) karşılık gelen kurak koşullar, 29 istasyonda anlamlıdır. Kurak sinyaller, Anadolu
Yarımadası’nın KDAN bölgesini de içeren geniş doğu bölgesinin dışında kalan tüm yağış
bölgelerinde görülür (Şekil 6b).
329
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
32°
28°
1.85
2.64
40°
DENİZİ
1.94
3.85
2.41
2.42
3.56
1.69
3.23
3.54
2.52
2.36
1.50
2.47
3.31
1.99
EGE
2.65
1.22
0.67
0.10
1.56
2.29
50
150
100
200
2.80
36°
32°
-2.52
-1.58
-1.35 -1.88
-1.22
-1.93
-1.67
-1.58
-1.12
-0.74
-0.46 -1.62
-1.17
-0.92
-2.10
-1.08
-2.52
-2.21
-0.22
-0.15
-1.21
-2.82
-2.19
-2.04
-2.26
-2.26
-1.75
-1.70
-1.29
-2.21
-2.02
-2.10
-1.94
-1.92
36°
-1.21
-1.31
-2.75
-1.99
-0.87
-1.09
-0.77
-1.20
-2.15
-2.55
-2.17
-2.34
-2.22
-1.16
-1.09
-3.00 ve -0.85
-0.50 ve 0.00
DENİZ
0.00 ve 0.50
100
150
28°
200
250
km
0.50 ve 0.60
32°
36°
-1.03
-0.81
-0.85 ve -0.50
50
40°
-1.07
-2.30
AK
0.56
-0.81
-1.00
-2.27
-1.19
-0.83 -0.99
-1.16
-1.39
-1.81 -1.18
-1.36
44°
DENİZ
-1.13
-1.14
-1.46
44°
40°
-1.28
-2.32
-1.24
0
36°
(a) 1963 zayıf NAO
40°
36°
KARA
Marmara Denizi
DENİZİ
-0.10 ve 0.00
0.85 ve 4.00 anomalileri
-0.84
EGE
0.01
250
km
0.08 -0.15
-0.51
-0.08
1.48
0.00 ve 0.50 kış indisine karşılık
0.50 ve 0.85 gelen kış yağış
28°
-0.57
2.14
0.99
1.30
2.90
32°
-1.01
1.21
DENİZ
28°
40°
1.08
1.03
2.16
1.17
36°
0.75
2.00
0.27
2.13
0.32
1.62
1.17
2.56
0
40°
2.50
1.65
1.26
AK
-0.01
0.65
2.77
0.63
1.03
1.27
0.68
0.38
0.89
2.13
2.98
0.67
0.55 -0.09
1.06
0.18
2.97 2.98
1.78
3.43
2.25
2.17
1.61 1.56
0.79
1.49
2.74
Marmara Denizi
44°
DENİZ
1.01
1.33
1.83
40°
36°
KARA
1.84 1.56
2.65
40°
(b) 1973 kuvvetli
NAO kış indisine
karşılık gelen kış
yağış anomalileri
36°
44°
Şekil 7. (a) 1963 zayıf ve (b) 1973 kuvvetli NAOİ kışlarında oluşan normalleştirilmiş yağış
anomalilerinin Türkiye üzerindeki alansal dağılışı.
Örneklerden açıkça görülebileceği gibi, NAO kış indisi evrelerine karşılık gelen yağış
anomalilerinin tutarlılığı, indis değerlerinin birbirini izleyen birkaç yıl boyunca ekstrem
(pozitif ya da negatif) değerler gösterdiği dönemlerde artmaktadır.
Birleşik yağış çözümlemelerinin ve ilişki katsayıların sonuçlarına uygun olarak, tek
yıllık ve özellikle tek kış mevsimlerindeki belirgin yağışlı koşulların ve meteorolojik kuraklık
olaylarının da, sırasıyla ekstrem düşük ve yüksek NAOİ anomali yıllarınca kontrol edildiği
görülmüştür. 1960-2000 dönemindeki ekstrem NAOİ yılları dikkate alındığında, 1973, 1974,
1983, 1984, 1989 ve 1990 kışlarındaki geniş alanlı şiddetli kuraklıkların, 1973 (+2.4), 1974
(+1.9), 1983 (+1.9), 1984 (+2.9), 1989 (+3.4) ve 1990’daki (+1.9) ekstrem yüksek NAOİ
kışlarıyla yakından bağlantılı olduğu bulunur. Öte yandan, alansal olarak tutarlı ve geniş
alanlı kuvvetli yağışlı koşulların, 1963 (–4.0), 1968 (–1.1), 1969 (–4.3) ve 1978’deki (–1.6)
ekstrem düşük NAOİ kışlarında oluştuğu belirlenmiştir. Bu özel yıllara ilişkin bazı örnekler
aşağıda ele alınmıştır:
Yıllık ve kış yağışları açısından, Türkiye’deki alansal olarak en tutarlı/geniş ve en
kuvvetli yağışlı koşullar, sırasıyla, –2.6 ve –4.0 büyüklüğündeki anomalilere sahip olan 1963
yılındaki ekstrem zayıf NAOİ yılı ve kışında oluşmuştur. 1963 kışında, uzun süreli
ortalamanın çok fazla ve aşırı düzeyde üzerindeki yağış koşulları, doğu ve kuzeydoğusu
dışında Türkiye’nin büyük bir bölümünde egemen olmuştur (Şekil 7a). Öte yandan, 1973’teki
+2.4’lük bir pozitif anomaliyle tanımlanan kuvvetli NAOİ kışında, negatif yağış anomalileri
330
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
istasyonların hemen tümünde egemen olmuştur. Uzun süreli ortalamanın çok fazla ve aşırı
düzeyde altındaki yağış koşulları istasyonların çoğunda etkili olmuştur (Şekil 7b).
4. SONUÇLAR VE TARTIŞMA
(1)
Türkiye yağışları ile NAO indisleri arasında yapılan ilişki çözümlemesinin sonuçları,
yıllık ve -yaz dışında- mevsimlik yağış dizilerinin çoğu ile NAO indisleri arasında negatif bir
ilişki bulunduğunu ve yağışların yıl içinde NAO’ya verdiği tepkinin önemli mevsimlik farklar
gösterdiğini ortaya koymuştur. Özellikle kış ve kısmen de sonbahar mevsimlerinde
kuvvetlenen doğrusal negatif ilişki, ilkbahar mevsiminde zayıflamakta ve yaz mevsiminde
neredeyse yok olmaktadır. Türkiye yağışları ile NAO indisleri arasındaki negatif ilişkiler,
kışın 61 istasyonda anlamlıyken, sonbaharda 23 ve ilkbaharda 8 istasyonda anlamlıdır.
(2)
Ekstrem NAOİ evrelerine karşılık gelen yağış yanıtları, yaz mevsimi dışında,
istasyonların çoğunda zayıf ve kuvvetli NAOİ evreleri arasında belirgin bir zıt anomali deseni
göstermiştir. Zayıf NAOİ evresinde, yıllık, kış, ilkbahar, sonbahar ve kısmen de yaz
yağışlarının bir artma, kuvvetli NAOİ evresinde ise, -yaz dışında- yıllık ve mevsimlik
yağışların bir azalma eğilimi gösterdiği bulunmuştur. Başka sözlerle, Türkiye’de yağışlar, yıl
boyunca zayıf NAOİ evresinde çoğunlukla uzun süreli ortalamadan yağışlı koşullarla, kuvvetli
NAOİ evresinde ise -yaz dışında- çoğunlukla uzun süreli ortalamadan kurak koşullarla
açıklanır. Ancak Türkiye yağışlarındaki NAO sinyalleri, birleşik anomalilerin büyüklüğü ve
kısmen de doğası açısından bazı bölgesel farklılıklar göstermektedir. Sonbahar ve özellikle
kış mevsimi yağışlarının zayıf ve kuvvetli NAOİ evrelerine gösterdiği tepkiler, Türkiye’nin
Karasal İç Anadolu bölgesinde ve genel olarak Akdeniz yağış rejimi özellikli batı
bölgelerindeki istasyonların çoğunda anlamlı yağışlı ve kurak sinyaller biçimindedir. Örneğin,
Cramer’in tk sınamasına göre, zayıf ve kuvvetli NAOİ evrelerinde kışın ve sonbaharda oluşan
yağışlı ve kurak koşullar, sırasıyla istasyonların yaklaşık % 50 ve % 28’inde anlamlıdır ve bu
istasyonların çoğu sözü edilen bölgelerde bulunur. Buna karşılık, Türkiye’nin karasal doğu ve
güneydoğu bölgelerinde ve Karadeniz kıyı kuşağındaki NAOİ sinyalleri, diğer istasyonlara
göre daha zayıftır ya da onlarla zıttır.
(3)
Kışın öteki mevsimlerden daha kuvvetli olan ilişki katsayıları ve birleşik yağış
anomalileri, bu mevsimde Atlantik’teki geniş ölçekli aksiyon merkezleri arasındaki basınç
farklılıklarının büyümesiyle açıklanabilir. Bu durum ayrıca, Türkiye’deki yağış oluşumu
koşullarının esas olarak Kuzey Atlantik’ten taşınan nemli hava akımlarıyla bağlantılı İzlanda
ve Akdeniz kökenli cephesel depresyonlarıyla kontrol edilmesi gerçeğine de bağlanabilir
(Türkeş, 1998b; Türkeş vd., 2002). Sonbahar mevsiminde NAOİ ve yağışlar arasındaki negatif
ilişkinin ve birleşik yağış anomalilerinin kış mevsiminden göreceli daha zayıf olması ve daha
az sayıda anlamlı oluşu, bu mevsimde özellikle Akdeniz yağış rejimi bölgesine giren
alanlarda cephesel orta enlem ve Akdeniz depresyonlarının henüz kış mevsimi kadar etkin
olmamasıyla bağlantılı olabilir.
İlkbahar ve yaz mevsimlerindeki daha zayıf ve karmaşık ilişki ve anomali desenlerine
gelince, ilkbahar ve özellikle yaz mevsiminde oluşan yağışlarda, cephesel yağışların yanı sıra
yerel konvektif ve orografik yağışların da payının önemli olması ve yıllararası yağış
değişkenliğinin yüksek oluşu, NAOİ ile yağışlar arasındaki bağlantıları zayıflatan ana
etmenler olarak düşünülebilir. Özellikle yaz mevsimindeki atmosferik kontrol düzeneği, öteki
mevsimlerden önemli ölçüde farklıdır (Kutiel vd., 2001; Türkeş, 1998b; Türkeş vd., 2002).
Orta enlem ve kuzey Afrika-Asya tropikal (örneğin, Muson alçağı) basınç sistemleriyle
kontrol edilen Akdeniz makro ikliminden kaynaklanan yaz kuraklığı, bu mevsimde Karadeniz
kıyı kuşağı ve kuzeydoğu Anadolu dışında Türkiye’nin büyük bölümünü etkilemektedir.
Topografya, bakı ve karasallık ve bunlarla bağlantılı meteorolojik olaylar (örneğin, yerel
331
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
konvektif sağanaklar ve orajlar, orografik yağışlar, vb.) da, yazın Türkiye üzerindeki bölgesel
atmosferik kontrol düzeneklerinin gerçek etkilerini bastırmaktadır.
(4)
Kış ve sonbahar mevsimlerinde ve yıllık olarak, anlamlı negatif ilişki katsayılarıyla
açıklanan tutarlı bölgeler ile ekstrem NAOİ evrelerine karşılık gelen yağış sinyallerinin
(anlamlı yağışlı ve kurak koşulların) egemen olduğu bölgeler arasında büyük bir benzerliğin
varlığı dikkat çekicidir. Bir başka önemli sonuç, yıllık, kış, sonbahar ve kısmen de ilkbahar
mevsimlerinde, Türkiye yağışlarının NAOİ değişebilirliğine verdiği yanıtların, zayıf ve
kuvvetli NAOİ evreleri arasında belirgin bir biçimde zıt oluşudur.
(5)
Bu çalışmanın sonuçları, NAO’nun, kuzey Atlantik, Avrupa ve Akdeniz Havzası’nda
olduğu kadar, Türkiye’deki yağış koşullarının alansal dağılışı ve zamansal değişebilirliği
açısından, ana atmosferik kaynaklardan biri olduğunu göstermiştir. Bu yüzden NAO indisinin,
özellikle kışın, Türkiye yağışlarındaki alansal ve zamansal değişimlerin ve anomali
desenlerinin ana atmosferik nedenlerini bulmada olduğu kadar, Türkiye ve çevresindeki
bölgesel değişimleri ve anomali desenlerini öngörmeye yönelik model çalışmalarına katkı
sağlamak açısından da önemli bir araç olarak kullanılabileceğini önermekteyiz.
5. KAYNAKLAR
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
Climatology 69: 171-177.
Camuffo D, Secco C, Brimblecombe P, Martin-Vide J. 2000. Sea storms in the Adriatic Sea
and Western Mediterranean during the last millennium. Climatic Change 46: 209-213.
Cullen HM, deMenocal PB. 2000. North Atlantic influence on Tigris-Euphrates streamflow.
International Journal of Climatology 20: 853-863.
Delitala AMS, Cesari D, Chessa PA, Ward MN. 2000. Precipitation over Sardinia (Italy)
during the 1946-1993 rainy seasons and associated large-scale climate variations.
International Journal of Climatology 20: 519-541.
Erlat, E. 2002a. NAO ve Türkiye. TÜBİTAK Bilim ve Teknik Dergisi 411: 88-91.
Erlat, E. 2002b. Türkiye’de yağış anomalileri ve Kuzey Atlantik Salınımı ile ilişkisi. Prof. Dr.
Sırrı Erinç Anısına Klimatoloji Çalıştayı 2002, Bildiriler Kitabı, 193-210. Ege
Üniversitesi Coğrafya Bölümü, 11-13 Nisan 2002, İzmir.
Hurrell JW. 1995. Decadal trends in the North Atlantic Oscillation and relationships to
regional temperature and precipitation. Science 269: 676-679.
Hurrell JW, van Loon H. 1997. Decadal variations in climate associated with the North
Atlantic Oscillation. Climatic Change 36: 301-326.
Kahya E, Karabörk MC. 2001. The analysis of El Niño and La Niña signals in streamflows of
Turkey. International Journal of Climatology 21: 1231-1250.
Kutiel H, Hirsch-Eshkol TR, Türkeş M. 2001. Sea level pressure patterns associated with dry
or wet monthly rainfall conditions in Turkey. Theoretical and Applied Climatology 69:
39-67.
Mariotti A, Zeng N, Lau K.-M. 2002. Euro-Mediterranean rainfall and ENSO – a seasonally
varying relationship. Geophysical Research Letters 29: 59-1 to 59-4.
Rodo X, Baert E, Comin FA. 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.
Türkeş M. 1996a. Spatial and temporal analysis of annual rainfall variations in Turkey.
International Journal of Climatology 16: 1057-1076.
332
III. Atmosfer Bilimleri Sempozyumu, 2003, İstanbul, Editörler: Şen, O., Şaylan, L., Koçak, K. ve Toros, H.
Türkeş M. 1996b. Meteorological drought in Turkey: A historical perspective, 1930-1993.
Drought Network News, University of Nebraska 8: 17-21.
Türkeş M. 1998a. Karadeniz yağışları. TÜBİTAK Bilim ve Teknik Dergisi 364: 58-59.
Türkeş M. 1998b. Influence of geopotential heights, cyclone frequency and Southern
Oscillation on rainfall variations in Turkey. International Journal of Climatology 18: 649680.
Türkeş M. 1999. Vulnerability of Turkey to desertification with respect to precipitation and
aridity conditions. Turkish Journal of Engineering and Environmental Science 23: 363380.
Türkeş M. 2000. Extremes of the El Nino-Southern Oscillation and their connections with
rainfall anomalies in Turkey. Çevre Bilim ve Teknoloji Teknik Dergi 1: 1-13 (in Turkish).
Türkeş M. 2002. 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, Sümer UM, Kılıç G. 2002. Persistence and periodicity in the precipitation series of
Turkey and associations with 500 hPa geopotential heights. Climate Research 21: 59-81.
Türkeş M, Erlat E. 2002. Precipitation changes and variability in Turkey linked to the North
Atlantic Oscillation during the period 1930-2000. International Journal of Climatology.
(Under review)
Wibig J. 1999. Precipitation in Europe in relation to circulation patterns at the 500 hPa level.
International Journal of Climatology 19: 253-269.
333