Тихоокеанские декадные колебания - Википедия - Pacific decadal oscillation

Глобальный паттерн положительной фазы PDO

В Тихоокеанская декадная осцилляция (PDO) представляет собой устойчивую повторяющуюся картину изменчивости климата океан-атмосфера с центром в тихоокеанском бассейне средних широт. PDO определяется как теплые или прохладные поверхностные воды в Тихий океан, севернее 20 ° с. За прошедшее столетие амплитуда этого климатического режима нерегулярно менялись в межгодовых и междекадных временных масштабах (то есть периоды времени от нескольких лет до периодов времени в несколько десятилетий). Имеются свидетельства смены преобладающей полярности (то есть изменения холодных поверхностных вод по сравнению с теплыми поверхностными водами в пределах региона) колебания, происходившего примерно в 1925, 1947 и 1977 годах; последние два разворота соответствовали резким сдвигам в режимах производства лосося в северной части Тихого океана. Этот климатический режим также влияет на температуру воздуха в прибрежных водах и на поверхности континента. Аляска в Калифорнию.

Во время "теплый "или" положительная "фаза, западная часть Тихого океана становится холоднее, а часть восточного океана нагревается; во время" прохладной "или" отрицательной "фазы происходит обратная картина. Тихоокеанское десятилетнее колебание было названо Стивеном Р. Хейром. кто заметил это во время учебы лосось Производственная структура по итогам 1997 года.[1]

Тихоокеанское десятилетнее колебание индекс ведущий эмпирическая ортогональная функция (EOF) ежемесячных температура поверхности моря аномалии (SST-A) над северной частью Тихого океана (к полюсу 20 ° с.ш.) после удаления средней глобальной температуры поверхности моря. Этот индекс PDO является стандартизированным главный компонент Временные ряды.[2] «Сигнал» PDO был реконструирован еще в 1661 году с помощью древовидной хронологии в Нижняя Калифорния площадь.[3]

Механизмы

Несколько исследований показали, что индекс PDO можно реконструировать как наложение тропического воздействия и внетропических процессов.[4][5][6][7] Таким образом, в отличие от ЭНСО (Южное колебание Эль-Ниньо), PDO - это не один физический режим изменчивости океана, а скорее сумма нескольких процессов с различным динамическим происхождением.

В межгодовых временных масштабах индекс PDO реконструируется как сумма случайной и вызванной ENSO изменчивости в Алеутский низкий, в то время как в десятилетних масштабах телесвязи ЭНСО, стохастическое атмосферное воздействие и изменения в северной части Тихого океана круговорот тираж вносят примерно поровну. Кроме того, аномалии температуры поверхности моря сохраняются от зимы к зиме из-за механизма возрождения.

Телесвязи ЭНСО, атмосферный мост[8]
Атмосферный мост во время Эль-Ниньо.

ЭНСО может влиять на глобальную циркуляцию на тысячи километров от экваториальной части Тихого океана через «атмосферный мост». В течение Эль-Ниньо События, глубокая конвекция и передача тепла в тропосферу усиливается по сравнению с аномально теплым температура поверхности моря, это тропическое воздействие, связанное с ЭНСО, порождает Россби волны которые распространяются на полюс и на восток, а затем преломляются обратно от полюса к тропикам. В планетарные волны формируются в предпочтительных местах как в северной, так и в южной частях Тихого океана, а схема телесвязи устанавливается в течение 2–6 недель.[9] Модели, управляемые ЭНСО, изменяют температуру поверхности, влажность, ветер и распределение облаков над северной частью Тихого океана, что изменяет поверхностное тепло, импульс и потоки пресной воды и, таким образом, вызывает температуру поверхности моря, соленость и смешанный слой аномалии глубины (MLD).

Атмосферный мост более эффективен в северную зиму, когда Алеутский низкий приводит к более сильным и холодным северо-западным ветрам над центральной частью Тихого океана и теплым / влажным южным ветрам вдоль западного побережья Северной Америки, связанным с этим изменениям в поверхностных тепловых потоках и в меньшей степени Экман транспорт создает отрицательные аномалии температуры поверхности моря и углубление MLD в центральной части Тихого океана и нагревает океан от Гавайев до Берингово море.

Возрождение SST[10]
Механизм возрождения в северной части Тихого океана.
Сезонный цикл глубины смешанного слоя.

Средняя широта SST паттерны аномалий имеют тенденцию повторяться от одной зимы к другой, но не в течение лета, этот процесс происходит из-за сильных смешанный слой сезонный цикл. Глубина смешанного слоя над северной частью Тихого океана больше, обычно на 100-200 м зимой, чем летом, и, таким образом, аномалии ТПО, которые образуются зимой и простираются до основания смешанного слоя, изолируются под мелким летним смешанным слоем, когда он реформируется в конце весны и эффективно изолированы от теплового потока воздух-море. Когда смешанный слой снова углубится следующей осенью / в начале зимы, аномалии могут снова повлиять на поверхность. Этот процесс был назван Александром и Дезером «механизмом возрождения».[11] и наблюдается на большей части северной части Тихого океана, хотя он более эффективен на западе, где зимний смешанный слой глубже и сезонный цикл больше.

Стохастическое атмосферное воздействие[12]

Долгосрочные колебания температуры поверхности моря могут быть вызваны случайными атмосферными воздействиями, которые интегрируются и становятся красными в смешанном слое океана. Парадигма стохастической модели климата была предложена Франкигнулом и Хассельманном,[13] в этой модели стохастическое воздействие, представленное прохождением штормов, изменяет температуру смешанного слоя океана через поверхностные потоки энергии и течения Экмана, и система затухает из-за увеличенных (уменьшенных) потерь тепла в атмосферу над аномально теплым (холодным) ТПМ через турбулентную энергию и длинноволновый радиационные потоки, в простом случае линейной отрицательной Обратная связь модель может быть записана как разделимая обыкновенное дифференциальное уравнение:

где v - случайное атмосферное воздействие, λ - коэффициент демпфирования (положительный и постоянный), а y - реакция.

Спектр дисперсии y равен:

где F - дисперсия белый шум воздействия, а w - частота, следствием этого уравнения является то, что на коротких временных масштабах (w >> λ) дисперсия температуры океана увеличивается пропорционально квадрату периода, тогда как на более длительных временных масштабах (w << λ, ~ 150 месяцев ) процесс затухания доминирует и ограничивает аномалии температуры поверхности моря, так что спектры становятся белыми.

Таким образом, атмосферный белый шум генерирует аномалии ТПО в гораздо более длительных временных масштабах, но без спектральных пиков. Исследования по моделированию показывают, что этот процесс вносит вклад в 1/3 изменчивости PDO в десятилетних масштабах времени.

Динамика океана

Некоторые динамические океанические механизмы и обратная связь ТПМ-воздух могут способствовать наблюдаемой десятилетней изменчивости в северной части Тихого океана. Изменчивость ТПО сильнее в Куросио Оясио область растяжения (KOE) и связана с изменениями оси и силы KOE,[7] который генерирует дисперсию ТПО в десятилетних и более длинных временных масштабах, но без наблюдаемой величины спектрального пика через ~ 10 лет и обратной связи ТПО с воздухом. Отдаленное повторное появление происходит в регионах с сильным течением, таких как расширение Куросио, и аномалии, созданные около Японии, могут вновь проявиться следующей зимой в центральных районах Тихого океана.

Адвективный резонанс

Сараванан и Маквильямс[14] продемонстрировали, что взаимодействие между пространственно когерентными моделями атмосферного воздействия и адвективным океаном демонстрирует периодичность в предпочтительных временных масштабах, когда нелокальные адвективные эффекты преобладают над демпфированием локальной температуры поверхности моря. Этот механизм «адвективного резонанса» может генерировать десятилетнюю изменчивость ТПО в восточной части северной части Тихого океана, связанную с аномальной адвекцией Экмана и поверхностным тепловым потоком.[15]

Круговорот в северной части Тихого океана

Регулировка динамического круговорота необходима для создания декадных SST пиков в северной части Тихого океана, процесс происходит через распространяющиеся на запад океанические Россби волны которые вызваны ветровыми аномалиями в центральной и восточной частях Тихого океана. В квазигеострофическое уравнение для длинных недисперсионных волн Россби, вызванных крупномасштабными напряжение ветра можно записать как линейный уравнение в частных производных:[16]

где h - аномалия толщины верхнего слоя, τ - ветровое напряжение, c - Волна Россби скорость, зависящая от широты, ρ0 - плотность морской воды и f0 - параметр Кориолиса на эталонной широте. Шкала времени отклика задается скоростью волн Россби, местоположением воздействия ветра и шириной бассейна на широте расширения Куросио c составляет 2,5 см с.−1 а временная шкала динамического круговорота составляет ~ (5) 10 лет, если волна Россби зародилась в (центральной) восточной части Тихого океана.

Если белое воздействие ветра является зонально однородным, оно должно генерировать красный спектр, в котором дисперсия h увеличивается с периодом и достигает постоянной амплитуды на более низких частотах без декадных и междекадных пиков, однако в атмосферной циркуляции низких частот обычно преобладают фиксированные пространственные структуры, поэтому это ветровое воздействие не является зонально однородным, если ветровое воздействие является зонально синусоидальным, то десятилетние пики возникают из-за резонанса вынужденных волн Россби в масштабе бассейна.

Распространение аномалий h в западной части Тихого океана изменяет ось и силу KOE.[7] и воздействие ТПО из-за аномального геострофического переноса тепла. Недавние исследования[7][17] предполагают, что волны Россби, возбужденные Алеутским минимумом, распространяют сигнал PDO из северной части Тихого океана в KOE через изменения в оси KOE, в то время как волны Россби, связанные с НПО распространять Северный тихоокеанский круговорот сигнал колебания через изменение силы KOE.

Воздействия

Температура и осадки

PDO DJFM температурный образец.
PDO DJFM. Модель осадков.

Пространственный образец PDO и воздействия аналогичны тем, которые связаны с ЭНСО События. В положительную фазу зимой Алеутский низкий углубляется и смещается к югу, теплый / влажный воздух проникает вдоль западного побережья Северной Америки, а температуры выше, чем обычно, от Тихоокеанский Северо-Запад на Аляску, но ниже нормы в Мексике и юго-востоке США.[18]
Зимние осадки выше, чем обычно, на побережье Аляски, в Мексике и на юго-западе США, но меньше в Канаде, Восточной Сибири и Австралии.[18][19]
McCabe et al.[20] показал, что PDO вместе с AMO сильно влияют на многодесятилетний характер засух в Соединенных Штатах, частота засух увеличивается на большей части севера Соединенных Штатов во время положительной фазы PDO и на юго-западе США во время отрицательной фазы PDO в обоих случаях, если PDO связан с положительной AMO.
Азиатский муссон также подвержен влиянию, увеличение количества осадков и снижение летней температуры наблюдается над Индийским субконтинентом во время отрицательной фазы.[21]

Индикаторы PDOПоложительная фаза PDOОтрицательная фаза PDO
Температура
Тихоокеанский Северо-Запад, Британская Колумбия и АляскаВыше среднегоНиже среднего
Из Мексики в Юго-Восток СШАНиже среднегоВыше среднего
Осадки
Прибрежный хребет АляскиВыше среднегоНиже среднего
Из Мексики в Юго-запад СШАВыше среднегоНиже среднего
Канада, Восточная Сибирь и АвстралияНиже среднегоВыше среднего
Летний муссон в ИндииНиже среднегоВыше среднего

Реконструкции и смены режимов

Наблюдаемые месячные значения PDO (1900 – сен2019, точки) и средние значения за 10 лет.
Реконструированный индекс PDO (993-1996).

Индекс PDO был восстановлен с использованием годичные кольца и другие гидрологически чувствительные прокси с запада Северной Америки и Азии.[3][22][23]

Макдональд и Кейс[24] реконструировал PDO до 993 года с использованием годичных колец из Калифорния и Альберта. Индекс показывает 50-70-летнюю периодичность, но сильный режим изменчивости проявляется только после 1800 г., причем стойкая отрицательная фаза происходит во время средневековые времена (993–1300), что согласуется с Ла-Нинья реконструированные условия в тропической части Тихого океана[25] и многовековые засухи на юго-западе США.[26]

Несколько сдвигов режимов очевидны как в реконструкциях, так и в инструментальных данных, в течение 20-го века режимные сдвиги, связанные с одновременными изменениями в SST, SLP, осадки на суше и облачный покров океана произошли в 1924/1925, 1945/1946 и 1976/1977 годах:[27]

  • 1750: PDO демонстрирует необычно сильные колебания.[3]
  • 1924/1925: PDO перешел в «теплую» фазу.[27]
  • 1945/1946: PDO сменился на «прохладную» фазу, картина смены этого режима аналогична эпизоду 1970-х годов с максимальной амплитудой на субарктическом и субтропическом фронте, но с большей заметностью около Японии, в то время как сдвиг 1970-х годов был сильнее около американское западное побережье.[27][28]
  • 1976/1977: PDO перешел в "теплую" фазу.[29]
  • 1988/1989: Наблюдалось ослабление Алеутского минимума с соответствующими изменениями ТПО,[30] в отличие от других смен режима, это изменение, по-видимому, связано с параллельными внетропическими колебаниями в северной части Тихого океана и Северной Атлантики, а не с тропическими процессами.[31]
  • 1997/1998: После 1997/1998 года в северной части Тихого океана произошло несколько изменений температуры поверхности моря и морской экосистемы, в отличие от преобладающих аномалий, наблюдаемых после сдвига 1970-х годов. SST снизился вдоль западного побережья США, и существенные изменения в популяции лосось, анчоусы и сардина наблюдались, когда PDO вернулся к холодной фазе «анчоуса».[32] Однако пространственный паттерн изменения SST отличался от меридиональных качелей SST в центральной и западной части Тихого океана, которые больше напоминали сильный сдвиг круговоротного колебания в северной части Тихого океана, чем структуру PDO. Эта закономерность преобладала в большей части изменчивости ТПО в северной части Тихого океана после 1989 г.[33]
  • Переход 2014 года от прохладной фазы PDO к теплой фазе, которая отдаленно напоминает длительное и затяжное явление Эль-Ниньо, способствовало установлению рекордов температуры поверхности на всей планете в 2014 году.

Предсказуемость

В NOAA Лаборатория исследования системы Земли выпускает официальные прогнозы ENSO и экспериментальные статистические прогнозы с использованием метода линейного обратного моделирования (LIM).[34][35] для прогнозирования PDO LIM предполагает, что PDO можно разделить на линейный детерминированный компонент и нелинейный компонент, представленный случайными колебаниями.

Большая часть предсказуемости LIM PDO является результатом ENSO и глобального тренда, а не внетропических процессов, и поэтому ограничивается ~ 4 сезонами. Прогноз согласуется с механизмом сезонного следа.[36] в котором оптимальная структура SST переходит в зрелую фазу ENSO 6–10 месяцев спустя, которая впоследствии воздействует на SST в северной части Тихого океана через атмосферный мост.

Навыки в прогнозировании десятилетней изменчивости PDO могут возникнуть из-за учета воздействия внешних факторов.[37] и внутренне созданный[38] Тихоокеанская изменчивость.

Связанные шаблоны

  • В Междекадное тихоокеанское колебание (IPO) - похожее, но менее локализованное явление; он также охватывает южное полушарие (от 50 ° до 50 ° с.ш.).
  • ЭНСО имеет тенденцию возглавлять цикл PDO.
  • Изменения в IPO меняют место и силу деятельности ENSO. В Зона конвергенции южной части Тихого океана перемещается на северо-восток во время Эль-Ниньо и на юго-запад во время событий Ла-Нинья. То же самое происходит во время положительной и отрицательной фаз IPO соответственно. (Folland et al., 2002).
  • Междекадные колебания температуры в Китай тесно связаны с таковыми из НАО и НПО.
  • Амплитуды НАО и NPO увеличились в 1960-х годах, а характер межгодовых колебаний изменился с 3–4 до 8–15 лет.
  • Повышение уровня моря поражается, когда большие участки воды нагреваются и расширяются или охлаждают и сжимаются.

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ Мантуя, Натан Дж .; Заяц, Стивен Р .; Чжан, Юань; Уоллес, Джон М .; Фрэнсис, Роберт С. (1997). «Тихоокеанские междекадные колебания климата с воздействием на производство лосося». Бюллетень Американского метеорологического общества. 78 (6): 1069–79. Bibcode:1997БАМС ... 78.1069М. Дои:10.1175 / 1520-0477 (1997) 078 <1069: APICOW> 2.0.CO; 2. Архивировано из оригинал на 2005-02-12.
  2. ^ Дезер, Клара; Александр, Майкл А .; Се, Шан-Пин; Филлипс, Адам С. (январь 2010 г.). «Изменчивость температуры поверхности моря: закономерности и механизмы». Ежегодный обзор морской науки. 2 (1): 115–143. Bibcode:2010 ОРУЖИЕ .... 2..115Д. Дои:10.1146 / annurev-marine-120408-151453. PMID  21141660.
  3. ^ а б c Бионди, Франко; Гершунов Александр; Каян, Дэниел Р. (2001). "Десятилетняя изменчивость климата в северной части Тихого океана с 1661 г.". Журнал климата. 14 (1): 5–10. Bibcode:2001JCli ... 14 .... 5B. Дои:10.1175 / 1520-0442 (2001) 014 <0005: NPDCVS> 2.0.CO; 2.
  4. ^ Newman, M .; Compo, G.P .; Александр, Майкл А. (2003). "Изменчивость тихоокеанского десятилетнего колебания, вызванная ЭНСО". Журнал климата. 16 (23): 3853–7. Bibcode:2003JCli ... 16.3853N. Дои:10.1175 / 1520-0442 (2003) 016 <3853: EVOTPD> 2.0.CO; 2.
  5. ^ Вимонт, Дэниел Дж. (2005). «Вклад межгодового цикла ЭНСО в пространственную структуру десятилетней ЭНСО-подобной изменчивости». Журнал климата. 18 (12): 2080–92. Bibcode:2005JCli ... 18.2080V. Дои:10.1175 / JCLI3365.1.
  6. ^ Шнайдер, Никлас; Брюс Д. Корнуэль (2005). «Форсирование тихоокеанского десятилетнего колебания». Журнал климата. 18 (8): 4355–72. Bibcode:2005JCli ... 18.4355S. Дои:10.1175 / JCLI3527.1.
  7. ^ а б c d Цю, Бо; Никлас Шнайдер; Шуиминг Чен (2007). «Связанная десятилетняя изменчивость в северной части Тихого океана: ограниченная наблюдениями идеализированная модель». Журнал климата. 20 (14): 3602–20. Bibcode:2007JCli ... 20.3602Q. Дои:10.1175 / JCLI4190.1.
  8. ^ Александр, Майкл А; Илеана Бладе; Мэтью Ньюман; Джон Р. Ланзанте; Нгар-Чунг Лау; Джеймс Д. Скотт (2002). «Атмосферный мост: влияние телесвязи ЭНСО на взаимодействие воздух-море над Мировым океаном». Журнал климата. 15 (16): 2205–31. Bibcode:2002JCli ... 15.2205A. Дои:10.1175 / 1520-0442 (2002) 015 <2205: TABTIO> 2.0.CO; 2.
  9. ^ Лю, Чжэнъюй; Александр Михаил (2007). «Атмосферный мост, океанический туннель и глобальные климатические телесвязи». Обзоры геофизики. 45 (2): 2. Bibcode:2007RvGeo..45.2005L. Дои:10.1029 / 2005RG000172.
  10. ^ Дезер, Клара; Майкл А. Александр; Майкл С. Тимлин (2003). «Понимание стойкости аномалий температуры поверхности моря в средних широтах». Журнал климата. 16 (12): 57–72. Bibcode:2003JCli ... 16 ... 57D. Дои:10.1175 / 1520-0442 (2003) 016 <0057: UTPOSS> 2.0.CO; 2.
  11. ^ Александр, Майкл А .; Дезер Клара (1995). «Механизм повторения зимних аномалий ТПО на средних широтах». Журнал физической океанографии. 125 (1): 122–137. Bibcode:1995JPO .... 25..122A. Дои:10.1175 / 1520-0485 (1995) 025 <0122: AMFTRO> 2.0.CO; 2.
  12. ^ Александр, Майкл А .; Пенланд, Сесиль (1996). «Изменчивость в модели океана со смешанным слоем, вызванная стохастическим атмосферным воздействием». Журнал климата. 9 (10): 2424–42. Bibcode:1996JCli .... 9.2424A. Дои:10.1175 / 1520-0442 (1996) 009 <2424: ВИАМЛО> 2.0.CO; 2.
  13. ^ Франкиньоль, Клод; Хассельманн, Клаус (1977). «Стохастические климатические модели, часть II. Применение к аномалиям температуры поверхности моря и изменчивости термоклина». Скажи нам. 24 (4): 289–305. Bibcode:1977TellA..29..289F. Дои:10.1111 / j.2153-3490.1977.tb00740.x.
  14. ^ Saravanan, R .; Маквильямс Джеймс К. (1998). «Адвективное взаимодействие океана и атмосферы: аналитическая стохастическая модель с последствиями для десятилетней изменчивости». Журнал климата. 11 (2): 165–188. Bibcode:1998JCli ... 11..165S. Дои:10.1175 / 1520-0442 (1998) 011 <0165: AOAIAA> 2.0.CO; 2.
  15. ^ Ву, Лисинь; Чжэнъюй Лю (2003). «Десятилетняя изменчивость в северной части Тихого океана: режим восточной части северной части Тихого океана». Журнал климата. 16 (19): 3111–31. Bibcode:2003JCli ... 16,3111 Вт. Дои:10.1175 / 1520-0442 (2003) 016 <3111: ДВИТНП> 2.0.CO; 2.
  16. ^ Цзинь, Фей-Фэй (1997). "Теория меж десятилетней изменчивости климата системы северная часть Тихого океана - атмосфера". Журнал климата. 10 (8): 1821–35. Bibcode:1997JCli ... 10.1821J. Дои:10.1175 / 1520-0442 (1997) 010 <1821: ATOICV> 2.0.CO; 2.
  17. ^ Себальос, Лина; Лоренцо, Эмануэле Ди; Hoyos, Carlos D .; Шнайдер, Никлас; Тагучи, Бунмэй (2009). «Колебания круговорота северной части Тихого океана синхронизируют колебания климата в восточной и западной пограничных системах». Журнал климата. 22 (19): 5163–74. Bibcode:2009JCli ... 22.5163C. Дои:10.1175 / 2009JCLI2848.1.
  18. ^ а б Мантуя, Натан Дж .; Заяц, Стивен Р. (1 января 2002 г.). "Тихоокеанское десятилетнее колебание" (PDF). Журнал океанографии. 58 (1): 35–44. Дои:10.1023 / А: 1015820616384. Архивировано из оригинал (PDF) 8 января 2016 г.. Получено 24 мая 2013.
  19. ^ Мощность, С .; и другие. (1998). «Температура в Австралии, количество осадков в Австралии и Южное колебание, 1910–1992 годы: когерентная изменчивость и недавние изменения» (PDF). Австралийский метеорологический журнал. 47 (2): 85–101. Получено 8 апреля 2013.[постоянная мертвая ссылка ]
  20. ^ McCabe, G.J .; Палецки, М. А .; Бетанкур, Дж. Л. (11 марта 2004 г.). «Тихий и Атлантический океан влияет на частоту засух в США на несколько десятилетий назад» (PDF). Труды Национальной академии наук. 101 (12): 4136–41. Bibcode:2004ПНАС..101.4136М. Дои:10.1073 / pnas.0306738101. ЧВК  384707. PMID  15016919. Архивировано из оригинал (PDF) на 2013-02-23. Получено 24 мая 2013.
  21. ^ Krishnan, R .; Суги, М. (31 августа 2003 г.). «Тихоокеанские десятилетние колебания и изменчивость индийских летних муссонных дождей». Климатическая динамика. 21 (3–4): 233–242. Bibcode:2003ClDy ... 21..233K. Дои:10.1007 / s00382-003-0330-8.
  22. ^ Шен, Кайминг; Вэй-Чьюнг Ван; Вэй Гун; Чжисинь Хао (2006). «Рекорд Тихоокеанского десятилетнего колебания с 1470 года нашей эры, восстановленный на основе косвенных данных о летних осадках над восточным Китаем». Geophys. Res. Латыш. 33 (3): L03702. Bibcode:2006GeoRL..33.3702S. Дои:10.1029 / 2005GL024804.
  23. ^ D'arrigo, R .; Уилсон Р. (2006). «Об азиатском выражении ЗОП». Международный журнал климатологии. 26 (12): 1607–17. Bibcode:2006IJCli..26.1607D. Дои:10.1002 / joc.1326.
  24. ^ MacDonald, G.M .; Дело Р.А. (2005). "Вариации Тихоокеанского десятилетнего колебания за последнее тысячелетие". Geophys. Res. Латыш. 32 (8): L08703. Bibcode:2005Георл..32.8703M. Дои:10.1029 / 2005GL022478. Получено 2010-10-26.
  25. ^ Рейн, Берт; Андреас Люкге; Фрэнк Сирокко (2004). "Основная аномалия ЭНСО голоцена в средние века". Geophys. Res. Латыш. 31 (17): н / д. Bibcode:2004GeoRL..3117211R. Дои:10.1029 / 2004GL020161. Получено 2010-10-26.
  26. ^ Сигер, Ричард; Грэм, Николас; Хервейер, Селин; Гордон, Арнольд Л .; Кушнир, Йоханан; Кук, Эд (2007). «Чертежи средневекового гидроклимата» (PDF). Четвертичные научные обзоры. 26 (19–21): 2322–36. Bibcode:2007QSRv ... 26.2322S. Дои:10.1016 / j.quascirev.2007.04.020.
  27. ^ а б c Дезер, Клара; Филлипс, Адам С .; Харрелл, Джеймс У. (2004). «Тихоокеанская междекадная изменчивость климата: связи между тропиками и северной частью Тихого океана во время северной зимы с 1900 года». Журнал климата. 17 (15): 3109–24. Bibcode:2004JCli ... 17.3109D. Дои:10.1175 / 1520-0442 (2004) 017 <3109: PICVLB> 2.0.CO; 2.
  28. ^ Минобе, Шоширо; Ацуши Маэда (2005). «Месячный набор данных температуры поверхности моря с привязкой к 1 °, составленный из ICOADS с 1850 по 2002 год и фронтальной изменчивости Северного полушария». Международный журнал климатологии. 25 (7): 881–894. Bibcode:2005IJCli..25..881M. Дои:10.1002 / joc.1170.
  29. ^ Заяц, Стивен Р .; Мантуя, Натан Дж. (2000). «Эмпирические данные о смене режима в северной части Тихого океана в 1977 и 1989 годах». Прогресс в океанографии. 47 (2–4): 103–145. Bibcode:2000PrOce..47..103H. Дои:10.1016 / S0079-6611 (00) 00033-1.
  30. ^ Тренберт, Кевин; Харрелл, Джеймс У. (1994). «Десятилетние вариации атмосферы и океана в Тихом океане». Климатическая динамика. 9 (6): 303–319. Bibcode:1994ClDy .... 9..303T. Дои:10.1007 / BF00204745.
  31. ^ Ясунака, Саяка; Кимио Ханава (2003). «Режимные сдвиги в поле ТПМ северного полушария: новый взгляд на тропические вариации». Журнал Метеорологического общества Японии. 81 (2): 415–424. Дои:10.2151 / jmsj.81.415. Получено 2010-10-26.[постоянная мертвая ссылка ]
  32. ^ Чавес, Франсиско П.; Райан, Джон; Луч-Кота, Сальвадор, Э .; Чикен К., Мигель (2003). «От анчоусов до сардин и обратно: многолетние изменения в Тихом океане». Наука. 299 (5604): 217–221. Bibcode:2003Наука ... 299..217C. Дои:10.1126 / science.1075880. PMID  12522241.
  33. ^ Bond, N.A .; Дж. Э. Оверленд; М. Спиллейн; П. Стабено (2003). «Последние сдвиги в состоянии северной части Тихого океана». Geophys. Res. Латыш. 30 (23): н / д. Bibcode:2003GeoRL..30.2183B. Дои:10.1029 / 2003GL018597.
  34. ^ Команда, ESRL Web. "ESRL PSD: Прогнозы ЭНСО". Лаборатория исследования системы Земля NOAA. Получено 27 августа 2016.
  35. ^ Александр, Майкл А .; Людмила Матросова; Сесиль Пенланд; Джеймс Д. Скотт; Пинг Чанг (2008). «Прогнозирование ТПМ Тихого океана: предсказания с помощью линейной обратной модели PDO» (PDF). Журнал климата. 21 (2): 385–402. Bibcode:2008JCli ... 21..385A. CiteSeerX  10.1.1.639.3207. Дои:10.1175 / 2007JCLI1849.1.
  36. ^ Вимонт, Дэниел Дж .; Джон М. Уоллес; Дэвид С. Баттисти (2003). «Механизм сезонного следа в Тихом океане: последствия для ЭНСО». Журнал климата. 16 (16): 2668–75. Bibcode:2003JCli ... 16,2668 В. Дои:10.1175 / 1520-0442 (2003) 016 <2668: TSFMIT> 2.0.CO; 2.
  37. ^ Meehl, Gerard A .; Эксуэ Ху; Бенджамин Д. Сантер (2009). «Сдвиг климата в Тихом океане в середине 1970-х и относительная роль вынужденной и неотъемлемой десятилетней изменчивости». Журнал климата. 22 (3): 780–792. Bibcode:2009JCli ... 22..780M. Дои:10.1175 / 2008JCLI2552.1.
  38. ^ Мотидзуки, Такаши; Исии, Масаёши; Кимото, Масахиде; Чикамоток, Йошимицу; Ватанабек, Масахиро; Нозавад, Тору; Сакамотоа, Такаши Т .; Шиогамад, Хидео; Аваджия, Тошиюки; Сугиураа, Нозоми; Тойодаа, Такахиро; Ясунакач, Саяка; Татеба, Хироаки; Морич, Масато (2010). «Прогнозы десятилетних колебаний Тихого океана, имеющие отношение к краткосрочному прогнозированию климата». PNAS. 107 (5): 1833–7. Bibcode:2010ПНАС..107.1833М. Дои:10.1073 / pnas.0906531107. ЧВК  2804740. PMID  20080684.

дальнейшее чтение

внешняя ссылка