Oscylacja dziesiętna na Pacyfiku - Pacific decadal oscillation

Globalny wzorzec fazy dodatniej PDO

Pacific decadal oscylacji ( PDO ) jest trwałym, okresowy wzór ocean atmosferze zmienności klimatu wyśrodkowany z połowy szerokości basenu Pacyfiku. ChNP jest wykrywany jako ciepłe lub chłodne wody powierzchniowe w Oceanie Spokojnym, na północ od 20°N. W ciągu ostatniego stulecia amplituda tego wzorca klimatycznego zmieniała się nieregularnie w skali czasu od roku do dekady (od kilku lat do kilkudziesięciu). Istnieją dowody na odwrócenie dominującej polaryzacji (co oznacza zmiany chłodnych wód powierzchniowych w porównaniu z ciepłymi wodami powierzchniowymi w regionie) oscylacji występujących około 1925, 1947 i 1977; ostatnie dwie zmiany odpowiadały dramatycznym zmianom w systemach produkcji łososia na Północnym Pacyfiku. Ten wzorzec klimatyczny wpływa również na temperatury przybrzeżnych mórz i kontynentalnych powierzchni powietrza od Alaski po Kalifornię.

Podczas fazy „ ciepłej ” lub „pozytywnej”, zachodni Pacyfik staje się chłodniejszy, a część wschodniego oceanu ociepla się; podczas fazy „chłodnej” lub „negatywnej”, pojawia się odwrotny wzór. Dekadal Pacyfiku został nazwany przez Stevena R. Hare'a, który zauważył to podczas badania wyników produkcji łososia w 1997 roku.

Pacyficzny wskaźnik oscylacji dziesięcioletniej jest wiodącą empiryczną funkcją ortogonalną (EOF) miesięcznych anomalii temperatury powierzchni morza ( SST -A) nad Północnym Pacyfikiem (biegunowym 20°N) po usunięciu średniej globalnej temperatury powierzchni morza. Ten indeks PDO jest standardowym szeregiem czasowym głównego składnika . „Sygnał” ChNP został zrekonstruowany już w 1661 roku poprzez chronologię słojów drzew w rejonie Baja California .

Mechanizmy

Kilka badań wykazało, że indeks PDO można zrekonstruować jako nakładanie się wymuszenia tropikalnego i procesów pozatropikalnych. Tak więc, w przeciwieństwie do El Niño-Southern Oscillation (ENSO), PDO nie jest pojedynczym fizycznym trybem zmienności oceanów, ale raczej sumą kilku procesów o różnym dynamicznym pochodzeniu.

Inter-rocznych skal czasowych indeks PDO jest zrekonstruowany jako suma losowej i ENSO zmienności wywołanej w Aleuty Low , natomiast na decadal terminy ENSO telekoneksja, zmuszając stochastyczny atmosferyczne i zmiany w North Pacific oceaniczny Gyre obiegu przyczynić się mniej więcej po równo. Dodatkowo anomalie temperatury powierzchni morza mają pewną trwałość od zimy do zimy ze względu na mechanizm ponownego wschodów.

Telepołączenia ENSO, most atmosferyczny
Klimatyczny most podczas El Niño

ENSO może wpływać na globalny wzorzec cyrkulacji tysiące kilometrów od równikowego Pacyfiku przez „most atmosferyczny”. Podczas wydarzeń El Niño głęboka konwekcja i transfer ciepła do troposfery są wzmacniane przez anomalnie ciepłą temperaturę powierzchni morza , to związane z ENSO tropikalne wymuszenie generuje fale Rossby'ego, które rozchodzą się w kierunku bieguna i na wschód, a następnie są załamywane z powrotem od bieguna do tropików. Te fale planetarne tworzą w korzystnych lokalizacjach, zarówno w północnej i południowej części Oceanu Spokojnego, a wzór teleconnection ustala się w ciągu 2-6 tygodni. Wzory sterowane przez ENSO modyfikują temperaturę powierzchni, wilgotność, wiatr i rozkład chmur na północnym Pacyfiku, które zmieniają ciepło powierzchniowe, pęd i przepływy słodkiej wody, a tym samym wywołują anomalie temperatury powierzchni morza, zasolenia i mieszanej głębokości warstw (MLD).

Mostek atmosferyczny jest bardziej efektywny podczas borealnej zimy, kiedy pogłębiony Niż Aleucki powoduje silniejsze i zimne północno-zachodnie wiatry nad środkowym Pacyfikiem oraz ciepłe/wilgotne wiatry południowe wzdłuż zachodniego wybrzeża Ameryki Północnej, związane z tym zmiany w przepływach ciepła powierzchniowego i mniejsze Zakres transportu Ekmana powoduje anomalie ujemnej temperatury powierzchni morza i pogłębienie MLD w środkowym Pacyfiku i ogrzewa ocean od Hawajów do Morza Beringa .

Ponowne pojawienie się SST
Mechanizm ponownego wschodów na Północnym Pacyfiku.
Cykl sezonowy o mieszanej głębokości warstwy.

Wzorce anomalii SST na średnich szerokościach geograficznych mają tendencję do powtarzania się z jednej zimy na drugą, ale nie w okresie letnim. Proces ten występuje z powodu silnego cyklu sezonowego warstwy mieszanej . Głębokość mieszanej warstwy nad północnym Pacyfikiem jest głębsza, zwykle 100-200 m, zimą niż latem, a zatem anomalie SST, które tworzą się zimą i rozciągają się do podstawy mieszanej warstwy, są ukrywane pod płytką mieszaną warstwą letnią, gdy reformy późną wiosną i są skutecznie izolowane od strumienia ciepła powietrze-morze. Gdy zmieszana warstwa ponownie się pogłębi następnej jesieni/wczesną zimą, anomalie mogą ponownie wpłynąć na powierzchnię. Proces ten został nazwany przez Alexandra i Desera „mechanizmem ponownego wschodów” i jest obserwowany na większej części północnego Pacyfiku, chociaż jest bardziej skuteczny na zachodzie, gdzie zimowa warstwa mieszana jest głębsza, a cykl sezonowy większy.

Stochastyczne wymuszanie atmosferyczne

Długotrwałe wahania temperatury powierzchni morza mogą być spowodowane przypadkowymi siłami atmosferycznymi, które są zintegrowane i zaczerwienione w warstwie mieszanej oceanu. Paradygmat modelu klimatu stochastycznego został zaproponowany przez Frankignoula i Hasselmanna, w tym modelu wymuszenie stochastyczne reprezentowane przez przechodzenie burz zmienia temperaturę warstwy mieszanej oceanu poprzez strumienie energii powierzchniowej i prądy Ekmana, a system jest tłumiony z powodu zwiększonego (zredukowanego) ciepła strata do atmosfery nad anomalnie ciepłym (zimnym) SST poprzez energię turbulentną i długofalowe strumienie promieniowania, w prostym przypadku liniowego ujemnego sprzężenia zwrotnego model można zapisać jako rozłączne równanie różniczkowe zwyczajne :

gdzie v jest losowym wymuszeniem atmosferycznym, λ jest współczynnikiem tłumienia (dodatnim i stałym), a y jest odpowiedzią.

Spektrum wariancji y to:

gdzie F jest wariancją wymuszania białego szumu, a w jest częstotliwością, z tego równania wynika, że ​​w krótkich skalach czasowych (w>>λ) wariancja temperatury oceanu rośnie wraz z kwadratem okresu, natomiast w dłuższych skalach czasowych (w<<λ, ~150 miesięcy) dominuje proces tłumienia i ogranicza anomalie temperatury powierzchni morza tak, że widma stają się białe.

W ten sposób atmosferyczny biały szum generuje anomalie SST w znacznie dłuższych skalach czasowych, ale bez pików widmowych. Badania modelowe sugerują, że proces ten przyczynia się aż do 1/3 zmienności PDO w dziesięcioletnich skalach czasowych.

Dynamika oceanu

Kilka dynamicznych mechanizmów oceanicznych i sprzężenie zwrotne SST-powietrze może przyczynić się do zaobserwowanej dziesięcioletniej zmienności w Północnym Pacyfiku. Zmienność SST jest silniejsza w regionie rozszerzenia Kuroshio Oyashio (KOE) i jest związana ze zmianami w osi i sile KOE, co generuje wariancję SST w dekadach i dłuższych skalach czasowych, ale bez obserwowanej wielkości piku spektralnego po ~10 latach i SST - sprzężenie zwrotne powietrza. Odległe wschody występują w regionach o silnym prądzie, takich jak rozszerzenie Kuroshio, a anomalie powstałe w pobliżu Japonii mogą pojawić się ponownie następnej zimy w środkowym Pacyfiku.

Rezonans adwekcyjny

Saravanan i McWilliams wykazali, że interakcja między przestrzennie spójnymi wzorcami wymuszania atmosferycznego a oceanem adwekcyjnym wykazuje okresowość w preferowanych skalach czasowych, kiedy nielokalne efekty adwekcyjne dominują nad lokalnym tłumieniem temperatury powierzchni morza. Ten mechanizm „rezonansu adwekcyjnego” może generować dziesięcioletnią zmienność SST na wschodnim północnym Pacyfiku, związaną z nieprawidłową adwekcją Ekmana i powierzchniowym strumieniem ciepła.

Cyrkulacja wiru oceanicznego północnego Pacyfiku

Dynamiczne korekty wirowe są niezbędne do generowania dziesięcioletnich szczytów SST na Północnym Pacyfiku, proces ten zachodzi poprzez rozchodzące się na zachód oceaniczne fale Rossby , wymuszone przez anomalie wiatru w środkowym i wschodnim Pacyfiku. Równanie quasi geostroficzny długo niedyspersyjnych fale rossby'ego wymuszone dużą skalę stresu wiatrowej może być zapisana jako liniowego równania różniczkowego częściowego :

gdzie h to anomalia grubości górnej warstwy, τ to naprężenie wiatru, c to prędkość fali Rossby'ego zależna od szerokości geograficznej, ρ 0 to gęstość wody morskiej, a f 0 to parametr Coriolisa na szerokości geograficznej odniesienia. Skala czasu odpowiedzi jest ustalana przez prędkość fal Rossby'ego, lokalizację wymuszeń wiatru i szerokość basenu, na szerokości geograficznej Rozszerzenia Kuroshio c wynosi 2,5 cm s- 1, a skala czasu dynamicznej regulacji zakrętu wynosi ~(5)10 lat gdyby fala Rossby została zapoczątkowana na (środkowym) wschodnim Pacyfiku.

Jeśli wymuszanie bieli wiatru jest jednorodne strefowo, powinno generować czerwone widmo, w którym wariancja h wzrasta wraz z okresem i osiąga stałą amplitudę przy niższych częstotliwościach bez szczytów dekadowych i międzydekadowych, jednak cyrkulacja atmosferyczna przy niskich częstotliwościach jest zdominowana przez stałe wzorce przestrzenne, tak że wymuszanie wiatru nie jest strefowo jednorodne, jeśli wymuszanie wiatru jest strefowo sinusoidalne, wówczas szczyty dekadowe występują z powodu rezonansu wymuszonych fal Rossby'ego w skali basenu.

Propagacja anomalii w zachodnim Pacyfiku zmienia oś KOE oraz siłę i oddziaływanie SST ze względu na anomalny geostroficzny transport ciepła. Ostatnie badania sugerują, że fale Rossby'ego wzbudzone przez niż aleucki propagują sygnał PDO z północnego Pacyfiku do KOE poprzez zmiany w osi KOE, podczas gdy fale Rossby'ego związane z NPO propagują sygnał oscylacji North Pacific Gyre poprzez zmiany siły KOE.

Oddziaływania

Temperatura i opady

Wzór temperatury PDO DJFM.
Wzór opadów PDO DJFM.

Wzorzec przestrzenny i wpływ PDO są podobne do tych związanych ze zdarzeniami ENSO . W fazie pozytywnej zimowy Niż Aleucki pogłębia się i przesuwa na południe, ciepłe/wilgotne powietrze jest kierowane wzdłuż zachodniego wybrzeża Ameryki Północnej, a temperatury są wyższe niż zwykle od północno-zachodniego Pacyfiku po Alaskę, ale poniżej normy w Meksyku i południowo-wschodnich Stanach Zjednoczonych.
Opady zimowe są wyższe niż zwykle w Alasce Coast Range, w Meksyku i południowo-zachodnich Stanach Zjednoczonych, ale mniejsze w Kanadzie, wschodniej Syberii i Australii
McCabe et al. wykazali, że ChNP wraz z AMO silnie wpływają na wielodekadowy wzór susz w Stanach Zjednoczonych, częstotliwość susz jest zwiększona w większości północnych Stanów Zjednoczonych podczas fazy pozytywnej ChNP oraz w południowo-zachodnich Stanach Zjednoczonych podczas fazy ujemnej ChNP w obu przypadkach, jeśli PDO wiąże się z pozytywnym AMO.
Dotyczy to również monsunu azjatyckiego, w fazie ujemnej obserwuje się zwiększone opady deszczu i obniżoną temperaturę latem na subkontynencie indyjskim.

Wskaźniki ChNP Faza dodatnia PDO Faza ujemna PDO
Temperatura
Północno-zachodni Pacyfik, Kolumbia Brytyjska i Alaska Powyżej średniej Poniżej średniej
Meksyk do południowo-wschodnich Stanów Zjednoczonych Poniżej średniej Powyżej średniej
Opad atmosferyczny
Pasmo przybrzeżne Alaski Powyżej średniej Poniżej średniej
Meksyk do południowo-zachodnich Stanów Zjednoczonych Powyżej średniej Poniżej średniej
Kanada, Syberia Wschodnia i Australia Poniżej średniej Powyżej średniej
Indie letni monsun Poniżej średniej Powyżej średniej

Rekonstrukcje i zmiany reżimu

Obserwowane wartości miesięczne dla PDO (1900–wrzesień 2019, kropki) i średnie 10-letnie.
Zrekonstruowany indeks PDO (993-1996).

Indeks PDO został zrekonstruowany przy użyciu słojów drzew i innych wrażliwych hydrologicznie danych zastępczych z zachodniej Ameryki Północnej i Azji.

MacDonald i Case zrekonstruowali ChNP z 993 roku, używając słojów z Kalifornii i Alberty . Wskaźnik wykazuje okresowość 50–70 lat, ale jest silnym sposobem zmienności dopiero po 1800 r., utrzymującej się negatywnej fazie występującej w średniowieczu (993–1300), co jest zgodne z warunkami La Niña odtworzonymi w tropikalnym Pacyfiku i wielowiekowych suszach w południowo-zachodnich Stanach Zjednoczonych.

Kilka zmian reżimu jest widocznych zarówno w rekonstrukcjach, jak i danych instrumentalnych, podczas XX-wiecznych zmian reżimu związanych z równoczesnymi zmianami w SST , SLP , opadach lądowych i zachmurzeniu oceanicznym, które miały miejsce w latach 1924/1925, 1945/1946 i 1976/1977:

  • 1750: PDO wykazuje niezwykle silną oscylację.
  • 1924/1925: PDO przeszedł na „ciepłą” fazę.
  • 1945/1946: PDO zmieniło się na „chłodną” fazę, wzorzec tej zmiany reżimu jest podobny do epizodu z lat 70. z maksymalną amplitudą na froncie subarktycznym i subtropikalnym, ale z większą sygnaturą w pobliżu Japonii, podczas gdy zmiana z lat 70. była silniejsza w pobliżu zachodnie wybrzeże Ameryki.
  • 1976/1977: PDO zmieniono na „ciepłą” fazę.
  • 1988/1989: Zaobserwowano osłabienie niżu aleuckiego z towarzyszącymi mu zmianami SST, w przeciwieństwie do innych zmian reżimu, zmiana ta wydaje się być związana z równoczesnymi pozatropikalnymi oscylacjami na Północnym Pacyfiku i Północnym Atlantyku, a nie z procesami tropikalnymi.
  • 1997/1998: Kilka zmian temperatury powierzchni morza i ekosystemu morskiego wystąpiło na Północnym Pacyfiku po 1997/1998, w przeciwieństwie do dominujących anomalii obserwowanych po zmianach w latach 70-tych. SST spadło wzdłuż zachodniego wybrzeża Stanów Zjednoczonych i zaobserwowano znaczne zmiany w populacjach łososia , sardeli i sardynki , gdy ChNP powrócił do chłodnej fazy „sardeli”. Jednak przestrzenny wzór zmiany SST był inny w przypadku południkowej huśtawki SST w środkowym i zachodnim Pacyfiku, która przypominała silniejszą zmianę w oscylacji Północnego Pacyfiku, a nie w strukturze PDO. Ten wzór zdominował znaczną część zmienności SST na Północnym Pacyfiku po 1989 roku.
  • Przejście w 2014 roku z chłodnej fazy PDO do fazy ciepłej, która niejasno przypomina długie i przeciągające się wydarzenie El Niño, przyczyniło się do rekordowych temperatur powierzchniowych na całej planecie w 2014 roku.

Przewidywalność

NOAA każdy system badania laboratoryjne wytwarza oficjalne prognozy ENSO i doświadczalne prognozy statystyczne stosując liniowo odwrotna do modelowania (LIM) przewidzieć PDO LIM zakłada PDO można rozdzielić na liniowy składnika deterministycznego i składnika nieliniowy przedstawiony losowe wahania.

Znaczna część przewidywalności LIM PDO wynika z ENSO i globalnego trendu, a nie z procesów pozatropikalnych, a zatem jest ograniczona do ~4 sezonów. Przewidywanie jest zgodne z mechanizmem sezonowego śladu, w którym optymalna struktura SST ewoluuje w fazę dojrzałości ENSO 6–10 miesięcy później, która następnie wpływa na SST Północnego Pacyfiku poprzez mostek atmosferyczny.

Umiejętności przewidywania dziesięcioletniej zmienności PDO mogą wynikać z uwzględnienia wpływu wymuszonej zewnętrznie i wewnętrznie generowanej zmienności Pacyfiku.

Powiązane wzory

  • Interdecadal oscylacji Pacific (IPO) jest podobna, ale mniej umiejscowione zjawisko; obejmuje również półkulę południową (50°S do 50°N).
  • ENSO ma tendencję do przewodzenia cyklom PDO.
  • Zmiany w IPO zmieniają lokalizację i siłę działalności ENSO. Strefa konwergencji South Pacific porusza północny podczas El Niño i zachód podczas imprez La Nina. Ten sam ruch ma miejsce odpowiednio w fazie dodatniego IPO i ujemnego IPO. (Folland i in., 2002)
  • Międzydekadowe wahania temperatury w Chinach są ściśle związane z wahaniami NAO i NPO.
  • Amplitudy NAO i NPO wzrosły w latach 60. XX wieku, a wzorce zmienności międzyrocznej zmieniły się z 3-4 lat na 8-15 lat.
  • Na wzrost poziomu morza ma wpływ, gdy duże obszary wody ogrzewają się i rozszerzają lub ochładzają i kurczą.

Zobacz też

Bibliografia

Dalsza lektura

Zewnętrzne linki