Тихоокеанское декадное колебание

Повторяющаяся картина изменчивости климата

Глобальная модель положительной фазы PDO

Тихоокеанское десятилетнее колебание ( PDO ) — это устойчивая, повторяющаяся модель климатической изменчивости океана и атмосферы, сосредоточенная над среднеширотным Тихоокеанским бассейном. PDO определяется как теплые или холодные поверхностные воды в Тихом океане, к северу от 20° с. ш. За последнее столетие амплитуда этого климатического паттерна нерегулярно менялась в межгодовых и междесятилетних временных масштабах (то есть периоды времени от нескольких лет до периодов времени в несколько десятилетий). Имеются свидетельства инверсий в преобладающей полярности (то есть изменения в холодных поверхностных водах по сравнению с теплыми поверхностными водами в регионе) колебания, произошедших около 1925, 1947 и 1977 годов; последние два инверсии соответствовали резким изменениям в режимах производства лосося в северной части Тихого океана . Этот климатический паттерн также влияет на прибрежные морские и континентальные температуры поверхностного воздуха от Аляски до Калифорнии .

Во время « теплой » или «положительной» фазы западная часть Тихого океана становится холоднее, а часть восточной части океана нагревается; во время «холодной» или «отрицательной» фазы происходит противоположная картина. Тихоокеанское декадное колебание было названо Стивеном Р. Хэром, который заметил его во время изучения результатов модели производства лосося в 1997 году. ^[1]

Индекс декадных колебаний Тихого океана является ведущей эмпирической ортогональной функцией (EOF) ежемесячных аномалий температуры поверхности моря ( SST -A) над северной частью Тихого океана (к полюсу 20° с.ш.) после удаления глобальной средней температуры поверхности моря. Этот индекс PDO является стандартизированным главным компонентом временного ряда. ^[2] «Сигнал» PDO был реконструирован еще в 1661 году с помощью хронологий колец деревьев в районе Нижней Калифорнии . ^[3]

Механизмы

Несколько исследований показали, что индекс PDO может быть реконструирован как суперпозиция тропического воздействия и внетропических процессов. ^{[4] [5] [6] [7]} Таким образом, в отличие от Эль-Ниньо – Южного колебания (ENSO), PDO не является единым физическим режимом изменчивости океана, а скорее суммой нескольких процессов с различным динамическим происхождением.

В межгодовых временных масштабах индекс PDO реконструируется как сумма случайной и вызванной ENSO изменчивости в Алеутском минимуме , тогда как в десятилетних временных масштабах телесвязи ENSO, стохастическое атмосферное воздействие и изменения в циркуляции океанического круговорота в северной части Тихого океана вносят примерно равный вклад. Кроме того, аномалии температуры поверхности моря имеют некоторую зимнюю устойчивость из-за механизма повторного появления.

Телесвязь ЭНСО, атмосферный мост ^[8]

Атмосферный мост во время Эль-Ниньо

ENSO может влиять на глобальную циркуляцию за тысячи километров от экваториальной части Тихого океана через «атмосферный мост». Во время событий Эль-Ниньо глубокая конвекция и передача тепла в тропосферу усиливаются из-за аномально теплой температуры поверхности моря , это тропическое воздействие, связанное с ENSO, генерирует волны Россби , которые распространяются к полюсу и на восток и впоследствии преломляются обратно от полюса к тропикам. Планетарные волны формируются в предпочтительных местах как в северной, так и в южной части Тихого океана, и модель телесвязи устанавливается в течение 2–6 недель. ^[9] Модели, управляемые ENSO, 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 аномалии температуры поверхности моря, солености и глубины смешанного слоя (MLD).

Атмосферный мост более эффективен в бореальную зиму, когда углубляющийся Алеутский циклон приводит к более сильным и холодным северо-западным ветрам над центральной частью Тихого океана и теплым/влажным южным ветрам вдоль западного побережья Северной Америки; связанные с этим изменения в потоках поверхностного тепла и, в меньшей степени, перенос Экмана создают отрицательные аномалии температуры поверхности моря и углубляющийся ВКС в центральной части Тихого океана, а также нагревают океан от Гавайев до Берингова моря .

Возрождение SST ^[10]

Модели аномалий SST в средних широтах имеют тенденцию повторяться от одной зимы к другой, но не в течение промежуточного лета, этот процесс происходит из-за сильного сезонного цикла смешанного слоя . Глубина смешанного слоя над северной частью Тихого океана больше, обычно 100-200 м, зимой, чем летом, и, таким образом, аномалии SST, которые образуются зимой и простираются до основания смешанного слоя, изолируются под неглубоким летним смешанным слоем, когда он восстанавливается поздней весной, и эффективно изолируются от потока тепла воздух-море. Когда смешанный слой снова углубляется следующей осенью/началом зимы, аномалии могут снова влиять на поверхность. Этот процесс был назван «механизмом повторного появления» Александером и Дезером ^[11] и наблюдается над большей частью северной части Тихого океана, хотя он более эффективен на западе, где зимний смешанный слой глубже, а сезонный цикл больше.

Стохастическое атмосферное воздействие ^[12]

Долгосрочное изменение температуры поверхности моря может быть вызвано случайными атмосферными воздействиями, которые интегрируются и покраснеют в смешанном слое океана. Стохастическая парадигма климатической модели была предложена Франкиньоулом и Хассельманном ^[13] в этой модели стохастическое воздействие, представленное прохождением штормов, изменяет температуру смешанного слоя океана через потоки поверхностной энергии и течения Экмана, и система затухает из-за увеличенной (уменьшенной) потери тепла в атмосферу над аномально теплым (холодным) SST через турбулентную энергию и длинноволновые радиационные потоки, в простом случае линейной отрицательной обратной связи модель может быть записана как разделяемое обыкновенное дифференциальное уравнение : ${\displaystyle {\operatorname {d} y \over \operatorname {d} t}=v(t)-\lambda y}$

где v — случайное атмосферное воздействие, λ — скорость затухания (положительная и постоянная), а y — реакция.

Спектр дисперсии y равен: ${\displaystyle {G(w)={\frac {F}{w^{2}+\lambda ^{2}}}}}$

где F — дисперсия воздействия белого шума , а w — частота. Из этого уравнения следует, 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 SST в гораздо более длительных временных масштабах, но без спектральных пиков. Исследования моделирования показывают, что этот процесс вносит вклад в 1/3 изменчивости PDO в десятилетних временных масштабах.

Динамика океана

Несколько динамических океанических механизмов и обратная связь SST-воздух могут способствовать наблюдаемой десятилетней изменчивости в северной части Тихого океана. Изменчивость SST сильнее в регионе расширения Куросио- Оясио (KOE) и связана с изменениями оси и силы KOE ^[7] , что генерирует десятилетнюю и более длительную временную шкалу дисперсии SST, но без наблюдаемой величины спектрального пика в ~10 лет и обратной связи SST-воздух. Отдаленное повторное появление происходит в регионах с сильным течением, таких как расширение Куросио, а аномалии, созданные вблизи Японии, могут повторно появиться следующей зимой в центральной части Тихого океана.

Адвективный резонанс

Сараванан и Мак-Вильямс ^[14] продемонстрировали, что взаимодействие между пространственно когерентными атмосферными моделями воздействия и адвективным океаном демонстрирует периодичность в предпочтительных временных масштабах, когда нелокальные адвективные эффекты доминируют над локальным затуханием температуры поверхности моря. Этот механизм «адвективного резонанса» может генерировать десятилетнюю изменчивость SST в восточной части северной части Тихого океана, связанную с аномальной адвекцией Экмана и поверхностным тепловым потоком. ^[15]

Океаническая круговоротная циркуляция в северной части Тихого океана

Динамические корректировки круговорота необходимы для генерации десятилетних пиков SST в северной части Тихого океана, процесс происходит посредством распространяющихся на запад океанических волн Россби , которые вызваны аномалиями ветра в центральной и восточной части Тихого океана. Квази-геострофическое уравнение для длинных недисперсионных волн Россби, вызванных крупномасштабным ветровым стрессом, можно записать как линейное уравнение в частных производных : ^[16] ${\displaystyle {\partial h \over \partial t}-c{\partial h \over \partial x}={\frac {-\nabla \times {\vec {\tau }}}{\rho _{0}f_{0}}}}$

где h — аномалия толщины верхнего слоя, τ — ветровое напряжение, c — скорость волны Россби , зависящая от широты, ρ ₀ — плотность морской воды, а f ₀ — параметр Кориолиса на опорной широте. Масштаб времени отклика задается скоростью волны Россби, местоположением ветрового воздействия и шириной бассейна, на широте расширения Куросио c составляет 2,5 см с ⁻¹ , а временная шкала корректировки динамического круговорота составляет ~(5)10 лет, если волна Россби возникла в (центральной) восточной части Тихого океана.

Если воздействие ветра зонально однородно, оно должно генерировать красный спектр, в котором дисперсия h увеличивается с периодом и достигает постоянной амплитуды на более низких частотах без десятилетних и междесятилетних пиков, однако на низких частотах атмосферная циркуляция, как правило, определяется фиксированными пространственными моделями, так что воздействие ветра не является зонально однородным; если воздействие ветра зонально синусоидальное, 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 влияет на SST из-за аномального геострофического переноса тепла. Недавние исследования ^{[7] [17]} предполагают, что волны Россби, возбуждаемые Алеутским минимумом, распространяют сигнал PDO из северной части Тихого океана в KOE через изменения оси KOE, в то время как волны Россби, связанные с NPO, распространяют сигнал колебания северо-тихоокеанского круговорота через изменения силы KOE.

Воздействия

Температура и осадки

Пространственная картина и последствия PDO аналогичны тем, которые связаны с событиями ENSO . Во время положительной фазы зимний Алеутский минимум углубляется и смещается на юг, теплый/влажный воздух адвектируется вдоль западного побережья Северной Америки, и температуры выше обычного от Тихоокеанского северо-запада до Аляски, но ниже нормы в Мексике и юго-востоке США. ^[18]
Зимние осадки выше обычного в районе побережья Аляски, Мексике и юго-западе США, но снижены в Канаде, Восточной Сибири и Австралии ^{[18] [19]}
МакКейб и др. ^[20] показали, что PDO вместе с AMO сильно влияют на многодесятилетнюю картину засух в США, частота засух увеличивается на большей части севера США во время положительной фазы PDO и на юго-западе США во время отрицательной фазы PDO в обоих случаях, если PDO связан с положительным AMO.
Азиатский муссон также подвержен влиянию, увеличение количества осадков и снижение летней температуры наблюдается над Индийским субконтинентом во время отрицательной фазы. ^[21]

Реконструкции и смены режимов

Индекс PDO был реконструирован с использованием годичных колец деревьев и других гидрологически чувствительных показателей из западной части Северной Америки и Азии. ^{[3] [22] [23]}

Макдональд и Кейс ^[24] реконструировали PDO до 993 года, используя годичные кольца из Калифорнии и Альберты . Индекс показывает 50–70-летнюю периодичность, но является сильным режимом изменчивости только после 1800 года, устойчивая отрицательная фаза имела место в средневековые времена (993–1300), что согласуется с условиями Ла-Нинья , реконструированными в тропической части Тихого океана ^[25] и многовековыми засухами на юго-западе Соединенных Штатов. ^[26]

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

• 1750: PDO демонстрирует необычно сильное колебание. ^[3]
• 1924/1925: PDO перешел в «теплую» фазу. ^[27]
• 1945/1946: PDO перешел в «прохладную» фазу, модель этого сдвига режима похожа на эпизод 1970-х годов с максимальной амплитудой в субарктическом и субтропическом фронте, но с большей сигнатурой вблизи Японии, в то время как сдвиг 1970-х годов был сильнее вблизи западного побережья Америки. ^{[27] [28]}
• 1976/1977: PDO перешел в «теплую» фазу. ^[29]
• 1988/1989: Наблюдалось ослабление алеутской депрессии с соответствующими изменениями SST ^[30] , в отличие от других сдвигов режима, это изменение, по-видимому, связано с сопутствующими внетропическими колебаниями в северной части Тихого океана и Северной Атлантике, а не с тропическими процессами. ^[31]
• 1997/1998: Несколько изменений температуры поверхности моря и морской экосистемы произошли в северной части Тихого океана после 1997/1998, в отличие от преобладающих аномалий, наблюдавшихся после сдвига 1970-х годов. SST снизился вдоль западного побережья Соединенных Штатов, и были отмечены существенные изменения в популяциях лосося , анчоуса и сардины , когда PDO снова перешел в холодную фазу «анчоуса». ^[32] Однако пространственная картина изменения SST была иной с меридиональными качелями SST в центральной и западной части Тихого океана, что напоминало сильный сдвиг в северо-тихоокеанском круговом колебании, а не в структуре PDO. Эта картина доминировала во многом в изменчивости SST в северной части Тихого океана после 1989 года. ^[33]
• Переход от холодной фазы PDO к теплой фазе в 2014 году, отдаленно напоминающий длительное и затяжное явление Эль-Ниньо, способствовал рекордным температурам поверхности планеты в 2014 году.

Предсказуемость

Лаборатория исследований системы Земли NOAA выпускает официальные прогнозы ЭНЮК и экспериментальные статистические прогнозы с использованием метода линейного обратного моделирования (ЛИМ) ^{[34] [35]} для прогнозирования ТДП. ЛИМ предполагает, что ТДП можно разделить на линейный детерминированный компонент и нелинейный компонент, представленный случайными колебаниями.

Большая часть прогнозируемости LIM PDO возникает из ENSO и глобальной тенденции, а не из внетропических процессов, и, таким образом, ограничена ~4 сезонами. Прогноз согласуется с механизмом сезонного следа ^[36] , в котором оптимальная структура SST развивается в зрелую фазу ENSO 6–10 месяцев спустя, которая впоследствии влияет на SST северной части Тихого океана через атмосферный мост.

Навыки прогнозирования десятилетней изменчивости PDO могут возникнуть в результате учета влияния внешней ^[37] и внутренней ^[38] изменчивости Тихого океана.

Связанные шаблоны

• Междекадное тихоокеанское колебание (IPO) — похожее, но менее локализованное явление; оно охватывает также Южное полушарие (от 50° ю.ш. до 50° с.ш.).
• ENSO, как правило, лидирует в велоспорте PDO.
• Сдвиги в IPO изменяют местоположение и силу активности ENSO. Южнотихоокеанская зона конвергенции перемещается на северо-восток во время Эль-Ниньо и на юго-запад во время событий Ла-Нинья. Такое же перемещение происходит во время положительных и отрицательных фаз IPO соответственно. (Folland et al., 2002)
• Междекадные колебания температуры в Китае тесно связаны с колебаниями САК и СПК.
• Амплитуды NAO и NPO увеличились в 1960-х годах, а закономерности межгодовых колебаний изменились с 3–4 лет до 8–15 лет.
• Повышение уровня моря происходит, когда большие площади воды нагреваются и расширяются или охлаждаются и сжимаются.

Смотрите также

• Калифорнийское течение
• Ячейка Хэдли
• Теплосодержание океана
• Модель телесвязи между Тихим океаном и Северной Америкой
• Северо-Тихоокеанское колебание
• Североатлантическое колебание
• Атлантическая мультидекадная осцилляция (AMO)
• Эль-Ниньо, Южное колебание (ЭНСО)
• Тихоокеанский меридиональный режим (PMM)

Ссылки

1. Mantua, Nathan J.; Hare, Steven R.; Zhang, Yuan; Wallace, John M.; Francis, Robert C. (1997). «Тихоокеанское междекадное колебание климата с воздействием на производство лосося». Бюллетень Американского метеорологического общества . 78 (6): 1069–79. Bibcode : 1997BAMS...78.1069M. doi : 10.1175/1520-0477(1997)078<1069:APICOW>2.0.CO;2 .
2. Дезер, Клара; Александр, Майкл А.; Кси, Шан-Пин; Филлипс, Адам С. (январь 2010 г.). «Изменчивость температуры поверхности моря: закономерности и механизмы». Annual Review of Marine Science . 2 (1): 115–143. Bibcode : 2010ARMS....2..115D. doi : 10.1146/annurev-marine-120408-151453. PMID  21141660.
3. Бионди, Франко; Гершунов, Александр; Кайан, Дэниел Р. (2001). "Изменчивость климата в Северной части Тихого океана на протяжении десятилетий с 1661 года". Журнал климата . 14 (1): 5–10. Bibcode :2001JCli...14....5B. doi : 10.1175/1520-0442(2001)014<0005:NPDCVS>2.0.CO;2 .
4. Newman, M.; Compo, GP; Alexander, Michael A. (2003). "ЭНСО-вызванная изменчивость Тихоокеанского декадного колебания". Journal of Climate . 16 (23): 3853–7. Bibcode : 2003JCli...16.3853N. doi : 10.1175/1520-0442(2003)016<3853:EVOTPD>2.0.CO;2 . S2CID  17779179.
5. Vimont, Daniel J. (2005). «Вклад межгодового цикла ЭНСО в пространственную структуру десятилетней изменчивости, подобной ЭНСО». Journal of Climate . 18 (12): 2080–92. Bibcode : 2005JCli...18.2080V. doi : 10.1175/JCLI3365.1 .
6. Шнайдер, Никлас; Брюс Д. Корнуэль (2005). «Воздействие Тихоокеанского декадного колебания». Журнал климата . 18 (8): 4355–72. Bibcode : 2005JCli...18.4355S. doi : 10.1175/JCLI3527.1 . S2CID  34236797.
7. Qiu, Bo; Niklas Schneider; Shuiming Chen (2007). "Связанная десятилетняя изменчивость в северной части Тихого океана: идеализированная модель, ограниченная наблюдениями". Journal of Climate . 20 (14): 3602–20. Bibcode : 2007JCli...20.3602Q. doi : 10.1175/JCLI4190.1 .
8. Alexander, Michael A; Ileana Bladé; Matthew Newman; John R. Lanzante; Ngar-Cheung Lau; James D. Scott (2002). «Атмосферный мост: влияние телесвязей ENSO на взаимодействие воздуха и моря над мировыми океанами». Journal of Climate . 15 (16): 2205–31. Bibcode : 2002JCli...15.2205A. doi : 10.1175/1520-0442(2002)015<2205:TABTIO>2.0.CO;2 .
9. Лю, Чжэнъюй; Александр Майкл (2007). «Атмосферный мост, океанический туннель и глобальные климатические телесвязи». Обзоры геофизики . 45 (2): 2. Bibcode : 2007RvGeo..45.2005L. doi : 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. doi : 10.1175/1520-0442(2003)016<0057:UTPOSS>2.0.CO;2 .
11. Alexander, Michael A.; Deser Clara (1995). "Механизм повторения аномалий SST в средних широтах в зимнее время". Журнал физической океанографии . 125 (1): 122–137. Bibcode : 1995JPO....25..122A. doi : 10.1175/1520-0485(1995)025<0122:AMFTRO>2.0.CO;2 .
12. Alexander, Michael A.; Penland, Cecile (1996). «Изменчивость в модели смешанного слоя океана, вызванная стохастическим атмосферным воздействием». Journal of Climate . 9 (10): 2424–42. Bibcode : 1996JCli....9.2424A. doi : 10.1175/1520-0442(1996)009<2424:VIAMLO>2.0.CO;2 .
13. Франкиньуль, Клод; Хассельманн, Клаус (1977). «Стохастические климатические модели, часть II. Применение к аномалиям температуры поверхности моря и изменчивости термоклина». Tellus . 24 (4): 289–305. Bibcode :1977Tell...29..289F. doi :10.1111/j.2153-3490.1977.tb00740.x.
14. Сараванан, Р.; Мак-Вильямс 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. doi : 10.1175/1520-0442(1998)011<0165:AOAIAA>2.0.CO;2 .
15. У, Лисинь; Чжэнъюй Лю (2003). «Десятилетняя изменчивость в северной части Тихого океана: Восточно-северо-Тихоокеанский режим». Журнал климата . 16 (19): 3111–31. Bibcode :2003JCli...16.3111W. doi : 10.1175/1520-0442(2003)016<3111:DVITNP>2.0.CO;2 .
16. Jin, Fei-Fei (1997). "Теория междекадной климатической изменчивости системы океан–атмосфера северной части Тихого океана". Journal of Climate . 10 (8): 1821–35. Bibcode :1997JCli...10.1821J. doi : 10.1175/1520-0442(1997)010<1821:ATOICV>2.0.CO;2 .
17. Себальос, Лина; Лоренцо, Эмануэле Ди; Ойос, Карлос Д.; Шнайдер, Никлас; Тагучи, Бунмей (2009). «Северотихоокеанское колебание круговорота синхронизирует климатические колебания в восточных и западных пограничных системах». Журнал климата . 22 (19): 5163–74. Bibcode : 2009JCli...22.5163C. doi : 10.1175/2009JCLI2848.1. hdl : 1853/26552 . S2CID  53349832.
18. Mantua, Nathan J.; Hare, Steven R. (1 января 2002 г.). "The Pacific Decadal Oscillation" (PDF) . Journal of Oceanography . 58 (1): 35–44. doi :10.1023/A:1015820616384. S2CID  5307916. Архивировано из оригинала (PDF) 8 января 2016 г. . Получено 24 мая 2013 г. .
19. Power, S.; et al. (1998). "Температура в Австралии, количество осадков в Австралии и Южное колебание, 1910-1992: когерентная изменчивость и недавние изменения" (PDF) . Australian Meteorological Magazine . 47 (2): 85–101 . Получено 8 апреля 2013 г. .^{[ постоянная мертвая ссылка ]}
20. МакКейб, Г. Дж.; Палецки, МА; Бетанкур, Дж. Л. (11 марта 2004 г.). «Влияние Тихого и Атлантического океанов на частоту многодесятилетних засух в Соединенных Штатах». Труды Национальной академии наук . 101 (12): 4136–41. Bibcode : 2004PNAS..101.4136M. doi : 10.1073/pnas.0306738101 . PMC 384707. PMID  15016919 . 
21. Кришнан, Р.; Суги, М. (31 августа 2003 г.). «Тихоокеанское десятилетнее колебание и изменчивость индийских летних муссонных осадков». Climate Dynamics . 21 (3–4): 233–242. Bibcode : 2003ClDy...21..233K. doi : 10.1007/s00382-003-0330-8. S2CID  140557286.
22. Шен, Каймин; Вэй-Чьюн Ван; Вэй Гун; Чжисинь Хао (2006). "Запись тихоокеанского декадного колебания с 1470 г. н. э., реконструированная по косвенным данным о летних осадках над восточным Китаем". Geophys. Res. Lett . 33 (3): L03702. Bibcode : 2006GeoRL..33.3702S. doi : 10.1029/2005GL024804. S2CID  128830218.
23. D'arrigo, R.; Wilson R. (2006). «Об азиатском выражении PDO». Международный журнал климатологии . 26 (12): 1607–17. Bibcode :2006IJCli..26.1607D. doi :10.1002/joc.1326. S2CID  53471545.
24. MacDonald, GM; Case RA (2005). "Variations in the Pacific Decadal Oscillation over the past millennium". Geophys. Res. Lett . 32 (8): L08703. Bibcode :2005GeoRL..32.8703M. doi : 10.1029/2005GL022478 . S2CID  22496468 . Получено 26.10.2010 .
25. Рейн, Берт; Андреас Люкге; Франк Сироцко (2004). "AA крупная аномалия голоцена ЭНЮК в период Средневековья". Geophys. Res. Lett . 31 (17): n/a. Bibcode : 2004GeoRL..3117211R. doi : 10.1029/2004GL020161 . Получено 26.10.2010 .
26. Сигер, Ричард; Грэм, Николас; Хервейер, Селин; Гордон, Арнольд Л.; Кушнир, Йоханан; Кук, Эд (2007). «Blueprints for Medieval hydroclimate» (PDF) . Quaternary Science Reviews . 26 (19–21): 2322–36. Bibcode : 2007QSRv...26.2322S. doi : 10.1016/j.quascirev.2007.04.020.
27. Дезер, Клара; Филлипс, Адам С.; Хэррелл, Джеймс У. (2004). «Междекадная изменчивость климата Тихого океана: связи между тропиками и северной частью Тихого океана во время бореальной зимы с 1900 года». Журнал климата . 17 (15): 3109–24. Bibcode : 2004JCli...17.3109D. doi : 10.1175/1520-0442(2004)017<3109:PICVLB>2.0.CO;2 . S2CID  6868642.
28. Минобе, Шоширо; Ацуши Маэда (2005). «Ежемесячный набор данных о температуре поверхности моря с точностью до 1°, составленный на основе данных ICOADS с 1850 по 2002 год и фронтальной изменчивости Северного полушария». Международный журнал климатологии . 25 (7): 881–894. Bibcode : 2005IJCli..25..881M. doi : 10.1002/joc.1170. S2CID  73693903.
29. Hare, Steven R.; Mantua, Nathan J. (2000). «Эмпирические свидетельства сдвигов режима в Северной части Тихого океана в 1977 и 1989 годах». Progress in Oceanography . 47 (2–4): 103–145. Bibcode : 2000PrOce..47..103H. doi : 10.1016/S0079-6611(00)00033-1.
30. Тренберт, Кевин; Харрелл, Джеймс У. (1994). «Десятилетние атмосферно-океанические вариации в Тихом океане». Climate Dynamics . 9 (6): 303–319. Bibcode : 1994ClDy....9..303T. doi : 10.1007/BF00204745. S2CID  15783178.
31. Ясунака, Саяка; Кимио Ханава (2003). «Режимные сдвиги в поле SST Северного полушария: пересмотр в связи с тропическими вариациями». Журнал метеорологического общества Японии . 81 (2): 415–424. doi : 10.2151/jmsj.81.415 .
32. Чавес, Франциско П.; Райан, Джон; Льюч-Кота, Сальвадор Э.; Ньикен К., Мигель (2003). «От анчоусов до сардин и обратно: многодесятилетние изменения в Тихом океане». Science . 299 (5604): 217–221. Bibcode :2003Sci...299..217C. doi :10.1126/science.1075880. PMID  12522241. S2CID  37990897.
33. Бонд, NA; JE Оверленд; M. Спиллейн; P. Стабено (2003). "Недавние сдвиги в состоянии северной части Тихого океана". Geophys. Res. Lett . 30 (23): n/a. Bibcode :2003GeoRL..30.2183B. doi : 10.1029/2003GL018597 .
34. Команда, ESRL Web. "ESRL PSD: ENSO Forecasts". Лаборатория исследований системы Земли NOAA . Получено 27 августа 2016 г.
35. Александр, Майкл А.; Людмила Матросова; Сесиль Пенланд; Джеймс Д. Скотт; Пинг Чанг (2008). "Прогнозирование SSTs Тихого океана: линейные обратные модели прогнозов PDO" (PDF) . Журнал климата . 21 (2): 385–402. Bibcode :2008JCli...21..385A. CiteSeerX 10.1.1.639.3207 . doi :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...16.2668V. doi : 10.1175/1520-0442(2003)016<2668:TSFMIT>2.0.CO;2 . S2CID  131608480.
37. Мил, Джерард А.; Айсюэ Ху; Бенджамин Д. Сантер (2009). «Климатический сдвиг середины 1970-х годов в Тихом океане и относительная роль вынужденной и внутренней десятилетней изменчивости». Журнал климата . 22 (3): 780–792. Bibcode : 2009JCli...22..780M. doi : 10.1175/2008JCLI2552.1 . S2CID  15189469.
38. Мотидзуки, Такаши; Исии, Масаеши; Кимото, Масахидэ; Чикамоток, Ёсимицу; Ватанабек, Масахиро; Нозавад, Тору; Сакамотоа, Такаши Т.; Шиогамад, Хидео; Аваджиа, Тосиюки; Сугиураа, Нозоми; Тойодаа, Такахиро; Ясунакач, Саяка; Татебеа, Хироаки; Морик, Масато (2010). «Ретроспективные прогнозы тихоокеанских десятилетних колебаний, имеющие отношение к краткосрочному прогнозированию климата». ПНАС . 107 (5): 1833–7. Бибкод : 2010PNAS..107.1833M. дои : 10.1073/pnas.0906531107 . ПМК 2804740 . PMID  20080684. 

Дальнейшее чтение

• M. Newman; M. Alexander; TR Ault; KM Cobb; C. Deser; E. Di Lorenzo; NJ Mantua; AJ Miller; S. Minobe; H. Nakamura; N. Schneider; DJ Vimont; AS Phillips; JD Scott; CA Smith (2016). "The Pacific Decadal Oscillation, Revisited". Journal of Climate . 29 (12): 4399–4427. Bibcode : 2004AdAtS..21..425L. doi : 10.1175/JCLI-D-15-0508.1. S2CID  4824093.
• LI Chongyin; HE Jinhai; ZHU Jinhong (2004). «Обзор исследований десятилетних/междесятилетних климатических изменений в Китае». Advances in Atmospheric Sciences . 21 (3): 425–436. Bibcode : 2004AdAtS..21..425L. doi : 10.1007/BF02915569. S2CID  119872932.
• CK Folland; JA Renwick; MJ Salinger; AB Mullan (2002). «Относительное влияние междекадного тихоокеанского колебания и ЭНЮК в зоне конвергенции южной части Тихого океана». Geophysical Research Letters . 29 (13): 21–1–4. Bibcode : 2002GeoRL..29.1643F. doi : 10.1029/2001GL014201 .
• Hare, Steven R.; Mantua, Nathan J. (2001). "Историческое повествование о Тихоокеанской декадной осцилляции, междекадной изменчивости климата и влиянии на экосистему" (PDF) . Отчет о докладе, представленном на 20-м семинаре NE Pacific Pink and Chum, Сиэтл, штат Вашингтон, 22 марта 2001 г. Архивировано из оригинала (PDF) 6 апреля 2005 г.
• Мантуа, Натан Дж.; Хэйр, Стивен Р. (2002). «Тихоокеанское декадное колебание» (PDF) . Журнал океанографии . 58 : 35–44. doi :10.1023/A:1015820616384. S2CID  5307916.^{[ постоянная мертвая ссылка ]}
• Хо, Кевин (2005). "Salmon-omics: Effect of Pacific Decadal Oscillation on Alaskan Chinook Harvests and Market Price" (PDF) . Колумбийский университет. Архивировано из оригинала (PDF) 2009-03-26.

Внешние ссылки

• "Тихоокеанское декадное колебание (PDO)". JISAO . Архивировано из оригинала 9 января 2010 г. Получено 13 февраля 2005 г.
• "Тихоокеанское декадное колебание (PDO)". JPL SCIENCE - PDO . Получено 7 февраля 2014 г.