stringtranslate.com

Температура поверхности моря

Температура поверхности моря с 1979 по 2023 год в районе между 60 градусами южной широты и 60 градусами северной широты (самые старые годы отмечены синим, промежуточные годы - белым, самые последние годы - красным).

Температура поверхности моря ( SST ), или температура поверхности океана , — это температура океана вблизи поверхности. Точное значение слова «поверхность» варьируется в литературе и на практике. Обычно он находится на глубине от 1 миллиметра (0,04 дюйма) до 20 метров (70 футов) ниже поверхности моря . Температура поверхности моря сильно изменяет воздушные массы в атмосфере Земли на небольшом расстоянии от берега. Локальные участки сильного снегопада могут образовываться полосами с подветренной стороны от теплых водоемов внутри холодной воздушной массы. Теплая температура поверхности моря может привести к развитию и усилению циклонов над океаном. Специалисты называют этот процесс тропическим циклогенезом . Тропические циклоны также могут вызвать прохладный след. Это происходит из-за турбулентного перемешивания верхних 30 метров (100 футов) океана. Температура поверхности моря меняется в течение дня. Это похоже на воздух над ним, но в меньшей степени. В ветреные дни колебания температуры поверхности моря меньше, чем в спокойные дни. Океанские течения , такие как Атлантическое многодесятилетнее колебание , могут влиять на температуру поверхности моря в течение нескольких десятилетий. [1] Термохалинная циркуляция оказывает большое влияние на среднюю температуру поверхности моря в большинстве океанов мира.

Прибрежные ТПМ могут вызвать апвеллинг прибрежных ветров , который может значительно охлаждать или нагревать близлежащие массивы суши, но более мелкие воды над континентальным шельфом часто бывают теплее. Береговые ветры могут вызвать значительное потепление даже в районах, где апвеллинг довольно постоянен, например, на северо-западном побережье Южной Америки . Его значения важны для численного прогноза погоды, поскольку ТПО влияет на атмосферу над головой, например, при формировании морских бризов и морского тумана . Он также используется для калибровки измерений метеорологических спутников .

Весьма вероятно, что глобальная средняя температура поверхности моря увеличилась на 0,88°C в период с 1850–1900 по 2011–2020 годы из-за глобального потепления , причем большая часть этого потепления (0,60°C) произошла в период с 1980 по 2020 год. [2] : 1228  Земля Температура поверхности растет быстрее, чем температура океана , поскольку океан поглощает около 92% избыточного тепла, образующегося в результате изменения климата . [3]

Определения

Глобальная карта температуры поверхности моря, показывающая более теплые области вокруг экватора и более холодные области вокруг полюсов (20 декабря 2013 г., разрешение 1 км).

Температура поверхности моря (SST), или температура поверхности океана, — это температура воды вблизи поверхности океана . Точное значение слова «поверхность» варьируется в зависимости от используемого метода измерения, но оно находится на глубине от 1 миллиметра (0,04 дюйма) до 20 метров (70 футов) ниже поверхности моря .

В определении, предложенном МГЭИК для температуры поверхности моря, не указывается количество метров, а больше внимания уделяется методам измерения: Температура поверхности моря — это «температура подповерхностного объема в верхних нескольких метрах океана, измеряемая кораблями, буями и дрифтерами. [ ...] Спутниковые измерения температуры кожи (самый верхний слой; толщина доли миллиметра) в инфракрасном диапазоне или верхний сантиметр или около того в микроволновой печи также используются, но их необходимо отрегулировать, чтобы они были совместимы с общей температурой». [4] : 2248 

Температура ниже этой температуры называется температурой океана или температурой более глубоких слоев океана . Температура океана (более 20 метров ниже поверхности) также варьируется в зависимости от региона и времени и способствует изменениям в теплосодержании океана и его стратификации . [2] Повышение температуры как на поверхности океана, так и на глубине океана является важным воздействием изменения климата на океаны . [2]

Размер «поверхности»

Протяженность поверхности океана вглубь океана зависит от степени смешивания поверхностных и более глубоких вод. Это зависит от температуры: в тропиках теплый поверхностный слой около 100 м вполне устойчив и мало смешивается с более глубокими водами, тогда как вблизи полюсов зимнее похолодание и штормы делают поверхностный слой более плотным и он перемешивается на большую глубину, а затем Летом снова расслаивается . Вот почему не существует простой единой глубины поверхности океана . Фотическая глубина океана обычно составляет около 100 м и связана с этим нагретым поверхностным слоем. В открытом океане глубина может достигать примерно 200 м . [5] [6]

Вариации и изменения

Температура поверхности моря и потоки

Местные варианты

ТПО имеет суточный диапазон , как и земная атмосфера выше, хотя и в меньшей степени из-за ее большей тепловой инерции . [7] В безветренные дни температура может меняться на 6 °C (10 °F). [8] Температура океана на глубине отстает от температуры атмосферы Земли на 15 дней на каждые 10 метров (33 фута), что означает, что в таких местах, как Аральское море , температура у его дна достигает максимума в декабре и минимума в мае и Июнь. [9] Вблизи береговой линии некоторые морские и прибрежные ветры перемещают теплые воды у поверхности в море и заменяют их более прохладной водой снизу в процессе, известном как транспорт Экмана . Эта закономерность обычно увеличивает количество питательных веществ для морской жизни в регионе и может иметь глубокие последствия в некоторых регионах, где придонные воды особенно богаты питательными веществами. [10] У берегов дельт рек пресная вода течет поверх более плотной морской воды, что позволяет ей нагреваться быстрее из-за ограниченного вертикального перемешивания. [11] Дистанционное измерение ТПО может использоваться для обнаружения температурных показателей поверхности, вызванных тропическими циклонами . В целом после прохождения урагана наблюдается похолодание ТПО, прежде всего за счет углубления перемешанного слоя и поверхностных теплопотерь. [12] После нескольких дневных вспышек пыли из Сахары в прилегающей северной части Атлантического океана температура поверхности моря снизилась на 0,2–0,4 C (0,3–0,7 F). [13] Другие источники краткосрочных колебаний ТПМ включают внетропические циклоны , быстрый приток ледниковой пресной воды [14] и концентрированное цветение фитопланктона [15] из-за сезонных циклов или сельскохозяйственных стоков. [16] [ нужны разъяснения ]

Тропический океан нагревается быстрее, чем другие регионы с 1950 года, при этом наибольшие темпы потепления наблюдаются в тропической части Индийского океана, западной части Тихого океана и западных пограничных течениях субтропических круговоротов . [2] Однако восточная часть Тихого океана, субтропическая часть Северной Атлантики и Южный океан нагреваются медленнее, чем в среднем по миру, или испытывают похолодание с 1950-х годов. [2]

Атлантическое многодесятилетнее колебание

Атлантическое многодесятилетнее колебание (АМО) является важной движущей силой североатлантического ТПМ и климата Северного полушария, но механизмы, контролирующие изменчивость АМО, остаются плохо изученными. [17] Внутренняя изменчивость атмосферы, изменения в циркуляции океана или антропогенные факторы могут контролировать многодесятилетнюю изменчивость температуры, связанную с АМО. [18] Эти изменения ТПО в Северной Атлантике могут влиять на ветры в субтропической части северной части Тихого океана и вызывать более теплые ТПО в западной части Тихого океана. [19]

Средненедельная температура поверхности моря в океане в первую неделю февраля 2011 года, в период Ла-Нинья .

Региональные вариации

Эль-Ниньо 1997 года наблюдалось телескопом TOPEX/Poseidon . Белые области у тропических побережий Южной и Северной Америки указывают на бассейн с теплой водой. [20]

Эль-Ниньо определяется длительными различиями температур поверхности Тихого океана по сравнению со средним значением. Принятое определение представляет собой потепление или похолодание не менее чем на 0,5 ° C (0,9 ° F) в среднем по восточно-центральной тропической части Тихого океана. Обычно эта аномалия возникает с нерегулярными интервалами в 2–7 лет и длится от девяти месяцев до двух лет. [21] Средняя продолжительность периода составляет 5 лет. Когда это потепление или похолодание происходит всего семь-девять месяцев, оно классифицируется как «условия» Эль-Ниньо/Ла-Нинья; когда это происходит дольше этого периода, оно классифицируется как «эпизоды» Эль-Ниньо/Ла-Нинья. [22]

Признаком Эль-Ниньо в структуре температуры поверхности моря является распространение теплой воды из западной части Тихого океана и Индийского океана в восточную часть Тихого океана. Он уносит с собой дождь, вызывая обширную засуху в западной части Тихого океана и осадки в обычно сухой восточной части Тихого океана. Теплый прилив бедных питательными веществами тропических вод Эль-Ниньо, нагретый при прохождении на восток Экваториального течения, заменяет холодные, богатые питательными веществами поверхностные воды течения Гумбольдта . Когда условия Эль-Ниньо длятся в течение многих месяцев, обширное потепление океана и уменьшение восточных пассатов ограничивают подъем холодных, богатых питательными веществами глубоких вод, и его экономическое воздействие на местный рыболовный промысел на международном рынке может быть серьезным. [23]

Среди ученых существует средняя степень уверенности в том, что тропическая часть Тихого океана перейдет к средней модели, напоминающей Эль-Ниньо в столетнем временном масштабе, но все еще существует высокая неопределенность в прогнозах ТПМ в тропической части Тихого океана, поскольку трудно отразить изменчивость Эль-Ниньо в климатических моделях. . [2]

Температура приземного воздуха над сушей растет быстрее, чем температура поверхности моря. [24]

Недавнее увеличение из-за изменения климата

Глобальная средняя температура поверхности моря растет примерно с 1900 года (график показывает среднегодовую и сглаженную среднюю температуру за 5 лет по отношению к среднему значению за 1951-1980 годы).

В целом, ученые прогнозируют, что к 2050 году все регионы океанов потеплеют, но модели расходятся во мнениях относительно изменений ТПМ, ожидаемых в приполярной части Северной Атлантики, экваториальной части Тихого океана и Южном океане. [2] Будущее глобальное среднее увеличение ТПМ за период с 1995-2014 по 2081-2100 годы составит 0,86°C при самых скромных сценариях выбросов парниковых газов и до 2,89°C при самых суровых сценариях выбросов. [2]

Измерение

Профиль температуры поверхностного слоя океана (а) ночью и (б) днем

Существует множество методов измерения этого параметра, которые потенциально могут дать разные результаты, поскольку на самом деле измеряются разные вещи. Вдали от непосредственной поверхности моря общие измерения температуры сопровождаются указанием конкретной глубины измерения. Это связано со значительными различиями между измерениями, выполненными на разных глубинах, особенно в дневное время, когда низкая скорость ветра и высокая солнечная погода могут привести к образованию теплого слоя на поверхности океана и сильным вертикальным градиентам температуры (суточный термоклин ) . [8] Измерения температуры поверхности моря ограничиваются верхней частью океана, известной как приповерхностный слой. [25]

Термометры

ТПО было одной из первых океанографических переменных, которые были измерены. Бенджамин Франклин подвесил ртутный термометр к кораблю во время путешествия между Соединенными Штатами и Европой во время исследования Гольфстрима в конце восемнадцатого века. Позднее ТПО измеряли путем погружения термометра в ведро с водой, которое вручную набирали с поверхности моря. Первый автоматизированный метод определения ТПО был реализован путем измерения температуры воды во входном отверстии крупных судов, которое началось в 1963 году. Эти наблюдения имеют погрешность около 0,6 °C (1 °F) из-за тепла, машинное отделение. [26]

Стационарные метеорологические буи измеряют температуру воды на глубине 3 метра (9,8 футов). Измерения ТПО на протяжении последних 130 лет имели противоречия из-за способа их проведения. В девятнадцатом веке измерения проводились в ведре с корабля. Однако из-за различий в ведрах наблюдались небольшие колебания температуры. Образцы собирались либо в деревянное, либо в неизолированное брезентовое ведро, но брезентовое ведро охлаждалось быстрее, чем деревянное. Внезапное изменение температуры между 1940 и 1941 годами было результатом недокументированного изменения процедуры. Пробы были взяты возле воздухозаборника двигателя, поскольку ночью использовать фонари для проведения измерений над бортом корабля было слишком опасно. [27]

В мире существует множество различных дрейфующих буев, которые различаются по конструкции, а также различаются места расположения надежных датчиков температуры. Эти измерения передаются на спутники для автоматического и немедленного распространения данных. [28] Большая сеть прибрежных буев в водах США обслуживается Национальным центром буев данных (NDBC). [29] В период с 1985 по 1994 год в экваториальной части Тихого океана было развернуто большое количество заякоренных и дрейфующих буев, предназначенных для мониторинга и прогнозирования явления Эль-Ниньо . [30]

Погодные спутники

ТПО 2003–2011 гг. по данным MODIS Aqua.

Метеорологические спутники доступны для определения информации о температуре поверхности моря с 1967 года, а первые глобальные композитные данные были созданы в 1970 году. [31] С 1982 года [32] спутники все чаще используются для измерения ТПО и позволяют отслеживать ее пространственные и временные изменения. просмотрен более полно. Спутниковые измерения ТПО находятся в разумном согласии с измерениями температуры на месте . [33] Спутниковые измерения производятся путем измерения океанского излучения на двух или более длинах волн в инфракрасной части электромагнитного спектра или в других частях спектра, которые затем можно эмпирически связать с ТПМ. [34] Эти длины волн выбраны потому, что они:

  1. в пределах пика излучения черного тела, ожидаемого от Земли, [35] и
  2. способен достаточно хорошо передавать через атмосферу [36]

Спутниковые измерения ТПО обеспечивают как синоптическое изображение океана, так и высокую частоту повторных изображений, [37] позволяя исследовать динамику верхних слоев океана в масштабе всего бассейна , что невозможно с помощью кораблей или буев. Спутники SST НАСА (Национальное управление по аэронавтике и исследованию космического пространства) со спектрорадиометром среднего разрешения (MODIS) предоставляют глобальные данные SST с 2000 года, доступные с задержкой в ​​один день. Спутники NOAA GOES (геостационарные орбитальные спутники Земли) находятся геостационарно над западным полушарием, что позволяет им доставлять данные SST ежечасно с задержкой всего в несколько часов.

Существует несколько трудностей при спутниковых измерениях абсолютной ТПО. Во-первых, в методологии инфракрасного дистанционного зондирования излучение исходит от верхней «кожи» океана , примерно 0,01 мм или меньше, что может не отражать основную температуру верхнего метра океана из-за воздействия солнечного нагрева поверхности во время дневное, отраженное излучение, а также ощутимые потери тепла и поверхностное испарение. Все эти факторы несколько затрудняют сравнение спутниковых данных с измерениями, полученными с помощью буев или судовыми методами, что усложняет работу по наземному установлению фактов. [38] Во-вторых, спутник не может смотреть сквозь облака, что создает прохладное смещение в полученных со спутника ТПО в облачных областях. [8] Однако пассивные микроволновые методы могут точно измерить ТПО и проникнуть сквозь облачный покров. [34] В каналах зондирования атмосферы на метеорологических спутниках , пик которых находится чуть выше поверхности океана, знание температуры поверхности моря важно для их калибровки. [8]

Значение для атмосферы Земли

Снежные полосы с эффектом моря возле Корейского полуострова

Температура поверхности моря влияет на поведение атмосферы Земли выше, поэтому их инициализация в атмосферных моделях важна. Хотя температура поверхности моря важна для тропического циклогенеза , она также важна для формирования морского тумана и морских бризов. [8] Тепло от нижележащих более теплых вод может значительно изменить воздушную массу на расстояниях от 35 километров (22 миль) до 40 километров (25 миль). [39] Например, к юго-западу от внетропических циклонов Северного полушария изогнутый циклонический поток, переносящий холодный воздух через относительно теплые водоемы, может привести к образованию узких полос снега с эффектом озера (или эффекта моря). Эти полосы приносят сильные локализованные осадки , часто в виде снега , поскольку крупные водоемы, такие как озера, эффективно сохраняют тепло, что приводит к значительной разнице температур — более 13 °C (23 °F) — между поверхностью воды и воздухом над ней. . [40] Из-за этой разницы температур тепло и влага переносятся вверх, конденсируясь в вертикально ориентированные облака, которые вызывают снежные ливни. На снижение температуры с высотой и глубиной облаков напрямую влияют как температура воды, так и крупномасштабная окружающая среда. Чем сильнее снижается температура с высотой, тем выше становятся облака и тем больше становится интенсивность осадков. [41]

Тропические циклоны

Сезонные пики активности тропических циклонов во всем мире
Средние экваториальные температуры Тихого океана

Температура океана не менее 26,5 °C (79,7 °F ) на глубине не менее 50 метров является одним из предшественников, необходимых для поддержания тропического циклона (типа мезоциклона ). [42] [43] Эти теплые воды необходимы для поддержания теплого ядра , питающего тропические системы. Это значение значительно превышает 16,1 ° C (60,9 ° F), долгосрочную среднюю глобальную температуру поверхности океанов. [44] Однако это требование можно считать лишь общим базовым уровнем, поскольку оно предполагает, что окружающая атмосферная среда, окружающая область нарушенной погоды, представляет собой средние условия. Тропические циклоны усилились, когда ТПМ была немного ниже стандартной температуры.

Известно, что тропические циклоны образуются даже тогда, когда нормальные условия не соблюдаются. Например, более низкие температуры воздуха на большей высоте (например, на уровне 500  гПа , или 5,9 км) могут привести к тропическому циклогенезу при более низких температурах воды, поскольку требуется определенная скорость градиента , чтобы атмосфера стала достаточно нестабильной для конвекции. . Во влажной атмосфере этот градиент составляет 6,5 °C/км, тогда как в атмосфере с относительной влажностью менее 100 % требуемый градиент составляет 9,8 °C/км. [45]

На уровне 500 гПа средняя температура воздуха в тропиках составляет -7 ° C (18 ° F), но воздух в тропиках на этой высоте обычно сухой, что дает воздуху пространство для влажного термометра или прохладный при увлажнении. до более благоприятной температуры, которая затем может поддерживать конвекцию. Температура по влажному термометру 500 гПа в тропической атмосфере -13,2 °C (8,2 °F) необходима для инициирования конвекции, если температура воды составляет 26,5 °C (79,7 °F), и это требование к температуре увеличивается или уменьшается пропорционально 1 °C температуры поверхности моря на каждый 1 °C изменения на высоте 500 гПа. Внутри холодного циклона температура 500 гПа может упасть до -30 ° C (-22 ° F), что может вызвать конвекцию даже в самой сухой атмосфере. Это также объясняет, почему влажность на средних уровнях тропосферы , примерно на уровне 500 гПа, обычно является требованием для развития. Однако, когда на той же высоте находится сухой воздух, температура на уровне 500 гПа должна быть еще ниже, поскольку в сухой атмосфере требуется больший градиент нестабильности, чем влажная атмосфера. [46] [47] На высотах около тропопаузы средняя 30-летняя температура (измеренная в период с 1961 по 1990 год) составляла -77 ° C (-132 ° F). [48] ​​Одним из примеров тропического циклона , поддерживающегося над более прохладными водами, был Эпсилон в конце сезона ураганов в Атлантике в 2005 году . [49]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ Маккарти, Джерард Д.; Хей, Иван Д.; Хирши, Жоэль Ж.-М.; Грист, Джереми П.; Смид, Дэвид А. (28 мая 2015 г.). «Влияние океана на десятилетнюю изменчивость атлантического климата, выявленное наблюдениями за уровнем моря» (PDF) . Природа . 521 (7553): 508–510. Бибкод : 2015Natur.521..508M. дои : 10.1038/nature14491. ISSN  1476-4687. PMID  26017453. S2CID  4399436.
  2. ^ abcdefgh Фокс-Кемпер, Б., Х.Т. Хьюитт, К. Сяо, Г. Адальгейрсдоттир, С.С. Дрейфхаут, Т.Л. Эдвардс, Н.Р. Голледж, М. Хемер, Р.Э. Копп, Г. Криннер, А. Микс, Д. Нотц, С. Новицкий, И.С. Нурхати, Л. Руис, Ж.-Б. Салле, ABA Slangen и Ю. Ю, 2021: Глава 9: Изменение уровня океана, криосферы и моря. Изменение климата в 2021 году: физические научные основы. Вклад Рабочей группы I в шестой оценочный доклад Межправительственной группы экспертов по изменению климата [Массон-Дельмотт, В., П. Чжай, А. Пирани, С.Л. Коннорс, К. Пеан, С. Бергер, Н. Код, Ю. Чен, Л. Гольдфарб, М. И. Гомис, М. Хуанг, К. Лейтцелл, Э. Лонной, Дж. Б. Р. Мэтьюз, Т. К. Мэйкок, Т. Уотерфилд, О. Елекчи, Р. Ю и Б. Чжоу (ред.)]. Издательство Кембриджского университета, Кембридж, Великобритания и Нью-Йорк, Нью-Йорк, США, страницы 1211–1362, doi: 10.1017/9781009157896.011.
  3. ^ «Океаны нагреваются быстрее, чем ожидалось». научный американский . Проверено 3 марта 2020 г.
  4. ^ МГЭИК, 2021: Приложение VII: Глоссарий [Мэтьюз, Дж. Б. Р., В. Мёллер, Р. ван Димен, Дж. С. Фуглестведт, В. Массон-Дельмотт, К. Мендес, С. Семенов, А. Райзингер (ред.)]. Изменение климата в 2021 году: физические научные основы. Вклад Рабочей группы I в шестой оценочный доклад Межправительственной группы экспертов по изменению климата [Массон-Дельмотт, В., П. Чжай, А. Пирани, С.Л. Коннорс, К. Пеан, С. Бергер, Н. Код, Ю. Чен, Л. Гольдфарб, М. И. Гомис, М. Хуанг, К. Лейтцелл, Э. Лонной, Дж. Б. Р. Мэтьюз, Т. К. Мэйкок, Т. Уотерфилд, О. Елекчи, Р. Ю и Б. Чжоу (ред.)]. Издательство Кембриджского университета, Кембридж, Великобритания и Нью-Йорк, штат Нью-Йорк, США, стр. 2215–2256, doi: 10.1017/9781009157896.022.
  5. ^ Эмерсон, Стивен; Хеджес, Джон (24 апреля 2008 г.). «Глава 4: Химия карбонатов». Химическая океанография и морской углеродный цикл (1-е изд.). Издательство Кембриджского университета. дои : 10.1017/cbo9780511793202. ISBN 978-0-521-83313-4.
  6. ^ Честер, Р.; Джикеллс, Тим (2012). «Глава 9: Питательные вещества, кислород, органический углерод и углеродный цикл в морской воде». Морская геохимия (3-е изд.). Чичестер, Западный Суссекс, Великобритания: Wiley/Blackwell. ISBN 978-1-118-34909-0. ОСЛК  781078031.
  7. ^ Джон Сигенталер (2003). Современное водяное отопление для жилых и легких коммерческих зданий. Cengage Обучение. п. 84. ИСБН 978-0-7668-1637-4.
  8. ^ abcde Витторио Барале (2010). Океанография из космоса: новый взгляд. Спрингер. п. 263. ИСБН 978-90-481-8680-8.
  9. ^ Петр О. Завьялов (2005). Физическая океанография умирающего Аральского моря.シュプリンガー・ジャパン株式会社. п. 27. ISBN 978-3-540-22891-2.
  10. ^ «Envisat наблюдает за Ла-Нинья» . BNSC через Интернет-машину Wayback Machine. 24 апреля 2008 г. Архивировано из оригинала 24 апреля 2008 г. Проверено 9 января 2011 г.
  11. ^ Райнер Фейстель; Гюнтер Науш; Норберт Васмунд (2008). Состояние и эволюция Балтийского моря, 1952–2005 гг.: подробный 50-летний обзор метеорологии и климата, физики, химии, биологии и морской среды. Джон Уайли и сыновья. п. 258. ИСБН 978-0-471-97968-5.
  12. ^ Земная обсерватория (2005). «Прохождение ураганов охлаждает весь залив». Национальное управление по аэронавтике и исследованию космического пространства . Архивировано из оригинала 30 сентября 2006 г. Проверено 26 апреля 2006 г.
  13. ^ Нидия Мартинес Авельянеда (2010). Влияние пыли Сахары на циркуляцию в Северной Атлантике. ГРИН Верлаг. п. 72. ИСБН 978-3-640-55639-7.
  14. ^ Бойл, Эдвард А.; Ллойд Кейгвин (5 ноября 1987 г.). «Термохалинная циркуляция в Северной Атлантике за последние 20 000 лет связана с температурой поверхности в высоких широтах» (PDF) . Природа . 330 (6143): 35–40. Бибкод : 1987Natur.330...35B. дои : 10.1038/330035a0. S2CID  4359752 . Проверено 10 февраля 2011 г.
  15. ^ Богран, Грегори; Кейт М. Брандер; Дж. Алистер Линдли; Сами Суисси; Филип К. Рид (11 декабря 2003 г.). «Влияние планктона на пополнение трески в Северном море». Природа . 426 (6967): 661–664. Бибкод : 2003Natur.426..661B. дои : 10.1038/nature02164. PMID  14668864. S2CID  4420759.
  16. ^ Беман, Дж. Майкл; Кевин Р. Арриго; Памела А. Мэтсон (10 марта 2005 г.). «Сельскохозяйственные стоки способствуют массовому цветению фитопланктона в уязвимых районах океана». Природа . 434 (7030): 211–214. Бибкод : 2005Natur.434..211M. дои : 10.1038/nature03370. PMID  15758999. S2CID  2299664.
  17. ^ Кнудсен, Мадс Фауршу; Якобсен, Бо Холм; Зайденкранц, Марит-Сольвейг; Олсен, Джеспер (25 февраля 2014 г.). «Доказательства внешнего воздействия атлантического многодесятилетнего колебания после окончания малого ледникового периода». Природные коммуникации . 5 : 3323. Бибкод : 2014NatCo...5.3323K. doi : 10.1038/ncomms4323. ISSN  2041-1723. ПМЦ 3948066 . ПМИД  24567051. 
  18. ^ Уиллс, RC; Броня, КС; Баттисти, Д.С.; Хартманн, Д.Л. (2019). «Динамическая связь океана и атмосферы, фундаментальная для многодесятилетних колебаний Атлантики». Журнал климата . 32 (1): 251–272. Бибкод : 2019JCli...32..251W. дои : 10.1175/JCLI-D-18-0269.1 . S2CID  85450306.
  19. ^ Ву, Баолан; Линь, Сяопэй; Ю, Лисан (17 февраля 2020 г.). «Вода субтропического режима северной части Тихого океана контролируется многодесятилетней изменчивостью Атлантики». Природа Изменение климата . 10 (3): 238–243. Бибкод : 2020NatCC..10..238W. дои : 10.1038/s41558-020-0692-5. ISSN  1758-6798. S2CID  211138572.
  20. ^ «Независимые спутниковые измерения НАСА подтверждают, что Эль-Ниньо вернулся и стал сильным» . НАСА/Лаборатория реактивного движения.
  21. ^ Центр прогнозирования климата (19 декабря 2005 г.). «Часто задаваемые вопросы по ENSO: Как часто обычно возникают Эль-Ниньо и Ла-Нинья?». Национальные центры экологического прогнозирования . Архивировано из оригинала 27 августа 2009 г. Проверено 26 июля 2009 г.
  22. ^ Национальный центр климатических данных (июнь 2009 г.). «Эль-Ниньо / Южное колебание (ЭНСО) июнь 2009 г.». Национальное управление океанических и атмосферных исследований . Проверено 26 июля 2009 г.
  23. ^ WW2010 (28 апреля 1998 г.). "Эль-Ниньо". Университет Иллинойса в Урбана-Шампейн . Проверено 17 июля 2009 г.{{cite web}}: CS1 maint: числовые имена: список авторов ( ссылка )
  24. ^ Данные НАСА GISS.
  25. ^ Александр Соловьев; Роджер Лукас (2006). Приповерхностный слой океана: строение, динамика и применение.シュプリンガー・ジャパン株式会社. п. xi. Бибкод : 2006nslo.book.....S. ISBN 978-1-4020-4052-8. {{cite book}}: |journal=игнорируется ( помощь )
  26. ^ Уильям Дж. Эмери; Ричард Э. Томсон (2001). Методы анализа данных в физической океанографии (2-е исправленное изд.). Эльзевир. стр. 24–25. ISBN 978-0-444-50757-0.
  27. ^ Берроуз, Уильям Джеймс (2007). Изменение климата: междисциплинарный подход (2-е изд.). Кембридж [ua]: Издательство Кембриджского университета. ISBN 9780521690331.
  28. ^ Витторио Барале (2010). Океанография из космоса: новый взгляд. Спрингер. стр. 237–238. ISBN 978-90-481-8680-8.
  29. ^ Лэнс Ф. Босарт, Уильям А. Спригг, Национальный исследовательский совет (1998). Метеорологический буй и прибрежная морская автоматизированная сеть для США. Пресса национальных академий. п. 11. ISBN 978-0-309-06088-2.{{cite book}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  30. ^ К. А. Браунинг; Роберт Дж. Герни (1999). Глобальные энергетические и водные циклы. Издательство Кембриджского университета . п. 62. ИСБН 978-0-521-56057-3.
  31. ^ П. Кришна Рао, У.Л. Смит и Р. Коффлер (январь 1972 г.). «Глобальное распределение температуры поверхности моря, определенное с помощью экологического спутника» (PDF) . Ежемесячный обзор погоды . 100 (1): 10–14. Бибкод : 1972MWRv..100...10K. doi :10.1175/1520-0493(1972)100<0010:GSTDDF>2.3.CO;2 . Проверено 9 января 2011 г.{{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  32. ^ Национальный исследовательский совет (США). Руководящий комитет НИИ 2000 (1997). Непредсказуемая уверенность: информационная инфраструктура до 2000 года; белые бумаги. Национальные академии. п. 2. ISBN 9780309060363.{{cite book}}: CS1 maint: числовые имена: список авторов ( ссылка )
  33. ^ У. Дж. Эмери; диджей Болдуин; Питер Шлюссель и Р.В. Рейнольдс (15 февраля 2001 г.). «Точность измерения температуры поверхности моря на месте, используемая для калибровки измерений инфракрасных спутников». Журнал геофизических исследований . 106 (C2): 2387. Бибкод : 2001JGR...106.2387E. дои : 10.1029/2000JC000246 .
  34. ^ аб Джон Маурер (октябрь 2002 г.). «Инфракрасное и микроволновое дистанционное зондирование температуры поверхности моря (ТПМ)». Гавайский университет . Проверено 9 января 2011 г.
  35. ^ CM Киштавал (6 августа 2005 г.). «Метеорологические спутники» (PDF) . Применение спутникового дистанционного зондирования и ГИС в сельскохозяйственной метеорологии : 73 . Проверено 27 января 2011 г.
  36. ^ Роберт Харвуд (16 сентября 1971). «Картирование атмосферы из космоса». Новый учёный . 51 (769): 623.
  37. ^ Дэвид Э. Александр; Родс Уитмор Фэрбридж (1999). Энциклопедия экологической науки. Спрингер. п. 510. ИСБН 978-0-412-74050-3.
  38. ^ Ян Стюарт Робинсон (2004). Измерение океанов из космоса: принципы и методы спутниковой океанографии. Спрингер. п. 279. ИСБН 978-3-540-42647-9.
  39. ^ Джун Иноуэ, Масаюки Кавасима, Ясуси Фудзёси и Масааки Вакацучи (октябрь 2005 г.). «Авиационное наблюдение за изменением воздушных масс над Охотским морем в период роста морского льда». Метеорология пограничного слоя . 117 (1): 111–129. Бибкод : 2005BoLMe.117..111I. doi : 10.1007/s10546-004-3407-y. ISSN  0006-8314. S2CID  121768400.{{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  40. ^ Б. Гертс (1998). «Снежный эффект озера». Университет Вайоминга . Проверено 24 декабря 2008 г.
  41. ^ Грег Берд (3 июня 1998 г.). «Снежный эффект озера». Университетская корпорация по исследованию атмосферы . Архивировано из оригинала 17 июня 2009 г. Проверено 12 июля 2009 г.
  42. ^ Крис Ландси (2011). «Тема: А15) Как образуются тропические циклоны?». Отдел исследования ураганов . Проверено 27 января 2011 г.
  43. ^ Вебстер, П.Дж. (2005). «Изменения количества, продолжительности и интенсивности тропических циклонов в условиях потепления». Наука . Группа Гейл. 309 (5742): 1844–6. Бибкод : 2005Sci...309.1844W. дои : 10.1126/science.1116448 . ПМИД  16166514.
  44. ^ Мэтт Менн (15 марта 2000 г.). «Глобальные долгосрочные средние температуры поверхности суши и моря». Национальный центр климатических данных . Проверено 19 октября 2006 г.
  45. ^ Кушнир, Йоханан (2000). «Климатическая система». Колумбийский университет . Проверено 24 сентября 2010 г.
  46. ^ Джон М. Уоллес и Питер В. Хоббс (1977). Наука об атмосфере: вводный обзор . Academic Press, Inc., стр. 76–77.
  47. ^ Крис Ландси (2000). «Изменчивость климата тропических циклонов: прошлое, настоящее и будущее». Штормы . Атлантическая океанографическая и метеорологическая лаборатория . стр. 220–41 . Проверено 19 октября 2006 г.
  48. ^ Дайан Дж. Гаффен-Зейдель, Ребекка Дж. Росс и Джеймс К. Энджелл (ноябрь 2000 г.). «Климатологические характеристики тропической тропопаузы по данным радиозондов». Журнал геофизических исследований . 106 (Д8): 7857–7878. Бибкод : 2001JGR...106.7857S. дои : 10.1029/2000JD900837 . Архивировано из оригинала 8 мая 2006 года . Проверено 19 октября 2006 г.
  49. ^ Ликсион Авила (03 декабря 2005 г.). «Обсуждение восемнадцатого урагана Эпсилон». Национальный центр ураганов . Проверено 14 декабря 2010 г.

Внешние ссылки

Всеобщее достояние Эта статья включает общедоступные материалы с веб-сайтов или документов Национального управления океанических и атмосферных исследований .