ترموستات دینامیکی اقیانوس

ترموستات دینامیکی اقیانوس (انگلیسی: Ocean dynamical thermostat) سازوکاری فیزیکی است که از طریق آن تغییرات در میانگین واداشت تابشی بر شیب‌های دمای سطح دریا در اقیانوس آرام و نیروی گردش واکر تأثیر می‌گذارد. افزایش واداشت تابشی (گرمایش) در غرب اقیانوس آرام مؤثرتر از شرق آن است، جایی که صعود رو به بالای تودهٔ آب‌های سرد، تغییر دما را کاهش می‌دهد. این امر شیب دمایی شرق-غرب را افزایش داده و گردش واکر را تقویت می‌کند. کاهش واداشت تابشی (سرمایش) اثری معکوس دارد.

این فرایند برای توضیح تغییرات شیب‌های دمایی اقیانوس آرام که با برتابش خورشیدی و تغییرات اقلیمی همبستگی دارند، به کار رفته است. همچنین ممکن است مسئول همبستگی فرضی میان رویدادهای ال نینو و فوران‌های آتشفشانی، و نیز تغییرات شیب‌های دمایی باشد که در سدهٔ بیستم رخ داده‌اند. اینکه آیا ترموستات دینامیکی اقیانوس واکنش اقیانوس آرام به گرمایش جهانی انسان‌زاد را کنترل می‌کند نامشخص است، زیرا فرایندهای رقیبی نیز در کارند؛ به‌طور بالقوه، ممکن است در آغاز گرمایش، گرایشی اقلیمی شبیه به لا نینا ایجاد کند، پیش از آنکه فرایندهای دیگر بر آن چیره شوند.

سازوکار

منطقهٔ استوایی اقیانوس آرام از نظر تأثیر نسبی‌اش بر گردش جوی سراسر جهان، منطقه‌ای کلیدی از زمین است. شیب دمایی مشخصِ شرق-غرب به یک گردش جوی، یعنی گردش واکر، مرتبط است[۱] و همچنین توسط پویایی‌های جوی و اقیانوسی کنترل می‌شود.[۲] غرب اقیانوس آرام دارای منطقه‌ای موسوم به «حوضچه گرم» است، جایی که گرم‌ترین دماهای سطح دریا (SST) کرهٔ زمین یافت می‌شود. در مقابل، در شرق اقیانوس آرام منطقه‌ای به نام «زبانهٔ سرد» همواره سردتر از حوضچه گرم است، هرچند هر دو در یک عرض جغرافیایی قرار دارند، زیرا آب سرد در آنجا به سطح صعود می‌کند. شیب دمایی میان این دو منطقه به نوبهٔ خود گردشی جوی، یعنی گردش واکر، را برمی‌انگیزد،[۳] که واکنشی شدید به شیب دمای سطح دریا نشان می‌دهد.[۴]

یکی از اجزای مهم اقلیم، نوسان جنوبی ال نینو (اِنسو) است که یک الگوی تغییرپذیری اقلیمی به‌شمار می‌رود. در فاز مثبت آن (ال نینو)، آب‌های مرکز و شرق اقیانوس آرام گرم‌تر از حد معمول‌اند، در حالی که در فاز سرد آن (لا نینا) سردتر از حد معمول‌اند. همراه با این تغییرات دمای سطح دریا، اختلاف فشار اتمسفری میان شرق و غرب اقیانوس آرام نیز تغییر می‌کند. تغییرات آنسو و گردش واکر پیامدهایی جهانی بر وضع هوا دارند، از جمله بلایای طبیعی مانند آتش‌سوزی‌های جنگلی، خشکسالی، سیل و فعالیت چرخندهای حاره‌ای.[۵] گردش جوّی، جذب گرما توسط اقیانوس، قدرت و موقعیت منطقه همگرایی درون‌حاره‌ای (ITCZ)، بارش حاره‌ای و قدرت مونسون‌های اقیانوس هند را تعدیل می‌کند.[۶]

پیشینه

پیش‌تر در ماه مهٔ ۱۹۹۶، سان و لیو فرضیه‌ای منتشر کردند مبنی بر اینکه برهم‌کنش‌های جفت‌شدهٔ میان بادهای اقیانوسی، سطح اقیانوس و جریان‌های اقیانوسی می‌تواند دمای آب در غرب اقیانوس آرام را محدود کند.[۷] در همان پژوهش، آنان دریافتند که افزایش دماهای تعادلی، شیب دمایی بیشتری میان شرق و غرب اقیانوس آرام ایجاد می‌کند.[۸]

سازوکار ترموستات دینامیکی اقیانوس در نشریه‌ای اختصاصی توسط کلمان و همکاران در سال ۱۹۹۶ در چارچوب یک مدل جفت‌شدهٔ اقیانوسی-جوّی از اقیانوس استوایی توصیف شد. از آنجا که در غرب اقیانوس آرام دمای سطح دریا تنها با گرمای ذخیره‌شده و شارهای گرمایی تعیین می‌شود، در حالی که در شرق اقیانوس آرام فراچاهش افقی و عمودی نیز نقش دارد؛ بنابراین منبعی تحمیلی از گرمایش عمدتاً غرب اقیانوس آرام را گرم می‌کند و بادهای شرقی قوی‌تری را برمی‌انگیزد که فراچاهش رو به بالا در شرق اقیانوس آرام را تسهیل کرده و دمای آن را کاهش می‌دهد — الگویی که برخلاف آن چیزی است که از گرمایش انتظار می‌رود. آب سردی که در امتداد استوا به سطح می‌آید سپس از استوا دور می‌شود و گرمایش کلی حوضه را کاهش می‌دهد.[۹] بدین‌ترتیب شیب دمایی میان غرب و شرق اقیانوس آرام افزایش می‌یابد و بادهای بسامان را تقویت کرده و فراچاهش رو به بالا را بیشتر می‌کند؛ این روند سرانجام به وضعیت اقلیمی شبیه به لا نینا می‌انجامد.[۲] این سازوکار فصلی است، زیرا فراچاهش رو به بالا در بهار نیم‌کرهٔ شمالی کم‌اثرترین و در پاییز نیم‌کرهٔ شمالی مؤثرترین حالت را دارد؛ از این‌رو عمدتاً در پاییز فعال است.[۱۰] به دلیل ساختار دمایی عمودی، تغییرپذیری اِنسو در جریان سرمایش ناشی از سازوکار ترموستات منظم‌تر می‌شود، اما در جریان گرمایش تضعیف می‌گردد.[۱۱]

مدل کلمان و همکاران در سال ۱۹۹۶ تنها بی‌هنجاری‌های دمایی را در نظر می‌گیرد و بودجهٔ کامل انرژی را لحاظ نمی‌کند. پس از گذشت مدتی، گرمایش به مناطق فراچاهش آب فرارفته و به پرده دمایی گسترش می‌یابد و سرانجام اثر ترموستات را تضعیف می‌کند.[۹] نقص اصلی این مدل این است که فرض می‌کند دمای آب فراچاهیده با گذشت زمان تغییر نمی‌کند.[۲]

پژوهش‌های بعدی، سازوکار ترموستات دینامیکی اقیانوس را برای شماری از مدل‌های اقلیمی با ساختارهای متفاوت گرمایش تأیید کرده‌اند[۱۲] و همچنین رخداد واکنش معکوس — یعنی کاهش شیب دمای سطح دریا — را در واکنش به سرمایش اقلیمی نشان داده‌اند.[۱۳] در مدل‌های کاملاً جفت‌شده، گرایش گردش جوی به تقویت‌شدن با کاهش تابش خورشیدی، گاهی واکنش ترموستات به کاهش فعالیت خورشیدی را خنثی می‌کند.[۱۴] لیو، لو و شیه در سال ۲۰۱۵ پیشنهاد کردند که ترموستات دینامیکی اقیانوس می‌تواند در اقیانوس هند نیز عمل کند،[۱۵] و این مفهوم به کل منطقهٔ هند-آرام گسترش یافته است، نه فقط اقیانوس آرام استوایی.[۱۶]

آب از غرب اقیانوس آرام از طریق تنگه‌های میان استرالیا و آسیا به اقیانوس هند جاری می‌شود؛ پدیده‌ای که با نام جریان میان‌گذر اندونزی شناخته می‌شود.[۱۷] رادجرز و همکاران در سال ۱۹۹۹ فرض کردند که بادهای بسامان قوی‌تر مرتبط با ترموستات دینامیکی اقیانوس ممکن است اختلاف سطح دریا میان اقیانوس‌های هند و آرام را افزایش دهد، بر شدت جریان گذر بیفزاید و اقیانوس آرام را بیشتر سرد کند.[۱۸] آن و همکاران در سال ۲۰۲۲ فرض کردند که اثری مشابه در اقیانوس هند می‌تواند پس از حذف کربن دی‌اکسید موجب تغییراتی در دوقطبی اقیانوس هند شود.[۱۹]

تأثیر در تغییرپذیری اقلیم

از ترموستات دینامیکی اقیانوس برای تبیین موارد زیر استفاده شده است:

تأثیرات آتشفشانی و خورشیدی

سازوکار ترموستات دینامیکی اقیانوس برای پیوند دادن فوران‌های آتشفشانی به تغییرات اِنسو نیز به‌کار رفته است.[۲۳] فوران‌های آتشفشانی می‌توانند با تزریق هواپخش‌ها و گوگرد دی‌اکسید به استراتوسفر، که تابش خورشیدی ورودی را بازمی‌تابانند، زمین را سرد کنند. گفته شده است که در سوابق دیرین‌اقلیمی، فوران‌های آتشفشانی اغلب با رویدادهای ال نینو دنبال می‌شوند، اما اینکه این امر دربارهٔ فوران‌های تاریخی شناخته‌شده نیز صدق می‌کند یا نه جای تردید دارد[۲۴] و نتایج مدل‌سازی اقلیمی نیز مبهم است.[۱۳] در برخی مدل‌های اقلیمی، فرایند ترموستات دینامیکی اقیانوس باعث آغاز رویدادهای ال نینو پس از فوران‌های آتشفشانی می‌شود، در حالی که در مدل‌های دیگر فرایندهای جوی اضافی بر اثر ترموستات دینامیکی اقیانوس بر شیب‌های دمای سطح دریای اقیانوس آرام غالب می‌آیند.[۲۵]

فرایند ترموستات دینامیکی اقیانوس ممکن است تغییرات دمای سطح دریا در شرق اقیانوس آرام را که با تغییرات برتابش خورشیدی همبستگی دارند[۲۶] — مانند کمینه دالتون[۲۷] و چرخهٔ خورشیدی — توضیح دهد.[۲۸] در طول هولوسن پیشین و میانی، هنگامی که تابش خورشیدی پاییز و تابستان افزایش یافته بود، و همچنین در طول بی‌هنجاری اقلیمی قرون وسطا میان سال‌های ۹۰۰ تا ۱۳۰۰ میلادی، دمای سطح دریا در سواحل باخا کالیفرنیا در شرق اقیانوس آرام سردتر از حد معمول بود. جنوب‌غرب آمریکای شمالی در این دوره دچار کلان‌خشکسالی شد که می‌تواند به گرایشی شبیه به لا نینا در دمای سطح دریای اقیانوس آرام نیز مرتبط باشد. برعکس، در دوره‌های تابش خورشیدی پایین[۲۹][۳۰] و در طول عصر یخبندان کوچک، دمای سطح دریا افزایش یافت. این منطقه در محدودهٔ جریان کالیفرنیا قرار دارد که تحت تأثیر شرق اقیانوس آرام است[۳۱] و دمای آب فراچاهیده را کنترل می‌کند.[۳۲] این یافته با تحلیل گونه‌های بیشتری از گونه‌های روزن‌داران نیز تأیید شده است.[۳۳] افزایش بهره‌وری زیستی در آب‌های اقیانوسی سواحل پرو در طول بی‌هنجاری اقلیمی قرون وسطا و دوره گرم رومی[۳۴] میان سال‌های ۵۰ تا ۴۰۰ میلادی، زمانی که اقلیم جهانی گرم‌تر بود،[۳۵] ممکن است از طریق کم‌عمق‌شدن گرماگذر و افزایش فراچاهش آب‌های سرشار از مواد مغذی ناشی از ترموستات رخ داده باشد.[۳۴] با این حال، سازوکارهای دیگری نیز برای پیوند دادن اقلیم اقیانوس آرام استوایی به تغییرات تابش خورشیدی پیشنهاد شده است.[۳۶]

تأثیر در تغییرات اقلیمی اخیر

تغییرات دمای سطح دریا در اقیانوس آرام استوایی که ناشی از گرمایش جهانی انسان‌زاد است، مسئله‌ای مهم در پیش‌بینی‌های اقلیمی به‌شمار می‌رود، زیرا بر الگوهای اقلیمی محلی و جهانی تأثیر می‌گذارند.[۳۷] انتظار می‌رود سازوکار ترموستات دینامیکی اقیانوس، گرمایش انسان‌زادِ شرق اقیانوس آرام را نسبت به غرب آن کاهش دهد و بدین‌ترتیب شیب دمای سطح دریا و گردش واکر را تقویت کند. این روند با تضعیف گردش واکر[۱] و خنک‌شدن تبخیری مؤثرترِ غرب اقیانوس آرام در پی گرمایش جهانی، خنثی می‌شود. این جبران میان اثرهای گوناگون، برآورد فرجام نهایی گردش واکر و شیب دمای سطح دریا را دشوار می‌سازد.[۳۸] در مدل‌های CMIP5 این معمولاً اثر غالب نیست.[۳۹]

از ترموستات دینامیکی اقیانوس برای تبیین تغییرات متناقض در اقیانوس آرام طی سدهٔ بیستم استفاده شده است. به‌طور مشخص، به نظر می‌رسد افزایشی هم‌زمان در شیب دمای سطح دریا، و در عین حال تضعیفی در گردش واکر به‌ویژه در تابستان نیمکرهٔ شمالی رخ داده باشد. تمامی این مشاهدات، به دلیل انتخاب‌های خاص در سنجه‌های توصیف‌کنندهٔ شیب دمای سطح دریا و قدرت گردش واکر و نیز مسائل و سوگیری‌های اندازه‌گیری، نامطمئن‌اند.[۳۸] با این حال، سازوکار ترموستات دینامیکی اقیانوس می‌تواند توضیح دهد که چرا شیب دمای سطح دریا در طول گرمایش جهانی افزایش یافته[۱۲] و نیز چرا گردش واکر در پاییز و زمستان قوی‌تر می‌شود، زیرا این فصل‌ها زمانی هستند که فراچاهش رو به بالا شدیدترین حالت را دارد.[۳۸] از سوی دیگر، گرمایش اقیانوس اطلس و به‌طور کلی‌تر تغییرات در شیب‌های دمایی میان اقیانوس‌های مختلف نیز ممکن است نقش داشته باشد.[۴۰]

مدل‌های اقلیمی معمولاً تغییری شبیه به ال نینو، یعنی کاهشی در شیب دمای سطح دریا، نشان می‌دهند. در بسیاری از مدل‌ها، الگویی زمان‌مند وجود دارد که در آن ابتدا شیب دمای سطح دریا افزایش می‌یابد («واکنش سریع») و سپس این شیب تضعیف می‌شود («واکنش کند»)،[۲] به‌ویژه اما نه تنها در موارد افزایش ناگهانی غلظت گازهای گلخانه‌ای.[۴۱] این می‌تواند بازتاب کاهش قدرت ترموستات دینامیکی اقیانوس با افزایش گرمایش[۱۲] و گرم‌شدن آب فرارفته باشد که با تأخیری چند دهه‌ای پس از گرمایش سطحی رخ می‌دهد[۴] و با نام «تونل اقیانوسی» شناخته می‌شود.[۴۲] از سوی دیگر، ممکن است مدل‌های اقلیمی قدرت اثر ترموستات را دست‌کم بگیرند.[۴۳]

پژوهش‌های گوناگون سرنوشت نهایی سازوکار ترموستات دینامیکی اقیانوس در برابر گرمایش پیوسته را چنین توصیف کرده‌اند:

  • بنا بر گزارش آن و ایم در سال ۲۰۱۴، در یک مدل پویایی اقیانوسی، دوبرابرشدن غلظت کربن دی‌اکسید در ابتدا زبانهٔ سرد شرق اقیانوس آرام را سرد می‌کند، اما افزایش بیشتر غلظت کربن دی‌اکسید سرانجام باعث توقف سرمایش و کوچک‌شدن زبانهٔ سرد می‌شود.[۴۴][۴۵] مدل آنان تغییرات دمای گرماگذر را که پس از بیش از یک دهه گرمایش جهانی رخ می‌دهند، در نظر نمی‌گیرد.[۴۶]
  • بنا بر گزارش لو و همکاران در سال ۲۰۱۷، ترموستات دینامیکی اقیانوس سرانجام نخست با تضعیف بادهای بسامان و افزایش لایه‌بندی اقیانوسی که عرضهٔ آب سرد به مناطق فراچاهش را کاهش می‌دهد[۴۷] و دوم با رسیدن آب‌های گرم‌تر جنب‌حاره‌ای به آن مناطق، تحت‌الشعاع قرار می‌گیرد.[۴۸] در مدل آنان، این گذار حدود یک دهه به طول می‌انجامد.[۴۹]
  • بنا بر گزارش هیده، فدوروف و برلز در سال ۲۰۲۰، گرمایش اقلیمی بیشتر در بیرون از منطقه حاره نسبت به درون آن، سرانجام باعث می‌شود آب رسیده به مناطق فرارفت گرم شود[۵۰] و جریان‌های اقیانوسی حامل آن تضعیف شوند.[۵۱] این امر اثر ترموستات را در حالت افزایش ناگهانی غلظت گازهای گلخانه‌ای پس از حدود دو دهه، و در حالت افزایش کندترِ غلظت گازهای گلخانه‌ای پس از حدود نیم تا یک سده، خنثی می‌کند.[۵۲]
  • با گرمایش بیشتر لایه‌های زیرسطحی اقیانوس، انتظار می‌رود قدرت ترموستات دینامیکی اقیانوس کاهش یابد، زیرا کاهش لایه‌بندی به معنای آن است که تکانه کمتر در لایهٔ سطحی متمرکز می‌شود و بنابراین فرارفت رو به بالا کاهش می‌یابد.[۱۲]
  • بنا بر گزارش هیده و فدوروف در سال ۲۰۲۱، در برخی مدل‌های اقلیمی، سازوکار ترموستات در ابتدا بر دیگر سازوکارها غالب می‌شود و باعث سرمایش جنب‌حاره‌ای و مرکز اقیانوس آرام می‌شود.[۵۳] سرانجام بیشتر مدل‌ها به الگویی از گرمایش استوایی همگرا می‌شوند.[۵۴]
  • ژو و همکاران در سال ۲۰۲۲ دریافتند که در سناریوهای حذف کربن دی‌اکسید، ترموستات تغییرات بارش را تقویت می‌کند.[۵۵]
  • ژنگ و همکاران در سال ۲۰۲۴، تغییرات فصلی‌بودن دمای سطح دریا همراه با گرمایش جهانی را به اثر ترموستات نسبت دادند.[۵۶]

کاربردهای دیگر اصطلاح

اصطلاح «ترموستات دینامیکی اقیانوس» در زمینه‌های اندکی متفاوت نیز به‌کار رفته است:

  • برهم‌کنش میان تضعیف گردش واکر و جریان زیرسطحی استوایی (جریانی اقیانوسی نیرومند در زیر سطح اقیانوس آرام استوایی[۳۸] که با بادهای سطحی روبه‌غرب نیرو می‌گیرد؛ این بادها آب را به‌سوی غرب می‌رانند و به نوبهٔ خود نیرویی فشاری روبه‌شرق برمی‌انگیزند که جریان زیرسطحی استوایی را نیرو می‌دهد، در حالی که فشار ناشی از باد آن را کند می‌کند[۵۷]؛ جریان زیرسطحی استوایی در شرق اقیانوس آرام به سطح می‌رسد و منبع اصلی آب فراچاهیده در آنجاست[۵۸]).[۱] به‌طور مشخص، بادهای شرقی ضعیف‌تر در اقیانوس آرام، ترمز جریان زیرسطحی را کاهش داده و بدین‌ترتیب آن را شتاب می‌بخشند. این فرایند بر کاهش ضدجریان روبه‌شرق جریان زیرسطحی غالب می‌آید.[۵۸] بدین‌ترتیب، گردش واکر ضعیف‌تر می‌تواند جریان زیرسطحی و در نتیجه فرارفت رو به بالا در شرق اقیانوس آرام را افزایش داده و آن را سرد کند.[۵۸] مدل‌های گردش عمومی جفت‌شده اغلب این واکنش جریان زیرسطحی و شیب‌های دمای سطح دریا را به‌درستی نشان نمی‌دهند؛ نخستین مورد ممکن است علت دست‌کم‌گیری گستردهٔ شیب‌های دمای سطح دریا در این مدل‌ها باشد.[۵۹]
  • بادهای قوی‌تر، خنک‌شدن تبخیریِ دمای سطح دریای حاره‌ای را برمی‌انگیزند.[۶۰]
  • بنا بر گزارش هیده، فدوروف و برلز در سال ۲۰۲۰، در واکنش به افزایش ناگهانی غلظت گازهای گلخانه‌ای، بادهای اقلیم‌شناختی میانگین ضعیف اجازه می‌دهند اقیانوس هند بیش از اقیانوس آرام گرم شود. این روند تمایل به ایجاد بادهای شرقی قوی‌تر بر فراز اقیانوس آرام دارد که گرمایش اقیانوس آرام را بیشتر تعدیل می‌کنند.[۶۱] با این حال، برخلاف ترموستات دینامیکی اقیانوس، این اثر سرمایشی در مرکز-شرق اقیانوس آرام متمرکز است، در حالی که بادهای غربی ناشی از گرمایش بر فراز آمریکای جنوبی باعث گرمایش شرق اقیانوس آرام می‌شوند.[۶۲]

منابع

  1. 1 2 3 Coats & Karnauskas 2018, p. 6245.
  2. 1 2 3 4 Luo et al. 2017, p. 2812.
  3. ↑ An et al. 2012, p. 1373.
  4. 1 2 An et al. 2012, p. 1374.
  5. ↑ McGregor & Timmermann 2011, p. 2178.
  6. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2020, p. 6101.
  7. ↑ Sun & Liu 1996, p. 1148.
  8. ↑ Sun & Liu 1996, p. 1149.
  9. 1 2 Clement et al. 1996, p. 2192.
  10. ↑ Clement et al. 1996, pp. 2192–2193.
  11. ↑ Clement et al. 1996, p. 2193.
  12. 1 2 3 4 An & Im 2014, p. 174.
  13. 1 2 McGregor & Timmermann 2011, p. 2179.
  14. ↑ Marchitto et al. 2010, p. 1378.
  15. ↑ Liu, Lu & Xie 2015, pp. 1044–1045.
  16. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2021, p. 2520.
  17. ↑ Rodgers et al. 1999, p. 20551.
  18. ↑ Rodgers et al. 1999, p. 20567.
  19. ↑ An et al. 2022, p. 20.
  20. ↑ Hertzberg & Schmidt 2014.
  21. ↑ Giralt, Moreno & Bao 2007, p. 350.
  22. ↑ Zhao et al. 2016, p. 6820.
  23. ↑ Alfaro-Sánchez et al. 2018, p. 936.
  24. ↑ McGregor & Timmermann 2011, p. 2178.
  25. ↑ McGregor & Timmermann 2011, p. 2187.
  26. ↑ Emile-Geay et al. 2011.
  27. ↑ Trouet & Taylor 2010, p. 961.
  28. ↑ Sun et al. 2022, p. 8.
  29. ↑ Jiménez-Moreno, Anderson & Shinker 2021, p. 7.
  30. ↑ Marchitto et al. 2010, p. 1380.
  31. ↑ Kelly et al. 2016.
  32. ↑ Marchitto et al. 2010, pp. 1378–1379.
  33. ↑ Grist et al. 2013.
  34. 1 2 Salvatteci et al. 2014, p. 727.
  35. ↑ Salvatteci et al. 2014, p. 716.
  36. ↑ Metcalfe & Nash 2012, p. 51.
  37. ↑ Ying, Huang & Huang 2016, p. 433.
  38. 1 2 3 4 Coats & Karnauskas 2018, p. 6246.
  39. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2020, p. 6105.
  40. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2020, p. 6102.
  41. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2020, p. 6114.
  42. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2021, p. 2506.
  43. ↑ Luo, Wang & Dommenget 2018, p. 1343.
  44. ↑ Heede & Fedorov 2021, p. 696.
  45. ↑ An & Im 2014, p. 181.
  46. ↑ An & Im 2014, p. 182.
  47. ↑ Luo et al. 2017, p. 2822.
  48. ↑ Luo et al. 2017, p. 2824.
  49. ↑ Luo et al. 2017, p. 2826.
  50. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2020, p. 6108.
  51. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2020, p. 6109.
  52. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2020, p. 6113.
  53. ↑ Heede & Fedorov 2021, p. 697.
  54. ↑ Heede & Fedorov 2021, p. 698.
  55. ↑ Zhou et al. 2022, p. 1.
  56. ↑ Zheng et al. 2024, p. 5279.
  57. ↑ Coats & Karnauskas 2018, p. 6247.
  58. 1 2 3 Coats & Karnauskas 2018, p. 6248.
  59. ↑ Coats & Karnauskas 2018, p. 6259.
  60. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2020, p. 6103.
  61. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2020, p. 6106.
  62. ↑ Heede, Fedorov & Burls 2020, p. 6107.


کتاب‌شناسی

  • Alfaro-Sánchez, R. ; Nguyen, H. ; Klesse, S. ; Hudson, A. ; Belmecheri, S. ; Köse, N. ; Diaz, H. F. ; Monson, R. K. ; Villalba, R. ; Trouet, V. (دسامبر ۲۰۱۸). "Climatic and volcanic forcing of tropical belt northern boundary over the past 800 years". Nature Geoscience. 11 (12): 933–938. doi:[10.1038/s41561-018-0242-1](https://doi.org/10.1038%2Fs41561-018-0242-1).
  • An, Soon-Il; Im, Seul-Hee (2014-10-01). "Blunt ocean dynamical thermostat in response of tropical eastern Pacific SST to global warming". Theoretical and Applied Climatology. 118 (1): 173–183. doi:[10.1007/s00704-013-1048-0](https://doi.org/10.1007%2Fs00704-013-1048-0).
  • An, Soon-Il; Kim, Ji-Won; Im, Seul-Hee; Kim, Beak-Min; Park, Jae-Heung (سپتامبر ۲۰۱۲). "Recent and future sea surface temperature trends in tropical pacific warm pool and cold tongue regions". Climate Dynamics. 39 (6): 1373–1383. doi:[10.1007/s00382-011-1129-7](https://doi.org/10.1007%2Fs00382-011-1129-7).
  • An, Soon-Il; Park, Hyo-Jin; Kim, Soong-Ki; Shin, Jongsoo; Yeh, Sang-Wook; Kug, Jong-Seong (۲۱ مارس ۲۰۲۲). "Intensity changes of Indian Ocean dipole mode in a carbon dioxide removal scenario". npj Climate and Atmospheric Science. 5 (1): 20. doi:[10.1038/s41612-022-00246-6](https://doi.org/10.1038%2Fs41612-022-00246-6).
  • Clement, Amy C. ; Seager, Richard; Cane, Mark A. ; Zebiak, Stephen E. (۱ سپتامبر ۱۹۹۶). "An Ocean Dynamical Thermostat". Journal of Climate. 9 (9): 2190–2196. doi:[10.1175/1520-0442(1996)009<2190:AODT>2.0.CO;2](https://doi.org/10.1175%2F1520-0442(1996)009%3C2190%3AAODT%3E2.0.CO%3B2).
  • Coats, S. ; Karnauskas, K. B. (2018-08-15). "A Role for the Equatorial Undercurrent in the Ocean Dynamical Thermostat". Journal of Climate. 31 (16): 6245–6261. doi:[10.1175/JCLI-D-17-0513.1](https://doi.org/10.1175%2FJCLI-D-17-0513.1).
  • Emile-Geay, J. ; Cobb, K. ; Mann, M. E. ; Wittenberg, A. T. (2011-12-01). "Coherent anti-phasing between solar forcing and tropical Pacific climate over the past millennium: derivation and implications". AGU Fall Meeting Abstracts. 43. PP43D–07.
  • Giralt, Santiago; Moreno, Ana; Bao, Roberto (2007). "The history of the El Niño — Southern Oscillation according to lacustrine and marine sediments". Contributions to Science (3): 343–353. doi:[10.2436/20.7010.01.12](https://doi.org/10.2436%2F20.7010.01.12).
  • Grist, H. ; Marchitto, T. M. ; Parker, A. O. ; Ortiz, J. D. ; van Geen, A. (2013-12-01). "Testing for orbital and solar forcing of the ENSO system during the Holocene". AGU Fall Meeting Abstracts. 41: OS41D–1861.
  • Heede, Ulla K. ; Fedorov, Alexey V. ; Burls, Natalie J. (2020-07-15). "Time Scales and Mechanisms for the Tropical Pacific Response to Global Warming: A Tug of War between the Ocean Thermostat and Weaker Walker". Journal of Climate. 33 (14): 6101–6118. doi:[10.1175/JCLI-D-19-0690.1](https://doi.org/10.1175%2FJCLI-D-19-0690.1).
  • Heede, Ulla K. ; Fedorov, Alexey V. (اوت ۲۰۲۱). "Eastern equatorial Pacific warming delayed by aerosols and thermostat response to CO2 increase". Nature Climate Change. 11 (8): 696–703. doi:[10.1038/s41558-021-01101-x](https://doi.org/10.1038%2Fs41558-021-01101-x).
  • Heede, Ulla K. ; Fedorov, Alexey V. ; Burls, Natalie J. (۱ نوامبر ۲۰۲۱). "A stronger versus weaker Walker: understanding model differences in fast and slow tropical Pacific responses to global warming". Climate Dynamics. 57 (9): 2505–2522. doi:[10.1007/s00382-021-05818-5](https://doi.org/10.1007%2Fs00382-021-05818-5).
  • Hertzberg, J. E. ; Schmidt, M. W. (2014-12-01). "Thermocline Temperature Variability Reveals Shifts in the Tropical Pacific Mean State across Marine Isotope Stage 3". AGU Fall Meeting Abstracts. 11. PP11C–1370.
  • Jiménez-Moreno, Gonzalo; Anderson, R. Scott; Shinker, Jacqueline J. (۱۵ دسامبر ۲۰۲۱). "ENSO, sun and megadroughts in SW USA during the last 11,000 years". Earth and Planetary Science Letters. 576: 117217. doi:[10.1016/j.epsl.2021.117217](https://doi.org/10.1016%2Fj.epsl.2021.117217).
  • Kelly, C. S. ; Herbert, T. ; O'Mara, N. A. ; Abella-Gutiérrez, J. L. ; Herguera, J. C. (2016-12-01). "Shifting Climate Modes and a Warm Little Ice Age: Paleo Productivity and Temperature Determinations from the Southern California Current Over the Last Millennium". AGU Fall Meeting Abstracts. 41.
  • Liu, Wei; Lu, Jian; Xie, Shang-Ping (2015-07-01). "Understanding the Indian Ocean response to double CO2 forcing in a coupled model". Ocean Dynamics. 65 (7): 1037–1050. doi:[10.1007/s10236-015-0854-6](https://doi.org/10.1007%2Fs10236-015-0854-6).
  • Luo, Yiyong; Lu, Jian; Liu, Fukai; Garuba, Oluwayemi (2017-04-15). "The Role of Ocean Dynamical Thermostat in Delaying the El Niño–Like Response over the Equatorial Pacific to Climate Warming". Journal of Climate. 30 (8): 2811–2827. doi:[10.1175/JCLI-D-16-0454.1](https://doi.org/10.1175%2FJCLI-D-16-0454.1).
  • Luo, Jing-Jia; Wang, Gang; Dommenget, Dietmar (فوریه ۲۰۱۸). "May common model biases reduce CMIP5's ability to simulate the recent Pacific La Niña-like cooling?". Climate Dynamics. 50 (3–4): 1335–1351. doi:[10.1007/s00382-017-3688-8](https://doi.org/10.1007%2Fs00382-017-3688-8).
  • Marchitto, Thomas M. ; Muscheler, Raimund; Ortiz, Joseph D. ; Carriquiry, Jose D. ; van Geen, Alexander (2010-12-03). "Dynamical Response of the Tropical Pacific Ocean to Solar Forcing During the Early Holocene". Science. 330 (6009): 1378–1381. doi:[10.1126/science.1194887](https://doi.org/10.1126%2Fscience.1194887).
  • McGregor, Shayne; Timmermann, Axel (2011-04-15). "The Effect of Explosive Tropical Volcanism on ENSO". Journal of Climate. 24 (8): 2178–2191. doi:[10.1175/2010JCLI3990.1](https://doi.org/10.1175%2F2010JCLI3990.1).
  • Metcalfe, Sarah E. ; Nash, David J. , eds. (2012-09-28). Quaternary Environmental Change in the Tropics. Wiley. doi:[10.1002/9781118336311](https://doi.org/10.1002%2F9781118336311). ISBN 978-1-118-33631-1.
  • Rodgers, Keith B. ; Cane, Mark A. ; Naik, Naomi H. ; Schrag, Daniel P. (1999-09-15). "The role of the Indonesian Throughflow in equatorial Pacific thermocline ventilation". Journal of Geophysical Research: Oceans. 104 (C9): 20551–20570. doi:[10.1029/1998JC900094](https://doi.org/10.1029%2F1998JC900094).
  • Salvatteci, R. ; Gutiérrez, D. ; Field, D. ; Sifeddine, A. ; Ortlieb, L. ; Bouloubassi, I. ; Boussafir, M. ; Boucher, H. ; Cetin, F. (2014-04-09). "The response of the Peruvian Upwelling Ecosystem to centennial-scale global change during the last two millennia". Climate of the Past. 10 (2): 715–731. doi:[10.5194/cp-10-715-2014](https://doi.org/10.5194%2Fcp-10-715-2014).
  • Sun, De-Zheng; Liu, Liu (۲۴ مه ۱۹۹۶). "Dynamic Ocean-Atmosphere Coupling: A Thermostat for the Tropics". Science. 272 (5265): 1148–1150. doi:[10.1126/science.272.5265.1148](https://doi.org/10.1126%2Fscience.272.5265.1148).
  • Sun, Weiyi; Liu, Jian; Wang, Bin; Chen, Deliang; Wan, Lingfeng; Wang, Jing (۱۶ ژوئیه ۲۰۲۲). "Holocene Multi-Centennial Variations of the Asian Summer Monsoon Triggered by Solar Activity". Geophysical Research Letters. 49 (13): e2022GL098625. doi:[10.1029/2022GL098625](https://doi.org/10.1029%2F2022GL098625).
  • Trouet, Valerie; Taylor, Alan H. (نوامبر ۲۰۱۰). "Multi-century variability in the Pacific North American circulation pattern reconstructed from tree rings". Climate Dynamics. 35 (6): 953–963. doi:[10.1007/s00382-009-0605-9](https://doi.org/10.1007%2Fs00382-009-0605-9).
  • Ying, Jun; Huang, Ping; Huang, Ronghui (آوریل ۲۰۱۶). "Evaluating the formation mechanisms of the equatorial Pacific SST warming pattern in CMIP5 models". Advances in Atmospheric Sciences. 33 (4): 433–441. doi:[10.1007/s00376-015-5184-6](https://doi.org/10.1007%2Fs00376-015-5184-6).
  • Zhao, Mei; Hendon, Harry H. ; Alves, Oscar; Liu, Guoqiang; Wang, Guomin (2016-09-15). "Weakened Eastern Pacific El Niño Predictability in the Early Twenty-First Century". Journal of Climate. 29 (18): 6805–6822. doi:[10.1175/JCLI-D-15-0876.1](https://doi.org/10.1175%2FJCLI-D-15-0876.1).
  • Zheng, Xiao-Tong; Hui, Chang; Han, Zi-Wen; Wu, Yue (۱۶ سپتامبر ۲۰۲۴). "Advanced Peak Phase of ENSO under Global Warming". Journal of Climate. 37 (20): 5271–5289. doi:[10.1175/JCLI-D-24-0002.1](https://doi.org/10.1175%2FJCLI-D-24-0002.1).
  • Zhou, Shijie; Huang, Ping; Xie, Shang-Ping; Huang, Gang; Wang, Lin (۳۱ اوت ۲۰۲۲). "Varying contributions of fast and slow responses cause asymmetric tropical rainfall change between CO2 ramp-up and ramp-down". Science Bulletin. 67 (16): 1702–1711. doi:[10.1016/j.scib.2022.07.010](https://doi.org/10.1016%2Fj.scib.2022.07.010).
This page is issued from ویکی‌پدیا. The text is available under Creative Commons Attribution-Share Alike 4.0 unless otherwise noted. Additional terms may apply for the media files.