حالت استوایی اقیانوس اطلس
حالت استوایی اقیانوس اطلس (انگلیسی: Atlantic Equatorial mode) یا نینوی اطلس (Atlantic Niño) یک الگوی اقلیمی شبه‌دوره‌ای میان‌سالانه در اقیانوس اطلس استوایی است. این الگو غالب‌ترین شکل تغییرپذیری سال‌به‌سال است که به دوره‌های متناوب گرمایش و سرمایش دمای سطح دریا همراه با تغییراتی در گردش جوّی می‌انجامد.[۱] عبارت «نینوی اطلس» از شباهت نزدیک آن با نوسان جنوبی ال نینو (ENSO) که بر حوضهٔ حاره‌ای اقیانوس آرام غالب است، گرفته شده. به همین دلیل، نینوی اطلس اغلب «برادر کوچک ال نینو» نامیده می‌شود.[۲][۳] نینوی اطلس معمولاً در تابستان نیم‌کرهٔ شمالی پدیدار می‌شود و با حالت میان‌نیم‌کره‌ای (نصف‌النهاری) اطلس که از یک دوقطبی شمال-جنوب در عرض استوا تشکیل شده و بیشتر در بهار نیم‌کرهٔ شمالی عمل می‌کند، یکسان نیست.[۴] رویدادهای گرمایش و سرمایش استوایی مرتبط با نینوی اطلس شناخته شده‌اند که ارتباط قوی با تغییرپذیری بارش بر فراز قاره‌های اطراف دارند، به‌ویژه در کشورهای غرب آفریقا که هم‌مرز خلیج گینه هستند. از این رو، درک نینوی اطلس (یا فقدان آن) پیامدهای مهمی برای پیش‌بینی اقلیم در آن مناطق دارد. اگرچه ال‌نینوی اطلس حالتی ذاتی برای اقیانوس اطلس استوایی است، ممکن است در برخی شرایط رابطهٔ علّی ضعیفی میان ENSO و نینوی اطلس وجود داشته باشد.
پیش‌زمینه و ساختار
تغییرپذیری حارّه‌ای جهانی عمدتاً تحت سیطرهٔ ENSO در اقیانوس آرام استوایی است. این پدیده از برهم‌کنش هوا-دریا ناشی می‌شود و سامانه‌ای جفت‌شدهٔ جوّی-اقیانوسی ایجاد می‌کند که با دوره‌های زمانی در حدود سه تا پنج سال نوسان می‌کند. با این حال، پایهٔ فیزیکی این نوسان به‌طور دقیق محدود به حوضهٔ اقیانوس آرام نیست، و در واقع، الگوی تغییرپذیری بسیار مشابهی (هرچند در مقیاسی کوچک‌تر) در اقیانوس اطلس استوایی نیز وجود دارد.
ویژگی‌های فیزیکی
نینوی اطلس با یک بی‌هنجاری دمای سطح دریا متمرکز بر استوا میان نصف‌النهار ۰ درجه و ۳۰ درجهٔ غربی مشخص می‌شود. برخلاف همتای خود در اقیانوس آرام، نینوی اطلس بی‌هنجاری‌های دمای سطح دریا ندارد که علامت خود را از شرق به غرب تغییر دهند، بلکه یک بی‌هنجاری واحد در سراسر حوضه دارد. علاوه بر این، دامنهٔ نینوی اطلس معمولاً حدود نیمی از دامنهٔ ال نینو است. طبیعی است که این بی‌هنجاری دمای سطح دریا ارتباط نزدیکی با تغییر در بادهای بسامان اقلیم‌شناختی دارد. یک بی‌هنجاری گرم با تضعیف بادهای بسامان در سرتاسر بخش بزرگی از حوضهٔ استوایی اطلس همراه است، درحالی‌که یک بی‌هنجاری سرد با تقویت تنش بادی شرقی در همان منطقه همراه است. این نوسانات بادهای بسامان را می‌توان به‌عنوان تضعیف و تقویت گردش واکر اطلس درک کرد. این امر به‌طور چشمگیری مشابه بی‌هنجاری‌های تنش بادی مشاهده‌شده در اقیانوس آرام طی رویدادهای ال نینو (یا لانینا) است، هرچند در حوضهٔ اطلس متمرکز بر نقطه‌ای غربی‌تر است. یک تفاوت عمده میان ال نینو و نینوی اطلس این است که بی‌هنجاری‌های دمای سطح دریا در حالت اطلس به‌شدت محدود به استوا هستند، درحالی‌که در اقیانوس آرام در گسترهٔ نصف‌النهاری بزرگ‌تری مشاهده می‌شود.[۵]
اگرچه ویژگی‌های مکانی ال‌نینوی اطلس در حالت بالغ بسیار شبیه به همتای خود در اقیانوس آرام است، ولی تغییرپذیری زمانی آن تا حدی متفاوت است. نینوی اطلس مانند ال نینو در بازه‌های زمانی میان‌سالانه تغییر می‌کند اما واریانس بیشتری نیز در بازه‌های زمانی فصلی و سالانه نشان می‌دهد. به بیان دیگر، نینوی اطلس بخش کوچک‌تری از کل واریانس در اقیانوس اطلس استوایی را توضیح می‌دهد نسبت به آنچه ال نینو در اقیانوس آرام استوایی توضیح می‌دهد. این وضعیت به این دلیل است که رویدادهای اقلیمی فصلی بر روی تغییرپذیری میان‌سالانه قرار می‌گیرند. نینوی اطلس معمولاً به مرحلهٔ بلوغ خود در تابستان نیم‌کره شمالی می‌رسد (هرچند استثناهایی وجود دارد)، درحالی‌که ال نینو در زمستان نیم‌کره شمالی به بلوغ می‌رسد. توسعهٔ نینوی اطلس معمولاً با پدیدارشدن الگوهای ساکن متمرکز در میانهٔ حوضه مشخص می‌شود. این امر در تضاد آشکار با ال ینو است که می‌تواند اغلب به‌صورت بی‌هنجاری‌های گرم دمای سطح دریا توسعه یابد که از ساحل آمریکای جنوبی به سمت غرب یا از میانهٔ اقیانوس آرام به سمت شرق مهاجرت می‌کنند.[۵]
تأثیرات اقلیمی
گرمایش یا سرمایش اقیانوس‌های استوایی پیامدهای قابل‌فهمی برای اقلیم جوی دارد. اقیانوس‌های استوایی بخش عمده‌ای از هم‌ارزی کلی گرما را تشکیل داده و از این رو رژیم‌های همرفتی نزدیک استوا را تغییر می‌دهند. در مورد ال نینوی اقیانوس آرام، تقویت همرفت جوی بر فراز میانهٔ اقیانوس آرام و کاهش همرفت بر فراز قارهٔ دریایی، اقلیم را نه فقط در مناطق حاره‌ای بلکه در سطح جهانی به‌طور بنیادین تغییر می‌دهد. از آنجا که نینوی اطلس از نظر فیزیکی شبیه به ENSO است، می‌توان انتظار تأثیرات اقلیمی از آن را نیز داشت. با این حال، با توجه به اندازهٔ کوچک‌تر آن هم از نظر مکانی (حوضهٔ اطلس بسیار کوچک‌تر از حوضهٔ اقیانوس آرام است) و هم از نظر بزرگی، تأثیرات اقلیمی نینوی اطلس بهترین شکل خود را در مناطق حاره‌ای و جنب‌حاره‌ای نزدیک به اقیانوس اطلس استوایی نشان می‌دهند.
تأثیر نینوی اطلس بر اقلیم آفریقا را می‌توان به بهترین شکل با ارزیابی چگونگی تأثیر دمای سطح دریای استوایی بالاتر از حد نرمال بر مهاجرت فصلی منطقهٔ همگرایی درون‌حاره‌ای (ITCZ) درک کرد. دمای گرم سطح دریای استوایی، فشار هوای سطحی را کاهش می‌دهد که جریانی رو به استوا بیش از حد معمول را القا می‌کند. این امر به‌نوبهٔ خود مانع می‌شود که ITCZ در تابستان تا اندازه‌ای که در شرایط عادی رخ می‌دهد به سمت شمال مهاجرت کند، و بارش را در منطقهٔ نیمه‌بیابانی ساحل در شمال کاهش و بارش را در مناطق حاشیهٔ خلیج گینه افزایش می‌دهد.[۶] افزایش بارش نسبت به حالت عادی معمولاً با بی‌هنجاری‌های دمایی منفی بر فراز این مناطق خشکی حاره‌ای همراه است. برخی شواهد نشان می‌دهند که روند گرمایش در دمای سطح دریای استوایی اقیانوس هند به خشک‌شدن درازمدت ساحل کمک می‌کند، که با گرمایش دوره‌ای اقیانوس اطلس استوایی مرتبط با نینوی اطلس تشدید می‌شود.[۷] در واقع، توانایی پیش‌بینی نینوی اطلس، با توجه به تأثیر آن بر اقلیم فصلی، یک پرسش پژوهشی عمده است.[۶]
رابطه با ال نینو
تغییرپذیری حاره‌ای جهانی عمدتاً تحت سیطرهٔ ال نینوی اقیانوس آرام است، که این پرسش را مطرح می‌کند که آیا نینوی اطلس ممکن است تحت تأثیری دورپیوند از ال‌نینو باشد. هیچ رابطهٔ هم‌زمان آشکاری میان این دو وجود ندارد،[۴] اما چنین گزاره‌ای لزوماً مفید نیست، با توجه به اینکه ال نینو در زمستان به اوج می‌رسد درحالی‌که نینوی اطلس در تابستان به اوج می‌رسد. تحلیل‌های با تأخیر زمانی نشان می‌دهند که برجسته‌ترین تأثیر ال نینو بر اقیانوس اطلس حاره‌ای در بهار و تابستان بعدی، یک بی‌هنجاری گرم دمای سطح دریاست که در شمال منطقهٔ نینوی اطلس متمرکز است. این نیز به نظر می‌رسد نشان دهد که رابطهٔ علّی وجود ندارد. با این حال، تحلیل‌های دقیق‌تر نشان می‌دهند که رقابت میان سرمایشی که از افزایش تنش بادی ناشی می‌شود و گرمایشی که از افزایش دمای هوا ناشی می‌شود (که هر دو تأثیرات دورپیوند ال نینو بر اقیانوس اطلس هستند) یک رابطهٔ ضعیف را توضیح می‌دهد. زمانی که یکی از این فرایندها بر دیگری غالب شود، یک رویداد نینوی اطلس (گرم یا سرد) ممکن است رخ دهد.[۸] این موضوع با توجه به چالش پیش‌بینی فصلی نینوی اطلس، از اهمیت زیادی برخوردار است.
گوناگونی رویدادها
همهٔ رویدادهای نینوی اطلس مشابه یکدیگر نیستند. برخی زودتر از دیگران پدیدار می‌شوند یا مدت طولانی‌تری پایدار می‌مانند. این تغییرپذیری‌ها در مراحل آغاز و فروکش، به‌خوبی در چهار گونه یا نوع پرتکرار نینوی اطلس (یعنی انواع پایان زودهنگام، پایدار، آغاز زودهنگام و آغاز دیرهنگام) نمایان می‌شوند.[۹] این چهار گونه که تا حد زیادی با تفاوت در زمان‌بندی آغاز و فروکش سازگارند، تفاوت‌های چشمگیری در واکنش بارش بر فراز غرب آفریقا و آمریکای جنوبی نشان می‌دهند. به‌طور خاص، گونه‌های پایدار و آغاز دیرهنگام با بی‌هنجاری‌های قوی دمای سطح دریای استوایی اطلس مشخص می‌شوند که تا پایان سال باقی می‌مانند. از این رو، آن‌ها با دورهٔ طولانی افزایش بارش بر فراز منطقهٔ زیرساحل غرب آفریقا (ژوئیه تا اکتبر) مرتبط‌اند. در مقایسه، گونه‌های پایان زودهنگام و آغاز زودهنگام با دورهٔ محدودی از افزایش بارش بر فراز منطقهٔ زیرساحل غرب آفریقا (ژوئیه تا اوت) مرتبط هستند. بیشتر این گونه‌ها تابع سازوکارهای آغازینی هستند که شامل پیش‌آماده‌سازی در بهار نیم‌کره شمالی، یا توسط حالت میان‌نیم‌کره‌ای اطلس (گونهٔ پایان زودهنگام) یا ال نینوی اقیانوس آرام (گونه‌های پایدار و آغاز زودهنگام) است، درحالی‌که برای تغییرپذیری آغاز دیرهنگام، منبع مشخصی از واداشت بیرونی وجود ندارد.
جستارهای وابسته
منابع
- ↑ Lübbecke، Joke F.؛ Rodríguez-Fonseca، B.؛ Richter، I.؛ Martín-Rey، M.؛ Losada، T.؛ Polo، I.؛ Keenlyside، N. S. (۲۰۱۸). «Equatorial Atlantic variability—Modes, mechanisms, and global teleconnections». WIREs Climate Change. ۹: e۵۲۷. doi:10.1002/wcc.527.
{{cite journal}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Lee، S. -K. (۲۰۲۰). «Do you know that El Niño has a little brother?». ENSO Blog.
{{cite web}}: پارامتر|پیوند=ناموجود یا خالی (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ الگو:یادکرد گزارش
- 1 2 Zebiak، S. (۱۹۹۳). «Air-Sea Interaction in the Equatorial Atlantic Region». Journal of Climate. ۶ (۸): ۱۵۶۷–۱۵۸۶. doi:10.1175/1520-0442(1993)006<1567:aiitea>2.0.co;2.
{{cite journal}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - 1 2 Zebiak، S. (۱۹۹۳). «Air-Sea Interaction in the Equatorial Atlantic Region». Journal of Climate. ۶ (۸): ۱۵۶۸–۱۵۷۲. doi:10.1175/1520-0442(1993)006<1567:aiitea>2.0.co;2.
{{cite journal}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - 1 2 Goddard، L.؛ Mason، S. (۲۰۰۲). «Sensitivity of seasonal climate forecasts to persisted SST anomalies». Climate Dynamics. ۱۹ (۷): ۶۱۹–۶۳۱. doi:10.1007/s00382-002-0251-y.
{{cite journal}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Giannini، A. (۲۰۰۳). «Oceanic Forcing of Sahel Rainfall on Interannual to Interdecadal Time Scales». Science. ۳۰۲ (۵۶۴۷): ۱۰۲۷–۱۰۳۰. doi:10.1126/science.1089357.
{{cite journal}}: از پارامتر ناشناخته|و دیگران=صرف‌نظر شد (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Chang، P. (۲۰۰۶). «The cause of the fragile relationship between the Pacific El Niño and the Atlantic Niño». Nature. ۴۴۳ (۷۱۰۹): ۳۲۴–۳۲۸. doi:10.1038/nature05053.
{{cite journal}}: از پارامتر ناشناخته|و دیگران=صرف‌نظر شد (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Vallès-Casanova، Ignasi؛ Lee، S. -K.؛ Foltz، Gregory R.؛ Pelegrí، Josep L. (۲۰۲۰). «On the spatiotemporal diversity of Atlantic Niño and associated rainfall variability over West Africa and South America». Geophysical Research Letters. ۴۷ (۸): e۲۰۲۰GL۰۸۷۱۰۸. doi:10.1029/2020GL087108.
{{cite journal}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) نگهداری یادکرد:شماره مقاله به‌جای شماره صفحه (رده)
- اقیانوس اطلس
- اقیانوسنگاری فیزیکی
- تأثیرات منطقهای اقلیم
- دینامیک جوی
- هواشناسی حاره‌ای