نوسانگر بازشارژ

نوسانگر بازشارژ (انگلیسی: Recharge oscillator) الگویی نظری برای نوسان جنوبی ال نینو (ENSO) است که نخستین بار در سال ۱۹۹۷ توسط جین ارائه شد[۱] و تغییرات دوره‌ای دمای سطح دریا (SST) و عمق پرده دمایی را که در بخش مرکزی اقیانوس آرام استوایی رخ می‌دهد توضیح می‌دهد. سازوکارهای فیزیکی زیربنای این نوسان، بازشارژ و تخلیهٔ دوره‌ای میانگین پهنه‌ای گنجایش گرمای اقیانوس استوایی است که ناشی از برهم‌کنش اقیانوس و جو است. برای مدل‌سازی ENSO نظریه‌های دیگری نیز پیشنهاد شده‌اند، از جمله نوسانگر تأخیری،[۲] نوسانگر اقیانوس آرام غربی[۳] و نوسانگر بازتابی-انتقالی.[۴] یک الگوی یکپارچه و سازگار نیز در سال ۲۰۰۱ توسط وانگ پیشنهاد شد[۵] که در آن الگوی نوسانگر بازشارژ به‌عنوان یک حالت خاص گنجانده شده است.

تاریخچه

نخستین تلاش‌ها برای مدل‌سازی ENSO را یاکوب بیرکنز در سال ۱۹۶۹ انجام داد[۶]؛ او دریافت که ENSO حاصل برهم‌کنش اقیانوس و جو است (بازخورد بیرکنز). در سال ۱۹۷۵ گام مهمی در فهم ENSO توسط کلاوس ویرتکی برداشته شد،[۷] که با درک اینکه انباشت آب گرم در غرب اقیانوس آرام ناشی از تقویت بادهای بسامان است، الگوی بیرکنز را بهبود بخشید و دریافت که رویداد ال نینو با جریان آب گرم به سمت شرق به شکل امواج کلوین آغاز می‌شود. اگرچه الگوی بیرکنز-ویرتکی توضیح می‌داد که چه عواملی رویدادهای ال نینو را برمی‌انگیزند، اما قادر به توضیح ماهیت چرخه‌ای کل ENSO نبود. ماهیت تکرارشوندهٔ ENSO در سال ۱۹۸۵ توسط کین و زبیاک معرفی شد،[۸] که دریافتند در پی رویداد ال نینو، عمق پرده دمایی در استوا کم‌تر از حالت عادی می‌شود. این وضعیت باعث گذار به فاز سردِ ENSO، معروف به فاز لا نینا، می‌شود. الگوی پیشنهادی کین و زبیاک نخستین الگویی بود که برهم‌کنش زوج‌شدهٔ اقیانوس-جو و سامانهٔ حافظهٔ اقیانوسی را در نظر گرفت. این دو فرض، شالودهٔ الگوی توصیف‌شده توسط جین در سال ۱۹۹۷، یعنی نوسانگر بازشارژ، هستند.[۱]

توضیح کیفی مدل

شکل، چهار فاز مختلف مدل را توصیف می‌کند. توجه داشته باشید که خط آبی ضخیم، بی‌هنجاری عمق پرده دمایی را نشان می‌دهد (نه خود پرده دمایی). نشان‌دهنده بی‌هنجاری تنش باد است.

فرایندهای فیزیکی پشت الگوی نوسانگر بازشارژ را می‌توان به چهار مرحلهٔ مختلف تقسیم کرد:

  • فاز گرم: ناهنجاری گرم مثبت در دمای سطح دریا (SST) که در بخش شرقی اقیانوس آرام قرار دارد، بی‌هنجاری‌های بادهای غربی را برمی‌انگیزد و باعث تضعیف گردش واکر می‌شود. این امر منجر به بی‌هنجاری در شیب پرده دمایی استوایی می‌شود که نسبت به وضعیت بدون اختلال، اکنون در بخش شرقی اقیانوس آرام عمیق‌تر است. بی‌هنجاری شیب پرده دمایی، ناهنجاری تنش باد و در نتیجه بی‌هنجاری SST را تقویت می‌کند و بازخورد مثبتی ایجاد می‌کند (چراکه بی‌هنجاری تنش باد نیز خود از ناهنجاری SST متأثر است). تنش باد به‌تدریج عمق پرده دمایی را در غرب اقیانوس آرام کاهش می‌دهد و به دلیل واگرایی انتقال اسوردروپ یکپارچه‌شده پهنه‌ای، به میانگین مداری منفی عمق پرده دمایی در سراسر اقیانوس آرام می‌انجامد. این تخلیهٔ گرما به‌تدریج عمق پرده دمایی را در شرق اقیانوس آرام نیز کاهش می‌دهد و در آنجا روندی رو به سرمایش برای بی‌هنجاری SST ایجاد می‌کند. این فاز، ال نینو نامیده می‌شود و معمولاً با دمای بالاتر در بخش غربی اقیانوس آرام و افزایش خطر خشکسالی و آتش‌سوزی جنگل در استرالیا همراه است.[۹]
  • فاز گذار نخست: در این فاز، بی‌هنجاری دمایی SST به صفر رسیده است؛ بنابراین، بی‌هنجاری تنش باد که ناشی از بی‌هنجاری SST بود نیز از بین می‌رود. در نتیجه، شیب پرده دمایی میان بخش‌های شرقی و غربی حوضه نیز کاهش می‌یابد، زیرا عدم‌تعادل آن ناشی از تنش باد است. در این دوره، عمق پرده دمایی در سراسر اقیانوس آرام استوایی به‌طور بی‌هنجار کم‌عمق است، زیرا گنجایش گرمایی حوضه اقیانوسی توسط انتقال سوردراپ برداشته شده است.
  • فاز سرمایش: کاهش عمق لایهٔ پرده دمایی اجازه می‌دهد آب سرد بی‌هنجار از طریق فراچاهش اقلیمی به لایهٔ سطحی شرقی پمپاژ شود، که موجب می‌شود بی‌هنجاری SST در آن بخش از اقیانوس آرام به فاز منفی برود. بی‌هنجاری SST در حوضهٔ شرقی، بادهای گردش واکر را تقویت می‌کند و شیب پرده دمایی را افزایش می‌دهد؛ در نتیجه بی‌هنجاری عمق پرده دمایی در بخش غربی اقیانوس آرام افزایش و در بخش شرقی آن کاهش می‌یابد. افزایش شیب، باعث رشد در بی‌هنجاری منفی SST می‌شود که به بازخوردی مشابه فاز گرم، اما با اثری معکوس، می‌انجامد. این فاز، لا نینا نامیده می‌شود و با تبخیر بیشتر آب‌های غرب اقیانوس آرام و بارش‌ها و سیل‌های با تکرار بیشتر در سراسر استرالیا مشخص می‌شود.[۱۰]
  • فاز گذار دوم: گردش واکرِ تقویت‌شده، تنش باد را در جهت غرب افزایش می‌دهد و ورود گرما به حوضهٔ استوایی را از طریق انتقال سوردراپ گسترش می‌دهد. این ورود گرما، میانگین عمق پرده دمایی را در سراسر اقیانوس آرام استوایی عمیق‌تر می‌کند و در نتیجه بی‌هنجاری SST کاهش می‌یابد. هنگامی که بی‌هنجاری SST به صفر می‌رسد، میانگین پهنه‌ای مثبت پرده دمایی به بی‌هنجاری مثبت SST در بخش شرقی حوضه می‌انجامد و آغاز چرخهٔ جدیدی را رقم می‌زند.

مدل‌های نوسانگر بازشارژ

مدل ایده‌آل‌سازی شده نوسانگر بازشارژ

الگوی نظری ایده‌آل‌شدهٔ بی‌بُعدی که جین در سال ۱۹۹۷ برای توضیح ENSO ارائه کرد، بر پایهٔ مدل‌سازی بخش‌های غربی و شرقی اقیانوس آرام به‌صورت دو حوضچه استوار است[۱] و در قالب دستگاهی از معادلات ریاضی بیان می‌شود که در این نوشتار از ذکر جزئیات آن صرف‌نظر می‌شود.

رویکرد مشابه دیگری نیز وجود دارد که همان بی‌هنجاری‌های اقلیمی در گردش واکر را همراه با بی‌هنجاری‌های ضخامت لایهٔ سطحی اقیانوس، اما با دیدگاهی فیزیکی‌تر، بررسی می‌کند.[۱۱] فرایندهای کلیدی این الگوی نوسانگر بازشارژ نیز اقیانوس (دینامیک، پایستگی حجم و بودجهٔ گرمایی) و جو را دربرمی‌گیرد و به الگوی زوج‌شدهٔ دیگری می‌انجامد که مکانیزم فازهای مختلف ENSO را به‌طور جامع توصیف می‌کند؛ فرضیات این الگو اندکی با الگوی پیشین تفاوت دارد. سهم اقیانوس در این الگو به‌صورت لایهٔ سطحی با گرانش کاهش‌یافته به‌روزرسانی می‌شود،[۱۱] و با اعمال پایستگی حجم می‌توان نشان داد که تنها انتقال ممکن، انتقال نصف‌النهاری است که از طریق انتقال اسوردروپِ ناشی از بی‌هنجاری تنش باد صورت می‌گیرد. سرعت باد بی‌هنجار در فضا محدود است و با فاصله‌گرفتن از استوا کاهش می‌یابد، به‌طوری که حد آن با شعاع تغییرشکل راسبی استوایی، که در استوا اندکی بیش از ۲۰۰ کیلومتر است، تعیین می‌شود. بر پایهٔ این ملاحظات و در نظر گرفتن بودجهٔ گرمایی اقیانوس، سرعت افقی جریان گرمابر متناسب با بی‌هنجاری تنش باد فرض می‌شود؛ این رابطه تا جایی معتبر است که حوضهٔ موردنظر صرفاً بادرانده در نظر گرفته شود و تحت تأثیر چرخش زمین نباشد.[۱۲]

مقایسه با اندازه‌گیری‌های واقعی

با وجود این بهبودها، الگوی یادشده همچنان ساده‌سازی‌ای از سازوکار واقعی است که در رفتار خود بسیار پیچیده‌تر است. رفتار حاصل از این الگوها در نمودار دما در برابر بی‌هنجاری عمق، شکلی بیضوی نشان می‌دهد که در داده‌های تاریخی مشاهده نمی‌شود.[۱۳] الگوی یادشده رفتاری متقارن برای دو فاز مختلف (ال نینو و لا نینا) در نظر می‌گیرد که با آنچه در واقعیت مشاهده می‌شود مطابقت ندارد.[۱۴] برای نمونه، بر پایهٔ یافته‌های مک‌فادن و همکاران (۲۰۰۰)، شارهای هوا-دریا که بازخوردی منفی بر رشد بی‌هنجاری SST هستند، در گرمایش اقیانوس طی فازهای سرد ENSO مؤثرتر از سرمایش آن در فازهای گرم عمل می‌کنند؛ همچنین ممکن است توانایی فراچاهش و آمیختگی عمودی در سرمایش سطح، از آستانه‌ای معین به بعد اشباع شود، به‌طوری‌که کم‌شدن بیشتر عمق پرده دمایی دیگر به سردشدن بیشتر SST نمی‌انجامد.[۱۴]

پیش‌بینی‌پذیری ENSO هنگامی که تأثیر اقیانوس اطلس نیز در نظر گرفته شود بهبود می‌یابد، و این پیوند ENSO با اقیانوس اطلس استوایی را می‌توان در الگوی بسط‌یافتهٔ نوسانگر بازشارژ گنجاند.[۱۵][۱۶][۱۷]

جستارهای وابسته

منابع

  1. 1 2 3 Jin, Fei-Fei (1997). "An Equatorial Ocean Recharge Paradigm for ENSO. Part I: Conceptual Model". Journal of the Atmospheric Sciences. 54 (7): 811–829. Bibcode:1997JAtS...54..811J. doi:10.1175/1520-0469(1997)054<0811:AEORPF>2.0.CO;2.
  2. ↑ Münnich, Matthias; Cane, Mark A.; Zebiak, Stephen E. (1991-05-15). "A Study of Self-excited Oscillations of the Tropical Ocean–Atmosphere System. Part II: Nonlinear Cases". Journal of the Atmospheric Sciences (in English). 48 (10): 1238–1248. Bibcode:1991JAtS...48.1238M. doi:10.1175/1520-0469(1991)048<1238:ASOSEO>2.0.CO;2. ISSN 0022-4928.
  3. ↑ Chunzai, Wang; Weiberg, Robert; Virmani, Jyotika (15 March 1999). "Western Pacific interannual variability associated with the El Niño-Southern Oscillation". Journal of Geophysical Research. 104 (C3): 5131–5149. Bibcode:1999JGR...104.5131W. doi:10.1029/1998JC900090.
  4. ↑ Picaut, Joël; Masia, François (1 August 1997). "An Advective-Reflective Conceptual Model for the Oscillatory Nature of the ENSO". Science. 277 (5326): 663–666. doi:10.1126/science.277.5326.663.
  5. ↑ Wang, Chunzai (2001-01-01). "A Unified Oscillator Model for the El Niño–Southern Oscillation". Journal of Climate (in English). 14 (1): 98–115. Bibcode:2001JCli...14...98W. doi:10.1175/1520-0442(2001)014<0098:AUOMFT>2.0.CO;2. ISSN 0894-8755. S2CID 55780373.
  6. ↑ Bjerknes, Jacob (1 March 1969). "Atmospheric Teleconnections from Equatorial Pacific". Monthly Weather Review. 93: 163–172. doi:10.1175/1520-0493(1969)097<0163:ATFTEP>2.3.CO;2.
  7. ↑ Wyrtki, Klaus (1975-10-01). "El Niño—The Dynamic Response of the Equatorial Pacific Oceanto Atmospheric Forcing". Journal of Physical Oceanography (in English). 5 (4): 572–584. Bibcode:1975JPO.....5..572W. doi:10.1175/1520-0485(1975)005<0572:ENTDRO>2.0.CO;2. ISSN 0022-3670.
  8. ↑ Cane, Mark; Zebiak, Stephen (31 May 1985). "A Theory for El Niño and the Southern Oscillation". Science. 228 (4703): 1085–1087. Bibcode:1985Sci...228.1085C. doi:10.1126/science.228.4703.1085. PMID 17737902. S2CID 31597684.
  9. ↑ "Drought and the Australia Wildfire Season | NASA Global Precipitation Measurement Mission". gpm.nasa.gov. Retrieved 2022-03-24.
  10. ↑ corri (2017-07-18). "6 Effects of La Nina - Caused - Process". DeepOceanFacts.com (in American English). Archived from the original on 22 مه 2022. Retrieved 2022-03-24.
  11. 1 2 Cushman-Roisin, Benoit (2010). Introduction to Geophysical Fluid Dynamics, Physical and Numerical Aspects (in English). Academic Press. pp. 649–657. ISBN 978-0-12-088759-0.
  12. ↑ Mathieu, Pierre-Philippe; Deleersnijder, Eric; Cushman-Roisin, Benoı̂t; Beckers, Jean-Marie; Bolding, Karsten (2002-06-01). "The role of topography in small well-mixed bays, with application to the lagoon of Mururoa". Continental Shelf Research (in English). 22 (9): 1379–1395. Bibcode:2002CSR....22.1379M. doi:10.1016/S0278-4343(02)00002-X. ISSN 0278-4343.
  13. ↑ Timmermann, Axel; An, Soon-Il; Kug, Jong-Seong; Jin, Fei-Fei; Cai, Wenju; Capotondi, Antonietta; Cobb, Kim M.; Lengaigne, Matthieu; McPhaden, Michael J.; Stuecker, Malte F.; Stein, Karl (July 2018). "El Niño–Southern Oscillation complexity". Nature (in English). 559 (7715): 535–545. Bibcode:2018Natur.559..535T. doi:10.1038/s41586-018-0252-6. hdl:10533/232170. ISSN 1476-4687. PMID 30046070. S2CID 50784105.
  14. 1 2 Mc Phaden, Michael J. (3 January 2000). "Observations of Warm Water Volume Changes in the Equatorial Pacific and Their Relationship to El Niño and La Niña". American Meteorological Society. 13 (20): 3551. Bibcode:2000JCli...13.3551M. doi:10.1175/1520-0442(2000)013<3551:OOWWVC>2.0.CO;2.
  15. ↑ Rodríguez-Fonseca, Belén; Polo, Irene; García-Serrano, Javier; Losada, Teresa; Mohino, Elsa; Mechoso, Carlos Roberto; Kucharski, Fred (2009). "Are Atlantic Niños enhancing Pacific ENSO events in recent decades?". Geophysical Research Letters (in English). 36 (20) 2009GL040048. Bibcode:2009GeoRL..3620705R. doi:10.1029/2009GL040048. ISSN 1944-8007.
  16. ↑ Keenlyside, N. S.; Ding, Hui; Latif, M. (2013). "Potential of equatorial Atlantic variability to enhance El Niño prediction". Geophysical Research Letters (in English). 40 (10): 2278–2283. Bibcode:2013GeoRL..40.2278K. doi:10.1002/grl.50362. ISSN 1944-8007.
  17. ↑ Crespo-Miguel, Rodrigo; Polo, Irene; Mechoso, Carlos R.; Rodríguez-Fonseca, Belén; Cao-García, Francisco J. (2023-01-13). "ENSO coupling to the equatorial Atlantic: Analysis with an extended improved recharge oscillator model". Frontiers in Marine Science (in English). 9 1001743. Bibcode:2023FrMaS...901743C. doi:10.3389/fmars.2022.1001743. hdl:10261/354947. ISSN 2296-7745.
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.