Wikipedia

Fjernkopling

Fjernkopling (frå engelsk teleconnection) innan meteorologi syner til forskjellige klimamønster og anomaliar i dei atmosfæriske sirkulasjonane som påverkar kvarandre over store avstandar, typisk tusenvis av kilometer eller på planetær skala. Endringar i desse systema kan til dømes påverke plasseringa og intensiteten til jetstraumane og slik påverke temperatur, nedbørmengder, lågtrykksbanar og høgtrykksplasseringar over store område.[1]

Endringar i klimamønstra oppstår naturleg i det kaotiske atmosfæresystemet, både internt i den dynamiske atmosfæren og gjennom endringar i havoverflatetemperaturen som så påverkar atmosfæren.[1] Dei kan ofte vere hovudårsaka bak unormale vêrmønster som skjer samstundes over store avstandar. Til dømes var vinteren 1995/1996 særs kald og snørik aust i Nord-Amerika, samstundes som vinteren i Nord-Europa og Skandinavia var kald og Sør-Europa og Nord-Afrika fekk ein særs våt og stormfull vinter. Desse var alle dels knytte til det same fjernkoplingsmønsteret: ein kraftig negativ fase av den nordatlantiske oscillasjonen (NAO).[1]

Ein av dei mest kjende fjernkoplingane, og den første som vart oppdaga, er koplinga mellom lufttrykket i Tahiti og Darwin i Australia, som definerer den sørlege oscillasjonen og er med å setje i gang El Niño og La Niña-episodar. Eit anna døme er koplinga mellom vêret nær jordoverflata og stratosfæren, til dømes gjennom brå stratosfæriske oppvarmingar som påverkar polarvirvelen og kan føre til iskalde vintrar.

Historie

endre

Den britiske meteorologen Gilbert Walker var den første til å liggje merke til fjernkoplingar seint på 1800-talet då han rekna på korrelasjonen mellom tidsseriar for lufttrykk, temperatur og nedbør. Dei gjorde han i stand til å forstå klimavariabilitet ved å vise at variasjonar i nedbørmengdene ikkje var heilt tilfeldig. Omgrepet El Niño–Sørleg oscillasjon (ENSO) stadfester implisitt at fenomenet ligg til grunn for variabilitet på fleire stader samstundes. Det vart seinare oppdaga at dei tilknytte fjernkoplingane oppstod over heile Nord-Amerika gjennom endringar i PNA-mønsteret.

I 1980-åra førte betre observasjonar til at ein oppdaga fleire fjernkoplingar over større avstandar gjennom troposfæren.[2] Samstundes oppstod det ein teori om at slike mønster kunne forståast gjennom dispersjon av Rossbybølgjer på grunn av den sfæriske geometrien til jorda.[3] Dette vert stundom kalla «protomodellen».[4]

Teori

endre

Mykje av den tidlege teorien kring fjernkoplingar omhandla ein barotrop, linearisert modell av luftstraumane kring ein konstant middeltilstand. Men modellen vart etter kort tid forkasta då det vart oppdaga at dei faktiske fjernkoplingane var nesten heilt uavhengige av kvar pådriva oppstod, som var heilt motsett av det føreseiinga av denne enkle modellen gav. Simmons m.fl.[5] synte at om ein nytta ein meir realistisk bakgrunnstilstand, vart tilstanden ustabil og gav mønster som likna på kvarandre uavhengig av kvar pådriva oppstod. Dette var altså i samsvar med observasjonane. Denne «modale» eigenskapen viste seg å vere eit produkt av barotropisiteten i modellen, men ein har likevel observert dette av meir uforståelege årsaker i meir realistiske modellar.

I nyare forsking har ein vist at ein kan forstå dei fleste fjernkoplingane frå tropane til ekstratropane med stor presisjon ved hjelp av forplantning av lineære, planetære bølgjer i ein tredimensjonal grunntilstand som varierer gjennom året.[6] Fordi mønstra er persistente over tid og er noko «låste» til geografiske faktorar som fjellkjeder, vert desse bølgjene kalla stasjonære.

Ein annan fjernkoplingsmekanisme mellom dei tropiske havområda og regionar på midlare breiddegrader er sonalt symmetriske, altså symmetriske langs breiddegradslinjene og mellom halvkulene, i motsetnad til stasjonære bølgjemekanismar. Desse er avhengige av vekselverknader mellom forbigåande kvervlar og den midla luftstraumen som gjensidig forsterkar kvarandre (dei er ikkje-lineære). Det er blitt vist til å forklare somme sider ved ENSO-koplinga til temperatur[7] og nedbør.[8] Andre forskarar har indikert at det finst korrelasjonar mellom mange fjernkoplingar og lokale klimaendringar.[9]

Bruk

endre

Sidan somme av klimamønstera som inngår i fjernkoplingane kan vere føreseieleg lang tid i førevegen, kan dei til ein viss grad nyttast innan vêrvarsling, særskild for månads- og sesongvarsel.[10] Dei tropiske havoverflatetemperaturane er til dømes mogeleg å varsle opp til to år framover i tid.[11]

Klimamønster

endre

Dei fleste klimamønstra som er nemnde under har ei fjernkopling til andre klimamønster på jorda, men det kan varierer ein del i kor stor grad dei påverkar kvarandre.

Trykkmønster

endre

Den arktiske oscillasjonen (AO)

endre
 
Temperaturmønster for ein positiv fase av AO-indeksen frå desember til mars.
 
Nedbørsmønster for ein positiv fase av AO-indeksen frå desember til mars.

Den arktiske oscillasjonen syner til storskala trykkskilnader mellom dei arktiske stroka og mildare breiddegrader, kring 37–45 ºN.[12] Han vert òg kalla den nordlege ringforma modusen (Northern Annular Mode, NAM). Utrekninga av indeksen tek utgangspunkt i den første modusen av EOF-analysar av månadsmiddelet av høgda på trykkflata 1000 hPa over ein periode på minst 20 år. Når AO-indeksen er positiv, er bakketrykket lågt i Arktis. Dette gjer at jetstraumen på mildare breiddegrader bles kraftigare og i rettare linjer frå vest til aust, og held dermed den kalde, arktiske lufta låst inne i polarområda. Når AO-indeksen er negativ, er det auka tendens til å få høgtrykk i polarområda, jetstraumen vert svakare og buktar seg lettare nordover og sørover på veg austover, slik at ein får større rørsler av iskald polarluft sørover til midlare breiddegrader, og varmare luft frå sør nordover til polare strøk.» [13]

Ei rekkje liknande trykkbaserte fjernkoplingar, som den nordatlantiske oscillasjonen (NAO) eller Stillehavs-Nord-Amerika-mønsteret (PNA), kan reknast som regionale versjonar av den arktiske oscillasjonen, då prinsippet er det same, men berre for delar av den nordlege halvkula, og ikkje heile den nordlege halvkula, som AO omfattar.

Den antarktiske oscillasjonen (AAO)

endre

Den antarktiske oscillasjonen er den sørlege motparten til den arktiske oscillasjonen og syner på same vis til trykkskilnadane mellom dei antarktiske stroka og mildare breiddegrader. Han vert òg kalla den sørlege ringforma modusen (Southern Annular Mode, SAM). I motsetnad til AO-indeksen, som vert rekna ut ved hjelp av høgda til trykkflata ved 1000 hPa, nyttar ein høgda til trykkflata ved 700 hPa for å rekne ut AAO-indeksen. Dette kjem av at terrenget på Antarktis er vesentleg høgare enn Arktis og at trykket derfor aldri blir 1000 hPa over store deler av Antarktis.

AAO vert vidare skildra på liknande vis enn AO, men vert ofte definert ut frå eit vestavindsbelte eller lågtrykk som ligg kring Antarktisk og som flyttar seg nordover eller sørover etter korleis indeksen svingar.[14] I dei positive fasane vert vestavindsbeltet som driv Sørishavsstraumen sterkare og trekkjer seg saman mot Antarktis[15], medan den negative fasen involverer at dette beltet flyttar seg i retning ekvator. Vinden som er knytt til AAO skapar oppvelling av varmt djuphavsvatn langs den antarktiske kontinentalsokkelen,[16][17] som har blitt knytt til smelting av isbremmen,[18] og representerer ein mogeleg vinddriven mekanisme som kan destabilisere store delar av den antarktiske iskalotten.[19]

Den nordatlantiske oscillasjonen (NAO)

endre
For meir om dette emnet, sjå den nordatlantiske oscillasjonen.
 
Positiv NAO-indeks gjev typisk mildare og våtare vintrar i Nord-Europa, og tørre vintrar i Sør-Europa.
 
Negativ NAO-indeks gjev typisk kjøligare og tørrare vintrar i Nord-Europa og våtare vêr i Sør-Europa.

Den nordatlantiske oscillasjonen syner til skilnader i lufttrykket ved havnivå mellom lågtrykksområdet kring Island og høgtrykket kring Asorane. Svingingar i styrken mellom desse trykksystema styrer styrken og retninga på jetstraumen og dermed styrkken til lågtrykka og kva bane dei tar over Nord-Atlanteren.[20]

Den nordatlantiske oscillasjonen er nært knytt til den arktiske oscillasjonen og ofte, men ikkje alltid, vil dei ha same fase.

Vestavindsbeltet bles over Atlanteren bles fuktig luft inn over Europa. Ein positiv NAO får ein ved forsterka lågtrykk nær Island og meir solid høgtrykk nær Asorane. Dette forsterkar jetstraumen og vestavindsbeltet. Resultatet er lågtrykka gjerne går inn i Nord-Europa, som om vinteren fører til mildare og våtare vær, men om sommaren kjøligare og våtare vær.[21][22] Er NAO negativ er lågtrykket ved Island svakare, eller ein kan ha høgtrykk ved Island, medan jetstraumen og lågtrykka går mykje lenger sør, ofte inn i Sør-Europa. Nord-Europa hamnar då på den polare sida av jetstraumen og får lettare høgtrykksdominert vêr, som om vinteren tyder kaldare vêr. I høgtrykkssituasjonar i Nord-Europa om sommaren er temperaturen avhengig av kva side av Skandinavia høgtrykket ligg.

NAO har òg ein viss effekt på vêret i Nord-Amerika, særleg i austlege område. Om vinteren når NAO er positiv får ein gjerne ein sterkare sørvestleg luftstraum over austlege Nord-Amerika som hindrar arktisk luft frå å trengje sørover på kontinentet. I kombinasjon ein annan fjernkopling, El Niño, kan dette skape langt mildare vintrar, særleg i øvre Midtvesten og New England. Ein negativ NAO kan derimot lettare føre til kaldluftsutbrot og snøstormar. på vinteren.

Det austatlantiske mønsteret (EA)

endre

Det austatlantiske mønsteret er, som NAO, ein trykkbasert indeks i Nord-Atlanteren. EA-mønsteret har liknande struktur som NAO og baserer seg på trykket nord og sør i Nord-Atlanteren over heile området frå aust til vest. Anomalisenteret til EA-mønsteret er noko lenger søraust enn NAO-mønsteret, og vert derfor stundom rekna som ei søroverretta forskuving av NAO-mønsteret. Senteret på lågare breiddegradar har ei sterk tilknyting til svingingar i plasseringa og intensiteten til det subtropiske høgtrykksområdet, og dette skil EA-mønsteret frå NAO.[23]

Ein positiv EA er knytt til mildare vêr i Europa, og våtare vêr i Nord-Europa og Skandinavia og tørrare vêr i Sør-Europa, gjennom heile året og kjøligare vêr over det sørlege USA frå januar til mai og nordlege og sentrale USA frå juli til oktober.[23]

Det austatlantiske/vestrussiske mønsteret (EATL/WRUS eller EA/WR)

endre

Det austatlantiske/vestrussiske mønsteret er eit av tre trykkpåverka fjernkoplingsmønster som påverkar Eurasia gjennom året, nært knytt til forplanting av rossbybølgjer.[24] Mønsteret er òg blitt kalla Eurasia-2. Mønsteret består av fire anomalisenter. Den positive fasen er knytt til høgare trykk over Europa og Nord-Kina, og lågare trykk over det sentrale Nord-Atlanteren og det nordlege Kaspihavet.[25]

Positiv EA/WR er assosiert med temperaturar over normalen i austlege USA, Vest-Europa og Russland aust for Kaspihavet, og temperaturar lågare enn normalt over Aust-Canada, Aust-Europa aust til Uralfjella, det nordaustlege Afrika og Midtausten. Den negative fasen er assosiert med motsette temperaturanomaliar. Desse anomaliane vert i stor grad forklart av temperaturadveksjon i den lågare troposfæren. Meir nedbør enn normalt finn ein over sentrale Atlanterhavet og sentrale delar av Russland, kring 60 ºE, der ein lågtrykksanomali er dominerande. Austlege Canada og Vest-Europa, inkludert Middelhavsområdet, får gjerne tørrare vêr enn normalt.[24]

Det skandinaviske mønsteret (SCAND)

endre

Det skandinaviske mønsteret består av eit sirkulasjonsmønster over Skandinavia og svakare senter med motsett forteikn over Vest-Europa og Aust-Russland/Vest-Mongolia. Mønsteret er òg blitt kalla Eurasia 1.[26] Den positive fasen av dette mønsteret er knytt til positive høgdeanomaliar, og reflekterer stundom store blokkerande høgtrykk over Skandinavia og Vest-Russland, medan ein negativ fase av mønsteret er knytt til negative høgdeanomaliar i desse regionane.[26] Den positive fasen er assosiert med temperaturar under normalen i det sentrale Russland og Vest-Europa, i tillegg til våtare vêr enn normalt i sentrale og sørlege område av Europa, og tørre forhold i Skandinavia. Ein positiv SCAND-indeks har altså ein liknande effekt over Europa som ein negativ NAO-indeks.[26]

Polar/Eurasia-mønsteret

endre

Polar/Eurasia-mønsteret er ein trykkbasert indeks som baserer seg høgdeanomaliar i trykknivåa over arktiske strok og over Nord-Kina og Mongolia, og påverkar jetstraumen som bles over området.[27] Slik sett er indeksen ein austasiatisk variant av NAO, eller ein regional variant av AO-indeksen. I ein positiv fase er det lågare trykk i nord og høgare trykk i sør og jetstraumen vert forsterka, medan den negative fasen svekkjer jetstraumen. Ein positiv fase er assosiert med høgare temperaturar enn normalt i Aust-Sibir og kaldare enn normalt i Aust-Kina. Fasen er òg assosiert med meir nedbør enn normalt nord i polarområda nord for Skandinavia.[27]

Stundom kan Polar/Eurasia-mønsteret variere lite over lang tid. Til dømes var det ein negativ fase som dominerte frå 1955 til 1961 etterfølgd av ein lengre periodar med positiv fase frå 1964 til 1970. Liknande persistente negative og positive fasar vart observert i 1980- og 1990-åra.[27]

Det vestlege stillehavsmønsteret (WP)

endre

Det vestlege stillhavsmønsteret er ein trykkbasert indeks som minnar om NAO-indeksen. Han baserer seg på to trykkanomaliar, ein over Kamtsjatkahalvøya lengst aust i Russland og ein over eit breitt område som dekkjer deler av Søraust-Asia og vestlege delar av det subtropiske, nordlege Stillehavet. Dei to anomaliane har motsett forteikn. Mønsteret er med å påverke jetstraumen i det denne går utover Stillehavet. Mønsteret flyttar seg kraftig nordover frå vinteren til sommaren, som heng saman med at den austasiatiske jetten gjer det same. Eit tredje anomalisenter finn ein over det austlege Nord-Stillehavet og sørvestlege USA gjennom heile året.[28]

Dei positive fasane til WP-mønsteret fører gjerne til temperaturar over normalen på lågare breiddegradar vest i det nordlege Stillehavet både på vinteren og våren, og under normal temperatur over Aust-Sibir gjennom heile året. Fasen fører òg gjerne til over normal nedbør året rundt på høgare breiddegradar i det nordlege Stillehavet og under normal nedbør i sentrale delar av det nordlege Stillehavet, særskild om vinteren og våren. Det motsette er tilfelle for den negative fasen.[28]

Det austlege/nordlege stillehavsmønsteret (EP-NP)

endre

De austlege/nordlege stillehavsmønsteret (EP-NP) er eit trykkbasert klimamønster som opptrer på våren, sommaren og hausten med tre anomalisenter. Den positive fasen bestå av høgare trykk over Alaska og Vest-Canada, og lågare trykk over sentrale delar av det nordlege Stillehavet og det austlege Nord-Amerika. Sterke positive fasar av denne indeksen flyttar jetstraumen over Stillehavet sørover og forsterkar han frå Aust-Asia til den austlege delen av det nordlege Stillehavet, etterfølgd nedstraums av eit forsterka høgtrykk over det vestlege Nord-Amerika, og kraftigare lågtrykk over det austlege USA. For kraftige negative fasar er sirkulasjonsmønsteret motsett i desse regionane.[29]

Vidare fører den positive fasen til temperaturar over normalen over det austlege Nord-Stillehavet og under normalen over det sentrale, nordlege Stillehavet og det austlege Nord-Amerika. Nedbøren er typisk over normalen nord for Hawaii og under normalen over det sørvestlege Canada.[29]

Bell og Janowiak la merke til at EP-NP-indeksen var særs kraftig positiv i fleire månader før kraftige flaumar i Midtvesten i juni og juli 1993. Dei konkluderte med at dette var ei indirekte årsak til at flaumen vart så kraftig, sidan lågtrykka som kom inn frå Stillehavet var kraftigare.[30]

Stillehavs-Nord-Amerika-mønsteret (PNA)

endre

Stillehavs-Nord-Amerika-mønsteret er eit trykkbasert klimamønster som er Nord-Amerika sin versjon av den nordatlantiske oscillasjonen. På same måte som NAO varierer mønsteret med lufttrykket over eit nordleg og eit sørleg senter. Det nordlege senteret ligg sør på Aleutane i Alaska og det sørlege nær Hawaii og dei indre fjellområda av Nord-Amerika. Ved ein positiv PNA er trykket høgare i sør og lågare i nord. PNA-mønsteret er assosiert med store svingingar i styrken og plasseringa til den austasiatiske jetstraumen. Den positive fasen er assosiert med ein forsterka jetstraum og utfallsområdet der denne jetten svekkast vert flytta nærmare det vestlege USA. Den negative fasen trekkjer dette utfallsområdet vestover mot det austlege Asia, og ein får lettare blokkerande høgtrykk på høgare breiddegrader av det nordlege Stillehavet, og ein kraftig splitt i jetstraumen over det sentrale, nordlege Stillehavet.[31]

Den positive fasen av PNA fører gjerne til temperaturar over det normale i vestlege Canada og heilt vest i USA, og under normale temperaturar i sørlege og sentrale og søraustlege delar av USA. PNA har som regel liten innverknad på temperaturen i Nord-Amerika om sommaren. Nedbøren er som regel over det normale kring Alaskabukta og den positive anomalien strekkjer seg inn i det nordvestlege USA, medan det er tørrare enn normal i øvre delar av Midtvesten. Den negative fasen av PNA gjev motsette effektar.[31]

PNA er òg påverka av El Niño-Sørlege oscillasjonen (ENSO). Den positive fasen av PNA oppstår oftare under El Niño-forhold og negative fasar oftare under La Niña-episodar.[31]

Det tropiske/nordlege halvkule-mønsteret (TNH)

endre

Det tropiske/nordlege halvkule-mønsteret er eit trykkmønster som berre er dominerande frå desember til februar. I den positive fasen av TNH har ein høgare trykk enn normalt over Alaskabukta og frå Mexicogolfen og nordaustover til den vestlege Nord-Atlanteren, og lågare trykk enn normalt over det austlege Canada.[32] TNH-mønsteret reflekterer endringar på stor skala i begge område og forlengjer jetstraumen over Stillehavet austover, og endrar både på styrken og plasseringa til det klimatologiske Hudsonbukta-lågtrykket. Mønsteret styrer derfor mykje av havluftstraumen inn i Nord-Amerika, og transporten av kald, kanadisk luft sørover til det nordlege og sentrale USA.[32]

Den positive TNH-fasen er knytt til temperaturer lågare enn normalt gjennom heile det vestlege og sentrale USA, og over sentrale og austlege Canada. Ein har òg meir nedbør enn normalt i den sentrale og austlege delen av det subtropiske, nordlege Stillehavet, og under normal nedbør i det vestlege USA, Cuba, Bahamas og mykje av den sentrale Nord-Atlanteren.[32]

Den negative fasen er ofte observert i desember og januar når Stillehavet er varmare enn normalt (El Niño).[32]

Overgangsmønsteret i Stillehavet (PT)

endre

Overgangsmønsteret i Stillehavet dominerer i august og september. Den positive fasen av PT består av høgare trykk enn normalt vest for Hawaii og over det vestlege Nord-Amerika og lågare trykk enn normalt i Alaskabukta og det søraustlege USA. Ein får då gjerne over normal temperatur i vestlege område av det subtropiske, nordlege Stillehavet, den subtropiske delen av Nord-Atlanteren og gjennom det vestlege Nord-Amerika og lågare temperaturar enn normalt over det austlege USA. Av nedbør er den positive PT-fasen assosiert med meir nedbør enn normalt i det søraustlege USA og under normal nedbør nær Hawaii og over de nordlege delen av USA.[33]

Mønster i havoverflatetemperaturen

endre

Den atlantiske tripolen

endre

Den atlantiske tripolen er eit tredelt anomalimønster i havoverflatetemperaturen (SST) i Nord-Atlanteren. Tripolmønsteret har eit senter aust for Newfoundland og sør for Grønland, eit nær søraustkysten av USA og eit i det tropiske, austlege Atlanterhavet, vest for Kapp Verde. Det nordlege og sørlege senteret har som oftast same forteikn på temperaturanomalien, medan senteret i midten har motsett forteikn.[34]

Variabiliteten i dette mønsteret er representert av ein indeks som kan definerast i to metodar. Den eine er skilnaden i gjennomsnittleg SST i den nordlege boksen frå 40º til 55 ºN og 60º til 40 ºV minus den gjennomsnittlege SST i den sørlege boksen frå 25º til 35 ºN og 80º til 60 ºV. Den andre metoden er ein EOF-analyse av havoverflatetemperaturen i desse områda.[34] Ved ein negativ indeks er havoverflatetemperaturen i nord lågare enn normalt og senteret i midten er høgare enn normalt. Ein negativ indeks samsvarar med ein positiv NAO-indeks, som altså indikerer at høgtrykket ved Asorane er sterkare og lågtrykka ved Island djupare. Det motsette er tilfelle ved ein positiv tripol-indeks.[34] Sjølv om tripolmønsteret kan ha begge fasar over relativt korte tidsperiodar, som i løpet av eit år, er det ofte slik at mønsteret gjerne har same fase i periodar på fleire år om gangen. Perioden er sagt å vere omtrent 11 år.[34] Til dømes var tripolindeksen positiv gjennom det meste av 2000-åra og litt inn i 2010-åra, før han frå kring 2012-2013 har vore stort sett negativ. Dette har med å gjere at påverknaden ein negativ tripolindeks har på NAO-indeksen er sjølvforsterkande. Den auka vestavinden som den positive NAO-indeksen påverkar sirkulasjonsmønsteret i havet og forsterkar avkjølinga i den nordlege boksen.[34]

Den atlantiske multidekadiske oscillasjonen (AMO)

endre
 
Den atlantiske multidekadiske oscillasjonen (AMO) i følgje ein metode føreslått av van Oldenborgh et al. 1880-2018.[35]

Den atlantiske multidekadiske oscillasjonen er ein syklisk variasjon i havoverflatetemperaturen (SST) i Nord-Atlanteren med ein periode på fleire tiår.[36] AMO-signalet vert vanlegvis definert ut frå korleis SST-mønsteret varierer i Nord-Atlanteren, nå ein har fjerna lineære trendar. Denne avtrendinga er meint å fjerne effekten av global oppvarming som følgje av drivhusgassar frå analysen.

Sjølv om ein kan finne att syklusen i modellar og historiske observasjonar, er det noko usemje om amplituden og særleg om endringar i havoverflatetemperaturen kjem av naturlege eller menneskeskapte endringar, særleg i den tropiske Atlanteren i områda som er viktige for danning av tropiske orkanar.[37] AMO-signalet er altså knytt til endringar i orkanaktiviteten, nedbørsmønster og intensiteten til nedbøren, og endringar i fiskepopulasjonar.[38] AMO er korrelert til lufttemperaturar og nedbør over store delar av den nordlege halvkula, særleg sommarklimaet i Nord-Amerika og Europa.[39][40] Nedbørsmønster kan påverkast i det nordaustleg Brasil og Sahel i Afrika. Det er òg assosiert med kor ofte det oppstår tørke i Nord-Amerika.[41] Når AMO er i den varme fasen har desse tørkeperiodane ein tendens til å kome oftare og vare lengre. Dei to verste tørkeepisodane i USA på 1900-talet skjedde medan AMO var positiv mellom 1925 og 1965: Dust Bowl i 1930-åra og tørken i 1950-åra. Florida og den nordvestlege stillehavskysten har ein tendens til å få meir nedbør ved varm AMO.

Klimamodellar indikerer at ein varm AMO-fase forsterkar sommarnedbøren over India og Sahel og fører til fleire tropiske syklonar i Nord-Atlanteren.[42] Paleoklimatologiske studiar har stadfesta dette mønsteret med auka nedbør i varm AMO-fase og tørrare vêr i den kalde fasen over Sahel dei siste 3 000 åra.[43]

Den atlantiske meridionale modusen (AMM)

endre

Den atlantiske meridionale modusen er den dominerande kjelda til variasjonar i hav- og atmosfære-koplinga i den tropiske delen av Atlanteren. AMM påverkar nedbøren i Nordaust-Brasil og utviklinga av tropiske syklonar i Nord-Atlanteren. I den positive AMM-fasen vert den intertropiske konvergenssonen (ITCZ) forskuva nordover, slik at det vert tørke i Nordaust-Brasil. Den varmare havoverflata og mindre vertikalt vindskjer enn normalt under positiv AMM-fase har ein tendens til å forsterke utviklinga av tropiske syklonar i Atlanteren. Det motsette er tilfelle for ein negativ AMM. AMM kan variere mykje gjennom året og på dekadiske tidskalaer.[44]

Ein viktig komponent av AMM er den positive tilbakekoplingsprosessen mellom havet og atmosfæren. I den positive AMM-fasen vert havoverflata varmare enn normalt i den tropiske delen av Nord-Atlanteren og kjøligare enn normalt i den tropiske Sør-Atlanteren. Overflatetrykket svarar til desse SST-anomaliane og vert høgare enn normalt over den kalde anomalien og lågare enn normalt over den varme anomalien. Overflatevinden bles frå det kalde til det varme området og forsterkar den søraustlege passatvinden i Sør-Atlanteren og svekkjer den nordaustlege passatvinden i Nord-Atlanteren. Dette vindmønsteret skapar dermed ein positiv tilbakekoplingsprosess på den opphavlege SST-anomalien og fører til endringar i fordampingsavkjølinga av havet som vert driven av vinden.[44]

El Niño-Den sørlege oscillasjonen (ENSO)

endre
 
Aukande varmeanomaliar i havoverflatetemperaturen (SST) i det tropiske Stillehavet.

El Niño–Den sørlege oscillasjonen er ein uregelmessig, men periodisk variasjon i vind og havoverflatetemperatur i den tropiske delen av det austlege Stillehavet, som påverkar klimaet i mykje av tropane og subtropiske strøk. Den varme fasen av havoverflatetemperaturen vert kalla El Niño og den kjølige fasen La Niña. Den sørlege oscillasjonen er den tilhøyrande atmosfæriske komponenten som er kopla til temperaturendringane i havoverflata: Under El Niño er lufttrykket høgare i den tropiske, vestlege delen av Stillehavet, og under ein La Niña er lufttrykket lågare der.[45][46] Dei to periodane varer fleire månader kvar og opptrer vanlegvis med nokre få års mellomrom med varierande intensitet per periode.[47]

Dei to fasane er knytte til Walkersirkulasjonen, som vart oppdaga av Gilbert Walker tidleg på 1900-talet. Walkersirkulasjonen vert skapt av trykkgradientkrefter skapt av høgtrykksområde over det austlege Stillehavet og eit lågtrykksområde over Indonesia. Svekking eller reversering av Walkersirkulasjonen svekkjer eller eliminerer oppvelling av kaldt djuphavsvatn aust i Stillehavet, og skapar dermed ein El Niño ved at havoverflatetemperaturen vert varmare enn normalt. Ein særleg sterk Walkersirkulasjon skaper ein La Niña, som fører til lågare havoverflatetemperatur på grunn av auka oppvelling.

Mekanismane som skapar denne svinginga vert framleis forska på. Under dei meir ekstreme fasane av dette klimamønsteret kan ein få ekstreme vêrtilhøve (som flaum eller tørke) i mange område kring i verda. Utviklingsland som er avhengige av jordbruk og fiske, særleg dei kring Stillehavet, er dei som vert hardast råka. ENSO-fasane har òg påverknad på vêret i Europa. T.d. har El Niño ein tendens til å gje meir negativ NAO, og dermed oftare tørrare og kaldare vintrar i Nord-Europa, medan La Niña har ein tendens til å gjer meir positiv NAO og dermed våtare og mildare vintrar i Nord-Europa.[48]

Stratosfæren

endre

Polarkvervelen og brå stratosfærisk oppvarming

endre
 
Lågtrykksområde over Quebec, Maine og New Brunswick som del av svekking i polarkvervelen på den rekordkalde morgonen 21. januar 1985

Polarkvervelen er eit lågtrykksområde som dekkjer området kring polane på jorda frå midten av troposfæren og inn i stratosfæren. Polarkvervelen er svak til ikkje-eksisterande om sommaren og på den nordlege halvkula byrjar han å byggje seg opp i oktober når polarnatta byrjar. Temperatureskilnaden mellom polområdet og ekvator byrjar då å auke og polarkvervelen forsterkar seg til han når eit maksimum i januar. Kvervelen vert så gradvis svekt fram til han forsvinn ein gong på våren, som regel i april.

Grensa mellom den kalde, tørre luftmassen ved polen og den varmare, fuktigare luftmassen lenger sør definerer plasseringa til polarfronten. Polarfronten ligg om lag kring breiddegraden 60°. Når polarkvervelen er kraftig, bles òg jetstraumen over polarfronten sterkare, og ein får kraftigare lågtrykk, men når polarkvervelen vert svekt, bles jetstraumen svakare og buktar seg lettare, slik at ein får svakare lågtrykk og lettare høgtrykk.[49] Forskuvingar av polarkvervelen flyttar òg på polarfronten og kan dermed avgjere kva bane lågtrykka tar.

Stundom kan forskjellige vêrfenomen og straumingsmønster ved jordoverflata føre til at det vert sendt bølgjer som forplantar seg oppover i høgda. Når desse kjem opp i den tynne lufta i stratosfæren, bryt dei og energien deira vert frigjeve i form av varme. Dette fører til at temperaturen stig særs brått og ein får ein såkalla brå stratosfærisk oppvarming, der temperaturen kan auke med så mykje som 50 °C på få dagar. Dette svekkjer polarkvervelen gradvis nedover i stratosfæren til òg jetstraumen vert svekt. Det kan innimellom ta vekevis før polarkvervelen spinn opp att til normal styrke, så slike stratosfæriske oppvarmingar kan derfor føre til langvarige kuldeperiodar med blokkerande høgtrykk. Dette var til dømes tilfelle i Nord-Europa vinteren 2009/2010 og 2017/2018.[50]

Den kvasibienniale oscillasjonen (QBO)

endre

Den kvasibiennale oscillasjonen (den delvis-toårig svinginga) er ein periodisk oscillasjon i det sonale vindmønsteret i stratosfæren over ekvator. Svinginga har ein periode på litt over to år, der ein praksis har ein austleg vind det eine året og ein vestleg vind det neste. Det skiftande vindmønsteret utviklar seg i toppen av den lågare stratosfæren og forplantar seg nedover med om lag 1 km per månad før det løyser seg opp ved den tropiske tropopausen. Den nedoverretta rørsla av austavinden oppstår sjeldnare enn med vestavinden. Amplituden på den austlege fasen er om lag to gonger så stor som amplituden til den vestlege fasen. Med andre ord er austavinden om lag dobbelt så kraftig som vestavinden.

Konsekvensar av den kvasibiennale oscillasjonen er mellom anna ein sekundær sirkulasjon som blandar stratosfærisk ozon. I tillegg påverkar han monsunnedbøren og den stratosfæriske polarkvervelen på den nordlege halvkula om vinteren ved å endre kor ofte brå stratosfæriske oppvarmingar oppstår. Den austlege fasen av QBO fører gjerne til litt fleire brå stratosfæriske oppvarmingar, ein svakare jetstraum over Atlanteren og dermed kaldare vintrar i Nord-Europa og det austlege USA, medan den vestlege fasen av QBO gjerne samsvarar med mildare vintrar i desse områda og ein kraftigare Atlanterhavsjetstraum.[51] I tillegg er det blitt vist av QBO har ein effekt på kor mange tropiske orkanar ein får i Atlanteren i løpet av ein sesong[52] og det går føre seg forsking som undersøkjer ein mogeleg samanheng mellom ENSO (El Niño–Den sørlege oscillasjonen) og QBO.[53]

Andre

endre

Madden-Julian-oscillasjonen (MJO)

endre
 
Strukturen til MJO over ein periode der den forsterka nedbøren er sentrert over Det indisk havet og den dempa nedbøren er sentrert over det vestlege og sentrale Stillehavet

Madden-Julian-oscilliasjon (MJO) viser til ein variasjon i nedbørsmønsteret ein gjeven stad i tropane. Ein la merke til at nedbørsmengdene på eit punkt nær ekvator svinga periodisk der det var vått i periodar etterfølgd av ein tørrare periode. Dette kjem av eit område med forsterka regn- og torebyer som forflyttar seg langs ekvator, stort sett frå vest til aust. Ein runde rundt heile ekvator tar typisk 30-60 dagar. MJO vert gjerne vist i eit fasediagram med åtte ulike fasar. Fasane syner rett og slett til den geografiske plasseringa kring ekvator. I fase 2 og 3 er byevêrsområdet over Indiahavet, i fase 4 og 5 over det såkalla «maritime kontinentet», altså kring Indonesia, fase 6 og 7 er over vestlege område av Stillehavet, medan fase 8 og 1 dekkjer resten frå austlege Stillehavet, via Sør-Amerika og Atlanteren til Afrika. I «motfasen» er det typisk tørrare enn normalt. Styrken på MJO-systemet er definert ut frå kor mykje nedbør det gjev frå seg og vert gjerne målt med satellittar som registrerer den langbølgja utgåande strålinga frå skytoppane. Desse lågare temperaturen er i desse skytoppane, desse større utstrekning og høgare er skyene, og dermed dess kraftigare nedbør gjev dei. Dette vert synt i fasediagrammet med plasseringa i høve til sentrum av diagrammet. Desse lengre bort frå sentrum MJO er plassert, dess kraftigare er systemet. Er MJO plassert innafor einingssirkelen er systemet svakt, og nær ikkje-eksisterande om det er nær midten av diagrammet.

Det viser seg at vêrmønstra globalt ofte gjentek seg når MJO er i ein viss fase og styrke. Ein kraftig MJO gjev som regel mykje tydelegare signal enn ein svak MJO. Til dømes er typisk fase 7 til 1, og særleg fase 8, fasar som favoriserer høgtrykksvêr i Nord-Europa, medan fase 3 og 4 ofte er assosiert med lågtrykk og våtare vêr. Dette kan derimot variere noko frå årstid til årstid.[54] MJO vil ofte gå mot klokka kring fasediagrammet. Det gjer at han er noko føreseieleg, og når fasen er tydeleg nok kan dette gje ein god indikasjon på kva vêrregime ein kan vente seg. MJO påverkar òg monsunen og utviklinga tropiske syklonar.

I tillegg kan MJO òg indikere mogelege forstyrringar i stratosfæren. Til dømes er det observert ein samanheng mellom fase 2 og 3 av MJO og ei forstyrring og svekking av polarkvervelen kring 30-40 dagar seinare, og kan ofte bere bod om ein brå stratosfærisk oppvarming.[55]

Oktobersnødekket i Sibir (OCE)

endre

Utbreiinga av snødekket i Sibir eller Eurasia på hausten, og særskild oktober, kan ofte gje ein peikepinn på korleis vinteren kan utvikle seg.[56] Dette er knytt til korleis sibirhøgtrykket varierer med snødekket, og korleis dette fører til endringar i det atmosfæriske strøymingsmønsteret som igjen fører til forstyrringar av polarkvervelen i stratosfæren. Sibir vert svært kald om vinteren på grunn av den lange avstanden til havet og nærleiken til Arktis. Denne kalde, stabile lufta er tung og fører til at det oppstår eit stabilt høgtrykksområde som kvar haust utviklar seg over området og blir liggjande til utpå våren. Område som på hausten er dekt av snø bidreg til avkjølinga og når utbreiinga av snødekket aukar, breier òg sibirhøgtrykket seg utover. Dette fører til at jetstraumen og lågtrykksbanane endrar seg for å gå rundt høgtrykket, og vert slik pressa sørover mot dei store fjellkjedene i Sentral-Asia og Himalaya. Når luft strøymer over fjellkjeder vert det skapt bølgjer i atmosfæren, både nedstraums fjellkjedene, men òg oppover i høgda. Sidan lufta vert tynnare med høgda, vil desse vertikale bølgjene til slutt bryte når dei har trengd inn i stratosfæren. Dette frigjev varme, ofte mykje på ein gang, som kan medføre ein brå stratosfærisk oppvarming. Effekten av slike oppvarmingar kan gje seg utslag i stabilt, og kaldt vintervêr i t.d. Europa og Nord-Amerika. Prosessane som kan ende opp i ein kald vintertype strekkjer seg over fleire månader, så det er typisk ut i januar og februar at denne effekten kan merkast.[56]

Solsyklusen

endre

Sjølv om variasjonar i solaktiviteten på sola strengt tatt ikkje er ei fjernkopling er det ei nokså føreseieleg svinging som kan ha ein viss innverknad på vêrmønstra.[57] Svinginga varierer med ein periode på kring 11 år, der ein i 5-6 år har relativt sterk stråling frå sola, med mykje solflekkaktivitet, og ein i dei neste 5-6 åra har ein svakare stråling med lite solflekkaktivitet. Mindre energi inn i jordatmosfæren over fleire år i desse minimumsperiodane har hatt ei tendens til å gje kaldare vintrar. Vintrane i 1985-1987, 1995/1996 og 2009/2010 og desember 2010 er alle døme på strenge vintrar i Nord-Europa som har kome i desse minimumsperiodane. Maksimumsperiodane har typisk ikkje desse strenge vintrane.

Kjelder

endre
  1. ↑ 1,0 1,1 1,2 Teleconnection Introduction, National Weather Service - Climate Prediction Center 
  2. ↑ Wallace, John M.; Gutzler, David S. (1981). «Teleconnections in the Geopotential Height Field during the Northern Hemisphere Winter». Monthly Weather Review 109 (4): 784. Bibcode:1981MWRv..109..784W. doi:10.1175/1520-0493(1981)109<0784:TITGHF>2.0.CO;2. 
  3. ↑ Hoskins, Brian J.; Karoly, David J. (1981). «The Steady Linear Response of a Spherical Atmosphere to Thermal and Orographic Forcing». Journal of the Atmospheric Sciences 38 (6): 1179. Bibcode:1981JAtS...38.1179H. doi:10.1175/1520-0469(1981)038<1179:TSLROA>2.0.CO;2. 
  4. ↑ Trenberth, Kevin E.; Branstator, Grant W.; Karoly, David; Kumar, Arun; Lau, Ngar-Cheung; Ropelewski, Chester (1998). «Progress during TOGA in understanding and modeling global teleconnections associated with tropical sea surface temperatures». Journal of Geophysical Research 103 (C7): 14291–14324. Bibcode:1998JGR...10314291T. doi:10.1029/97JC01444. 
  5. ↑ Simmons, A. J.; Wallace, J. M.; Branstator, G. W. (1983). «Barotropic Wave Propagation and Instability, and Atmospheric Teleconnection Patterns». Journal of the Atmospheric Sciences 40 (6): 1363. Bibcode:1983JAtS...40.1363S. doi:10.1175/1520-0469(1983)040<1363:BWPAIA>2.0.CO;2. 
  6. ↑ Held, Isaac M.; Ting, Mingfang; Wang, Hailan (2002). «Northern Winter Stationary Waves: Theory and Modeling». Journal of Climate 15 (16): 2125. Bibcode:2002JCli...15.2125H. doi:10.1175/1520-0442(2002)015<2125:NWSWTA>2.0.CO;2. 
  7. ↑ Seager, Richard; Harnik, Nili; Kushnir, Yochanan; Robinson, Walter; Miller, Jennifer (2003). «Mechanisms of Hemispherically Symmetric Climate Variability*». Journal of Climate 16 (18): 2960. Bibcode:2003JCli...16.2960S. doi:10.1175/1520-0442(2003)016<2960:MOHSCV>2.0.CO;2. 
  8. ↑ Seager, R.; Harnik, N.; Robinson, W. A.; Kushnir, Y.; Ting, M.; Huang, H.-P.; Velez, J. (2005). «Mechanisms of ENSO-forcing of hemispherically symmetric precipitation variability». Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 131 (608): 1501. Bibcode:2005QJRMS.131.1501S. doi:10.1256/qj.04.96. 
  9. ↑ Ramadan, H. H.; Ramamurthy, A. S.; Beighley, R. E. (2011). «Inter-annual temperature and precipitation variations over the Litani Basin in response to atmospheric circulation patterns». Theoretical and Applied Climatology 108 (3–4): 563. Bibcode:2012ThApC.108..563R. doi:10.1007/s00704-011-0554-1. 
  10. ↑ IRI Seasonal Climate Forecasts
  11. ↑ Chen, Dake; Cane, Mark A.; Kaplan, Alexey; Zebiak, Stephen E.; Huang, Daji (2004). «Predictability of El Niño over the past 148 years». Nature 428 (6984): 733–6. Bibcode:2004Natur.428..733C. PMID 15085127. doi:10.1038/nature02439. 
  12. ↑ Arctic Oscillation (AO) time series, 1899 – June 2002, arkivert frå originalen 18. mai 2013, henta 4. juli 2019 
  13. ↑ Hansen, James; Reto Ruedy; Makiko Sato; Ken Lo (2009). «If It’s That Warm, How Come It’s So Damned Cold?» (PDF). Henta 17. juli 2013. 
  14. ↑ Australian Bureau of Meteorology - The Southern Annular Mode. Accessed 25/10/2013. http://www.bom.gov.au/climate/enso/history/ln-2010-12/SAM-what.shtml
  15. ↑ Thompson, David W. J.; Solomon, Susan; Kushner, Paul J.; England, Matthew H.; Grise, Kevin M.; Karoly, David J. (23. oktober 2011). «Signatures of the Antarctic ozone hole in Southern Hemisphere surface climate change». Nature Geoscience (på engelsk) 4 (11): 741–749. ISSN 1752-0894. doi:10.1038/ngeo1296. 
  16. ↑ Hayakawa, Hideaki; Shibuya, Kazuo; Aoyama, Yuichi; Nogi, Yoshifumi; Doi, Koichiro (2012). «Ocean bottom pressure variability in the Antarctic Divergence Zone off Lützow-Holm Bay, East Antarctica». Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers 60: 22–31. ISSN 0967-0637. doi:10.1016/j.dsr.2011.09.005. 
  17. ↑ Spence, Paul; Griffies, Stephen M.; England, Matthew H.; Hogg, Andrew McC.; Saenko, Oleg A.; Jourdain, Nicolas C. (12. juli 2014). «Rapid subsurface warming and circulation changes of Antarctic coastal waters by poleward shifting winds». Geophysical Research Letters (på engelsk) 41 (13): 4601–4610. ISSN 0094-8276. doi:10.1002/2014gl060613. 
  18. ↑ Greene, Chad A.; Blankenship, Donald D.; Gwyther, David E.; Silvano, Alessandro; Wijk, Esmee van (1. november 2017). «Wind causes Totten Ice Shelf melt and acceleration». Science Advances (på engelsk) 3 (11): e1701681. ISSN 2375-2548. doi:10.1126/sciadv.1701681. 
  19. ↑ Anderson, R. F.; Ali, S.; Bradtmiller, L. I.; Nielsen, S. H. H.; Fleisher, M. Q.; Anderson, B. E.; Burckle, L. H. (13. mars 2009). «Wind-Driven Upwelling in the Southern Ocean and the Deglacial Rise in Atmospheric CO2». Science (på engelsk) 323 (5920): 1443–1448. ISSN 0036-8075. PMID 19286547. doi:10.1126/science.1167441. 
  20. ↑ Hurrel, James W. (2003). The North Atlantic Oscillation: Climatic Significance and Environmental Impact. American Geophysical Union. ISBN 9780875909943. 
  21. ↑ «North Atlantic Oscillation (NAO)». NOAA. Henta 4. juli 2019. 
  22. ↑ Climate Prediction Center Internet Team (January 10, 2012). «Climate Prediction Center, North Atlantic Oscillation (NAO)». NOAA. Henta 4. juli 2019. 
  23. ↑ 23,0 23,1 Climate Prediction Center Internet Team. «East Atlantic (EA)». NOAA. Henta 4. juli 2019. 
  24. ↑ 24,0 24,1 Young-Kwon, Lim (23. oktober 2014). «The East Atlantic/West Russia (EA/WR) teleconnection in the North Atlantic: climate impact and relation to Rossby wave propagation». Climate Dynamics (på engelsk). doi:10.1007/s00382-014-2381-4. 
  25. ↑ Climate Prediction Center Internet Team. «East Atlantic/ West Russia». NOAA. Henta 4. juli 2019. 
  26. ↑ 26,0 26,1 26,2 Climate Prediction Center Internet Team. «Scandinavia (SCAND)». NOAA. Henta 4. juli 2019. 
  27. ↑ 27,0 27,1 27,2 Climate Prediction Center Internet Team. «Polar/Eurasia». NOAA. Henta 4. juli 2019. 
  28. ↑ 28,0 28,1 Climate Prediction Center Internet Team. «West Pacific (WP)». NOAA. Henta 6. juli 2019. 
  29. ↑ 29,0 29,1 Climate Prediction Center Internet Team. «East Pacific-North Pacific (EP-NP)». NOAA. Henta 6. juli 2019. 
  30. ↑ Bell, Gerald D.; Janowiak, John E. (Mai 1995). «Atmospheric Circulation Associated With the Midwest Floods of 1993». Bulletin of the American Meteorological Society 76: 681–696. ISSN 1520-0477. doi:10.1175/1520-0477(1995)076<0681. 
  31. ↑ 31,0 31,1 31,2 Climate Prediction Center Internet Team. «Pacific-North American (PNA)». NOAA. Henta 10. juli 2019. 
  32. ↑ 32,0 32,1 32,2 32,3 Climate Prediction Center Internet Team. «Tropical/Northern Hemisphere (TNH)». NOAA. Henta 10. juli 2019. 
  33. ↑ Climate Prediction Center Internet Team. «Pacfic Transition (PT)». NOAA. Henta 10. juli 2019. 
  34. ↑ 34,0 34,1 34,2 34,3 34,4 Fan, Meizhu; Schneider, Edwin K. (6. januar 2012). «Observed Decadal North Atlantic Tripole SST Variability. Part I: Weather Noise Forcing and Coupled Response». Journal of the Atmospheric Sciences 69: 35–50. ISSN 0022-4928. doi:10.1175/JAS-D-11-018.1. 
  35. ↑ van Oldenborgh, G. J.; L. A. te Raa; H. A. Dijkstra; S. Y. Philip (2009). «Frequency- or amplitude-dependent effects of the Atlantic meridional overturning on the tropical Pacific Ocean». Ocean Sci. 5 (3): 293–301. doi:10.5194/os-5-293-2009. 
  36. ↑ Gerard D. McCarthy; Ivan D. Haigh; Joël J.M. Hirschi; Jeremy P. Grist & David A. Smeed (27 May 2015). «Ocean impact on decadal Atlantic climate variability revealed by sea-level observations». Nature 521 (7553): 508–510. Bibcode:2015Natur.521..508M. PMID 26017453. doi:10.1038/nature14491. 
  37. ↑ Mingfang, Ting; Yochanan Kushnir; Richard Seager; Cuihua Li (2009). «Forced and Internal Twentieth-Century SST Trends in the North Atlantic». Journal of Climate 22 (6): 1469–1481. Bibcode:2009JCli...22.1469T. doi:10.1175/2008JCLI2561.1. 
  38. ↑ Eleanor Frajka-Williams, Claudie Beaulieu & Aurelie Duchez (2017). «Emerging negative Atlantic Multidecadal Oscillation index in spite of warm subtropics». Scientific Reports 7 (1): 11224. Bibcode:2017NatSR...711224F. PMID 28894211. doi:10.1038/s41598-017-11046-x. 
  39. ↑ Ghosh, Rohit; Müller, Wolfgang A.; Baehr, Johanna; Bader, Jürgen (28. juli 2016). «Impact of observed North Atlantic multidecadal variations to European summer climate: a linear baroclinic response to surface heating». Climate Dynamics (på engelsk) 48 (11–12): 3547. Bibcode:2017ClDy...48.3547G. ISSN 0930-7575. doi:10.1007/s00382-016-3283-4. 
  40. ↑ Zampieri, M.; Toreti, A.; Schindler, A.; Scoccimarro, E.; Gualdi, S. (April 2017). «Atlantic multi-decadal oscillation influence on weather regimes over Europe and the Mediterranean in spring and summer». Global and Planetary Change 151: 92–100. Bibcode:2017GPC...151...92Z. doi:10.1016/j.gloplacha.2016.08.014. 
  41. ↑ Trenberth, Kevin; Dennis J. Shea (2005). «Atlantic hurricanes and natural variability in 2005». Geophysical Research Letters 33 (12): L12704. Bibcode:2006GeoRL..3312704T. doi:10.1029/2006GL026894. 
  42. ↑ Zhang, R.; Delworth, T. L. (2006). «Impact of Atlantic multidecadal oscillations on India/Sahel rainfall and Atlantic hurricanes». Geophys. Res. Lett. 33 (17): L17712. Bibcode:2006GeoRL..3317712Z. doi:10.1029/2006GL026267. 
  43. ↑ Shanahan, T. M.; et al. (2009). «Atlantic Forcing of Persistent Drought in West Africa». Science 324 (5925): 377–380. Bibcode:2009Sci...324..377S. PMID 19372429. doi:10.1126/science.1166352. 
  44. ↑ 44,0 44,1 Gregory Foltz og Renellys Perez. «Atlantic Meridional Mode». NOAA - Phsyical Oceanographic Division. Henta 10. juli 2019. 
  45. ↑ Climate Prediction Center (19. desember 2005). «Frequently Asked Questions about El Niño and La Niña». National Centers for Environmental Prediction. Arkivert frå originalen 27. august 2009. Henta 14. juli 2019. 
  46. ↑ Trenberth, K.E., P.D. Jones, P. Ambenje, R. Bojariu, D. Easterling, A. Klein Tank, D. Parker, F. Rahimzadeh, J.A. Renwick, M. Rusticucci, B. Soden and P. Zhai. «Observations: Surface and Atmospheric Climate Change». I Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M. Tignor and H.L. Miller. Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge, UK: Cambridge University Press. s. 235–336. Arkivert frå originalen 24. september 2017. Henta 14. juli 2019. 
  47. ↑ «El Niño, La Niña and the Southern Oscillation». MetOffice. Henta 14. juli 2019. 
  48. ↑ Brönnimann, S. (2007). «Impact of El Niño-Southern Oscillation on European climate». Reviews of Geophysics 45 (3). doi:10.1029/2006RG000199. 
  49. ↑ Halldór Björnsson. «Global circulation». Arkivert frå originalen March 24, 2010. Henta 2. september 2016. . Veðurstofa Íslands. Henta 23. desember 2019.
  50. ↑ Michael Dukes (19. mars 2018). «Weatherwatch: sudden stratospheric warming and the Beast from the East». The Guardian. Henta 14. juli 2019. 
  51. ↑ Ebdon, R.A. (1975). «The quasi-biennial oscillation and its association with tropospheric circulation patterns». Met. Mag. 104: 282–297. 
  52. ↑ Gray, William M. (1984). «Atlantic Seasonal Hurricane Frequency. Part I: El Nino and 30mb Quasi-Biennial Oscillation Influences». Amer. Met. Soc. 112 (9): 1649–1668. Bibcode:1984MWRv..112.1649G. doi:10.1175/1520-0493(1984)112<1649:ashfpi>2.0.co;2. 
  53. ↑ Maruyama, T.; Tsuneoka, Y. (1988). «Anomalously short duration of the easterly wind phase of the QBO at 50hPa in 1987 and its relationship to an El Nino event». Journal of the American Meteorological Society 66 (4): 629–634. doi:10.2151/jmsj1965.66.4_629. 
  54. ↑ Vitart, Frederic; Molteni, Franco; Jung, Thomas (September 2010), Prediction of the Madden-Julian Oscillation and its impact on the European weather in the ECMWF monthly forecasts, ECMWF 
  55. ↑ Garfinkel, Chaim L.; Feldstein, Steven B.; Waugh, Darryn W.; Yoo, Changhyun; Lee, Sukyoung (2012). «Observed connection between stratospheric sudden warmings and the Madden-Julian Oscillation». Geophysical Research Letters 39 (18). doi:10.1029/2012GL053144. Arkivert frå originalen 23. desember 2019. Henta 23. desember 2019. 
  56. ↑ 56,0 56,1 Cohen, Judah (22. juni 2011), Eurasian Snow Cover Variability and Links with Stratosphere-Troposphere Coupling and Their Potential Use in Seasonal to Decadal Climate Predictions, NOAA 
  57. ↑ Rind, David (januar 2009), Do Variations in the Solar Cycle Affect Our Climate System?, NASA 

Bakgrunnsstoff

endre
  Commons har multimedium som gjeld: Fjernkopling
  • Glantz, M.H; Katz, Richard W; Nicholls, N (1991). Teleconnections Linking Worldwide Climate Anomalies. Cambridge: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-36475-1. 
  • Trenberth, Kevin E.; Branstator, Grant W.; Karoly, David; Kumar, Arun; Lau, Ngar-Cheung; Ropelewski, Chester (1998). «Progress during TOGA in understanding and modeling global teleconnections associated with tropical sea surface temperatures». Journal of Geophysical Research 103 (C7): 14291–14324. Bibcode:1998JGR...10314291T. doi:10.1029/97JC01444. 
Henta frå «https://nn.wikipedia.org/w/index.php?title=Fjernkopling&oldid=3496815»