北半球夏季热带印度洋大气季节内振荡的季节活动特征

北半球夏季热带印度洋大气季节内振荡的季节活动特征 齐艳军 中国气象科学研究院，北京，100081 摘 要 利用高分辨率的卫星资料和其它观测资料，对北半球夏季热带印度洋地区的大气季节内振荡(ISO)做位相合成分析，揭示并讨论了该地区ISO活动(产生、发展、传播及其周期演变过程)的季节变化特征。在春末夏初(5月份)和盛夏(6-8月份)季节，ISO对流的产生、发展和传播等活动特征不尽相同。不同季节ISO对流初始生成的位相和地理位置存在差异。从位相的演变看，ISO对流降水的发展和传播反映了ISO活动的季节变化。ISO对流异常在不同季节的活动特征反映了海表温度和低层水汽分布的季节变化。地面辐合对一个新对流异常的产生起了重要作用，海气相互作用同样也对ISO的产生起了促进作用。 关键词:热带印度洋 大气季节内振荡 活动特征 季节变化 1 引言 热带地区大气季节内振荡(ISO)，尤其是热带印度洋地区30-60天周期的季节内振荡已被众多学者广泛研究。在北半球夏季，赤道印度洋和热带西北太平洋的ISO活动及其异常分别与印度夏季风和南海夏季风有着密切联系，进而对南亚和东亚地区的天气和气候异常都有 [1-8]重大影响。 [9-10]热带大气季节内振荡(ISO)活动有明显的季节特征。早在70年代初，Madden和Julian就观测到热带大气存在45-50天周期的振荡(MJO)，并指出这种振荡具有纬向波数1的扰动及向东传播的特征。然而，以向东传播为主的MJO最初是在北半球冬季观测到的。在北半球 [11][1,2]夏季，以向东传播为主的MJO明显减弱，且在印度洋北部，大气季节内振荡向北传播， [4,6]而在西北太平洋主要向西向北传播。在北半球夏季，ISO活动除了在不同地区传播的方 [12]向不同外，在时间尺度上也有不同的振荡周期。热带印度洋ISO的振荡周期大约为35天， [13]而在西北太平洋存在准双周和20-30天周期的ISO活动。 [11][14]北半球夏季，赤道印度洋是大气季节内振荡对流最易于产生的地区之一。Wang等指出了引起印度夏季风活跃/中断的ISO对流活动异常的发生源地。在北半球夏季，ISO有 [15]明显的季节变化，在初夏印度洋季风区ISO主要向北传播;而在夏末热带西北太平洋的ISO以向西北方向传播为主，此时印度洋的ISO减弱。本文主要研究的是在北半球夏季热带印度洋地区ISO活动的季节变化特征。和以往研究不同的是，本文利用最新的TRMM(热带降雨观测卫星)和其它卫星观测资料来探讨海洋上大气季节内振荡的季节活动特征，高分辨率的卫星资料用来揭示大气季节内振荡的细微时空结构，分析研究ISO演变的动力和热力过程。 2 资料和方法 2.1 资料 近年来不断丰富和改进的高分辨率卫星资料被广泛应用于热带海洋地区天气气候的研 [14]究中。文中对1998,2003年北半球夏季的大气季节内振荡(ISOs)进行合成分析，使用 了由TRMM(Tropical Rainfall Measuring Mission)卫星/TMI(TRMM Microwave Imager)提供的降水、海表温度等要素的观测资料，TRMM卫星观测的范围是40?S - 40?N纬度之间的全球海洋区域，分辨率是0.25? x 0.25?经纬度。风场和辐合/辐散资料来自于纬向观测范围更广一些(75?S-75?N)的美国NASA/Jet Propulsion Laboratory的QuikSCAT辐射计的观测，分辨率是0.5? x 0.5?经纬度。其中TMI的降水(rain-rate)、海表温度(sst)是3天平均的逐日资料，QuikSCAT的风场资料是一天两次求平均的逐日资料。由于TMI和QuikSCAT的观测资料只能覆盖海洋地区，文中还使用了TRMM / 3B42的降水资料来弥补陆地上数据的欠缺。3B42的降水资料混合了微波和红外的观测数据。另外，欧洲中长期天气预报中心(ECMWF)的ERA-40再分析资料的各标准等压面层的比湿、温度和垂直速度等用来揭示ISO位相演变的垂直结构分布。 2.2 分析方法 为了分离大气季节内振荡(ISO)的强信号，本文采用带通滤波的方法对TMI的降水、海表温度(sst)，3B42降水和QuikSCAT的海表面风场以及辐合/辐散场、ERA-40再分析资料进行20-50天的滤波，通过分析这些要素的异常来研究北半球夏季热带印度洋地区ISO的发生、发展及其周期演变等季节活动特征。由于带通滤波后的ISO周期变化不规则，本文采用合成位相方法分析ISO的平均特征。 在降水的季节内变化最明显的热带印度洋(图1)，我们选取赤道东印度洋地区(5?S-5?N，75-100?E)的TMI平均降水的时间序列作为参考来分析研究ISO的平均特征(图1中方框是研究所选的区域)。 图2a是赤道东印度洋地区的平均日降水量和经过20-50天带通滤波的降水异常的时间序列图。从1998年到2003年，每个夏季在五月中旬到九月中旬都经历了几个活跃和中断的ISO周期。如图2a所示，从两个相邻的最大负位相选出振幅较大(?5毫米/天)的ISO活动周期，几乎所有这些选出的ISO周期都和雨带有组织的向北传播相联系(图2b)。由于这些选出的ISO循环在赤道东印度洋上不但具有显著的季节内振荡特征，而且还有组织地向北传播，所以选取它们构建合成图来描述北半球夏季大气ISO的平均特征。 图2b是对TRMM/3B42的日降水资料通过20-50天滤波、沿(75-100?E)的时间-纬向剖面图，表明在赤道东印度洋地区降水异常从5月份到8月份存在比较系统的向北传播。值得注意的是，5-8月份期间赤道东印度洋地区没有选中的相对较小振幅的ISO个例一般没有出现明显向北传播的特征，这说明在赤道东印度洋地区ISO活动的强弱预示着大尺度雨带向北传播的强度程度。 从图2a上可以明显的看出，每个ISO循环的周期没有一定的规律。每一个ISO的循环周期定义为:以其中某一个最大正位相为参考点，其前一个最小值到紧邻其后的一个最小值之间的时间间隔为一个振荡周期。对一个选中的ISO循环，选取降水异常的最大负位相为其第1位相，接着每隔八分之一周期依次选取第2、3„8位相。位相1、3、5和7分别对应着当降水异常在最小值、由负值转为正值、最大值和由正值转为负值的时间。因此，第1位相和第5位相分别代表赤道东印度洋ISO的最干和最湿位相。因为赤道东印度洋和印度之间的反位相关系，第1位相和第5位相也可以分别认为是印度季风的活跃(涝)和中断(干旱)阶段。根据以上原则，我们选出19个ISO振荡周期，这19个振荡的平均周期为41天，因此两个相邻位相的时间间隔大约为5天。由于每个循环的周期不同，所以用这19个ISO中的每个个例的连续8个位相来合成其生命周期的演变。 在合成过程中应用了t检验统计分析方法来检验其显著性水平。 3 BSISO的季节分布特征 [9,10]在北半球冬季，大气季节内振荡以30-60天向东传播的MJO为主要特征。而到了夏 [11]季，以向东传播为主的MJO明显减弱，且在印度洋北部，大气季节内振荡向北传播。 [1,2]Yasunari(1979,1980)首先指出，在北半球夏季，季节内对流和环流异常从赤道印度洋向北传播到喜马拉雅山的以南地区，并且向北传的对流与印度夏季风的活跃/中断相联系。 为了表示北半球夏季ISO活动中心的变化，我们分别计算了夏季(5月-9月)经过20-50天带通滤波的TMI降水与去掉季节循环的日降水的方差。图1是夏季20-50天的ISO降水与去除季节循环的日降水的方差百分比分布图。可以看到，夏季ISO活动中心主要分布在赤道东印度洋和热带西太平洋以及南海北部地区。而在热带印度洋的整个夏季，ISO又有明显的亚季节变化(如图3所示)。在热带印度洋地区，春末夏初(5月份)ISO的最大方差分布在赤道东印度洋以北的0-10?N范围内的北印度洋，而盛夏(6、7、8月份)平均的ISO活动在10?S-0的东南印度洋地区变化较大。初夏和盛夏，ISO活动中心的变化可能是由于海表 [15]温度和水汽分布随季节而变化引起的。为此，我们分别对5月份和6-8月份的ISO做8个位相的合成，分析ISO演变过程中的季节变化。 4 ISO活动的季节变化特征 4.1 初夏和盛夏阶段ISO的生命周期循环 为了表征北半球夏季平均大气季节内振荡(ISO)的发生、发展等演变特征，我们利用高分辨率(0.25?x 0.25?)的TRMM卫星/TMI降水和海表温度(SST)等要素来详细分析ISO一个生命周期的时空分布特征。图4和5分别是5月份(初夏)和6-8月份(盛夏)的8个位相的降水和SST异常的合成图。在5月和6-8月的合成图中，第1位相到第2位相是ISO的初始生成阶段，负降水异常基本占据了整个热带印度洋地区;第3位相到第4位相赤道印度洋降水开始增强，范围扩大，亦即ISO活动增长阶段;第5位相赤道东印度洋的降水达到最大;第6到第8位相，对流降水开始减弱并向南北两极分化，并且北支降水带缓慢演变成从阿拉伯海东部途径印度次大陆和中南半岛及其以南的海洋大陆到赤道西太平洋的西北-东南向分布，南支雨带则逐渐减弱消失。从第7到第8位相，赤道东印度洋和海洋大陆上的对流开始减弱东移，同时被抑制的对流又重新在赤道西印度洋(60-70?E)生成，降水负异常的演变形势与正异常降水非常类似。从第6位相到下一个ISO循环周期的第1位相，伴随着北印度洋和西太平洋增强的雨带向北和向东的传播，引起第8位相和下一个循环的第1位相期间印度季风的活跃，赤道印度洋ISO的生命周期继续循环下去。下面我们将简要的描述每一个位相的ISO活动特征，并讨论该位相ISO在春末夏初(5月)和盛夏(6-8月)的季节差异。 4.1.1 第1位相到第2位相(ISO的初始生成阶段) 在ISO的合成位相图中，第1位相代表赤道东印度洋的最小降水和印度季风的最大湿位相(活跃)阶段，负降水异常占据着整个热带中东印度洋地区及亚洲和澳洲之间的海洋大陆。5月份ISO对流在赤道非洲东岸以东的西印度洋生成，赤道印度洋以北的孟加拉湾东部地区有小面积降水，而6-8月份的正降水异常从20?N的阿拉伯海沿印度次大陆到中南半岛呈西北-东南向分布，降水强度比5月份大。大约5天后的第2位相，5月和6-8月份的干旱区(降水负异常)向东移动，5月份ISO对流降水的范围沿赤道向东扩展移动、强度增强，中心位于60?E左右。6-8月份的正降水距平开始在赤道西印度洋的60-70?E范围内出现，同时负降水向北移动，西北-东南向分布的雨带开始减弱，只有孟加拉湾的北部地区有降水，直至第3和第4位相该雨带消失。5月份和6-8月份的合成图显示，从第1位相到第2位相对流在赤道西印度洋生成，5月份的降水异常比6-8月份的降水异常早一个位相出现，这是因为在盛夏及夏季末，季风循环需要时间spin up， 沿着非洲海岸引起上翻流(upwelling)[16][17]，冷水抑制了赤道西印度洋深对流的生成。由于印度季风平均在6月上旬爆发，在印度半岛稳定维持的西北-东南走向的季风槽，使得6-8月份的第1位相ISO对流雨带呈西北- 东南向分布。从第1到第2位相，5月份和6-8月份的负降水异常东移，同时6-8月份的负异常向北的移动传播也较明显。 4.1.2 第3位相到第4位相 (ISO的发展阶段) 第3位相阶段，5月份的对流降水在向东移动和扩展的同时，雨带也向南向北伸展，对流中心位于赤道中印度洋。对流区域的北侧向北伸到了阿拉伯海和印度半岛之间的13?N区域，向南则到了11?S的南印度洋。第3位相6-8月份的对流异常沿5?S向东扩展，异常降水中心位于85?E附近;与5月的对流降水区域相比，6-8月的降水范围在南北方向上较小，雨带没有明显地向南向北伸展，这种ISO季节内雨带的南北向分布的差异可能是由于 [15,18]在赤道印度洋赤道对流激发的Rossby波在5月要比6-8月强的结果。从第3到第4位相，5月和6-8月的对流异常发展成一个关于赤道对称的强降水区域。第4位相，5月的对流扩展到东印度洋，但中心仍位于赤道偏南的中印度洋(约5?S，气候学意义上的赤道辐合带)。雨带的北支与南支分别到达了印度半岛南端和18?S，对流降水区域几乎覆盖了大半个印度洋海域。在6-8月的第4位相阶段，对流也继续向东扩展，强度增大。与5月的情况不同的是，6-8月的对流从第2到第4位相没有大幅度的向南北两个方向伸展，直到第4位相对流才开始有向南北两侧缓慢的雨带扩展，但雨带没有伸展到印度次大陆，南支雨带的最南端也在10?S以内。在第4位相，5月和6-8月的印度次大陆和孟加拉湾及中南半岛地区是负降水异常，即都处在干旱期。 4.1.3 第5位相 (ISO对流最大位相) 5月和6-8月的对流异常在第5位相都达到最大强度，从第4到第5位相雨带东移的同 [15]时，降水区域继续向南北两侧伸展，这和Kemball-Cook and Wang(2001，Fig6)的结论是一致的。该位相的最大降水分布在赤道东印度洋，而印度次大陆和孟加拉湾大部分地区是负降水异常区域，此时印度季风处于中断阶段。5月份的合成图显示(图4)，5月的降水区域仍比6-8月的大，强降水异常区域除在赤道东印度洋外，其西南侧中心位于10?S附近的中南印度洋也有比较强的降水。增强的对流在经过苏门答腊时明显减弱，这种减弱可能部分由于地形的阻挡作用破坏了有组织的行星边界层辐散波，另一部分原因可能是因为对流活动 [14]中强烈的日循环破坏了维持ISO所需对流能量的累积。 4.1.4 第6位相 到第8位相 (ISO对流减弱阶段) 当赤道地区的对流东移减弱时，降水区域开始向南北两极分化(第6位相)，形成一个“>”型的雨带分布。这个“>”型的雨带分布关于赤道不对称，不对称的主要原因是东风垂直切变的不对称性和SST的分布，强的东风垂直切变有利于北半球Rossby波和深对流向西传播的发展。从第6到第8位相，”>”型雨带的北支向北传播，南支逐渐减弱消失，由于对流异常的向北和向东移动，雨带呈现西北-东南向的倾斜式分布，这种分布可能是由赤道 [15,19,20]对流活动激发出的Rossby波的结果。赤道东印度洋和海洋大陆上的对流减弱东移的同时，被抑制的对流又重新在赤道西印度洋(60-70?E)生成，由此造成的降水负异常的演变形势与正异常非常类似。从第6位相到下一个循环周期的第1位相，伴随着北印度洋和热带西太平洋增强的雨带向北和向东的传播，引起第8和下一个第1位相期间印度季风的活跃，赤道印度洋ISO的生命周期继续循环下去。第6位相，当雨带开始向两极分化，随着被抑制的对流在赤道西-中印度洋的出现，5月份赤道东印度洋西南侧的强对流中心与其分离开来并有减弱趋势，直到第7和第8位相西南侧的对流区域被负降水异常所覆盖。第6到第8位相，从赤道东印度洋向北传播的ISO对流在5月比6-8月的传播速度快，在第6和第7位相，5月的ISO对流向北已经传播到孟加拉湾以北，而6-8月的ISO对流向北只到达了孟加拉湾的中部地区，孟加拉湾北部仍处于负降水异常阶段。另外，从第6到第8位相， 6-8月的对流降水强度在印度半岛以西的阿拉伯海比5月的大。 4.2 海表温度异常 图4(5月份)和图5(6-8月份)中的阴影部分是海表温度异常。在5月的ISO合成图中，从第1到第4位相，在赤道印度洋为正SST异常，但不显著。值得注意的是，第4和第5位相，正SST异常出现在赤道中印度洋的西南侧，这可能是引起该区域在第4和第5位相正降水异常的因素，随着第6到第8位相正SST距平逐渐减弱，正降水异常也减弱消失(图4)。而在6-8月份的海表温度合成图中，从第2到第5位相，正SST异常出现在对流的东北方向，正是雨带移动的方向。从图5中明显看出，伴随着正SST异常的向北移动(图5的第6到第8位相)，赤道东印度洋的对流开始向北向东移动并减弱。与5月不同的是，6-8月的正SST异常在对流增强阶段不仅维持在孟加拉湾，阿拉伯海北部也是正SST异常地区，随着位相的演变(从第5到第8位相)，正SST异常不断北移(图5);另外，阿拉伯海在该位相的地面风辐合(图7)也是造成第6和第8位相阶段6-8月的对流降水强度在阿拉伯海地区比5月大的原因。一般情况下，负(正)海温距平跟随着加强(减弱)的对流。在一个新对流活动的位相发展阶段，正SST异常有导致降水异常发展的趋势(位相2)。这种情况在6-8月的合成图中表现的更清楚(图5)。当赤道印度洋中部上空的大气处在干位相(位相7和8)，因为少云向下的太阳辐射增加，因为风速减小使得蒸发冷却下降，由此海洋热量的损失降低。这些特征共同促使10天后的第1和2位相海洋表面增暖。另一方面，在位相1和2期间的海洋表面增暖加强了进入大气边界层的能量通量，这有助于为有组织的深对流积累有效位能。另外，地表增暖产生的感热通量有使其上方的空气升温、地面气压下降的趋势。地面气压的下降加强了边界层的水汽辐合并且促使有组织的深对流发展。因此，局地海气相互作用对产生一个新的降水位相可能会有所贡献，同样对ISO的发生有促进作用。这些结论和以前 [15,21]的关于北半球夏季ISO的一些分析研究结果是一致的。 4.3 地面风异常 图6显示的是合成的ISO循环中每个位相的海表面风异常和相应的辐散场。所用的资料来自于QuikSCAT地面风资料。在20-50天的振荡活动中，强对流和地面风辐合之间有很好的对应关系，反之亦然。说明低层风辐合和对流加热之间的对应关系。 由图6看出，春末夏初和盛夏赤道地区地面纬向风显著。在5月份和6-8月份的合成图中，从第1位相到第3位相赤道印度洋地区的纬向风被东风异常所控制，这与图4、5中所示的对流异常相一致，即风场由对流减弱区域吹向对流增强区域。第5位相到第7位相赤道印度洋盛行西风异常，这和图4、5所示的对流异常区域在第5到第7位相与第1到第3位相对流分布反相有关，即风场仍由对流减弱区域流向对流增强区域。在第4和第8位相阶段风场处于转折阶段。由图4、5可看出，此时对流异常不出现如其它位相的东西向偶极分布，因此赤道附近不出现一致的向西或向东的流动。 5月份和6-8月份的合成图中，在赤道东印度洋地区的对流减弱和印度季风活跃的第1位相阶段，赤道以北产生了一个明显的伴随赤道东风异常的反气旋环流，沿赤道向西降低的风速有利于赤道西印度洋的水汽辐合(图6、7和图8、9)。与6-8月不同的是，在5月的第1位相，地面风辐合出现在赤道非洲东海岸(图6)，这可能是引起5月对流降水异常最初出现在赤道非洲东海岸并且比6-8月的对流降水早一个位相的因素之一。第2位相，地面水汽辐合在赤道印度洋的西部和中部进一步增强，该阶段增强的水汽辐合在很大程度上激发了赤道西印度洋地区的降水异常。第3位相阶段，与赤道外反气旋异常环流有关的向赤道的风汇合使得地面风辐合增强，6-8月的合成图中更明显(图7，位相3)。加强的对流活动进一步将地面水汽辐合卷入其中，因此降水量有了大幅度的增加(图4、5，位相3)。第4位相，辐合继续增强，直到第5位相赤道西风由西向东增强，此时对流达到最大。赤道东印度洋地区，在一个ISO的周期演变过程中，地面风辐合也表现出向北的传播。在赤道东印度洋对流达到最大的第5位相，5月和6-8月的对流区域以北是一个气旋式环流异常，东风异常 [15]位于对流的北侧，而西风异常则位于对流区域内及其南侧，这与Kemball-Cook等(2001) 的结论相一致。以上分析结果说明在激发和组织ISO的对流发生时地面辐合起了很重要的作用。 4.4 ISO的垂直结构 4.4.1 沿赤道地区的纬向垂直分布 为了分析ISO的垂直结构，我们给出了沿赤道地区(5?S-5?N)垂直速度和水汽(比湿)在各个位相的垂直剖面图(图8、9)。图中所用资料是欧洲中长期天气预报中心(ECMWF)的ERA-40再分析资料。从演变的位相上看，在整个赤道印度洋，水汽和垂直速度的分布表现出自西向东的缓慢移动。对应着第1位相印度季风活跃期间强降水，在赤道附近表现为大尺度的下沉运动，大尺度下沉运动产生的绝热升温非常明显，尤其是在80?E附近的赤道西印度洋中层。而在70?E以西的赤道西印度洋对流层低层的水汽显著，地面风辐合(图6、7)使得该地区水汽辐合增强，有利于对流的增强。第2、3位相60-70?E赤道西印度洋上空大气层结的不稳定，促使对流进一步发展加深。 在5月的合成图中(图8)，第1位相水汽分布在赤道非洲东岸及其以东到达60-70?E的赤道地区，5天后的第2位相，水汽向东扩展范围增大，并伴有上升运动。到第3和4位相阶段，上升运动明显增强，水汽层不断加深，对流发展旺盛，降水增强(图4)。到第5位相赤道东印度洋的对流达到最大，此时最大上升运动位于300hPa，最大水汽分布在500hPa。温度场的分布表明第5位相开始，有使赤道中东印度洋上空的大气趋于稳定的发展趋势。之后，随着对流的减弱东移(第6-8位相)，赤道西印度洋从对流层中高层到低层下沉运动不断增强并向东移动，同时干旱区的面积向东扩展，相应的地面是辐散场特征(图6，第6-8位相)。6-8月的垂直速度和水汽的垂直分布和5月有类似的分布特征，所不同的是，在第1位相，6-8月只有在60-70?E的范围内有微弱的水汽，比5月的水汽分布偏东且其强度及厚度都比5月的小得多。 4.4.2 沿赤道东印度洋的经向垂直分布 在赤道东印度洋地区(85-95E)，水汽和垂直运动的ISO垂直分布有明显地随时间(位相)缓慢向北传播的特征(图10、11)。在赤道东印度洋最小对流的第1位相，对应着300hPa以下对流层中低层的干旱区，10?N以南是大尺度的下沉运动。温度的最大异常在700hPa，最小在400hPa，大气层结表现出不稳定状态。第2位相，在赤道南侧水汽开始增加，下沉运动逐渐北移。随着水汽辐合的增强，加之赤道及其以南地区的不断增强的上升运动，水汽层次不断深厚、东扩，对流发展旺盛(第3、4位相)。到对流最大的第5位相阶段，和第1位相正好相反，300hPa以下是深厚的正湿度区，强烈的上升运动占据着10?N以南的热带地区。由温度距平的垂直分布看出，此时大气层结有处于稳定状态(对流层中层暖，下层冷)的趋势。随着位相的演变，赤道地区的水汽减弱，上升运动也减弱并不断向北移动，第7位相开始出现下沉运动，赤道地区再次进入干旱区(第8位相)，接着ISO开始下一个循环。 5月份和6-8月份的经向垂直分布有相似的特征，但也有差异。第1位相，5月份的正水汽异常最初在近地面层5?S的地方出现，该地区的水汽辐合(图6和图8)导致5月份的对流异常比6-8月份的对流早一个位相产生(图4、5)。此外，在第6-8位相，5月份的水汽分布和上升运动比6-8月份的向北传播速度快，这也表现在降水异常(对流)的向北传播(图4、5,第6-8位相)。 5 总结 初级经济法重点总结下载党员个人总结TXt高中句型全总结.doc高中句型全总结.doc理论力学知识点总结pdf 与讨论 在整个北半球夏季，赤道印度洋是ISO对流活动变化的强烈地区之一。为此，利用高分辨率的卫星资料和其它观测资料，选择该区域(5?S-5?N,75-100?E)为中心对大气季节内振荡做合成分析，描述了该地区大气季节内振荡的产生、传播及其周期演变过程等活动的普遍特征，并对其季节变化进行了讨论。首先，对TMI降水资料做带通滤波分析，将时间序 列中相对大振幅(? 5毫米/天)的ISO挑选出来做位相合成演变图。考虑到周期的不规则性，以赤道印度洋的最干位相(或印度夏季风活跃阶段)为第1位相来做8个位相的合成图。在春末夏初和盛夏阶段，分别对5月和6-8月的ISO做8个位相的合成分析，揭示ISO在初始产生和发展传播过程中的季节变化特征。合成结果显示，在北半球夏季大气ISO的对流最初在赤道西印度洋生成，随后向东传播。当向东传播到赤道中印度洋时，ISO的对流区域开始有向北和向南的经向扩展，向北传播到印度次大陆，向北的传播明显强于向南的移动。从8个合成位相的演变来看，在ISO到达成熟位相并开始减弱时，对流雨带呈现出从阿拉伯海、中南半岛到热带西太平洋的西北-东南向分布趋势。ISO对流的产生、发展和传播等特征存在差异，不同季节ISO对流初始生成的位相和地理位置不尽相同。5月份的正降水异常最初在赤道非洲东岸以东的赤道西印度洋生成，而6-8月份的正降水异常比5月份的晚一个位相出现在60-70?E的赤道西印度洋。当对流异常有组织的出现在赤道西印度洋并向东移动到赤道印度洋中部时，对流开始向北和向南扩展(位相3、4)，尤其是5月份对流异常向南和向北伸展的区域较大。与5月份的对流降水区域相比，6-8月份的降水范围在南北方向上较小，雨带没有明显地向南向北伸展，这种ISO季节内雨带的南北向分布的差异可能是由于在 [15,18]赤道印度洋的赤道对流激发出的Rossby波在5月份要比6-8月份强的结果。在赤道东印度洋的对流达到最大(位相5)，5月份的降水区域在南北向分布上仍比6-8月份的大，强降水中心除在赤道东印度洋外，其西南侧中心位于10?S附近的中南印度洋也有比较强的降水，这可能与该位相的SST分布有关。第6到第8位相，从赤道东印度洋向北传播的ISO对流在5月份比6-8月份的传播速度快，6-8月份的对流降水强度在印度半岛以西的阿拉伯海比5月份的大。由此看出，大气季节内振荡(ISO)的对流异常在不同季节的活动特征反映了海表温度和低层水汽分布的季节变化。从地面风场及辐散/辐合场特征看，地面辐合对一个新对流异常的产生起了重要作用，海气相互作用同样也对ISO的产生起了促进作用。 参考文献: 1 Yasunari, T., Cloudiness fluctuations associated with the Northern hemisphere summer monsoon. 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Sci., 2005:5 图1 1998-2003年夏季(5-9月)20-50天滤波的TMI降水与日降水的方差百分比(%) (a) (b) 图2 1998-2003年区域(75-100?E,5?S-5?N)平均的20-50天滤波(红线)和原始逐日的TMI 降水时间序列(a)以及经过(75-100?E)3B42降水的纬向-时间剖面图(b) 图3 1998-2003年20-50天滤波的TMI降水逐月(5-8月份)方差分布 图4 5月份20-50天滤波的TMI降水、SST位相演变合成图(1998-2003年).其中等值线是降雨量的异常 值超过2 mm/day的数值线，间隔为3 mm/day。阴影表示海表温度 SST超过0.1?的量值，并且通过 90,的显著检验水平。 图5 同图4， 但为6-8月份的合成图 图6 5月份20-50天滤波的QuikSCAT风场、辐合/辐散场位相演变合成图(1998-2003年). 其中，阴影 ,6-1代表辐合/辐散场(单位:10S)，并通过90,的显著检验水平。 图7 同图6， 但为6-8月份的合成图 图8 过赤道(5S-5N)地区5月份20-50天滤波的垂直速度、比湿和温度的位相演变合成图(1998-2003 -2年). 其中，箭头为垂直速度(10Pa/s)等值线为温度(K)、阴影为比湿(g/kg) 图9 同图8， 但为6-8月份的合成图 图10 过赤道东印度洋(85-95E)地区，5月份20-50天滤波的垂直速度、比湿和温度的位相演变合成图 -2(1998-2003年). 其中，箭头为垂直速度(10Pa/s)等值线为温度(K)、阴影为比湿(g/kg) 图11 同图10， 但为6-8月份的合成图