張凈雯 李建平 李艷杰

?

印度洋—西太平洋對(duì)流濤動(dòng)的季節(jié)內(nèi)特征

張凈雯1, 2, 3李建平1, 4李艷杰1

1中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100029;2中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京100049;3成都市氣象局，成都610072;4北京師范大學(xué)全球變化與地球系統(tǒng)科學(xué)研究院，北京1000875

本文利用30～60天帶通濾波資料，考察了不同季節(jié)印度洋—西太平洋區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)季節(jié)內(nèi)尺度變率的主要模態(tài)，發(fā)現(xiàn)在不同季節(jié)赤道東印度洋（5°S～10°N，70°E～100°E）和西北太平洋（5°N～20°N，110°E～160°E）對(duì)流活動(dòng)均存在反相變化的關(guān)系，將之稱為季節(jié)內(nèi)尺度的印度洋—西太平洋對(duì)流濤動(dòng)（Indo–West Pacific Convection Oscillation），簡(jiǎn)稱IPCO。對(duì)IPCO兩極子區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)進(jìn)行超前滯后相關(guān)分析，發(fā)現(xiàn)IPCO事件形成—發(fā)展—消亡的生命周期是由對(duì)流活動(dòng)季節(jié)內(nèi)振蕩及其傳播造成的。對(duì)流擾動(dòng)首先在赤道中西印度洋形成，隨后逐漸向東發(fā)展變強(qiáng)，在其繼續(xù)變強(qiáng)的過(guò)程中將分兩支傳播：一支由赤道印度洋向北傳播，至印度半島南部后逐漸減弱消失；另一支沿赤道繼續(xù)東傳，在海洋大陸受到抑制，快速越過(guò)海洋大陸到達(dá)赤道西太平洋后又開(kāi)始發(fā)展變強(qiáng)，隨后北傳至西北太平洋區(qū)域逐漸減弱，最終至我國(guó)長(zhǎng)江流域中下游到日本區(qū)域消失。將這一過(guò)程劃分為8個(gè)位相，詳細(xì)分析了不同位相對(duì)應(yīng)的環(huán)流場(chǎng)和降水場(chǎng)特征，最后給出了IPCO事件演化示意圖。

30～60天振蕩 低頻對(duì)流 偶極型 傳播 印度洋—西太平洋

1 引言

熱帶大氣30～60天季節(jié)內(nèi)振蕩（ISO）對(duì)熱帶乃至全球長(zhǎng)期天氣變化及短期氣候異常有重要作用，自上世紀(jì)被發(fā)現(xiàn)以來(lái)（Madden and Julian，1971，1972）對(duì)該方面的研究已成為氣候變化領(lǐng)域的一個(gè)重要前沿課題。ISO和厄爾尼諾—南方濤動(dòng)（ENSO）存在相互作用（Lau and Chan，1988；Lau and Shen，1988；李崇銀和周亞萍，1994），與亞洲夏季風(fēng)有密切關(guān)系（李汀和琚建華，2013）。夏季風(fēng)爆發(fā)前低緯地區(qū)的ISO活動(dòng)存在顯著加強(qiáng)（李崇銀等，2003；李崇銀，2004；溫之平等，2006），而對(duì)流活動(dòng)活躍年季風(fēng)爆發(fā)偏早（Kajikawa and Yasunari，2005）。熱帶ISO活動(dòng)異常對(duì)我國(guó)區(qū)域氣候（肖子牛和溫敏，1999；葛旭陽(yáng)等，2000；章麗娜等，2011；馬寧等，2011）和極端事件（Lü et al.，2012）也有重要影響。印度洋—西太平洋區(qū)域是影響我國(guó)短期氣候異常的關(guān)鍵區(qū)域，對(duì)該區(qū)域大氣季節(jié)內(nèi)振蕩的研究對(duì)于揭示我國(guó)短期氣候變化規(guī)律具有重要的科學(xué)意義。

許多學(xué)者的研究揭示了熱帶ISO活動(dòng)的一些傳播特征。在北半球的冬半年，對(duì)流擾動(dòng)主要表現(xiàn)為由熱帶印度洋持續(xù)向東的傳播，Madden and Julian（1972，1994）認(rèn)為這種東傳擾動(dòng)在到達(dá)熱帶東太平洋后將逐漸減弱消失。Lau and Chan（1985）分析得到了擾動(dòng)沿赤道印度洋—西太平洋東傳的速度為4～5 m s?1，并指出在印度尼西亞?wèn)|部和赤道中太平洋區(qū)域分別存在擾動(dòng)傳播的抑制及擾動(dòng)強(qiáng)度的增強(qiáng)。Weickmann and Khalsa（1990）選擇1981年11～12月的一次強(qiáng)ISO進(jìn)行研究，發(fā)現(xiàn)擾動(dòng)在赤道印度洋—西太平洋區(qū)域的東傳還伴隨著暖池外區(qū)域150 hPa速度勢(shì)的快速東傳。而Zhu and Wang（1993）的研究表明，東傳過(guò)程中，擾動(dòng)在赤道印度洋有所加強(qiáng)，當(dāng)快速越過(guò)海洋大陸時(shí)減弱或消失，在南太平洋輻合帶又重新發(fā)展變強(qiáng)。在北半球的夏半年，對(duì)流擾動(dòng)除存在由赤道印度洋到西太平洋的東傳外（Lau and Chan，1986；Lawrence and Webster，2002），還存在明顯的經(jīng)向傳播。Yasunari（1979，1980）指出在整個(gè)亞洲季風(fēng)區(qū)存在擾動(dòng)由赤道向北至中緯度的傳播，且擾動(dòng)的北傳在印度洋區(qū)域最為顯著，而在非洲及中太平區(qū)域有擾動(dòng)的南傳。Krishnamurti and Subramanian（1982）得到了擾動(dòng)由赤道向北傳播至喜馬拉雅山脈消失的速度為0.75度/天。Zhu and Wang（1993）將北半球夏半年的ISO活動(dòng)劃分成了西部及東部?jī)蓚€(gè)系統(tǒng)，分別為擾動(dòng)在印度季風(fēng)區(qū)向北和向東北方向的傳播（Lau and Chan，1986）及擾動(dòng)在西北太平洋—東亞季風(fēng)區(qū)向北和向西北方向的傳播（Kajikawa and Yasunari，2005）。Wanget al.（2006）給出了亞洲區(qū)域熱帶降水異常的準(zhǔn)30天振蕩演化示意圖，揭示了對(duì)流擾動(dòng)在熱帶印度洋生成，沿赤道東傳，形成一個(gè)西北—東南傾斜，最終向東北傳播至西北太平洋地區(qū)的演化過(guò)程。但在赤道以外的熱帶，尤其是副熱帶地區(qū)，存在明顯的ISO西傳（Chen et al.，1988），并發(fā)現(xiàn)即使在赤道地區(qū)，也存在ISO的西傳（Li and Wu，1990）。綜合考慮北半球夏半年及冬半年ISO的東傳，Wheeler and Hendon（2004）建立了不依賴于季節(jié)的實(shí)時(shí)多變量Madden 和Julian 振蕩（MJO）指數(shù)，用以表征ISO的東傳情況。Lau and Chan（1985，1986）利用7年的向外長(zhǎng)波輻射（OLR）逐日資料分別討論了北半球夏半年和冬半年熱帶ISO的基本特征，并在不同的季節(jié)各得到了一個(gè)反相變化的對(duì)流濤動(dòng)：夏半年，擾動(dòng)中心分別位于赤道印度洋和熱帶西太平洋；冬半年，擾動(dòng)中心分別位于海洋大陸和赤道中太平洋。Zhu and Wang（1993）也提出在熱帶印度洋—西太平洋區(qū)域存在反相變化的30～60天對(duì)流濤動(dòng)，著重強(qiáng)調(diào)了西太平洋對(duì)流擾動(dòng)中心隨季節(jié)的南北移動(dòng)[北半球夏半年，擾動(dòng)中心位于菲律賓海；北半球冬半年，擾動(dòng)中心位于南太平洋輻合帶（SPCZ）]，并將這種對(duì)流濤動(dòng)分成正、負(fù)位相分別討論了不同位相下對(duì)流活動(dòng)的基本特征。最近有研究發(fā)現(xiàn)，這種熱帶印度洋—西太平洋反相變化的對(duì)流濤動(dòng)不僅在季節(jié)內(nèi)尺度存在，在年際尺度上也有顯著信號(hào)，只是擾動(dòng)中心的位置略有差異，Li et al.（2013）將其稱為印度洋—太平洋對(duì)流濤動(dòng)（Indo–Pacific Convection Oscillation），簡(jiǎn)稱IPCO。

關(guān)于印度洋—西太平洋區(qū)域ISO的研究，前人所用的資料長(zhǎng)度都比較短，針對(duì)不同季節(jié)分別討論（Lau and Chan，1985，1986；Zhu and Wang，1993；Lee et al.，2012），時(shí)間連續(xù)性不好。已有的研究結(jié)論主要強(qiáng)調(diào)了不同季節(jié)對(duì)流濤動(dòng)的明顯區(qū)別卻忽視了不同季節(jié)對(duì)流濤動(dòng)的共同特征，所得偶極型的中心區(qū)域在夏半年和冬半年存在顯著差異，不利于全年時(shí)期內(nèi)統(tǒng)一的對(duì)流濤動(dòng)的分析研究。雖然已有學(xué)者將這種對(duì)流濤動(dòng)劃分成不同位相進(jìn)行討論（Zhu and Wang，1993），但該種位相劃分不能反映出不同位相對(duì)流擾動(dòng)隨時(shí)間的演化過(guò)程。因此，本文將選擇更長(zhǎng)時(shí)間長(zhǎng)度的資料，試圖解決如下幾個(gè)問(wèn)題：在30～60天季節(jié)內(nèi)尺度上，印度洋—西太平洋區(qū)域ISO的反相變化在不同季節(jié)是否存在某種共同特征？若存在，該對(duì)流濤動(dòng)是如何發(fā)展形成的？各要素場(chǎng)隨位相的空間演化又如何？

2 資料與方法

2.1 資料

本文是基于1979～2008年NOAA（National Oceanic and Atmospheric Administration）的對(duì)外長(zhǎng)波輻射（簡(jiǎn)稱OLR）逐日資料、NCEP/NCAR（National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research）的水平風(fēng)場(chǎng)、位勢(shì)高度、垂直速度等再分析全球逐日資料、全球候平均的CMAP（NOAA NCEP Climate Prediction Center Merged Analysis of Precipitation）降水、以及1999～2008年TRMM（Tropical Rainfall Measuring Mission）的高分辨率降水逐日資料分析研究的。其中OLR、NCEP/NCAR再分析資料以及CMAP降水資料的水平分辨率為2.5°×2.5°（緯度×經(jīng)度），TRMM降水資料的水平分辨率為0.25°×0.25°（緯度×經(jīng)度），NCEP/NCAR再分析資料的垂直分辨率為17個(gè)等壓面層。為反映擾動(dòng)場(chǎng)的發(fā)展演化，本研究所用的上述資料都去除了年循環(huán)。

2.2 方法

利用功率譜分析（Bloomfield，2004）的方法得到了熱帶印度洋—西太平洋區(qū)域（30°S～30°N，30°E～160°W）1979～2008年逐日OLR異常及逐候降水異常的振蕩周期，最大譜峰在30～60天周期（圖1，見(jiàn)文后彩圖）。利用Lanczos濾波器對(duì)各要素場(chǎng)進(jìn)行30～60天的帶通濾波，響應(yīng)函數(shù)如圖2所示，可以看到30～60天以外頻段的信號(hào)基本去除。之后，對(duì)濾波后的OLR及CMAP降水異常進(jìn)行經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解（EOF）和遙相關(guān)分析（Wallace and Gutzler，1981）得到熱帶印度洋—西太平洋區(qū)域季節(jié)內(nèi)尺度變率的主要模態(tài)。進(jìn)一步使用了超前滯后相關(guān)、單點(diǎn)相關(guān)分析以及合成分析等方法研究了對(duì)流擾動(dòng)的傳播過(guò)程及伴隨的大氣環(huán)流異常。由于文中所用資料為30～60天濾波處理后的逐日/逐候數(shù)據(jù)，有很大的自相關(guān)，因此所用相關(guān)系數(shù)的統(tǒng)計(jì)檢驗(yàn)為有效自由度的檢驗(yàn)方法（Davis，1976；Chen，1982）。

圖1 1979～2008年熱帶印度洋—西太平洋區(qū)域（30°S～30°N，30°E～160°W）（a）逐日OLR異常和（b）逐候降水異常的離散功率譜分析。圖中黑實(shí)線表示利用改進(jìn)的丹尼爾濾波器平滑后的譜線，平滑長(zhǎng)度均為75，綠虛線表示紅噪音標(biāo)準(zhǔn)譜，藍(lán)虛線和紅虛線分別表示5%和95%信度紅噪音譜

圖2 利用Lanczos濾波器進(jìn)行30～60天帶通濾波的響應(yīng)函數(shù)（權(quán)重?cái)?shù)為139）。橫坐標(biāo)表示波動(dòng)周期，縱坐標(biāo)表示通過(guò)概率

3 季節(jié)內(nèi)尺度的印度洋—西太平洋對(duì)流濤動(dòng)（IPCO）

為了考察熱帶印度洋—西太平洋區(qū)域季節(jié)內(nèi)振蕩時(shí)空變率特征，分別對(duì)北半球夏半年（5～10月）、冬半年（11～4月）濾波后的OLR異常進(jìn)行EOF和遙相關(guān)分析。夏半年，EOF第一模態(tài)（圖3a，見(jiàn)文后彩圖）主要特征為赤道印度洋和西北太平洋區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)異常的反相變化，這與前人的研究結(jié)論一致（Zhu and Wang，1993；Lee et al.，2012）。冬半年，EOF第一模態(tài)（圖3b，見(jiàn)文后彩圖）表現(xiàn)為赤道印度洋和西北太平洋—南太平洋輻合帶（SPCZ）區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)異常的反相變化。遙相關(guān)分析結(jié)果（圖4）進(jìn)一步驗(yàn)證了EOF分析結(jié)果。前人研究（Zhu and Wang，1993）只關(guān)注了冬半年赤道印度洋與SPCZ區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)異常的反相變化，忽略了同時(shí)的赤道印度洋與西北太平洋區(qū)域的對(duì)流濤動(dòng)，而這一對(duì)流濤動(dòng)在夏半年也存在。因此，綜合考慮夏半年和冬半年對(duì)流擾動(dòng)的變化特征，可得到一個(gè)不依賴于季節(jié)存在的對(duì)流濤動(dòng)偶極型，偶極中心分別位于赤道東印度洋（EEIO；5°S～10°N，70°E～100°E）和西北太平洋（WNP；5°N～20°N，110°E～160°E）。EEIO和WNP區(qū)域的OLR異常在冬、夏半年均存在顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)的絕對(duì)值可達(dá)0.3以上，通過(guò)了99%的顯著性檢驗(yàn)（圖4），即當(dāng)EEIO區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)增強(qiáng)時(shí)，WNP區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)受到抑制；當(dāng)EEIO區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)受抑制時(shí)，WNP區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)異?；钴S。表1為1979～2008年EEIO、WNP區(qū)域平均的OLR異常在不同季節(jié)的相關(guān)關(guān)系，可以看到，兩個(gè)區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)異常的反相變化在各個(gè)季節(jié)均顯著存在，將其稱作為季節(jié)內(nèi)尺度的IPCO。以上研究表明，季節(jié)內(nèi)尺度的IPCO是一個(gè)貫穿全年的偶極振蕩型，但在不同的季節(jié)，偶極振蕩的強(qiáng)度存在差異，表現(xiàn)為冬季最強(qiáng)、春季最弱，冬半年強(qiáng)而夏半年弱的季節(jié)特征，這種季節(jié)差異可能是由夏半年復(fù)雜的外源強(qiáng)迫對(duì)IPCO的削弱作用造成的，具體的影響機(jī)制有待進(jìn)一步分析研究。后面對(duì)IPCO的研究，將不再分季節(jié)討論，都是基于全年時(shí)間序列來(lái)進(jìn)行的。此外，遙相關(guān)分析還得到了在夏半年存在的馬來(lái)西亞—西北太平洋（MY–WNP）偶極型和冬半年存在的赤道印度洋—赤道西太平洋（EIO–EWP）偶極型。圖5為1979～2008年逐候降水異常的遙相關(guān)分析。由圖可知，在印度洋—西太平洋區(qū)域降水場(chǎng)上也存在一個(gè)不依賴于季節(jié)的偶極型，中心區(qū)域分別為EEIO和WNP，與OLR場(chǎng)所得結(jié)論一致。

表1 1979～2008年不同季節(jié)IEEIO和IWNP相關(guān)關(guān)系

***表示通過(guò)了99%的顯著性檢驗(yàn)。

圖3 1979～2008年北半球（a）夏半年、（b）冬半年30～60天濾波的逐日OLR異常的EOF第一模態(tài)空間型

圖5 1979～2008年30～60天濾波的逐候降水異常的遙相關(guān)分析，圖中陰影表示相關(guān)系數(shù)小于―0.3的強(qiáng)負(fù)相關(guān)區(qū)域，紅色矩形分別表示赤道東印度洋EEIO和西北太平洋WNP區(qū)域

4 印度洋—西太平洋30～60天對(duì)流振蕩的傳播特征

為了考察IPCO兩中心區(qū)域?qū)α鲾_動(dòng)的關(guān)系，對(duì)EEIO和WNP區(qū)域平均的30～60天濾波的OLR異常的標(biāo)準(zhǔn)化序列（記為EEIO和WNP）做超前滯后相關(guān)分析（圖6）。EEIO區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)超前WNP區(qū)域17天有最大正相關(guān)，相關(guān)系數(shù)為0.37，通過(guò)了99%的顯著性檢驗(yàn)，表明WNP區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)與前期EEIO區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)有關(guān)。隨著滯后時(shí)間的縮短，WNP區(qū)域?qū)α鲾_動(dòng)與相應(yīng)時(shí)期的EEIO區(qū)域?qū)α鲾_動(dòng)的關(guān)系由正相關(guān)轉(zhuǎn)變?yōu)樨?fù)相關(guān)，至同期時(shí)，相關(guān)系數(shù)達(dá)―0.3左右，而最大負(fù)相關(guān)出現(xiàn)在EEIO區(qū)域?qū)α鲾_動(dòng)滯后WNP區(qū)域擾動(dòng)約5天時(shí)，相關(guān)系數(shù)為―0.40，通過(guò)了99%的顯著性檢驗(yàn)，表明兩中心區(qū)域?qū)α鲾_動(dòng)并非在同期達(dá)到最大反相變化，存在明顯的超前滯后關(guān)系，這與Lau and Chan（1985，1986）所得兩中心區(qū)域?qū)α鲾_動(dòng)無(wú)明顯超前滯后關(guān)系的結(jié)論有所差異。分別對(duì)夏半年和冬半年序列做上述分析（圖略），同樣可得兩區(qū)域?qū)α鲾_動(dòng)存在與全年一致超前滯后關(guān)系。

圖6 1979～2008年EEIO和WNP區(qū)域平均的30～60天濾波的OLR異常IEEIO和IWNP的超前滯后相關(guān)關(guān)系（LAG為滯后時(shí)間，LAG＜0時(shí)，IEEIO超前IWNP；LAG＞0時(shí)，IWNP超前IEEIO）

為進(jìn)一步考察EEIO和WNP區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)的超前滯后關(guān)系，以WNP為參考，選取滯后時(shí)間LAG為―10～30天，每隔5天做OLR異常場(chǎng)和參考序列的相關(guān)分析。由圖7可見(jiàn)對(duì)流擾動(dòng)在赤道中西印度洋區(qū)域產(chǎn)生（LAG=―5），隨之向北向東擴(kuò)展（LAG=0、5），形成一定強(qiáng)度和范圍，與WNP區(qū)域的反相信號(hào)構(gòu)成IPCO。LAG=10天時(shí)，正相關(guān)區(qū)域進(jìn)一步減小，負(fù)相關(guān)中心位于印度半島南部，負(fù)相關(guān)區(qū)域向東南方向延伸到海洋大陸地區(qū)。5天后負(fù)相關(guān)中心轉(zhuǎn)移到海洋大陸以東的赤道西太平洋地區(qū)，同時(shí)在赤道印度洋出現(xiàn)正相關(guān)。之后負(fù)值中心向北移到菲律賓群島附近的西北太平洋區(qū)域，而正值中心增強(qiáng)，范圍擴(kuò)展至整個(gè)赤道印度洋（LAG=20、25），IPCO位相發(fā)生轉(zhuǎn)變，形態(tài)清晰可見(jiàn)。滯后時(shí)間為10～25天的情況與―10～5天有相似的空間分布型，只是符號(hào)相反，表明在一次對(duì)流異常發(fā)生半個(gè)周期后，有符號(hào)相反的對(duì)流異常開(kāi)始產(chǎn)生。這一位相差有利于IPCO的形成。由以上分析可見(jiàn)，LAG為―10到30天的過(guò)程可以描述對(duì)流異常產(chǎn)生—發(fā)展—傳播—消亡的過(guò)程，進(jìn)而描繪出了IPCO形成和位相轉(zhuǎn)變的途徑。此外，自我國(guó)長(zhǎng)江流域中下游向東到日本地區(qū)有異常信號(hào)伴隨IPCO出現(xiàn)（LAG=0、5、20、25），這實(shí)際是季節(jié)內(nèi)尺度的亞印太（IAP）遙相關(guān)型（李建平等，2011）在OLR場(chǎng)的反映。

為了更直觀地表現(xiàn)季節(jié)內(nèi)尺度赤道中西印度洋區(qū)域?qū)α鲾_動(dòng)的傳播特征，沿圖7中紅色和綠色實(shí)線所示路徑，做WNP和OLR異常場(chǎng)超前—滯后相關(guān)系數(shù)的經(jīng)緯度—時(shí)間剖面圖（圖8）。由圖8a清楚可見(jiàn)，對(duì)流擾動(dòng)由赤道印度洋向北至印度半島的傳播，速度約為2 m s?1。圖8b則表現(xiàn)出了赤道印度洋對(duì)流擾動(dòng)向東向北至西北太平洋的傳播。擾動(dòng)由赤道印度洋先東傳到海洋大陸，速度約為6 m s?1，之后快速傳播至赤道西太平洋，速度約為10 m s?1，再以1.5 m s?1的速度北傳至西北太平洋。

圖7 IWNP與30～60天濾波的OLR異常場(chǎng)的超前滯后相關(guān)圖，滯后關(guān)系同圖6。粗實(shí)線所包圍的區(qū)域?yàn)橄嚓P(guān)系數(shù)小于―0.22的顯著負(fù)相關(guān)區(qū)，陰影表示通過(guò)了0.01顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域。LAG=0圖中紅色實(shí)線和綠色實(shí)線分別表示沿（2.5°N，75°E）至（20°N，75°E）和（2.5°N，60°E）經(jīng)（2.5°N，135°E）至（30°N，135°E）的傳播路徑

5 IPCO事件的定義及其位相劃分

Li et al.（2013）研究的IPCO是北半球夏季的一個(gè)準(zhǔn)定常模態(tài)，通過(guò)本文研究表明，季節(jié)內(nèi)尺度上，IPCO的形成及位相轉(zhuǎn)變是由ISO及其從一極傳播至另一極造成。為了更深入的研究，這里定義對(duì)流擾動(dòng)異常由赤道中西印度洋產(chǎn)生，而后東傳北傳到達(dá)西北太平洋減弱消失的過(guò)程為一次IPCO事件。描述IPCO事件的指數(shù)（IPCO）可定義為EEIO與WNP之差，即：

IPCO=EEIO?WNP. （1）

IPCO隨時(shí)間由零值逐漸減小到極小值，然后又逐漸增大到零值，再至極大值后又逐漸回到零值的過(guò)程，表征了一次IPCO事件。其中，負(fù)的IPCO表示IPCO負(fù)位相，此時(shí)EEIO區(qū)域的對(duì)流加強(qiáng)，WNP區(qū)域的對(duì)流受到抑制；正的IPCO表示IPCO正位相，此時(shí)EEIO區(qū)域的對(duì)流受到抑制，WNP區(qū)域的對(duì)流有所發(fā)展。根據(jù)IPCO極值的大小，可將IPCO事件分成強(qiáng)、中、弱三類。IPCO的極值（包括極大值和極小值）絕對(duì)值大于等于3的事件為強(qiáng)IPCO事件，絕對(duì)值在1～3之間的為中等強(qiáng)度事件，絕對(duì)值小于等于1的為弱事件。根據(jù)上述定義，1979～2008年共發(fā)生了154次IPCO事件，其中強(qiáng)事件26次，中等強(qiáng)度事件120次，弱事件8次，占總事件比例分別為17%、78%、5%。對(duì)IPCO事件分強(qiáng)度進(jìn)行合成分析，可以發(fā)現(xiàn)強(qiáng)、中事件表征出來(lái)的IPCO過(guò)程一致，唯有強(qiáng)度存在顯著差異，弱事件由于強(qiáng)度太弱，表征出來(lái)的IPCO過(guò)程并不顯著，但由于弱事件占總事件的比例僅5%，故可選擇強(qiáng)事件進(jìn)行合成以更清晰地刻畫(huà)IPCO事件的過(guò)程。

IPCO事件是對(duì)流擾動(dòng)從發(fā)生發(fā)展到消亡的演變過(guò)程，我們將這個(gè)過(guò)程劃分為8個(gè)位相，詳細(xì)分析不同位相對(duì)應(yīng)的IPCO狀態(tài)和相應(yīng)的環(huán)流特征。8個(gè)位相分別記為P1到P8，其劃分規(guī)則如圖9示。P1表示IPCO負(fù)位相形成的初始階段，此時(shí)EEIO（WNP）區(qū)域開(kāi)始有對(duì)流擾動(dòng)正異常（負(fù)異常）的發(fā)展。P2階段，IPCO負(fù)位相逐漸發(fā)展變強(qiáng)至最強(qiáng)，此時(shí)EEIO（WNP）區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)正異常（負(fù)異常）逐漸發(fā)展至最大。P3階段，IPCO負(fù)位相由最強(qiáng)開(kāi)始減弱，此時(shí)EEIO（WNP）區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)正異常（負(fù)異常）由最大開(kāi)始逐漸減小。P4階段，負(fù)位相繼續(xù)減弱至消失，此時(shí)EEIO（WNP）區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)正異常（負(fù)異常）逐漸減小到0。P5階段，IPCO正位相開(kāi)始發(fā)展，此時(shí)EEIO（WNP）區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常（正異常）開(kāi)始產(chǎn)生。P6階段，正位相逐漸發(fā)展至最強(qiáng)，此時(shí)EEIO（WNP）區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常（正異常）逐漸發(fā)展至最大。P7階段，正位相由最強(qiáng)開(kāi)始減弱，此時(shí)EEIO（WNP）區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常（正異常）由最大開(kāi)始減小。P8階段，正位相繼續(xù)減弱至消失，此時(shí)EEIO（WNP）區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常（正異常）逐漸減小到0。其中P8到P1為正位相向負(fù)位相的轉(zhuǎn)換時(shí)期，P4和P5為負(fù)位相向正位相的轉(zhuǎn)換時(shí)期。P1到P8能 很好的反應(yīng)出IPCO事件隨時(shí)間的演變過(guò)程。

圖8 沿（a）路徑（2.5°N，75°E）至（20°N，75°E）和（b）路徑（2.5°N，60°E）經(jīng)（2.5°N，135°E）至（30°N，135°E）的IWNP 和30～60天濾波的OLR異常序列的超前滯后單點(diǎn)相關(guān)系數(shù)的經(jīng)緯度—時(shí)間剖面

圖9 IPCO事件的指數(shù)（IIPCO）隨時(shí)間的變化曲線。圖中紅實(shí)線表示IPCO八個(gè)位相的劃分界限，P1到P8分別表示IPCO的8個(gè)位相

6 IPCO不同位相對(duì)應(yīng)的環(huán)流特征

圖10為利用1979～2008年26次強(qiáng)IPCO事件的資料合成的8個(gè)位相對(duì)應(yīng)的OLR異常、850 hPa水平環(huán)流異常，500 hPa垂直速度異常的空間分布及利用1999～2008年10次強(qiáng)IPCO事件的TRMM高分辨率降水資料合成的8個(gè)位相對(duì)應(yīng)的降水異?？臻g分布。圖中黃色等值線所包圍的區(qū)域分別為OLR負(fù)異常小于―6 W m?2、500 hPa垂直速度負(fù)異常小于―0.008 Pa s?1以及降水正異常大于2 mm d?1的區(qū)域，可用于表示顯著的對(duì)流上升運(yùn)動(dòng)，該區(qū)域的位置及范圍隨位相的演化可以很好的反映出對(duì)流擾動(dòng)的傳播情況：對(duì)流擾動(dòng)由赤道中西印度洋產(chǎn)生（Wang and Rui，1990）（P8、P1），隨后向北向東發(fā)展（P2、P3），北傳支在到達(dá)印度半島南部后逐漸減弱消失，東傳支在到達(dá)赤道西太平洋后轉(zhuǎn)而向北傳播（P4到P6），到達(dá)西北太平洋區(qū)域開(kāi)始減弱（P7、P8），至我國(guó)長(zhǎng)江中下游向東到日本地區(qū)消失（P1到P4）。在第5部分我們已經(jīng)指出，P1到P8可用于表征IPCO發(fā)展的不同階段，那么，下面我們將給出IPCO不同發(fā)展階段環(huán)流及降水的空間分布特征。IPCO負(fù)位相形成的初始時(shí)期（P1），對(duì)流擾動(dòng)正異常在赤道中西印度洋區(qū)域產(chǎn)生，該區(qū)域在水平環(huán)流場(chǎng)上有偏東風(fēng)異常，且北側(cè)的偏東風(fēng)強(qiáng)于南側(cè)，存在氣旋性環(huán)流切變，而在垂直方向上有異常的對(duì)流上升，這就有利于該區(qū)域降水正異常的產(chǎn)生，與此同時(shí)，印度半島南部和赤道西太平洋區(qū)域存在對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常，兩區(qū)域均伴隨有反氣旋性環(huán)流異常及垂直下沉運(yùn)動(dòng)，這就使得該區(qū)域的降水偏少。IPCO負(fù)位相發(fā)展變強(qiáng)至最強(qiáng)階段（P2），赤道印度洋的對(duì)流擾動(dòng)正異常范圍東擴(kuò)北擴(kuò)至赤道東印度洋，強(qiáng)度變強(qiáng)，形成了北側(cè)為偏東風(fēng)、南側(cè)為偏西風(fēng)的氣旋性環(huán)流異常，再配合該區(qū)域的垂直上升氣流，形成了赤道東印度洋的降水正異常，而此時(shí)印度半島南部的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常開(kāi)始減弱，區(qū)域范圍縮小，該區(qū)域反氣旋性環(huán)流異常減弱，垂直下沉氣流減弱，降水負(fù)異常范圍變小，赤道西太平洋區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常北傳至西北太平洋區(qū)域，強(qiáng)度有所增加，反氣旋性環(huán)流異常及垂直下沉氣流加強(qiáng)，降水進(jìn)一步減少。IPCO負(fù)位相由最強(qiáng)開(kāi)始減弱的階段（P3），赤道東印度洋的對(duì)流擾動(dòng)正異常繼續(xù)向東向北發(fā)展，向北延伸至印度半島南部，向東延伸至海洋大陸以西，原來(lái)的氣旋性環(huán)流異常一分為二，中心分別位于印度半島以南的印度洋海域及赤道東印度洋，再配合兩中心氣流的垂直上升異常，降水正異常形成，印度半島南部的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常繼續(xù)減弱，區(qū)域范圍進(jìn)一步縮小，該區(qū)域反氣旋性環(huán)流異常及垂直下沉氣流開(kāi)始瓦解，降水負(fù)異常范圍進(jìn)一步變小，西北太平洋區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常強(qiáng)度變?nèi)?、范圍縮小，對(duì)應(yīng)的反氣旋性環(huán)流異常及垂直下沉氣流減弱，降水負(fù)異常減小。IPCO負(fù)位相繼續(xù)減弱至消失階段（P4），對(duì)流擾動(dòng)正異常中心北傳至印度半島南部，區(qū)域范圍向東南方向延伸至海洋大陸地區(qū)，擾動(dòng)中心存在氣旋性環(huán)流異常及垂直上升運(yùn)動(dòng)，有利于形成由印度半島南部向東南延伸至海洋大陸的降水帶，印度半島南部的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常徹底消失，西北太平洋區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常緯向范圍向西收縮、強(qiáng)度繼續(xù)減弱，對(duì)應(yīng)的反氣旋性環(huán)流異常及垂直下沉氣流繼續(xù)減弱，降水負(fù)異常減弱。IPCO正位相發(fā)展階段（P5），赤道中印度洋有負(fù)的對(duì)流擾動(dòng)異常產(chǎn)生，該區(qū)域存在西風(fēng)異常，且北側(cè)強(qiáng)于南側(cè)，形成了反氣旋環(huán)流切變，再配合垂直方向上的下沉氣流，使得該區(qū)域產(chǎn)生降水負(fù)異常，此時(shí)對(duì)流擾動(dòng)正異常中心東傳至赤道西太平洋，區(qū)域范圍向西北延伸至印度半島南部，印度半島南部及赤道西太平洋區(qū)域的氣旋性環(huán)流異常與垂直上升氣流相對(duì)應(yīng)，有利于該區(qū)域降水的增強(qiáng)。IPCO正位相逐漸發(fā)展至最強(qiáng)階段（P6），赤道印度洋的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常范圍東擴(kuò)北擴(kuò)至赤道東印度洋、強(qiáng)度變強(qiáng)，形成了北側(cè)為偏西風(fēng)、南側(cè)為偏東風(fēng)的反氣旋性環(huán)流異常，再配合該區(qū)域的垂直下沉氣流，形成了赤道東印度洋負(fù)的降水異常，印度半島南部的對(duì)流擾動(dòng)正異常開(kāi)始減弱，區(qū)域范圍縮小，該區(qū)域氣旋性環(huán)流異常減弱，垂直上升氣流減弱，降水正異常范圍變小，赤道西太平洋區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)正異常北傳至西北太平洋區(qū)域，強(qiáng)度有所增加，氣旋性環(huán)流異常及垂直上升氣流加強(qiáng)，降水增多。IPCO正位相由最強(qiáng)開(kāi)始減弱的階段（P7），赤道東印度洋的對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常繼續(xù)向東向北發(fā)展，向北延伸至印度半島南部，向東延伸至海洋大陸以西，原來(lái)的反氣旋性環(huán)流異常一分為二，中心分別位于印度半島以南的印度洋海域及赤道東印度洋，再配合兩中心氣流的垂直下沉異常，降水負(fù)異常形成，印度半島南部的對(duì)流擾動(dòng)正異常繼續(xù)減弱，區(qū)域范圍進(jìn)一步縮小，該區(qū)域氣旋性環(huán)流異常及垂直上升氣流開(kāi)始瓦解，降水負(fù)異常范圍進(jìn)一步變小，西北太平洋區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)正異常強(qiáng)度變?nèi)?、范圍縮小，對(duì)應(yīng)的氣旋性環(huán)流異常及垂直上升氣流減弱，降水負(fù)異常減小。IPCO正位相繼續(xù)減弱至消失階段（P8），對(duì)流擾動(dòng)負(fù)異常中心北傳至印度半島南部，區(qū)域范圍向東南方向延伸至海洋大陸地區(qū)，擾動(dòng)中心存在反氣旋性環(huán)流異常及垂直下沉運(yùn)動(dòng)，有利于形成由印度半島南部向東南延伸至海洋大陸的降水負(fù)異常帶，印度半島南部的對(duì)流擾動(dòng)正異常徹底消失，西北太平洋區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)正異常緯向范圍向西收縮、強(qiáng)度繼續(xù)減弱，對(duì)應(yīng)的氣旋性環(huán)流異常及垂直下沉氣流繼續(xù)減弱，降水正異常減弱。從圖上可見(jiàn)，P5到P8的情況與P1到P4有相似的空間分布型，這就表明對(duì)流擾動(dòng)正、負(fù)異常均存在上述傳播特征，只是負(fù)異常在時(shí)間上滯后正異常4個(gè)位相，這就有利于IPCO的形成。此外，自我國(guó)長(zhǎng)江流域中下游向東到日本地區(qū)有異常信號(hào)伴隨IPCO出現(xiàn)，這實(shí)際是季節(jié)內(nèi)尺度亞印太遙相關(guān)型（李建平等，2011）的體現(xiàn)。綜上，對(duì)流擾動(dòng)的傳播路徑可由圖10右列中的黑色箭頭表示，路徑1：在赤道中西印度洋形成后先東擴(kuò)后北傳至印度半島；路徑2：在赤道中西印度洋形成后向東傳播，越過(guò)海洋大陸到達(dá)赤道西太平洋后向北傳播，經(jīng)西北太平洋最終到達(dá)日本南部地區(qū)?？紤]到北半球夏季和冬季的氣候態(tài)環(huán)流場(chǎng)存在顯著差異，對(duì)不同季節(jié)進(jìn)行不同要素場(chǎng)的8位相合成（圖略）表明，對(duì)流擾動(dòng)?xùn)|傳到達(dá)西太平洋后，不同季節(jié)均存在擾動(dòng)的向北傳播，但不同的是，北半球夏季的北傳更為顯著，北傳距離更遠(yuǎn)，可達(dá)到日本南部地區(qū)，而北半球冬季，西太平洋的對(duì)流擾動(dòng)北傳至西北太平洋后就開(kāi)始減弱消失了。

合成沿上述傳播路徑2 [由（2.5°N，60°E）經(jīng)（2.5°N，135°E）至（30°N，135°E）] 的IPCO 8個(gè)位相的位勢(shì)高度及垂直速度異常的垂直剖面圖，如圖11?？梢钥吹?，在整個(gè)對(duì)流層都存在30～60天擾動(dòng)信號(hào)的傳播，對(duì)流層高、低層的位勢(shì) 高度異常及整層的垂直速度異常的傳播與對(duì)流擾動(dòng)的傳播匹配一致，P8到P1階段垂直速度正異 常（低層位勢(shì)高度負(fù)異常，高層位勢(shì)高度正異常）在赤道印度洋逐漸發(fā)展形成；P2到P3階段垂直 速度正異常（低層位勢(shì)高度負(fù)異常，高層位勢(shì)高度正異常）加強(qiáng)東擴(kuò)；P4到P5階段垂直速度正異常（低層位勢(shì)高度負(fù)異常，高層位勢(shì)高度正異常） 中心越過(guò)海洋大陸到達(dá)赤道西太平洋區(qū)域；P6到P8階段垂直速度正異常（低層位勢(shì)高度負(fù)異常，高層位勢(shì)高度正異常）開(kāi)始向北傳播，至西北太平洋區(qū)域后逐漸減弱，P1到P4階段減弱的西北太 平洋擾動(dòng)繼續(xù)向北傳播，到達(dá)日本南部地區(qū)后逐漸消失。

圖10 1979～2008年26次強(qiáng)IPCO事件合成的8個(gè)位相對(duì)應(yīng)的OLR異常（陰影，單位：W m?2）和850 hPa水平環(huán)流異常（矢量，單位：m s?1）（左列），500 hPa垂直速度異常（陰影，單位：Pa s?1）（中列）及1999～2008年10次強(qiáng)IPCO事件合成的8個(gè)位相對(duì)應(yīng)的降水異常（陰影，單位：mm d?1）（右列）分布。黃色等值線分別表示OLR異常為―6 W m?2 等值線（左列）、500 hPa垂直速度異常為―0.008 Pa s?1等值線（中列）及降水異常為2 mm d?1等值線（右列）。右列中的黑色箭頭表示對(duì)流擾動(dòng)的傳播路徑（包括路徑1和路徑2）。所有的資料均已經(jīng)過(guò)了30～60天的帶通濾波處理

7 結(jié)論與討論

本文利用30年的30～60天帶通濾波逐日資料，考察了不同季節(jié)印度洋—西太平洋區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)季節(jié)內(nèi)尺度變率的主要模態(tài)，發(fā)現(xiàn)了在不同季節(jié)EEIO（5°S～10N，70°E～100E）和WNP（5°N～20°N，110°E～160°E）區(qū)域的對(duì)流活動(dòng)均存在反相變化的關(guān)系，將其稱為季節(jié)內(nèi)尺度的IPCO。對(duì)IPCO兩極子區(qū)域的對(duì)流擾動(dòng)異常進(jìn)行超前滯后相關(guān)分析，發(fā)現(xiàn)IPCO事件形成—發(fā)展—消亡的生命周期是由對(duì)流活動(dòng)季節(jié)內(nèi)振蕩及其傳播造成的。為了定量的表征IPCO的強(qiáng)度，定義了IPCO指數(shù)（Indo- Pacific Convection Oscillation Index，簡(jiǎn)稱IPCO），并根據(jù)IPCO極值的大小，劃分了強(qiáng)、中、弱三類IPCO事件。將IPCO事件從發(fā)生發(fā)展到消亡的演變過(guò)程劃分成8個(gè)位相，詳細(xì)分析了不同位相對(duì)應(yīng)的IPCO狀態(tài)及相應(yīng)的環(huán)流場(chǎng)特征，并進(jìn)一步驗(yàn)證了IPCO生命周期的ISO傳播過(guò)程。相比于前人的研究，我們所用的資料時(shí)間長(zhǎng)度更長(zhǎng)，所得結(jié)論更具有普遍意義。并且，前人的研究主要強(qiáng)調(diào)的都是印度洋—西太平洋對(duì)流濤動(dòng)在北半球夏半年和冬半年的差異，很少有人討論不同季節(jié)印度洋—西太平洋對(duì)流濤動(dòng)的共同特征。我們的研究主要著眼于不同季節(jié)印度洋—西太平洋對(duì)流濤動(dòng)的相似性，時(shí)間連續(xù)性更好，更有利于全年時(shí)期內(nèi)統(tǒng)一的對(duì)流濤動(dòng)的分析研究。

印度洋—西太平洋對(duì)流擾動(dòng)的傳播特征可由圖12概括。階段1表示對(duì)流擾動(dòng)首先在赤道中西印度洋產(chǎn)生。階段2表示對(duì)流擾動(dòng)的向東發(fā)展變強(qiáng)。階段3（3a、3b）表示對(duì)流擾動(dòng)在繼續(xù)變強(qiáng)的過(guò)程中將分兩支傳播，一支（3b）由赤道東印度洋向北傳播，至印度半島南部及阿拉伯海、孟加拉灣后逐漸減弱消失，另一支（3a）繼續(xù)沿赤道東傳，在海洋大陸受到抑制，快速越過(guò)海洋大陸后又發(fā)展變強(qiáng)。階段4表示對(duì)流擾動(dòng)到達(dá)赤道西太平洋后開(kāi)始北傳，至西北太平洋區(qū)域逐漸減弱。階段5（主要發(fā)生在北半球夏季）表示減弱的對(duì)流擾動(dòng)繼續(xù)北傳到達(dá)我國(guó)長(zhǎng)江流域中下游至日本地區(qū)逐漸消失。

圖11 1979～2008年26次強(qiáng)IPCO事件合成的8個(gè)位相對(duì)應(yīng)的沿路徑2的垂直速度異常（箭頭，單位：Pa s?1）及位勢(shì)高度異常（陰影，單位：gpm）的垂直剖面圖。藍(lán)線表示垂直風(fēng)速零線

圖12 IPCO事件的生命周期示意圖。標(biāo)有數(shù)字的橢圓代表對(duì)流擾動(dòng)的發(fā)展演化，箭頭表示對(duì)流擾動(dòng)的傳播路徑。實(shí)線表示北半球夏季、冬季均發(fā)生，虛線表示僅北半球夏季發(fā)生

無(wú)論是單點(diǎn)相關(guān)（圖7、圖8）還是位相合成（圖10）分析都顯示出在海洋大陸地區(qū)存在ISO活動(dòng)的抑制，且擾動(dòng)由印度洋跨越海洋大陸到達(dá)赤道西太平洋的速度異常快，這進(jìn)一步證明了Rui and Wang（1990）以及Weickmann and Khalsa（1990）的結(jié)論，但這種抑制及快速傳播的現(xiàn)象產(chǎn)生的原因及物理機(jī)制尚不清楚，可能是由于海洋大陸特殊下墊面的熱力性質(zhì)造成的，可利用數(shù)值模式進(jìn)一步研究證明。

本文主要討論了IPCO的季節(jié)內(nèi)基本特征，關(guān)于與之相聯(lián)系的ISO的產(chǎn)生原因及傳播機(jī)理并未 涉及。季節(jié)內(nèi)的IPCO對(duì)局地乃至全球范圍的長(zhǎng)期天氣變化及短期氣候異常的作用，也有待進(jìn)一步的討論。

（References：）

Bloomfield P. 2004. Fourier Analysis of Time Series: An Introduction [M]. Canada: Wiley-Interscience, 247.

Chen L X, An X. 1988. Westward propagating low-frequency oscillation and its teleconnection in the Eastern Hemisphere [J]. Acta Meteor. Sin., 2 (3): 300–312.

Chen W Y. 1982. Fluctuations in Northern Hemisphere 700 mb height field associated with the Southern Oscillation [J]. Mon. Wea. Rev., 110 (7): 808–823.

Davis R E. 1976. Predictability of sea surface temperature and sea level pressure anomalies over the North Pacific Ocean [J]. J. Phys. Oceanogr., 6 (3): 249–266.

葛旭陽(yáng), 李硯華, 蔣尚城. 2000. 熱帶對(duì)流活動(dòng)與長(zhǎng)江中下游和華北地區(qū)夏季旱澇的關(guān)系 [J]. 南京氣象學(xué)院學(xué)報(bào), 23 (3): 391–398. Ge Xuyang, Li Yanhua, Jiang Shangcheng. 2000. Relationship between tropical convection and summer rainfall over the mid-lower valleys of the Yangtze and north China [J]. Journal of Nanjing Institute of Meteorology (in Chinese), 23(3): 391–398.

Kajikawa Y, Yasunari T. 2005. Interannual variability of the 10–25- and 30–60-day variation over the South China Sea during boreal summer [J]. Geophys. Res. Lett., 32 (4): L04710, doi:10.1029/2004GL021836.

Krishnamurti T, Subrahmanyam D. 1982. The 30–50 day mode at 850 mb during MONEX [J]. J. Atmos. Sci., 39 (9): 2088–2095.

Lü J M, Ju J H, Ren J Z, et al. 2012. The influence of the Madden-Julian oscillation activity anomalies on Yunnan’s extreme drought of 2009–2010 [J]. Science China Earth Sciences, 55 (1): 98–112.

Lau K M, Shen S. 1988. On the dynamics of intraseasonal oscillations and ENSO [J]. J. Atmos. Sci., 45 (12): 1781–1797.

Lau K M, Chan P H. 1985. Aspects of the 40–50 day oscillation during the northern winter as inferred from outgoing longwave radiation [J]. Mon. Wea. Rev., 113 (11): 1889–1909.

Lau K M, Chan P. 1986. Aspects of the 40–50 day oscillation during the northern summer as inferred from outgoing longwave radiation [J]. Mon. Wea. Rev., 114 (7): 1354–1367.

Lau K M, Chan P H. 1988. Intraseasonal and interannual variations of tropical convection: A possible link between the 40–50 day oscillation and ENSO? [J]. J. Atmos. Sci., 45 (3): 506–521.

Lawrence D M, Webster P J. 2002. The boreal summer intraseasonal oscillation: Relationship between northward and eastward movement of convection [J]. J. Atmos. Sci., 59 (9): 1593–1606.

Lee J Y, Wang B, Wheeler M C, et al. 2012. Real-time multivariate indices for the boreal summer intraseasonal oscillation over the Asian summer monsoon region [J]. Climate Dyn., 40 (1–2): 493–509.

Li C, Wu P. 1990. An observational study of the 30–50 day atmospheric oscillations. Part I: Structure and propagation [J]. Adv. Atmos. Sci., 7 (3): 294–304.

李崇銀, 周亞萍. 1994. 熱帶大氣季節(jié)內(nèi)振蕩和ENSO的相互關(guān)系 [J]. 地球物理學(xué)報(bào), 37 (1): 17–26. Li Chongyin, Zhou Yaping. 1994. Relationship between inraseasonal oscillation in the tropic atmosphere and ENSO [J]. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 37 (1): 17–26.

李崇銀, 龍振夏, 穆明權(quán). 2003. 大氣季節(jié)內(nèi)振蕩及其重要作用 [J]. 大氣科學(xué), 27 (4): 518–535. Li Chongyin, Long Zhenxia, Mu Mingquan. 2003. Atmospheric intraseasonal oscillation and its important effect [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 27(4): 518–535.

李崇銀. 2004. 大氣季節(jié)內(nèi)振蕩研究的新進(jìn)展 [J]. 自然科學(xué)進(jìn)展, 14 (7): 15–22. Li Chongyin. 2004. Advances in research on atmospheric intraseasonal oscillation [J]. Progress in Natural Science (in Chinese), 14(7): 15–22.

李建平, 吳國(guó)雄, 胡敦欣. 2011. 亞印太交匯區(qū)海氣相互作用及其對(duì)我國(guó)短期氣候的影響(上卷) [M]. 北京: 氣象出版社, 8–10. Li Jianping, Wu Guoxiong, Hu Dunxin. 2011. The Air-Sea Interaction over the Joining Area of Asia and Indian–Pacific Ocean and Its Effect on the Short Term Climate Change of China (volume 1) (in Chinese) [M]. Beijing: China Meteorological Press, 8–10.

李汀, 琚建華. 2013. 孟加拉灣西南季風(fēng)與南海熱帶季風(fēng)季節(jié)內(nèi)振蕩特征的比較 [J]. 氣象學(xué)報(bào), 71 (3): 492–504. Li Ting, Ju Jianhua. 2013. A comparison of intra-seasonal oscillation characteristics between the southwest monsoon of the Bay of Bengal and the South China Sea summer monsoon [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 71(3): 492–504.

Li Y J, Li J, Feng J. 2013. Boreal summer convection oscillation over the Indo-Western Pacific and its relationship with the East Asian summer monsoon [J]. Atmos. Sci. Let., 14 (2): 66–71.

馬寧, 李躍鳳, 琚建華. 2011. 2008年初中國(guó)南方低溫雨雪冰凍天氣的季節(jié)內(nèi)振蕩特征 [J]. 高原氣象, 30 (2): 318–327. Ma Ning, Li Yuefeng, Ju Jianhua. 2011. Intraseasonal oscillation characteristics of extreme cold, snowy and freezing rainy weather in southern China in early 2008 [J]. Plateau Meteorology (in Chinese), 30(2): 318–327.

Madden R A, Julian P R. 1971. Detection of a 40–50 day oscillation in the zonal wind in the tropical Pacific [J]. J. Atmos. Sci., 28 (5): 702–708.

Madden R A, Julian P R. 1972. Description of global-scale circulation cells in the tropics with a 40–50 day period [J]. J. Atmos. Sci., 29 (6): 1109– 1123.

Madden R A, Julian P R. 1994. Observations of the 40–50-day tropical oscillation—A review [J]. Mon. Wea. Rev., 122 (5): 814–837.

Rui H, Wang B. 1990. Development characteristics and dynamic structure of tropical intraseasonal convetion anomalies [J]. J. Atmos. Sci., 47 (3): 357–379.

Wallace J M, Gutzler D S. 1981. Téléconnexions in the geopotential height field during the Northern Hemisphere winter [J]. Mon. Wea. Rev., 109 (2): 784–812.

Wang B, Rui H. 1990. Synoptic climatology of transient tropical intraseasonal convection anomalies [J]. Meteor. Atmos. Phys., 44 (1–4): 43–61.

Wang B, Webster P, Kikuchi K, et al. 2006. Boreal summer quasi-monthly oscillation in the global tropics [J]. Climate Dyn., 27 (7–8): 661–675.

Weickmann K M, Khalsa S J S. 1990. The shift of convection from the Indian Ocean to the western Pacific Ocean during a 30–60 day oscillation [J]. Mon. Wea. Rev., 118 (4): 964–978.

溫之平, 黃榮輝, 賀海晏, 等. 2006. 中高緯大氣環(huán)流異常和低緯30～60天低頻對(duì)流活動(dòng)對(duì)南海夏季風(fēng)爆發(fā)的影響 [J]. 大氣科學(xué), 30 (5): 952– 964. Wen Zhiping, Huang Ronghui, He Haiyan, et al. 2006. The influences of anomalous atmospheric circulation over mid–high latitudes and the activities of 30–60-day low frequency convection over low latitudes on the onset of the South China Sea summer monsoon [J]. Chinese Journal of Atmospheric Seciences (in Chinese), 30 (5): 952–964.

Wheeler M C, Hendon H H. 2004. An all-season real-time multivariate MJO index: Development of an index for monitoring and prediction [J]. Mon. Wea. Rev., 132 (8): 1917–1932.

肖子牛, 溫敏. 1999. 云南5月降雨量與前期季節(jié)內(nèi)振蕩活動(dòng)相互關(guān)系的分析研究 [J]. 大氣科學(xué), 23 (2): 177–183. Xiao Zi’niu, Wen Min. 1999. Relation between the precipitation of Yunnan in May and intraseasonal oscillation before May [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sceiences (in Chinese), 23 (2): 177–183.

Yasunari T. 1979. Cloudiness fluctuations associated with the Northern Hemisphere summer monsoon [J]. J. Meteor. Soc. Japan, 57 (3): 227–242.

Yasunari T. 1980. A quasi-stationary appearance of 30 to 40 day period in the cloudiness fluctuations during the summer monsoon over India [J]. J. Meteor. Soc. Japan, 58: 225–229.

章麗娜, 林鵬飛, 熊喆, 等. 2011. 熱帶大氣季節(jié)內(nèi)振蕩對(duì)華南前汛期降水的影響 [J]. 大氣科學(xué), 35 (3): 560–570. Zhang Li’na, Lin Pengfei, Xiong Zhe, et al. 2011. Impact of the Madden–Julian oscillation on pre-flood season precipitation in South China [J]. Chinese Journal of Atmospheric Seiences (in Chinese), 35(3): 560–570.

Zhu B, Wang B. 1993. The 30–60-day convection seesaw between the tropical Indian and western Pacific Oceans [J]. J. Atmos. Sci., 50 (2): 184–199.

張凈雯，李建平，李艷杰. 2015. 印度洋—西太平洋對(duì)流濤動(dòng)的季節(jié)內(nèi)特征[J]. 大氣科學(xué), 39 (2): 221–234, doi: 10.3878/j.issn.1006-9895.1403.13296. Zhang Jingwen, Li Jianping, Li Yanjie. 2015. Intraseasonal characteristics of the Indo–West Pacific Convection Oscillation[J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 39 (1): 221–234.

Intraseasonal Characteristics of the Indo–West Pacific Convection Oscillation

ZHANG Jingwen1, 2, 3, LI Jianping1, 4, and LI Yanjie1

1(),,1000292,1000493,6100724,,1000875

The principal modes of the intraseasonal variability over the Indo-West Pacific in different seasons are investigated using data filtered to retain the 30–60–day signal. A season-independent out-of-phase oscillation of convection over the Indo-West Pacific is the most clearly defined feature, with dipole centers over the equatorial eastern Indian Ocean (EEIO) (5°S–10°N, 70°E–100°E) and western North Pacific (WNP) (5°N–20°N, 110°E–160°E) regions. This is referred to as the intraseasonal Indo-West Pacific Convection Oscillation, or IPCO. Lead–lag correlation analysis of the convective activity between EEIO and WNP shows that the life cycle (formation–development–dissipation) of IPCO is driven by the behavior of the intraseasonal oscillation (ISO). The low-frequency convection anomaly first appears over the equatorial western central Indian Ocean. It intensifies and propagates eastward, splitting into two branches. One branch splits from the equatorial Indian Ocean northward to the south of the Indian Peninsula. The other splits eastward along the equator, which is suppressed over the maritime continent, re-amplified over the western Pacific, turns northward to the western North Pacific, and dissipates near the region lying between the middle and lower reaches of the Yangtze River and Japan. This process is divided into eight phases, and the circulation and precipitation characteristics of each phase are obtained; In conclusion, a schematic showing the IPCO event’s life cycle is presented.

30–60-day oscillation, Low-frequency convection, Dipole, Propagation, Indo–West Pacific

1006-9895(2015)02-0221-14

P427

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1403.13296

2013-10-30；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期2014-03-25

國(guó)家自然科學(xué)基金重點(diǎn)項(xiàng)目41030961，91437216，國(guó)家自然科學(xué)青年基金項(xiàng)目41205034

張凈雯，女，1988年出生，碩士，主要從事季節(jié)內(nèi)振蕩的研究。E-mail: zhangjingwen1108@hotmail.com

李建平，E-mail: ljp@bnu.edu.cn