葉韞盛 姚永紅 吳其岡

(1 南京大學(xué) 大氣科學(xué)學(xué)院，南京 210023；2 復(fù)旦大學(xué) 大氣與海洋科學(xué)系/大氣科學(xué)研究院，上海 200433)

引 言

季節(jié)內(nèi)振蕩(Intraseasonal Oscillation， ISO)是介于天氣變化和年際變化之間的次季節(jié)時間尺度，是亞洲夏季風(fēng)年際變化主要模態(tài)具有的時間尺度[1]。在北半球亞洲夏季季風(fēng)區(qū)，季節(jié)內(nèi)振蕩不僅具有東傳和西傳的特征，而且具有顯著向北傳播的特征[2-6]。夏季季節(jié)內(nèi)振蕩(Boreal Summer Intraseasonal Osciilation， BSISO)從5至10月都非?；钴S[7]，其年際變化與夏季風(fēng)爆發(fā)關(guān)系密切[8-11]，對季風(fēng)槽的季節(jié)性北移具有調(diào)制作用，引起季風(fēng)中斷和活躍[5，12]，對季風(fēng)雨季的降水有重要影響[5-6，13-16]。

研究表明，BSISO強度及其傳播在5—10月的各階段和不同區(qū)域均具有年代際轉(zhuǎn)變。在南海地區(qū)，5—9月BSISO在1994年前后的周期和空間模態(tài)均發(fā)生了改變，1994年后與東傳的大氣季節(jié)內(nèi)振蕩(Madden and Julian Oscillation， MJO)關(guān)系更加緊密[17]。5—10月期間，1998—2008年間整個熱帶地區(qū)BSISO在6、7月最強，2008年后則表現(xiàn)為8月最強[18]。BSISO強度及其傳播的年代際變化在不同區(qū)域還存在顯著差異[17，19]。夏季30～60 d的季節(jié)內(nèi)振蕩在赤道中、西印度洋和南海強度增強，在印度次大陸、阿拉伯海北部和孟加拉灣北部強度減弱[19]。1993年前后，從印度洋東傳的對流與海洋性大陸對流在南海匯合，而在1993年后則沒有出現(xiàn)對流匯合[17]。BSISO強度和傳播的年代際變化對東亞夏季風(fēng)降水在1990s發(fā)生顯著年代際轉(zhuǎn)變和1990s后南海夏季風(fēng)爆發(fā)提前[20]具有顯著影響[21-23]。WANG， et al[24]發(fā)現(xiàn)BSISO通過Rossby傳播機制，激發(fā)東亞—太平洋(East Asian-Pacific，EAP)低頻遙相關(guān)響應(yīng)，造成西太平洋副熱帶高壓季節(jié)內(nèi)異常，顯著影響東亞夏季環(huán)流。季節(jié)內(nèi)振蕩的傳播不僅影響大氣環(huán)流的年代際變化，而且其強度異常導(dǎo)致1990s后南海夏季風(fēng)爆發(fā)提前[20]。

BSISO與亞洲夏季風(fēng)的對流活動有密切關(guān)系，其活動范圍覆蓋從熱帶印度洋到西北太平洋的廣大區(qū)域。在東亞—西北太平洋(East Asian-Western North Pacific, EAWNP)地區(qū)，夏季風(fēng)在南?！坡少e海區(qū)域上空有強烈的對流變化[25]，這是因為與阿拉伯海和孟加拉灣的對流相比，EAWNP區(qū)域不僅有從熱帶印度洋東傳過來的MJO對應(yīng)的對流，還有從西北太平洋西傳的對流匯合加入，這與亞洲季風(fēng)區(qū)的其他地區(qū)存在顯著差異[17]。因此EAWNP的BSISO年代際變化可能具有其獨特的變化特征，但過去針對這種變化特征的研究較少；此外，東亞夏季風(fēng)從開始建立到逐步向北推進也存在季節(jié)內(nèi)差異[22]，本文將討論5—8月間各月份BSISO的年代際變化特征，作為進一步討論這種變化對東亞夏季風(fēng)爆發(fā)特別是夏季降水異常影響的基礎(chǔ)。

前人對BSISO年代際變化的成因已有諸多研究。如，Kajikawa， et al[17]發(fā)現(xiàn)，熱帶印度洋海溫異常為BSISO的對流提供了良好的條件而熱帶太平洋西部海域的海溫異常則通過對流增強了Walker環(huán)流，抑制熱帶印度洋的對流活動，海溫和Walker環(huán)流的背景場相互配合，使BSISO的活躍期和抑制期對比更加明顯，從而導(dǎo)致了BSISO的年代際變化。Sabeerali，et al[26]研究表明，與2000年之前相比，印度洋海溫增暖加強了亞洲夏季風(fēng)活動，并減緩了對流北傳的速度，是引起B(yǎng)SISO強度增強，向北傳播相速減慢的可能原因。除了海溫的變化，風(fēng)切變和水汽也是導(dǎo)致熱帶BSISO相關(guān)的對流增強和北傳減慢的年代際轉(zhuǎn)變的原因[18]。同時，這些因子對不同地區(qū)BSISO年代際變化作用并不相同。例如，在印度洋地區(qū)，減弱的低層?xùn)|風(fēng)抑制蒸發(fā)增暖海表溫度，引起季節(jié)內(nèi)振蕩增強[24]；在南?！魈窖蟮貐^(qū)，邊界層的擾動輻合比風(fēng)的垂直切變在年代際尺度上的貢獻要大[23]，而在西北太平洋地區(qū)，水汽條件對季節(jié)內(nèi)振蕩的影響更顯著。本文側(cè)重于EAWNP區(qū)域，重點探討海溫、風(fēng)切變和水汽等因子對BSISO年代際變化的可能影響。

1 數(shù)據(jù)和方法

本文使用的數(shù)據(jù)包括：(1)美國國家海洋和大氣管理局(NOAA)的日平均向外長波輻射(Outgoing Long-wave Radiation， OLR)資料[27]，空間分辨率為2.5°×2.5°，資料時間為1979—2017年；(2)歐洲中期天氣預(yù)報中心(ECMWF)的全球再分析數(shù)據(jù)集ERA-Interim的6 h平均再分析氣象要素資料[28]，空間分辨率為2.5°×2.5°，資料時間為1979—2017年；(3)NOAA的日平均海表面溫度(SST)資料[29]，空間分辨率為0.25°×0.25°，資料時間為1981年9月—2017年9月。

BSISO指數(shù)采用LIN[30]的定義，對比該指數(shù)和其他指數(shù)，LIN指數(shù)在EAWNP地區(qū)能更好地描述BSISO北傳特征[31]。該指數(shù)基于(10°S～40°N，90°～150°E)的EAWNP區(qū)域，對去除年際變化和天氣尺度時間變化后的OLR和850 hPa緯向風(fēng)(U850)做EOF分析。EOF的前兩個主成分的時間序列具有顯著的20～70 d低頻變化周期，與MJO指數(shù)類似，用前兩個主成分的時間序列描述BSISO的強度和位相。將BSISO指數(shù)的振幅標(biāo)準(zhǔn)化處理之后，振幅大于1認(rèn)為是一次強的BSISO事件。

本文合成分析中的資料均為使用20～70 d周期的Lanczos帶通濾波器[33]對逐日數(shù)據(jù)進行處理后得到的異常場。本文將BSISO對應(yīng)第一位相的第1天定義為第0天，用于進行超前滯后合成。因此本文中討論的BSISO均為從熱帶印度洋傳播的事件。

2 BSISO的年代際變化

圖1顯示了EAWNP地區(qū)5—9月BSISO強度指數(shù)的時間演變。紅色實線是13點滑動平均的BSISO強度指數(shù)，表示BSISO強度的年代際分量?？梢姡珺SISO強度指數(shù)的年代際變化顯著。從1987—1995年偏弱，轉(zhuǎn)變?yōu)?996—2007年間偏強，2008年開始又轉(zhuǎn)變?yōu)槠酢Ｒ虼藢SISO強度減弱期(1987—1995年)定義為P1，增強期(1996—2007年)定義為P2，P2之后(2008—2017年)定義為P3。

圖1 標(biāo)準(zhǔn)化的5—9月平均BSISO指數(shù)時間序列 (黑線)；紅線與實心點表示BSISO指數(shù)的年代際分量

為了討論BSISO年代際轉(zhuǎn)變的季節(jié)內(nèi)差異，分析不同階段BSISO月平均強度年代際差異的特征(圖2)。在P2階段，5—7月和9月的BSISO強度比氣候平均態(tài)更強，而在P1和P3階段，BSISO強度比氣候平均態(tài)弱。值得注意地是，雖然P1和P3階段BSISO強度的年代際變化均為減弱，但P3階段的8月BSISO強度有顯著的年代際增強。表1為P1和P2，P2和P3以及P1和P3之間月平均和季節(jié)平均BSISO強度的差異，其中粗體表示差異超過1% Welch’st檢驗。在5、6、7、9月以及5—7月(MJJ)和5—9月(MJJAS)期間，P1和P2之間的BSISO強度存在顯著年代際差異；而在8月，P1和P2的BSISO強度差異不顯著。P2和P3階段，5、6、7、9月以及5—7月(MJJ)和5—9月(MJJAS)BSISO強度有顯著的年代際差異，但在8—9月，P2和P3階段的BSISO強度年代際差異不顯著。而P1和P3階段除了在8月以外的其他月份均沒有顯著差異。從以上結(jié)果可以看出，在BSISO強度發(fā)生強弱轉(zhuǎn)變的時間段(P1—P2，P2—P3)，5—7月的BSISO存在顯著的年代際差異，而8—9月的差異不顯著。在BSISO強度同為減弱的兩個階段(P1、P3)，只有8月存在顯著的年代際變化。因此，本文將重點研究P1—P2階段的5—7月，以及P1、P3階段的8月BSISO強度存在顯著差異的原因。

表1 在P1(1987—1995年)和P2(1996—2007年)，P2和P3(2008—2017年)以及P1和P3期間，不同月份的月平均BSISO指數(shù)經(jīng)過Welch’s t-test的系數(shù)，紅色加粗表示通過了α=99.9水平的顯著性檢驗

圖2 5—9月各月平均BSISO強度指數(shù)；黑線表示的是1979—2017年的氣候平均值；綠線、紅線和藍(lán)線分別表示1987—1996年(P1)、1997—2008年(P2)和2009—2017年(P3)的平均值

3 5—9月BSISO年代際變化的可能機理

3.1 5—7月BSISO活動年代際差異的可能機理

本文采用20～70 d濾波的OLR方差與日平均OLR方差之比，分析BSISO活動年代際變化的空間分布特征。圖3顯示在P1和P2階段，熱帶印度洋區(qū)域BSISO均最活躍，該區(qū)域?qū)α髡糘LR原始場振幅總方差的30%以上(圖3a、b)。從P1和P2兩個階段20～70 d濾波的OLR方差之比(圖3c)顯示在P1和P2階段的5—7月間二者方差之比?？梢?，這兩個時期的對流活動在南海地區(qū)存在顯著差異，P2階段南海區(qū)域的對流更加活躍。

圖3 5—7月濾波后的OLR方差與總方差之比(單位：%)：(a)P1；(b)P2；(c)P2與P1的比值

為了分析BSISO對流活動在不同階段的時間演變，圖4給出了P1和P2期間，沿0°～10°N區(qū)域平均的20～70 d濾波的OLR時間—經(jīng)度剖面?？梢钥闯?，P2階段的對流中心向東傳播顯著，在BSISO事件出現(xiàn)0 d(對應(yīng)BSISO第一位相的第1天)，位于熱帶印度洋地區(qū)的對流中心向東傳播，在事件發(fā)生后的10 d左右，100°～120°E區(qū)域內(nèi)對流異常增強。進一步分析P1和P2期間的OLR沿100°～120°E區(qū)域平均的Hovm?ller圖(圖5)可以看出，在P1和P2階段，異常增強的對流從10°S開始向北傳播，在赤道到10°N之間達到最強。而在對流事件發(fā)生的10 d前，P2階段位于10°S到赤道之間的海溫增暖更顯著。WANG， et al[34]的研究結(jié)果表明，在增強對流異常發(fā)生之前存在正海溫異常，有利于增強后期的對流異常。因此在BSISO對流事件發(fā)生前，對應(yīng)P2階段位于10°S的異常對流明顯比P1階段增強。而在對流事件發(fā)生后，P1時期的正海溫異常大值中心主要集中在0°～10°N區(qū)域，在P2時期的正海溫異常則主要位于10°～20°N的南海區(qū)域，因此P2階段的對流可以傳播到更北的區(qū)域(15°N以北)。以上結(jié)果表明，P2階段的BSISO強度偏強，是因為該階段產(chǎn)生于熱帶印度洋地區(qū)的對流中心向東傳播過程中，由于赤道以南海溫異常增暖，利于100°～120°E區(qū)域內(nèi)位于10°S附近異常增強的對流向北傳播，該對流與從熱帶印度洋東傳的對流疊加，進一步增強了100°～120°E區(qū)域BSISO對流強度。增強的對流再向異常增暖的南海區(qū)域傳播，造成P2階段BSISO在100°～120°E的南海區(qū)域OLR異常增強(圖3c)。

圖4 5—7月對應(yīng)(a)P1、(b)P2和(c)P2-P1中，OLR(填色；單位：W· m-2)沿0°～10°N區(qū)域平均Hovm?ller圖

圖5 5—7月對應(yīng)(a)P1、(b)P2和(c)P2-P1，OLR(填色；單位：W ·m-2)和海溫(等值線；單位：K)沿100°～120°E區(qū)域平均的Hovm?ller圖(等值線間距為0.08 K；負(fù)值由虛線表示)

從水汽和環(huán)流場的垂直分布(圖6)可以發(fā)現(xiàn)，溫暖的下墊面可引起水汽增加和上升運動增強。分析沿100°～120°E區(qū)域平均的P1和P2階段的水汽和大氣環(huán)流的垂直結(jié)構(gòu)及差異顯示，在P1和P2階段，對流中心都存在較強的上升運動，對流中心附近的400 hPa以下均存在水汽大值區(qū)。在10°N附近，P1和P2在400 hPa以下都呈現(xiàn)一致的正渦度異常和高層輻散的斜壓結(jié)構(gòu)。但與P1相比，P2階段的異常場強度顯著增強(圖6e、f)，這表明P2階段的水汽與對流異常增強，對應(yīng)了P2階段BSISO在南海地區(qū)異常的年代際增強。

圖6 5—7月當(dāng)對流中心位于0°～10°N時(a、b)P1、(c、d)P2和(e、f)P2-P1沿100°～120°E區(qū)域平均的緯度—高度剖面；(a、c、e)垂直速度(填色；單位：Pa·s-1)和比濕(等值線；單位：g·kg-1)，(b、d、f)相對渦度(填色；單位：10-5 s-1)，散度(等值線；單位：10-7 s-1)分布；等值線間距(a、c、e)為0.1 g·kg-1，(b、d、f)為5×10-7 s-1；垂直速度均乘以-1

已有研究揭示了全球熱帶地區(qū)BSISO的年代際變化可能與印度洋、熱帶西北太平洋海溫變化以及風(fēng)場垂直切變有關(guān)。本文通過分析P1到P2階段海溫變化以及與之相對應(yīng)的垂直風(fēng)切變、1 000 hPa的水汽以及1 000～300 hPa總水汽通量的差異發(fā)現(xiàn)，在熱帶印度洋和西太平洋地區(qū)均存在OLR負(fù)異常(圖7a)。在熱帶西太平洋地區(qū)，OLR的負(fù)異常沿西北—東南和西南—東北兩個方向延伸。對應(yīng)海溫異常分布(圖7b)，表現(xiàn)為負(fù)位相的太平洋年代際變化(Interdecadal Pacific Oscillation，IPO)海溫分布，異常暖區(qū)位于西北太平洋和南太平洋，冷中心位于赤道東太平洋，在赤道東印度洋海溫也一致增暖。緯向風(fēng)的垂直切變(圖7b)表明，在赤道西太平洋為西風(fēng)切變，在東印度洋為東風(fēng)切變。由于西風(fēng)切變向西伸展到海洋性大陸區(qū)域，因此有利于對流向東傳播[33]。從赤道附近的緯向風(fēng)和垂直運動剖面(圖8)可見，在P2階段的印度洋地區(qū)，低(高)層對流層的西(東)風(fēng)異常增強了垂直風(fēng)切變。垂直上升異常出現(xiàn)在120°～150°E之間，上升異常東西兩側(cè)均存在增強的下沉運動。這意味著Walker環(huán)流增強。Walker環(huán)流增強引起熱帶印度洋地區(qū)下沉運動增強，抑制熱帶印度洋的對流活動。熱帶印度洋的對流減弱可以引起熱帶印度洋海溫異常增暖，導(dǎo)致該區(qū)域不穩(wěn)定性增強(圖7b)。因為BSISO的對流活動起源于赤道印度洋[33-34]，熱帶印度洋海溫正異常通過增強對流層低層的水汽輻合增強了與BSISO相關(guān)的對流活動。因此P2階段赤道東印度洋海溫異常增暖對BSISO強度增強有貢獻。對P2階段對流北傳顯著的原因，通過分析1 000 hPa水汽異常和1 000～300 hPa水汽通量(圖7c)發(fā)現(xiàn)，100°～120°E區(qū)域內(nèi)，P2階段在20°N附近水汽異常增強，這將進一步加強該區(qū)域氣候平均態(tài)的水汽[6]，導(dǎo)致20°N附近與赤道地區(qū)水汽梯度增強，水汽通量為由北向南輸送，有利于赤道地區(qū)對流在其北側(cè)產(chǎn)生水汽增強，引起對流進一步向北傳播。

圖7 5—7月在P1和P2階段(a)OLR (填色和等值線；單位：W· m-2)，(b)SST(填色；單位：K)，200 hPa緯向風(fēng)減去850 hPa緯向風(fēng)得到的垂直風(fēng)切變(等值線；單位：m ·s-1)，(c)1 000 hPa水汽(填色；單位：g· kg-1)，以及1 000～300 hPa的水汽通量(矢量；單位：kg· m-1 ·s-1)的差異；實心點表示通過α=0.95水平的信度檢驗

圖8 P2與P1緯向風(fēng)(單位：m ·s-1)和垂直速度(單位：10-2 Pa·s-1)沿10°S～10°N區(qū)域平均經(jīng)度—高度剖面；填色表示上升(下沉)運動；垂直速度乘以-1；異常風(fēng)矢量顯示在圖的右上方

由以上分析可見，雖然Walker環(huán)流下沉運動對熱帶印度洋地區(qū)熱對流有抑制作用，但印度洋的對流減弱引起熱帶印度洋海溫異常增暖，因此Walker環(huán)流的增強可以進一步增強熱帶印度洋海溫增暖。當(dāng)有大規(guī)模的擾動，例如活躍的BSISO對流，抑制的對流由于暖海溫異常引起對的對流不穩(wěn)定性增強而增強，導(dǎo)致BSISO強度增強。因此下沉運動和正海溫異常是P2階段5—7月BSISO的強度年代際增強的影響因子。

3.2 8月BSISO在P1和P3階段差異的可能機理

同樣，從P1和P3兩個階段20～70 d濾波的OLR方差與日平均OLR方差之比可見(圖9)，P1和P3階段OLR差異顯著的區(qū)域位于熱帶南印度洋和孟加拉灣以及東亞副熱帶地區(qū)。同時，8月OLR異常和海溫異常在P1和P3階段70°～90°E區(qū)域平均的Hovm?ller圖(圖10)顯示，在P1和P3階段，異常增強的對流從10°S南印度洋開始向北傳播，在赤道以南強度最強。在增強對流異常發(fā)生之前，均存在正海溫異常，有利于增強后期的對流異?；顒拥漠a(chǎn)生[33]。通過兩個時期對比可以發(fā)現(xiàn)，在南印度洋地區(qū)P3階段異常增強的對流比P1階段產(chǎn)生的更早，對應(yīng)BSISO對流0 d的前10 d已經(jīng)出現(xiàn)，此后向北傳播。伴隨對流北傳，0°～10°N之間的海溫異常增暖，對應(yīng)P3階段BSISO強度增強，并向北傳播到更北的位置。在0 d附近，南印度洋和北印度洋海溫降低，表明對流向北傳播的影響。而此時孟加拉灣地區(qū)海溫增加。對比兩階段海溫差值(圖10c)可見，在0 d前孟加拉灣地區(qū)海溫異常增暖，這將有利于P3階段8月BSISO在70°～90°E區(qū)域的北傳。

圖11顯示了當(dāng)對流中心位于10°S和赤道之間時，8月P1和P3階段的水汽和大氣環(huán)流的垂直結(jié)構(gòu)?？梢?，P1和P3階段對應(yīng)的對流中心都存在較強的上升運動。在對流中心附近的400 hPa以下均存在水汽大值區(qū)(圖11a、c)。在對流中心存在著正渦度異常(圖11b、d)和高低層輻合輻散異常。與P1階段相比，P3階段在5°S以南和赤道以北的上升運動、水汽以及正渦度異常更強(圖11e、f)，這與P3階段對流產(chǎn)生后就向南、北開始傳播(圖10)相對應(yīng)。

對比P1和P3階段8月的OLR、海溫和垂直風(fēng)切變，1 000 hPa的水汽以及垂直積分(1 000～300 hPa)總水汽通量的差異(圖12)可以看出， 在20°N附近的西太平洋、熱帶南印度洋、孟加拉灣北部、印度次大陸以及中南半島、南海和西太平洋地區(qū)均有增強的對流。海溫異常在上述海域為異常增暖，P3階段和P1階段的海溫差異分布表現(xiàn)為熱帶印度洋一致增暖和熱帶太平洋的ENSO型海溫異常。從緯向風(fēng)的垂直切變可以看出(圖12b)，熱帶地區(qū)東風(fēng)切變伸展到熱帶西太平洋，不利于對流向東傳播，因此P3階段的對流異常位于熱帶南印度洋和孟加拉灣以及東亞副熱帶地區(qū)(圖9c)。另一方面孟加拉灣北部和東亞副熱帶地區(qū)為增強的東風(fēng)切變，這將有利于對流在孟加拉灣和東亞副熱帶地區(qū)向北傳[6]。從水汽分布和水汽通量場上可見，向北的水汽通量有利于副熱帶地區(qū)水汽向?qū)α髦行谋眰?cè)輸送，也將引起對流向北的進一步傳播[6]。

圖9 同圖3，但為8月P3與P1的比值

圖10 8月對應(yīng)(a)P1、(b)P3和(c)P3-P1中，OLR(填色；單位：W·m-2)和海溫異常(等值線;單位：K)沿70°～90°E區(qū)域平均Hovm?ller圖(等值線間距為0.08 K；負(fù)值由虛線表示)

圖11 8月當(dāng)對流中心位于10°S～0°時對應(yīng)(a、b) P1、(c、d) P3和(e、f)P3-P1沿70°～90°E區(qū)域平均的緯度—高度剖面(a、c、e為垂直速度(填色；單位：Pa· s-1)和比濕(等值線；單位：g ·kg-1)，(b、d、f)為相對渦度(填色；單位：10-5 s-1)，水平輻散(等值線；單位：10-7 s-1)。等值線間距(a、c、e)為0.1 g ·kg-1，b、d、f為5×10-7 s-1。垂直速度均乘以-1)

圖12 同圖7，但為P1和P3在8月的差異

從環(huán)流場緯度—高度剖面(圖13)可以看出，在70°～90°E區(qū)域內(nèi)，P1和P3階段南印度洋和孟加拉灣均存在上升氣流，對應(yīng)局地Hadley環(huán)流的增強，有利于8月對流活動的進一步增強。

圖13 8月P3與P1經(jīng)向風(fēng)(單位：m·s-1)和垂直速度(單位：10-2 Pa·s-1)沿70°～90°E區(qū)域平均緯度—高度剖面；填色紅(藍(lán))表示上升(下沉)運動；垂直速度乘以-1；異常風(fēng)矢量顯示在圖的右下方

4 結(jié)論

本文研究了1979—2017年EAWNP地區(qū)5—9月BSISO時空結(jié)構(gòu)年代際變化的季節(jié)內(nèi)差異。結(jié)果表明，當(dāng)BSISO強度發(fā)生強弱轉(zhuǎn)變的階段，5—7月的BSISO存在顯著的年代際差異，而8—9月的差異不顯著。在BSISO強度同為減弱的階段，只有8月存在顯著的年代際變化。這一變化與印度洋以及西太平洋地區(qū)季節(jié)平均海溫的年代際差異關(guān)系密切。

對應(yīng)BSISO強度由弱向強轉(zhuǎn)變的前后兩個階段P1和P2的5—7月和BSISO強度均轉(zhuǎn)弱的P1和P3兩個時間段的8月，BSISO均表現(xiàn)為強度增強，向北傳播顯著。雖然分析其影響因子，均為對流低層輻合高層輻散，低層水汽增強，垂直運動增強，但背景場有顯著差異。P2階段的背景海溫場為IPO負(fù)位相型分布的情況下，背景風(fēng)場的垂直西風(fēng)切變有利于對流東傳，對流在南海地區(qū)與從赤道向北傳的對流疊加增強了該區(qū)域?qū)α?。而南海北部的海溫異常增暖引起對流中心向北傳播至更北的位置。在P2階段，增強的對流又對海溫產(chǎn)生影響。通過增強的Walker環(huán)流的下沉運動抑制熱帶印度洋的對流活動。抑制的對流引起熱帶印度洋東部的正海溫異常，有利于EAWNP地區(qū)BSISO的對流發(fā)展。

對應(yīng)BSISO強度均轉(zhuǎn)弱的P1和P3兩個時間段，在8月，P3階段的BSISO強度增強，且BSISO在孟加拉灣向北傳播，與垂直風(fēng)切變有關(guān)。海溫背景場與ENSO型的海溫異常相對應(yīng)。與5—7月BSISO強度增強相比，局地的Hadley環(huán)流的增強，引起B(yǎng)SISO對流中心上升運動增強，造成8月BSISO強度增強。

本文揭示了EAWNP地區(qū)BSISO的年代際變化特征，結(jié)果表明，BSISO的年代際變化具有季節(jié)性差異的特征。東亞—西北太平洋地區(qū)的BSISO的年代際變化季節(jié)性差異可能與IPO年代際變化和ENSO疊加有關(guān)，這部分將進一步在后續(xù)工作中研究。其中不同背景場對BSISO年代際變化的貢獻如何還需要通過數(shù)值模式進行進一步分析。