北太平洋熱帶輻合帶區(qū)上升運(yùn)動(dòng)的季節(jié)和年際變化特征

隋曉霞,王 啟

(中國海洋大學(xué)海洋氣象學(xué)系,海洋-大氣相互作用與氣候?qū)嶒?yàn)室,山東青島266100)

北太平洋熱帶輻合帶區(qū)上升運(yùn)動(dòng)的季節(jié)和年際變化特征

隋曉霞,王 啟＊＊

(中國海洋大學(xué)海洋氣象學(xué)系,海洋-大氣相互作用與氣候?qū)嶒?yàn)室,山東青島266100)

本文利用NCEP/NCAR再分析資料研究北太平洋熱帶輻合帶區(qū)上升運(yùn)動(dòng)(ITCZω)強(qiáng)度和位置的垂直結(jié)構(gòu)及其季節(jié)和年際變化。結(jié)果表明,氣候平均態(tài)下西(東)ITCZω在高(低)層最強(qiáng),低(高)層最弱,其位置隨高度不變(偏北)。西ITCZω在8月最強(qiáng),9月位置最北,2月最弱,位置最南;東ITCZω在8、9月最強(qiáng),9月最北,2、3月最弱,位置最南,但中、高層的ω在11月也很弱。ITCZω強(qiáng)度最強(qiáng)(弱)的時(shí)間一般與位置的快速北跳(快速南撤)的時(shí)間相對(duì)應(yīng),并且有位置變化超前強(qiáng)度變化的表現(xiàn)。通過對(duì)ω氣候值和異常值的經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解,發(fā)現(xiàn)氣候值EOF第一模態(tài)能很好的反映ITCZω的基本氣候狀態(tài),具有準(zhǔn)半年周期,第二模態(tài)反映了ITCZω的季節(jié)變化特征;異常值EOF第一模態(tài)空間場(chǎng)呈現(xiàn)東西反位相的特征,時(shí)間序列的功率譜分析最明顯的周期為4.8 a。西ITCZω強(qiáng)度在厄爾尼諾年偏弱,拉尼娜年偏強(qiáng);東ITCZω位置在厄爾尼諾年偏南,拉尼娜年位置則偏北?？傮w上ENSO事件對(duì)東ITCZω位置影響較大,而對(duì)西ITCZω強(qiáng)度影響較大。

北太平洋;ITCZ區(qū);上升運(yùn)動(dòng);垂直結(jié)構(gòu);ENSO

熱帶輻合帶(ITCZ),又稱為赤道輻合帶,是熱帶大氣最明顯和最重要的天氣系統(tǒng)之一,是大氣環(huán)流的重要組成部分,它的移動(dòng)、變化及強(qiáng)弱對(duì)熱帶環(huán)流和天氣變化以及中緯度地區(qū)的旱澇[1-2]和全球大氣環(huán)流的變化都有重要影響。臺(tái)風(fēng)的發(fā)生和發(fā)展[3-6]與ITCZ也有極密切的關(guān)系,因此更好地了解ITCZ的變化具有重要的意義。

ITCZ可被定義為熱帶對(duì)流帶、氣壓槽和低層風(fēng)場(chǎng)輻合帶等等[7-9]。ITCZ最初是用風(fēng)場(chǎng)資料進(jìn)行研究的。Brooks和Braby[10],Alpert[11-13]從信風(fēng)的穩(wěn)定性出發(fā),定義:Constancy=100V r/ˉV,其中V r是平均矢量風(fēng)速,ˉV是平均風(fēng)速。在熱帶輻合帶中存在風(fēng)場(chǎng)不連續(xù)帶,因此Constancy的最小值能指示熱帶輻合帶位置,但由于海洋上測(cè)站稀少,很難精確地確定;范蕙君[14]用多年月平均云量圖取熱帶海洋上空月平均云量最大區(qū)域來表示熱帶輻合帶的位置,發(fā)現(xiàn)中、東太平洋輻合帶季節(jié)、年際變化都很小,一般穩(wěn)定在5°N～8°N附近,而西太平洋輻合帶則有明顯的季節(jié)變化;蔣尚誠[15]定義30°N～30°S之間OLR<240W/m2區(qū)域內(nèi)最小值所在的緯度為ITCZ軸所在的位置,以最小OLR的數(shù)值表示ITCZ強(qiáng)度而得出全球ITCZ的氣候特征圖。根據(jù)OLR資料分析的ITCZ與用最大云量帶所確定的ITCZ相似。Chen[16]等利用衛(wèi)星觀測(cè)的日平均的降水資料研究中、西太平洋日平均ITCZ的空間結(jié)構(gòu)特征,根據(jù)強(qiáng)降水的覆蓋率定義了日平均ITCZ的6種空間類型,分別為北部型、南部型、弱型、赤道型、雙ITCZ型和整型,并指出北部型和南部型ITCZ具有明顯的季節(jié)變化,弱型ITCZ也存在明顯的季節(jié)變化,且變化規(guī)律與北部型類似,其他3種類型的ITCZ的季節(jié)變化不明顯。Peng[17]等利用垂直速度資料研究ITCZ的季節(jié)性跳躍,文中指出300 hPa上的垂直速度與深對(duì)流區(qū)相對(duì)應(yīng),并且垂直速度最大值所在的緯度可以很好地表征ITCZ的位置。

J.Fernandze和M.A.Estoque[18]把東太平洋-中美洲地區(qū)分為ITCZ區(qū)域、ITCZ北部區(qū)域和ITCZ南部區(qū)域3個(gè)部分來研究1979年6月5～8日ITCZ的溫度和濕度的垂直結(jié)構(gòu)。熱帶輻合帶是熱帶上升運(yùn)動(dòng)的集中地區(qū),蔣全榮[19]在分析赤道輻合帶的動(dòng)力學(xué)與能量學(xué)特征時(shí)用垂直速度ω計(jì)算得出在ITCZ中幾乎有整層的上升運(yùn)動(dòng),此外范蕙君[20]也用垂直速度ω研究ITCZ的二維垂直環(huán)流結(jié)構(gòu)。ITCZ區(qū)上升運(yùn)動(dòng)(下文中簡(jiǎn)稱為ITCZω)在不同高度即垂直結(jié)構(gòu)上強(qiáng)度和位置有什么樣的變化特征?本文運(yùn)用月平均資料對(duì)該問題進(jìn)行了探討,提出了確定ITCZω的指標(biāo),并對(duì)其季節(jié)與年際變化特征作了初步的統(tǒng)計(jì)分析。

1 資料和ITCZω定義

本文選用的資料為NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)集中1979—2007年共29 a,850、500和300 hPa共3層月平均的垂直速度場(chǎng)(ω)和u,v風(fēng)場(chǎng)資料,分辨率為2.5(°)× 2.5(°)。ITCZ是1條對(duì)流強(qiáng)的輻合帶,風(fēng)場(chǎng)的輻合對(duì)于東太平洋地區(qū)來說只存在于邊界層,到850 hPa高度上輻合已經(jīng)不明顯,甚至變成了輻散(見圖1)。但是ω場(chǎng)在東、西太平洋ITCZ區(qū)域從低層到高層都為負(fù)值且呈帶狀結(jié)構(gòu)(見圖2),因此本文中利用ω場(chǎng)來研究ITCZω的垂直結(jié)構(gòu)。從圖2可以看出,東、西太平洋ω場(chǎng)的極值中心分別在120°W和160°E附近,因此本文做如下定義:

ITCZω強(qiáng)度的定義:分別取140°E～170°E,0°N～ 30°N和140°W～90°W,0°N～15°N范圍內(nèi)<-0.02 hPa/s的ω值與面積乘積之和再除以所選區(qū)域的面積,作為西ITCZω和東ITCZω的強(qiáng)度。

ITCZω位置的定義:西(東)北太平洋140°E～170°E (140°W～90°W)范圍內(nèi)ω區(qū)域平均最小值所在的緯度作為判定位置的指標(biāo)。

原數(shù)據(jù)資料分辨率為2.5(°)×2.5(°),在確定位置時(shí)利用插值方法把原始數(shù)據(jù)的分辨率差成0.25(°)× 0.25(°)。本文中分別用850,500和300 hPa代表對(duì)流層低、中和高層。

圖1 北太平洋地區(qū)風(fēng)場(chǎng)輻散(10-6/s)氣候平均態(tài)分布Fig.1 Distribution of wind divergence(10-6/s)in long-term average in the North Pacific

圖2 北太平洋ω(hPa/s)氣候平均態(tài)分布Fig.2 Distribution ofω(hPa/s)in long-term average in the North Pacific

2 ITCZω強(qiáng)度和位置垂直結(jié)構(gòu)的基本特征

2.1 氣候平均態(tài)下強(qiáng)度和位置的基本特征

圖3為東、西ITCZω強(qiáng)度和位置的氣候平均態(tài)的垂直分布圖。從圖中可以看出西ITCZω強(qiáng)度(見圖1a)在高層最強(qiáng),中層次之,低層最弱;東ITCZω強(qiáng)度在低層最強(qiáng),中層次之,高層最弱;西ITCZω的位置(見圖1b)在3個(gè)高度層上相差不大,高層較中層和低層略偏北,中層和低層位置相同;東ITCZω位置的垂直分布是高層最北,中層次之,低層最南,呈現(xiàn)出從低層到高層向北傾斜的特征。

圖3 東、西ITCZω強(qiáng)度(a)、位置(b)氣候平均態(tài)的垂直分布圖Fig.3 Vertical distribution of ITCZωstrength(a),position(b)in the Western and Eastern Pacific in long-term average

2.2 強(qiáng)度的季節(jié)變化特征

圖4a為西ITCZω強(qiáng)度季節(jié)變化垂直分布圖(圖中所示數(shù)值為強(qiáng)度的絕對(duì)值)。同氣候平均態(tài)下強(qiáng)度的垂直分布特征相同,1年中12個(gè)月都是低層弱,高層強(qiáng)。各層強(qiáng)度都是8月份最強(qiáng),2月最弱。

東ITCZω強(qiáng)度的季節(jié)變化規(guī)律(見圖4c)是低層3月最弱,8月最強(qiáng),中層2月最弱,9月最強(qiáng),高層上則分別是在3月和9月。特別應(yīng)該注意到中、高層的ω強(qiáng)度在11月還有另一個(gè)較弱期,反映了準(zhǔn)半年周期特性。垂直結(jié)構(gòu)變化整體上來說是高層最弱,低層最強(qiáng)。

圖4 西太平洋ITCZω強(qiáng)度絕對(duì)值(a)、位置(b)及東太平洋ITCZω強(qiáng)度絕對(duì)值(c)、位置(d)季節(jié)變化的垂直分布Fig.4 Vertical distribution of ITCZωstrength absolute value (a,c),position(b,d)in the Western(Eastern)Pacific

2.3 位置的季節(jié)變化特征

西ITCZω位置(見圖4b)在3個(gè)高度層上都是2月最南,與強(qiáng)度最弱的月份一致,9月位置最北,比強(qiáng)度最強(qiáng)的月份滯后1個(gè)月。從圖中還可以看出,2,8和9月低層偏南,其它月份隨高度變化不大。應(yīng)該特別關(guān)注中、高層在7～8月有快速北跳,正對(duì)應(yīng)8月的強(qiáng)度最強(qiáng),低層則是8～9月快速北跳。而對(duì)應(yīng)2月的最弱,是各層11～12月的快速南撤。

東ITCZω位置(見圖4d)在高層3月份最南,中層3和4月最南,而低層2和3月最南,各層位置都是在9月達(dá)最北。也應(yīng)該注意到各層在7～8月有快速北跳的特點(diǎn),與8月的強(qiáng)度最強(qiáng)相對(duì)應(yīng)。對(duì)應(yīng)2,3月的最弱,是各層1～2月的快速南撤。而與中、高層的ω強(qiáng)度在11月還有另1個(gè)較弱期相對(duì)應(yīng),東ITCZω的中、高層位置在10～11月也有1次快速南撤的表現(xiàn)。綜上,ITCZω強(qiáng)度最強(qiáng)(弱)的時(shí)間一般與位置的快速北跳(快速南撤)的時(shí)間相對(duì)應(yīng),并且有位置變化超前強(qiáng)度變化的表現(xiàn)。

3 ω場(chǎng)的EOF分析

為驗(yàn)證將ITCZω分為東、西2部分的合理性,本文對(duì)ω場(chǎng)進(jìn)行了EOF分析。在采用EOF分析計(jì)算時(shí),資料矩陣分別采用氣候值和異常值。

3.1 氣候值的EOF分析

對(duì)流層低層、中層、高層ω場(chǎng)氣候值EOF分析的前2個(gè)特征向量場(chǎng)的累積方差貢獻(xiàn)分別為89%, 89.6%,88.7%,其余各空間向量場(chǎng)的方差貢獻(xiàn)較小,不列入本文的分析范圍。第一特征向量的方差貢獻(xiàn)分別為72.2%,71.4%,67.5%,故該情況下的第一模態(tài)基本上能反映了要素的基本氣候狀態(tài),即為基本場(chǎng)或平均場(chǎng)。圖5a,b,c分別為850,500,300 hPaω氣候數(shù)據(jù)EOF分析的第一特征向量場(chǎng)。從對(duì)流層低層到高層ITCZω都呈現(xiàn)為負(fù)值的帶狀結(jié)構(gòu),與氣候平均態(tài)下的分布型相同,東、西太平洋ω的中心分別位于100°W和160°E附近。對(duì)應(yīng)的時(shí)間系數(shù)(見圖5d-f)均為正值,呈雙峰雙谷型周期為準(zhǔn)半年的變化,低層是2和9月較弱,6和12月較強(qiáng),中、高層是2和10月較弱,7和12月較強(qiáng)。綜合第一特征向量場(chǎng)和時(shí)間系數(shù)可看出:3個(gè)高度層上的ω年變化幅度均不大。0.5 a周期的表現(xiàn)可能與太陽1年2次越過赤道有關(guān)。

圖5 ω氣候值EOF分析的第一特征向量場(chǎng)及其對(duì)應(yīng)的時(shí)間序列Fig.5 The first EOF mode and time series ofωclimatic data

氣候值EOF分析的第二特征向量的方差貢獻(xiàn)從低層到高層分別為16.8%,18.2%,21.2%,空間場(chǎng)如圖6a、b、c所示。第二模態(tài)的空間場(chǎng)反映了ITCZω位置的季節(jié)變化特征,呈現(xiàn)南北反相變化的特點(diǎn)。時(shí)間系數(shù)(圖6d～f)具有1 a的周期變化,結(jié)合時(shí)間系數(shù)可以看出,在3個(gè)高度層上冬、春季節(jié)時(shí)間系數(shù)都為正值,低層和中層最大正值出現(xiàn)在2月,高層滯后1個(gè)月,出現(xiàn)在3月;夏、秋季節(jié)則為負(fù)值,3個(gè)層上最大負(fù)值都出現(xiàn)于9月,即冬、春季節(jié)ω位置偏南,低層和高層2月位置最南,高層3月最南;而夏、秋季節(jié)則正好相反,ω位置偏北,9月位置最北,即在低層和中層(高層)從2(3)月到9月ω位置逐漸北移,到9月位置達(dá)最北,從9月到翌年2(3)月ω位置有逐漸南移,到2(3)月位置達(dá)最南。

3.2 異常值的EOF分析

圖7為ω異常值EOF分析第一模態(tài)的空間場(chǎng)和時(shí)間序列。EOF分析第一特征向量的方差貢獻(xiàn)從低層到高層分別為12.5%,10.9%,10.3%,中、高層空間場(chǎng)存在東西2個(gè)符號(hào)相反的上升運(yùn)動(dòng)活動(dòng)區(qū)域,中心分別位于中東太平洋赤道地區(qū)以及西太平洋130°E附近地區(qū),類似于拉尼娜期間海表溫度距平分布;第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)與Nino3指數(shù)比較,具有明顯的反位相關(guān)系,同期相關(guān)系數(shù)分別為-0.79,-0.69,都通過了信度為0.001的可靠性檢驗(yàn),反映出ENSO循環(huán)暖(冷)位相時(shí),中東太平洋海溫偏高(低),ω增強(qiáng)(減弱)。第一模態(tài)的時(shí)間序列進(jìn)行功率譜分析,中、高層最明顯的是4.8 a的周期(見圖8b,c)。低層空間場(chǎng)與中、高層分布不同,呈現(xiàn)南北反相變化的特征,但是時(shí)間系數(shù)與中、高層有類似的變化趨勢(shì)并且與Nino3指數(shù)同期相關(guān)系數(shù)達(dá)到-0.64,因此有可能是太平洋上盛行季風(fēng),在大氣之中年內(nèi)變化顯示的很強(qiáng)烈,低層ω也會(huì)隨之出現(xiàn)明顯的年內(nèi)變化,強(qiáng)烈的年內(nèi)變化掩蓋了長(zhǎng)周期變化。為了突出年際變化,將低層第一模態(tài)時(shí)間序列進(jìn)行濾波,濾掉1 a以下的周期,然后再對(duì)時(shí)間系數(shù)進(jìn)行功率譜分析,結(jié)果如圖8d所示。結(jié)果顯示,經(jīng)過濾波的時(shí)間系數(shù)最明顯的周期為4.8 a,同中、高層最明顯的變化周期相同。

圖6 ω氣候值EOF分析的第二特征向量場(chǎng)及其對(duì)應(yīng)的時(shí)間序列Fig.6 The second EOF mode and time series ofωclimatic observation data

圖7 ω異常值EOF分析的第一特征向量場(chǎng)及其對(duì)應(yīng)的時(shí)間序列Fig.7 The first EOF mode and time series ofωanomaly data

圖8 ω異常值EOF分析的第一特征向量場(chǎng)對(duì)應(yīng)的時(shí)間序列的功率譜分析Fig.8 Power spectrum of the time series for the first mode ofωanomaly data

4 ITCZω強(qiáng)度和位置的年際變化及其與ENSO的關(guān)系

西ITCZω強(qiáng)度(見圖9)在大多數(shù)厄爾尼諾年偏弱,拉尼娜年偏強(qiáng)。東ITCZω位置在大多數(shù)厄爾尼諾年從對(duì)流層低層到高層都偏南,在強(qiáng)厄爾尼諾年表現(xiàn)的尤為明顯,如1982—1983年和1997—1998年;在拉尼娜年位置則偏北。對(duì)流層低層到高層從2000年以后ITCZω位置有明顯的向赤道偏移的趨勢(shì)(見圖10)。東ITCZω強(qiáng)度和西ITCZω位置的變化沒有前面二者的明顯,2000年以后東ITCZω強(qiáng)度明顯增強(qiáng),尤其是在對(duì)流層低層表現(xiàn)的更為顯著,與已有研究得到的140°W～90°W范圍內(nèi)ITCZ的強(qiáng)度在逐漸增強(qiáng)相似[21]。

為了更明確地看出ENSO對(duì)ITCZω強(qiáng)度和位置的影響,Nino3指數(shù)與東、西ITCZω強(qiáng)度和位置異常的時(shí)間序列分別作同期以及超前滯后相關(guān)。圖11為Nino3指數(shù)與東ITCZω位置異常時(shí)間序列的時(shí)滯相關(guān)。對(duì)流層低層和中層相關(guān)系數(shù)的極值都出現(xiàn)在Nino3指數(shù)超前東ITCZω位置異常1個(gè)月(最大相關(guān)系數(shù)分別為-0.57,-0.74),而在對(duì)流層高層Nino3指數(shù)超前東ITCZω位置異常2個(gè)月(-0.58)時(shí)達(dá)到最大負(fù)相關(guān)。海溫正異常(厄爾尼諾事件)時(shí)東ITCZω位置偏南,海溫負(fù)異常(拉尼娜事件)則相反。Nino3指數(shù)與西ITCZω位置異常時(shí)間序列的相關(guān)(圖略)在低層只在Nino3指數(shù)超前西ITCZω位置異常4個(gè)月時(shí)過0.01的信度檢驗(yàn),相關(guān)系數(shù)為-0.16,中層都沒有過0.01的信度檢驗(yàn),高層在Nino3指數(shù)超前西ITCZω位置異常1～5個(gè)月時(shí)過信度檢驗(yàn),相關(guān)系數(shù)的極值出現(xiàn)在Nino3指數(shù)超前西ITCZω位置異常2個(gè)月時(shí)(-0.19)。

圖9 西(東)ITCZω強(qiáng)度異常隨時(shí)間的變化Fig.9 Anomalous ITCZωintensity in the Western(Eastern)Pacific

圖10 西(東)ITCZω位置異常隨時(shí)間的變化Fig.10 Anomalous ITCZωposition in the Western(Eastern)Pacific

圖11 Nino3指數(shù)與850 hPa(a)、500 hPa(b)、300 hPa(c)東ITCZω位置異常時(shí)間序列的時(shí)滯相關(guān)Fig.11 Lag correlation coefficient between Nino3 index nd anomalous position of ITCZωin the Eastern Pacific(a) for 850 hPa,(b)for 500 hPa,(c)for 300 hPa

圖12 為Nino3指數(shù)與西ITCZω強(qiáng)度異常時(shí)間序列超前、滯后的時(shí)滯相關(guān)。Nino3指數(shù)與低層和中、高層西ITCZω強(qiáng)度異常時(shí)間序列的時(shí)滯相關(guān)呈現(xiàn)不同的特點(diǎn)。在低層Nino3指數(shù)滯后西ITCZω強(qiáng)度異常6個(gè)月時(shí)達(dá)到負(fù)相關(guān)系數(shù)的極值(-0.42),Nino3指數(shù)超前西ITCZω強(qiáng)度異常7個(gè)月時(shí)達(dá)到正相關(guān)系數(shù)的極值(0.19)。中層和高層正相關(guān)系數(shù)的極值分別出現(xiàn)在Nino3指數(shù)超前4個(gè)月和3個(gè)月(最大相關(guān)系數(shù)分別為0.44,0.38),即厄爾尼諾年時(shí)西ITCZω強(qiáng)度減弱,拉尼娜年時(shí)則為增強(qiáng)。中層在Nino3指數(shù)滯后西ITCZω強(qiáng)度異常9和10個(gè)月時(shí)負(fù)相關(guān)系數(shù)通過了0.01的信度檢驗(yàn),負(fù)相關(guān)系數(shù)分別為-0.15,-0.148。高層在Nino3指數(shù)滯后西ITCZω強(qiáng)度異常8個(gè)月時(shí)達(dá)到負(fù)相關(guān)系數(shù)的極值(-0.22)。圖13為Nino3指數(shù)與東ITCZω強(qiáng)度異常時(shí)間序列的時(shí)滯相關(guān)。中層相關(guān)系數(shù)的極值出現(xiàn)在Nino3指數(shù)超前東ITCZω強(qiáng)度異常1個(gè)月時(shí)(-0.20);低層相關(guān)系數(shù)的極值出現(xiàn)在Nino3指數(shù)滯后東ITCZω強(qiáng)度異常4個(gè)月時(shí)(0.19),高層上都沒有過0.01的信度檢驗(yàn)。所以總體上ENSO事件對(duì)東ITCZω位置影響較大,而對(duì)西ITCZω強(qiáng)度影響較大。

圖12 Nino3指數(shù)與850 hPa(a)、500 hPa(b)、300 hPa(c)西ITCZω強(qiáng)度異常時(shí)間序列的時(shí)滯相關(guān)Fig.12 Lag correlation coefficient between Nino3 index and anomalous intensity of ITCZωin the Western Pacific (a)for 850 hPa,(b)for 500 hPa,(c)for 300 hPa

圖13 Nino3指數(shù)與850 hPa(a)、500 hPa(b)東ITCZω強(qiáng)度異常時(shí)間序列的時(shí)滯相關(guān)Fig.13 Lag correlation coefficient between Nino3 index and anomalous intensity of ITCZωin the Eastern Pacific (a)for 850hPa,(b)for 500 hPa

5 結(jié)論

本文用ω場(chǎng)定義了3個(gè)高度層上ITCZω強(qiáng)度以及位置指數(shù),研究了其氣候平均態(tài)、季節(jié)以及年際變化規(guī)律,并對(duì)ITCZω強(qiáng)度和位置與ENSO間的關(guān)系作了初步的統(tǒng)計(jì)分析,得出了以下結(jié)論:

(1)氣候平均態(tài)下西(東)ITCZω強(qiáng)度在高(低)層最強(qiáng),低(高)層最弱;西ITCZω在8月最強(qiáng),9月位置最北,2月最弱,位置最南;東ITCZω在8,9月最強(qiáng),9月最北,2,3月最弱,位置最南,但中、高層的ITCZω強(qiáng)度在11月也很弱。ITCZω強(qiáng)度最強(qiáng)(弱)的時(shí)間一般與位置的快速北跳(快速南撤)的時(shí)間相對(duì)應(yīng),并且有位置變化超前強(qiáng)度變化的表現(xiàn)。

(2)氣候值EOF第一模態(tài)能很好的反映ITCZω的基本氣候狀態(tài),具有準(zhǔn)0.5 a周期;第二模態(tài)反映了ITCZω位置的季節(jié)變化特征,具有1 a周期;異常值EOF第一模態(tài)空間場(chǎng)呈現(xiàn)東西反位相的特征,時(shí)間序列的功率譜分析最明顯的周期為4.8 a。

(3)西ITCZω強(qiáng)度在厄爾尼諾年偏弱,拉尼娜年偏強(qiáng)。東ITCZω位置在厄爾尼諾年偏南,拉尼娜年位置則偏北。ENSO對(duì)東ITCZω位置和西ITCZω強(qiáng)度的影響要大于對(duì)東ITCZω強(qiáng)度和西ITCZω位置的影響。東ITCZω位置異常與Nino3指數(shù)的相關(guān)系數(shù)在對(duì)流層低層、中層和高層分別于Nino3指數(shù)超前東ITCZω位置異常1個(gè)月,1個(gè)月和2個(gè)月時(shí)達(dá)到極值;西ITCZω強(qiáng)度異常與Nino3指數(shù)的相關(guān)系數(shù)在對(duì)流層低層、中層和高層分別于Nino3指數(shù)滯后西ITCZω強(qiáng)度異常6個(gè)月、超前4個(gè)月和超前3個(gè)月時(shí)達(dá)到極值。

[1] 葛旭陽,李硯華,蔣尚城.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),2003,23(3):391-398.

[2] 于玉斌,姚秀萍.2003年夏季OLR特征及與中國異常天氣的關(guān)系[J].氣象,2005,31(7):10-15.

[3] Ding Y H,Reiter E R.Some conditions influencing the variability in typhoon formation over the west Pacific Ocean[J].Arch Meteor Geophys Bioklim,1981,A30:327-342.

[4] Ding Y H,Reiter E R.Large-scale circulations affecting the typhoon formation over the West Pacific[J].Acta Oceanologica Sinica(in Chinese),1984,3(3):327-338.

[5] Gray W M.Global view of the origin of tropical disturbances and storms[J].Mon Wea Rev,1968,96(10):669-700.

[6] Jiang L Y,Ying M.Analysis of anomalous frequency of tropical cyclone in East China[J].Journal of Applied Meteorological Science(in Chinese),2002,13(1):88-95.

[7] Sadler J C.The monsoon circulation and cloudiness over the GATE area[J].Mon Wea Rev,1975,103(5):369-387.

[8] Gadgil S,Guruprasad A.Anobjective methodfor the identification of the intertropical convergence zone[J].J Climate,1990,3(5):558-567.

[9] Waliser D,Gautier C.A satellite-derived climatology of the ITCZ [J].J Climate,1993,6(11):2162-2174.

[10] Brooks C E P,Braby H W.The crash of the trades in the Pacific Ocean[J].Bulettin of American Meteorological Society,1946, 27:62-66.

[11] Alpert L.The intertropical convergence zone of the eastern Pacific Ocean[J].Bulettin of American Meteorological Society,1945, 26:426-432.

[12] Alpert L.The intertropical convergence zone of the eastern Pacific Ocean[J].Bulettin of American Meteorological Society,1946, 27:15-29.

[13] Alpert L.The intertropical convergence zone of the eastern Pacific Ocean[J].Bulettin of American Meteorological Society,1946, 27:62-66.

[14] 范蕙君.用平均云量圖分析太平洋熱帶輻合帶[J].熱帶氣象, 1985,1(3):269-276.

[15] 蔣尚城.全球ITCZ的氣候特征研究[J].氣候?qū)W報(bào),1988,46 (2):241-244.

[16] Chen B D,Lin X,Bacmeister J T.Frequency distribution of daily ITCZ patterns over the Western–Central Pacific[J].J Climate,2008,21(17):4207-4222.

[17] Peng X,Miller R L.Abrupt seasonal migration of the ITCZ into the summer hemisphere[J].Journal of the Atmosphere Sciences,2007,65(6):1878-1895.

[18] Fernandze J,Estoque M A.Characteristics of the ITCZ over the eastern Pacific,5-8 June 1979[J].Monthly Weather Review, 1985,113(1):99-105.

[19] 蔣全榮,管兆勇,余志豪.南海地區(qū)赤道輻合帶的動(dòng)力學(xué)與能學(xué)特征分析[J].熱帶氣象,1986,2(1):37-44.

[20] 范蕙君,李修芳.西北太平洋熱帶輻合帶三維結(jié)構(gòu)分析[J].海洋預(yù)報(bào)服務(wù),1985,2(2):19-25.

[21] 馬麗萍.氣候變化對(duì)熱帶氣旋活動(dòng)的影響[D].南京:南京信息工程大學(xué),2009.

Abstract: The omega data and sea surface wind data from NCEP/NCAR reanalysis data during 1979 to 2007 were used to investigate the vertical distribution characters of ITCZωintensity and the position in the North Pacific and their seasonal and interannual features.The results show that in long-term average the strongest intensity of ITCZωin the Western(Eastern)Pacific is on the top(bottom)of troposphere and the weakest one is on the bottom(top).The most northern position in the Western Pacific is almost the same as each other on three levels.In the eastern Pacific the most northern(southern)position is on the top(bottom).The strongest intensity in the Western(Eastern)Pacific is in August(August and September)and the most northern position is in September.The weakest intensity and the most southern position are in February(February and March).In the Eastern Pacific the intensity is also weaker in November.The time that ITCZωintensity reaches to the strongest(weakest)corresponds to the rapid northward (southward)shift of position.When the position is more northern(southern),the intensity is stronger (weaker).And there are changes in position ahead of that in intensity.By Empirical Orthogonal Function analyses(EOF)for climatic data and anomaly data,it is found that the first mode of climate data is the basic meteorological state of ascending motion with quasi-semiannual cycle and the second mode is the seasonal position fluctuation of ITCZω.The first mode of anomaly data is east-west dipole mode and in an 4.8-year cycle by spectrum analysis of the time series.The intensity of ITCZωin the Western Pacific is weaker (stronger)in Elnino(Lanina)years.The position of ITCZωin the Eastern Pacific is more southern (northern)than normal years in Elnino(Lanina)years.In general,ENSO has great influence on the position in the Eastern Pacific and the intensity in the western Pacific.

Key words: the North Pacific;ITCZ;ascending motion;vertical structure;ENSO

責(zé)任編輯 龐 旻

The Seasonal and Interannual Features of Ascending Motion Intensity and Position in the Intertropical Convergence Zone in the North Pacific

SUI Xiao-Xia,WAN G Qi
(Atmosphere-Ocean Interaction and Climate Laboratory(OAC),Department of Meteorology,Ocean University of China, Qingdao 266100,China)

P732.3

A

1672-5174(2011)04-019-09

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(40876004,40890150/D0601);國家基礎(chǔ)科學(xué)研究項(xiàng)目(2007CB411801,2005CB422301)資助

2010-04-20;

2010-05-06

隋曉霞(1984-),女,碩士生。E-mail:sxxyahu@163.com

E-mail:wangqi@ouc.edu.cn