在季风地区向北和向西传播机制
北方夏季期间,向东传播模式大大削弱MJO就可(马登,1986;小王和鲁伊,1990 b),而向北传播成为ISO在印度夏天的突出特征季风区域(第二章;川,1979年,1980年;Sikka Gadgil, 1980;克里希那穆提和Subrahmanyam, 1982)。已经提出几种机制为印度洋板块向北传播。
韦伯斯特(1983)提出,向北传播可以从水循环之间的反馈结果和动力学在印度。地表热通量进入大气边界层可以破坏前的上升区,造成对流区向北转移。他和:舒克拉(1984)表明,低频振动模拟大气模型的轴对称convective-thermal放松的结果反馈。对流活动增加大气稳定,这将抑制对流;与此同时,动态和辐射弛豫带来新的对流不稳定的大气状态。安德森和史蒂文斯(1987)发现,在纬向对称的原始方程模型中,包含不同的基本状态哈得来环流圈导致缓慢振荡模式的形成。刘和彭(1990),基于他们的数值实验,表明赤道潮湿的交互开尔文波大规模季风流动可以产生不稳定quasi-geostrophic斜压波了印度季风地区沿着15°在20°N;与此同时,赤道扰动削弱。他们推断ISO的快速向北推进在印度季风区域可能与这一过程。
根据他们的模型结果,王、谢(1997)提出,向北传播雨乐队相关的ISO这股是连续的表现以射气赤道Kelvin-Rossby罗斯比波的波包时,后者通过海上的大陆。更加突出射气发生在西太平洋赤道耦合Kelvin-Rossby波包迅速衰变中太平洋。这个理论可以解释观察到的向北传播组件在北印度洋和北太平洋西部,但是为什么罗斯比波传播有一个向北组件没有解决。最近Drbohlav和王(2004)和江et al .(2004),他们展示了东风垂直剪,边界层水汽平流,海气相互作用可以导致向北传播。
向西传播生成在季风地区可能是一个不稳定的表现斜压波(刘和彭,1990)或赤道罗斯比波不稳定的东风垂直切变和交互式对流加热(谢,王,1996)。这些干扰可能起源于赤道向东传播和调制的ISO(王谢,1997;Kemball-Cook和王2001)或通过合并形成的一个赤道向东移动的对流系统,向西传播低级收敛异常位于亚热带(Hsu翁,2001)。
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