时间和空间尺度
与天气干扰(低气压和低气压)不同，季风的isoo基本上有10到90天的时间尺度。对iso的空间结构和不同变量之间的耦合的深入了解可以通过构造的指数来获得ISOs季风．我们基于10-90天带通滤波候CPC合并降水分析(CMAP) (Xie and Arkin, 1996)，在每年6月1日和9月30日在70°E-90°E和15°N-25°N之间的方框内插值降水日平均值，构建了该指数。由其自身标准偏差(2.35mmday - !)归一化的时间序列(以下称为ISO指数)> +1(< - 1)表示活跃(中断)条件，如图2.3所示，其中显示了十个夏季(每个季节有122天)的ISO指数样本(Goswami et al.， 2003)。我们构建了20个夏季(1979-1998)活动和断裂条件下ISO过滤CMAP异常的复合材料，活动和断裂复合材料之间的差异如图2.4(a)所示，而11年(1979-1989)站降雨的活动和断裂复合材料之间的类似差异如图2.4(b)所示。印度大陆上活动-断裂复合材料的空间格局与其他研究中描述的活动(断裂)格局很好地吻合(Singh et al.， 1992;Krishnamurthy和Shukla, 2000)。CMAP在印度大陆的合成数据与从台站数据获得的合成数据非常相似。这也说明了具有主动断裂阶段的季风ISV并不局限于
图2.3。以10个夏季(1989-1998)为样本，6月1日至9月30日(122天)的标准化季风ISO指数时间序列。ISO指数定义为平均在70°E-90°E和15°N-25°N之间的10-90天过滤CMAP降雨异常。时间序列由其自身的标准偏差(2.35 mm天- 1)归一化。开放的圆圈和正方形分别表示活跃和中断条件的峰值。
图2.3。以10个夏季(1989-1998)为样本，6月1日至9月30日(122天)的标准化季风ISO指数时间序列。ISO指数定义为平均在70°E-90°E和15°N-25°N之间的10-90天过滤CMAP降雨异常。时间序列由其自身的标准偏差(2.35 mm天- 1)归一化。开放的圆圈和正方形分别表示活跃和中断条件的峰值。
图2.4。10-90天过滤后CMAP异常的23个夏季(a)和10-90天过滤后台站降水数据的11个夏季(1979-1989)的活跃降水(由活跃降水(ISO指数>+1)和中断降水(ISO指数< -1)(由ISO指数(图2.3)定义)的活跃降水减去中断降水复合(b)。
图2.4。10-90天过滤后CMAP异常的23个夏季(a)和10-90天过滤后台站降水数据的11个夏季(1979-1989)的活跃降水(由活跃降水(ISO指数>+1)和中断降水(ISO指数< -1)(由ISO指数(图2.3)定义)的活跃降水减去中断降水复合(b)。
从西太平洋到BoB北部和印度大陆中部的降水增加(减少)与印度大陆的空间尺度大得多。这一观测结果也强调了南太平洋北部夏季的ISV季风区域南亚季风ISV的一个重要特征是降水的南北偶极子，活跃(中断)条件与季风槽区降水的增强(减少)和赤道东印度洋(IO)降水的减少(增强)有关(Goswami和Ajayamohan, 2001)。主导ISV空间结构的另一个方面是赤道西太平洋和北太平洋西部上空的对号偶极子结构(Annamalai和Slingo, 2001)。
来自美国国家环境预测中心-国家大气研究中心(NCEP-NCAR)再分析的10-90天过滤风的滞后回归分析(Kalnay et al.， 1996;Kistler et al.， 2001)在若干垂直层和10-90天过滤后的CMAP降水相对于ISO指数显示了ISV的垂直结构和对流与环流之间的关系。图2.5(a, b)显示了CMAP降雨和850 hpa风以及滞后14天的同步回归。图2.5(c, d)显示了与活跃(0滞后)和中断(14天滞后)相相关的异常经向环流，基于70°E-90°E之间平均的经向速度和垂直速度相对ISO指数的回归。与ISO相关的低层风异常(图2.5(a, b))与相应降水异常的线性响应一致，表明季风ISV与活动条件和中断条件是大尺度对流耦合振荡的相反阶段。异常哈德利环流活动期和断裂期的相反符号表明区域季风Hadley环流在活动期(断裂期)显著增强(减弱)。反常Hadley环流也显示了季风ISV的斜压垂直结构。
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图2.5。横向和纵向结构主导ISV。(上)在0滞后(活动条件)和14滞后(中断条件)时，在850hPa相对于ISO指数(图2.3)回归的10-90天过滤CMAP(等高线，mmday-1)和纬向和经向风异常(矢量，m s-1)。(下)异常区域哈德利环流与活动和中断条件有关。若干垂直层的经向和垂直风的回归异常平均超过70oE-90oE。垂直风异常(hPas-1)被放大了50倍。
在10-90天周期的大范围内，周期分别为10- 20天和30 - 60天的两个周期范围尤为突出。一些早期的研究(村上，1976;Krishnamurti和Bhalme, 1976)表明在一些季风参数中存在一个10-20天的振荡。后期研究(Krishnamurti and Ardunay, 1980;Chen and Chen, 1993)表明10-20天的振荡是一个向西传播的模式，与季风活动/断裂条件密切相关。除了10-20天的振荡外，还可以看到30-60天周期的显著振荡季风环流(Dakshinamurthy and Keshavamurthy, 1976)、云量和降水(Yasunari, 1979,1980,1981;Sikka和Gadgil, 1980)。这些早期的研究大多基于有限的数据来估计谱峰，因此不可能确定峰的统计显著性。存在着重要的权力
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图2.6。(a) 1971-1990年20个夏季(6月1日- 9月30日)站资料的降水异常谱，平均超过75°E-85°E和15°N-25°N; (b) NCEP再分析的20个夏季(1979-1998年)850 hPa纬向风异常谱，平均超过55°E-65°E和5°N-15°N(阿拉伯海)。(c)与(b)相同，但平均超过85°E-90°E和10°N-15°N(孟加拉湾)。(d)与(b)相同，但适用于平均超过80°E-85°E和EQ-5°N的经向风异常。使用图基窗方法计算光谱，虚线表示相对于红噪声零假设的90%置信水平。
两个频率范围如图2.6所示，其中显示了四个具有代表性的时间序列的功率谱。一个(图2.6(a))是每日降水来自降雨资料的异常(Singh et al.， 1992)在20个(1971-1990年)夏季(6月1日-9月30日)平均超过75°E-85°E和15°N-25°N(印度中部)，而其他两个(图2.6(b, c))是来自NCEP再分析的850 hPa日纬向风异常，平均超过55°E-65°E和5°N-15°N(阿拉伯海(AS))和超过85°E-90°E和10°N-15°N (BoB)也分别为20个夏季。最后一个(图2.6(d))是80°E-85°E和EQ-5°N的平均经向风异常。在降水时间序列(图2.6(A))中可以看到一个强的准双周周期，它与天气变率(周期<10天)和较低的频率(周期约为40天)明显分开。在两个纬向风时间序列中也注意到10-20天范围内的显著功率。此外，在这个频率范围内，在低空区域上空(图2.6(c))的纬向风的功率高于在AS上空的纬向风(图2.6(b))。赤道IO中心上空的经向风(图2.6(d))在10-20天的时间尺度上表现出突出的功率，与天气扰动和低频40天模式很好地分开。在所有四个时间序列中，在30-60天范围内也有显著的功率。为了将这两种振荡的作用置于全日异常的可变性背景下，我们使用Lanczos滤波器对6月1日至9月30日之间20年的850 hPa纬向风异常进行了带通滤波，以保留10-20天至30-60天的周期。这一比率
20 n 10
20多岁30 n
40e 60e 80e 100e 120e
图2.7。夏季用(a) 10-20天模式和(b) 30-60天模式解释的850 hpa纬向风在总日方差中的百分比雨季(1979年6月1日至9月30日)共20年。
10-20天模式和30-60天模式的方差与日总异常的方差之间的关系如图2.7所示。值得注意的是，这些模式对低空纬向风的贡献是相当大的，在总日方差的15%至25%之间。然而，这两种ISO模式的重要性远远超出了所解释的日总变率的百分比，因为ISO强烈调节了占日总变率很大一部分的天气活动(见第2.4节)。30-60天振荡的全球结构已在许多研究中进行了探索(Krishnamurti等人，1985;Knutson等人，1986;Lau和Chen, 1986;村上等人，1986;克努森和魏克曼，1987年;Nakazawa, 1986)。相比之下，10-20天模式的空间结构和传播特征只有有限的研究(Krishnamurti和Ardunay, 1980; Chen and Chen, 1993; Goswami and Ajayamohan, 2001; Chatterjee and Goswami, 2004). It may be noted that the 10-20-day and the 30-60-day ISV is not unique to the SA monsoon alone. The EA/WNP monsoon also exhibits 12-24-day and 30-60-day varibility during boreal summer (see Chapter 3).
主要特点为水平和垂直结构这里对这两种模式进行了总结。10-20天模式的水平和垂直结构如图2.8所示。参考时间序列由85°E-90°E和5°N-10°N之间的盒子上的850 hPa平均10-20天过滤纬向风构成
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图2.7。1979-1998年20年夏季风季(6月1日- 9月30日)用(a) 10-20天模式和(b) 30-60天模式解释的850 hpa纬向风总日方差的百分比。
60e 80e 100e 120e 140e40e 60e 80e 100e 120e锄头
图2.8。10-20天模式的空间结构和振幅。(a) OLR(以Wm~2为单位)、(b) 850 hpa风和(c) 200 hpa风(以ms-1为单位)相对于10-20天经过滤的纬向风的参考时间序列，平均在85°E-90°E和5°N-10°N，滞后为0。仅绘制了在95%置信水平上显著的回归风异常，基于20个(1979-1998)夏季(6月1日- 9月30日)的10-20天滤波(d) OLR (W2m-4)、(e) 850 hpa和(f) 200 hpa纬向风(m2m -2)的平均方差。
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图2.8。10-20天模式的空间结构和振幅。(a) OLR(以Wm~2为单位)、(b) 850 hpa风和(c) 200 hpa风(以ms-1为单位)相对于10-20天经过滤的纬向风的参考时间序列，平均在85°E-90°E和5°N-10°N，滞后为0。仅绘制了在95%置信水平上显著的回归风异常，基于20个(1979-1998)夏季(6月1日- 9月30日)的10-20天滤波(d) OLR (W2m-4)、(e) 850 hpa和(f) 200 hpa纬向风(m2m -2)的平均方差。
在夏季(6月1日至9月30日)，持续20年(1979-1998年)。参考框选择在850 hPa的10-20天过滤纬向风的高方差区域。利用850 hPa和200 hPa的10-20天经向和经向过滤风的参考时间序列，以及所有格点的OLR，构建滞后回归。在850 hPa和200 hPa同时回归的OLR和风矢量异常分别显示在图2.8(a, b, c)中。模式的低层风结构特征为两个涡，一个涡中心在北纬18°附近，另一个涡中心在北纬3°附近靠近赤道。我们可以回忆起最严重经向模式(n = 1)
OLR(阴影)& DIV925(轮廓)<10-15N>
OLR(阴影)& DIV925(轮廓)<10-15N>
图2.9。10-20天模式的对流和低层风的耦合。OLR回归10-20天过滤异常的滞后经度图(Wm-2;阴影)和925 hpa风(等高线)相对于图2.8所述同一参考时间序列的散度在10oN-15oN上的平均值。实线(虚线)表示正(负)发散，轮廓线间隔为0.1 x 10-6s-1，粗线表示零轮廓线。
图2.9。10-20天模式的对流和低层风的耦合。OLR回归10-20天过滤异常的滞后经度图(Wm-2;阴影)和925 hpa风(等高线)相对于图2.8所述同一参考时间序列的散度在10oN-15oN上的平均值。实线(虚线)表示正(负)发散，轮廓线间隔为0.1 x 10-6s-1，粗线表示零轮廓线。
赤道罗斯比波也有两个涡的特征，类似于图2.8(b)，但中心在赤道附近(Matsuno, 1966;吉尔,1982)。最近的研究表明(Chatterjee and Goswami, 2004)，模态的低层空间结构可以解释为最严重的经向模态(n = 1)赤道Rossby波，波长约为6000 km，但向北移动了约5度由背景夏季平均流量。涡旋在垂直方向的相位从地表到200 hPa保持不变，在150 hPa左右发生变化，表明其垂直结构具有显著的正压分量(也见Chen and Chen, 1993)和斜压分量。该图还包含与850 hPa和200 hPa的10-20天经过滤的OLR纬向风相关的平均方差(图2.8(d, e, f)。OLR的显著波动(标准偏差为15-20 Wm-2)和低层和高层的纬向风(2 ms-1)都与这种振荡有关。在整个振荡过程中，OLR和环流异常的相干演化表明对流耦合参与了模式的发生和传播。图2.9进一步说明了这一点，其中在5oN-15oN上平均925 hPa处的回归OLR和散度显示为经度和滞后的函数。边界层辐合(辐散)和负(正)OLR异常之间的密切联系是明显的。同时，在OLR中心稍西的辐合中心似乎也对模式向西传播负责。
的水平结构对30-60天模式进行了类似的研究，构建了在80°E-90°E和10oN-15oN上平均为850 hPa的30-60天过滤纬向风的参考时间序列，并计算了的滞后回归
图2.10。30-60天模式的空间结构和振幅。(a) OLR(以Wm~2为单位)、(b) 850 hpa风和(c) 200 hpa风(以ms_1为单位)相对于30-60天经过滤的纬向风的参考时间序列的30-60天滤波异常的回归，平均超过85°E-90°E和5°N-10°N，滞后为0。基于20个(1979-1998)夏季(6月1日- 9月30日)，仅绘制了在95%置信水平上显著的回归风异常，平均方差为30-60天滤波后的(d) OLR (W2m~4)、(e) 850 hpa和(f) 200 hpa纬向风(m2 s~2)。
图2.10。30-60天模式的空间结构和振幅。(a) OLR(以Wm~2为单位)、(b) 850 hpa风和(c) 200 hpa风(以ms_1为单位)相对于30-60天经过滤的纬向风的参考时间序列的30-60天滤波异常的回归，平均超过85°E-90°E和5°N-10°N，滞后为0。基于20个(1979-1998)夏季(6月1日- 9月30日)，仅绘制了在95%置信水平上显著的回归风异常，平均方差为30-60天滤波后的(d) OLR (W2m~4)、(e) 850 hpa和(f) 200 hpa纬向风(m2 s~2)。
30-60天经向风和经向风的过滤。与模式相关的850 hPa和200 hPa的OLR和矢量风异常分别如图2.10(a、b、c)所示。图2.10(d, e, f)分别显示了与30-60天滤波后的OLR和850 hPa和200 hPa纬向风相关的平均方差。与模式相关的OLR和低层风的空间结构与各种研究中发现的相似(例如，Goswami和Ajayamohan, 2001;Annamalai和Slingo, 2001;Webster et al.， 1998)。30-60天模式(半波长约10,000 km)的水平尺度比10-20天模式(图2.8)大得多，后者具有相当的区域性特征。另一个值得注意的有趣点是，与30-60天模式(图2.10(b))相关的低层风异常具有与季节平均值(图2.1(e))相似的结构，加强(削弱)季节平均值在其活动(中断)阶段。还可以注意到，印度经度附近30-60天模态的水平结构特征是两个符号相反的涡旋位于靠近赤道的涡旋两侧，类似于n = 2赤道Rossby模态的空间结构。两者之间的差异(例如，北方和南方涡的强度不对称，涡向北移动)可能是由于夏季平均背景流对罗斯比波的修正。 A comparison of Figure 2.5 and Figure 2.10 indicates that the large-scale structure of the active/break conditions seems to come largely from the 30-60-day mode. The 200-hPa anomalies associated with the 30-60-day mode are opposite to those at low levels but with a tilt to the west. The phase transition takes place (not shown) at around 500 hPa. Therefore, a first baroclinic mode vertical structure emerges for the mode.
图2.11所示的850 hPa的OLR和相对涡度异常在振荡周期内的相干演化也表明了30-60天模式的强对流耦合。OLR异常在30-60天模式周期内的演变与使用其他方法的其他研究(例如，Annamalai和Slingo, 2001)中发现的相似。从该图中可以看出一个有趣的现象，即北方夏季南亚季风地区和EA/WNP地区(见第3章)的30-60天变率受相同的30-60天变率模式支配。主要区别在于，EA/WNP中模式向北传播的相位相对于南亚季风区的传播相位偏移了约10天。对流首先从赤道IO开始(-20天)，向北移动到北纬10°左右(-10天)，在南海地区开始对流。第0天SA区对流达到25°N, EA/WNP区对流发展到15°N左右。另一个需要注意的要点是850 hPa的气旋(反气旋)相对涡度带与负(正)OLR异常带一致地向北移动，相对涡度极大值约为对流极大值的3°N。我们稍后将说明(见2.2.1.1节)对流和低层相对涡度之间的相位关系对于理解模式向北传播的机制很重要。
继续阅读:季候风Iso和季节平均值的可预测性
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