热带大气30～60天季节内振荡(ISO)对热带乃至全球长期天气变化及短期气候异常有重要作用，自上世纪被发现以来(Madden and Julian，1971，1972)对该方面的研究已成为气候变化领域的一个重要前沿课题。ISO和厄尔尼诺—南方涛动(ENSO)存在相互作用(Lau and Chan，1988；Lau and Shen，1988；李崇银和周亚萍，1994)，与亚洲夏季风有密切关系(李汀和琚建华，2013)。夏季风爆发前低纬地区的ISO活动存在显著加强(李崇银等，2003；李崇银，2004；温之平等，2006)，而对流活动活跃年季风爆发偏早(Kajikawa and Yasunari，2005)。热带ISO活动异常对我国区域气候(肖子牛和温敏，1999；葛旭阳等，2000；章丽娜等，2011；马宁等，2011)和极端事件(Lü et al.，2012)也有重要影响。印度洋—西太平洋区域是影响我国短期气候异常的关键区域，对该区域大气季节内振荡的研究对于揭示我国短期气候变化规律具有重要的科学意义。

许多学者的研究揭示了热带ISO活动的一些传播特征。在北半球的冬半年，对流扰动主要表现为由热带印度洋持续向东的传播，Madden and Julian(1972，1994)认为这种东传扰动在到达热带东太平洋后将逐渐减弱消失。Lau and Chan(1985)分析得到了扰动沿赤道印度洋—西太平洋东传的速度为4～5 m s⁻¹，并指出在印度尼西亚东部和赤道中太平洋区域分别存在扰动传播的抑制及扰动强度的增强。Weickmann and Khalsa(1990)选择1981年11～12月的一次强ISO进行研究，发现扰动在赤道印度洋—西太平洋区域的东传还伴随着暖池外区域150 hPa速度势的快速东传。而Zhu and Wang(1993)的研究表明，东传过程中，扰动在赤道印度洋有所加强，当快速越过海洋大陆时减弱或消失，在南太平洋辐合带又重新发展变强。在北半球的夏半年，对流扰动除存在由赤道印度洋到西太平洋的东传外(Lau and Chan，1986；Lawrence and Webster，2002)，还存在明显的经向传播。Yasunari(1979，1980)指出在整个亚洲季风区存在扰动由赤道向北至中纬度的传播，且扰动的北传在印度洋区域最为显著，而在非洲及中太平区域有扰动的南传。Krishnamurti and Subramanian(1982)得到了扰动由赤道向北传播至喜马拉雅山脉消失的速度为0.75度/天。Zhu and Wang(1993)将北半球夏半年的ISO活动划分成了西部及东部两个系统，分别为扰动在印度季风区向北和向东北方向的传播(Lau and Chan，1986)及扰动在西北太平洋—东亚季风区向北和向西北方向的传播(Kajikawa and Yasunari，2005)。Wanget al.(2006)给出了亚洲区域热带降水异常的准30天振荡演化示意图，揭示了对流扰动在热带印度洋生成，沿赤道东传，形成一个西北—东南倾斜，最终向东北传播至西北太平洋地区的演化过程。但在赤道以外的热带，尤其是副热带地区，存在明显的ISO西传(Chen et al.,1988)，并发现即使在赤道地区，也存在ISO的西传(Li and Wu，1990)。综合考虑北半球夏半年及冬半年ISO的东传，Wheeler and Hendon(2004)建立了不依赖于季节的实时多变量Madden和Julian 振荡(MJO)指数，用以表征ISO的东传情况。Lau and Chan(1985，1986)利用7年的向外长波辐射(OLR)逐日资料分别讨论了北半球夏半年和冬半年热带ISO的基本特征，并在不同的季节各得到了一个反相变化的对流涛动：夏半年，扰动中心分别位于赤道印度洋和热带西太平洋；冬半年，扰动中心分别位于海洋大陆和赤道中太平洋。Zhu and Wang(1993)也提出在热带印度洋—西太平洋区域存在反相变化的30～60天对流涛动，着重强调了西太平洋对流扰动中心随季节的南北移动[北半球夏半年，扰动中心位于菲律宾海；北半球冬半年，扰动中心位于南太平洋辐合带(SPCZ)]，并将这种对流涛动分成正、负位相分别讨论了不同位相下对流活动的基本特征。最近有研究发现，这种热带印度洋—西太平洋反相变化的对流涛动不仅在季节内尺度存在，在年际尺度上也有显著信号，只是扰动中心的位置略有差异，Li et al.(2013)将其称为印度洋—太平洋对流涛动(Indo-Pacific Convection Oscillation)，简称IPCO。

关于印度洋—西太平洋区域ISO的研究，前人所用的资料长度都比较短，针对不同季节分别讨论(Lau and Chan，1985，1986；Zhu and Wang，1993；Lee et al.,2012)，时间连续性不好。已有的研究结论主要强调了不同季节对流涛动的明显区别却忽视了不同季节对流涛动的共同特征，所得偶极型的中心区域在夏半年和冬半年存在显著差异，不利于全年时期内统一的对流涛动的分析研究。虽然已有学者将这种对流涛动划分成不同位相进行讨论(Zhu and Wang，1993)，但该种位相划分不能反映出不同位相对流扰动随时间的演化过程。因此，本文将选择更长时间长度的资料，试图解决如下几个问题：在30～60天季节内尺度上，印度洋—西太平洋区域ISO的反相变化在不同季节是否存在某种共同特征？若存在，该对流涛动是如何发展形成的？各要素场随位相的空间演化又如何？

本文是基于1979～2008年NOAA(National Oceanic and Atmospheric Administration)的对外长波辐射(简称OLR)逐日资料、NCEP/NCAR(National Centers for Environmental Prediction/ National Center for Atmospheric Research)的水平风场、位势高度、垂直速度等再分析全球逐日资料、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资料分析研究的。其中OLR、NCEP/NCAR再分析资料以及CMAP降水资料的水平分辨率为2.5°×2.5°(纬度×经度)，TRMM降水资料的水平分辨率为0.25°×0.25°(纬度×经度)，NCEP/NCAR再分析资料的垂直分辨率为17个等压面层。为反映扰动场的发展演化，本研究所用的上述资料都去除了年循环。

利用功率谱分析(Bloomfield，2004)的方法得到了热带印度洋—西太平洋区域(30°S～30°N，30°E～160°W)1979～2008年逐日OLR异常及逐候降水异常的振荡周期，最大谱峰在30～60天周期(图 1，见文后彩图)。利用Lanczos滤波器对各要素场进行30～60天的带通滤波，响应函数如图 2所示，可以看到30～60天以外频段的信号基本去除。之后，对滤波后的OLR及CMAP降水异常进行经验正交函数分解(EOF)和遥相关分析(Wallace and Gutzler，1981)得到热带印度洋—西太平洋区域季节内尺度变率的主要模态。进一步使用了超前滞后相关、单点相关分析以及合成分析等方法研究了对流扰动的传播过程及伴随的大气环流异常。由于文中所用资料为30～60天滤波处理后的逐日/逐候数据，有很大的自相关，因此所用相关系数的统计检验为有效自由度的t检验方法(Davis，1976；Chen，1982)。

图 1

Fig. 1

图 1 1979～2008年热带印度洋—西太平洋区域(30°S～30°N，30°E～160°W)(a)逐日OLR异常和(b)逐候降水异常的离散功率谱分析。图中黑实线表示利用改进的丹尼尔滤波器平滑后的谱线，平滑长度均为75，绿虚线表示红噪音标准谱，蓝虚线和红虚线分别表示5%和95%信度红噪音谱Fig. 1 Spectral analysis of(a)daily OLR anomaly and (b)pentad precipitation anomaly over the Indo-West Pacific(30°S-30°N，30°E-160°W)from 1979 to 2008. The black solid lines indicate spectra smoothed by a Daniell filter of length 75，the green dashed lines denote the red noise spectra，and the blue and red dashed lines indicate the 5% and 95% confidence levels of the red noise spectrum，respectively

图 2

Fig. 2

图 2 利用Lanczos滤波器进行30～60天带通滤波的响应函数(权重数为139)。横坐标表示波动周期，纵坐标表示通过概率Fig. 2 The response function of the 30-60-day b and pass Lanczos filter(weighting factor 139). The graph’s horizontal axis represents the fluctuation cycle，and the vertical axis represents the probability of filtered signal

为了考察热带印度洋—西太平洋区域季节内振荡时空变率特征，分别对北半球夏半年(5～10月)、冬半年(11～4月)滤波后的OLR异常进行EOF和遥相关分析。夏半年，EOF第一模态(图 3a，见文后彩图)主要特征为赤道印度洋和西北太平洋区域对流活动异常的反相变化，这与前人的研究结论一致(Zhu and Wang，1993；Lee et al.,2012)。冬半年，EOF第一模态(图 3b，见文后彩图)表现为赤道印度洋和西北太平洋—南太平洋辐合带(SPCZ)区域对流活动异常的反相变化。遥相关分析结果(图 4)进一步验证了EOF分析结果。前人研究(Zhu and Wang，1993)只关注了冬半年赤道印度洋与SPCZ区域对流活动异常的反相变化，忽略了同时的赤道印度洋与西北太平洋区域的对流涛动，而这一对流涛动在夏半年也存在。因此，综合考虑夏半年和冬半年对流扰动的变化特征，可得到一个不依赖于季节存在的对流涛动偶极型，偶极中心分别位于赤道东印度洋(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区域的OLR异常在冬、夏半年均存在显著的负相关关系，相关系数的绝对值可达0.3以上，通过了99%的显著性检验(图 4)，即当EEIO区域对流活动增强时，WNP区域对流活动受到抑制；当EEIO区域对流活动受抑制时，WNP区域对流活动异常活跃。表 1为1979～2008年EEIO、WNP区域平均的OLR异常在不同季节的相关关系，可以看到，两个区域对流活动异常的反相变化在各个季节均显著存在，将其称作为季节内尺度的IPCO。以上研究表明，季节内尺度的 IPCO是一个贯穿全年的偶极振荡型，但在不同的季节，偶极振荡的强度存在差异，表现为冬季最强、春季最弱，冬半年强而夏半年弱的季节特征，这种季节差异可能是由夏半年复杂的外源强迫对IPCO的削弱作用造成的，具体的影响机制有待进一步分析研究。后面对IPCO的研究，将不再分季节讨论，都是基于全年时间序列来进行的。此外，遥相关分析还得到了在夏半年存在的马来西亚—西北太平洋(MY-WNP)偶极型和冬半年存在的赤道印度洋—赤道西太平洋(EIO-EWP)偶极型。图 5为1979～2008年逐候降水异常的遥相关分析。由图可知，在印度洋—西太平洋区域降水场上也存在一个不依赖于季节的偶极型，中心区域分别为EEIO和WNP，与OLR场所得结论一致。

图 3

Fig. 3

图 3 1979～2008年北半球(a)夏半年、(b)冬半年30～60天滤波的逐日OLR异常的EOF第一模态空间型Fig. 3 Spatial pattern of the first leading modes of the 30-60-day filtered daily OLR anomaly from 1979 to 2008 in(a)boreal summer and (b)winter

表1(Table 1)

表 1 1979～2008年不同季节IEEIO和IWNP相关关系 Table 1 Correlations between IEEIO and IWNP in different seasons from 1979 to 2008

表 1 1979～2008年不同季节IEEIO和IWNP相关关系 Table 1 Correlations between IEEIO and IWNP in different seasons from 1979 to 2008

图 4

Fig. 4

图 4 1979～2008年北半球(a)夏半年、(b)冬半年30～60天滤波的逐日OLR异常的遥相关分析。图中阴影表示相关系数小于―0.3的强负相关区域，红色实线连接了显著负相关区域中的参考点(实心点)和其最大负相关点(黑色实线框内的实心点)，蓝色矩形分别表示赤道东印度洋EEIO(5°S～10°N，70°E～100°E)和西北太平洋WNP(5°N～20°N，110°E～160°E)区域，(a)中黑色矩形表示马来西亚MY(5°S～5°N，105°E～120°E)区域，(b)中黑色矩形分别代表赤道印度洋EIO(5°S～10°N，50°E～100°E)和赤道西太平洋EWP(10°S～5°N，120°E～180°E)区域Fig. 4 Teleconnectivity map of the 30-60-day filtered daily OLR field anomalies from 1979 to 2008 in(a)boreal summer，and (b)winter. Only regions with the strongest negative correlation coefficients(＜－0.3)are shaded. The red solid lines connect selected points(black solid circles)with that(squares)which exhibit the strongest negative correlation on their one-point correlation maps. The blue boxes denote the EEIO(5°S-10°N，70°E-100°E) and WNP(5°N-20°N，110°E-160°E)，and the black boxes indicate(a)the MY(5°S-5°N，105°E-120°E)，and (b)the EIO(5°S-10°N，50°E-100°E) and EWP(10°S-5°N，120°E-180°E)

为了考察IPCO两中心区域对流扰动的关系，对EEIO和WNP区域平均的30～60天滤波的OLR异常的标准化序列(记为I_EEIO和I_WNP)做超前滞后相关分析(图 6)。EEIO区域的对流扰动超前WNP区域17天有最大正相关，相关系数为0.37，通过了99%的显著性检验，表明WNP区域的对流扰动与前期EEIO区域的对流扰动有关。随着滞后时间的缩短，WNP区域对流扰动与相应时期的EEIO区域对流扰动的关系由正相关转变为负相关，至同期时，相关系数达―0.3左右，而最大负相关出现在EEIO区域对流扰动滞后WNP区域扰动约5天时，相关系数为―0.40，通过了99%的显著性检验，表明两中心区域对流扰动并非在同期达到最大反相变化，存在明显的超前滞后关系，这与Lau and Chan(1985，1986)所得两中心区域对流扰动无明显超前滞后关系的结论有所差异。分别对夏半年和冬半年序列做上述分析(图略)，同样可得两区域对流扰动存在与全年一致超前滞后关系。

图 5

Fig. 5

图 5 1979～2008年30～60天滤波的逐候降水异常的遥相关分析，图中阴影表示相关系数小于―0.3的强负相关区域，红色矩形分别表示赤道东印度洋EEIO和西北太平洋WNP区域Fig. 5 Teleconnectivity map of the 30-60-day filtered pentad precipitation anomaly from 1979 to 2008. Only regions with the strongest negative correlation coefficients(＜―0.3)are shaded. Red boxes indicate the EEIO and WNP regions

图 6

Fig. 6

图 6 1979～2008年EEIO和WNP区域平均的30～60天滤波的OLR异常IEEIO和IWNP的超前滞后相关关系(LAG为滞后时间，LAG＜0时，IEEIO超前IWNP；LAG＞0时，IWNP超前IEEIO)Fig. 6 Lead-lag correlations between the area-averaged 30-60-day filtered OLR anomalies over the EEIO and the WNP from 1979 to 2008(LAG＜0: IEEIO leads IWNP; LAG＞0: IWNP leads IEEIO)

为进一步考察EEIO和WNP区域对流活动的超前滞后关系，以I_WNP为参考，选取滞后时间LAG为―10～30天，每隔5天做OLR异常场和参考序列的相关分析。由图 7可见对流扰动在赤道中西印度洋区域产生(LAG=―5)，随之向北向东扩展(LAG=0、5)，形成一定强度和范围，与WNP区域的反相信号构成IPCO。LAG=10天时，正相关区域进一步减小，负相关中心位于印度半岛南部，负相关区域向东南方向延伸到海洋大陆地区。5天后负相关中心转移到海洋大陆以东的赤道西太平洋地区，同时在赤道印度洋出现正相关。之后负值中心向北移到菲律宾群岛附近的西北太平洋区域，而正值中心增强，范围扩展至整个赤道印度洋(LAG=20、25)，IPCO位相发生转变，形态清晰可见。滞后时间为10～25天的情况与―10～5天有相似的空间分布型，只是符号相反，表明在一次对流异常发生半个周期后，有符号相反的对流异常开始产生。这一位相差有利于IPCO的形成。由以上分析可见，LAG为―10到30天的过程可以描述对流异常产生—发展—传播—消亡的过程，进而描绘出了IPCO形成和位相转变的途径。此外，自我国长江流域中下游向东到日本地区有异常信号伴随IPCO出现(LAG=0、5、20、25)，这实际是季节内尺度的亚印太(IAP)遥相关型(李建平等，2011)在OLR场的反映。

为了更直观地表现季节内尺度赤道中西印度洋区域对流扰动的传播特征，沿图 7中红色和绿色实线所示路径，做I_WNP和OLR异常场超前—滞后相关系数的经纬度—时间剖面图(图 8)。由图 8a清楚可见，对流扰动由赤道印度洋向北至印度半岛的传播，速度约为2 m s⁻¹。图 8b则表现出了赤道印度洋对流扰动向东向北至西北太平洋的传播。扰动由赤道印度洋先东传到海洋大陆，速度约为6 m s⁻¹，之后快速传播至赤道西太平洋，速度约为10 m s⁻¹，再以1.5 m s⁻¹的速度北传至西北太平洋。

图 7

Fig. 7

图 7 IWNP与30～60天滤波的OLR异常场的超前滞后相关图，滞后关系同图 6。粗实线所包围的区域为相关系数小于―0.22的显著负相关区，阴影表示通过了0.01显著性检验的区域。LAG=0图中红色实线和绿色实线分别表示沿(2.5°N，75°E)至(20°N，75°E)和(2.5°N，60°E)经(2.5°N，135°E)至(30°N，135°E)的传播路径Fig. 7 Lead-lag correlations between IWNP and the 30-60-day filtered OLR anomaly，with lag definitions as in Figure 6. Areas enclosed by heavy solid lines have a significant negative correlation coefficient(< -0.22). Shading indicates significance at the 99% confidence level. The red and green solid lines in the map for LAG＝0 indicate the two paths along the propagations start from(2.5°N，75°E)to(20°N，75°E) and from(2.5°N，60°E)via(2.5°N，135°E)to(30°N，135°E)，respectively

图 8

Fig. 8

图 8 沿(a)路径(2.5°N，75°E)至(20°N，75°E)和(b)路径(2.5°N，60°E)经(2.5°N，135°E)至(30°N，135°E)的IWNP和30～60天滤波的OLR异常序列的超前滞后单点相关系数的经纬度—时间剖面Fig. 8 Lead-lag correlation coefficients between IWNP and the 30-60-day filtered OLR anomaly for the two paths shown in Fig. 7:(a)Latitude-time section along 75°E，and (b)section showing latitude-longitude versus time along the path from(2.5°N，60°E)via(2.5°N，135°E)to(30°N，135°E)

Li et al.(2013)研究的IPCO是北半球夏季的一个准定常模态，通过本文研究表明，季节内尺度上，IPCO的形成及位相转变是由ISO及其从一极传播至另一极造成。为了更深入的研究，这里定义对流扰动异常由赤道中西印度洋产生，而后东传北传到达西北太平洋减弱消失的过程为一次IPCO事件。描述IPCO事件的指数(I_IPCO)可定义为I_EEIO与I_WNP之差，即：

I_IPCO随时间由零值逐渐减小到极小值，然后又逐渐增大到零值，再至极大值后又逐渐回到零值的过程，表征了一次IPCO事件。其中，负的I_IPCO表示IPCO负位相，此时EEIO区域的对流加强，WNP区域的对流受到抑制；正的I_IPCO表示IPCO正位相，此时EEIO区域的对流受到抑制，WNP区域的对流有所发展。根据I_IPCO极值的大小，可将IPCO事件分成强、中、弱三类。I_IPCO的极值(包括极大值和极小值)绝对值大于等于3的事件为强IPCO事件，绝对值在1～3之间的为中等强度事件，绝对值小于等于1的为弱事件。根据上述定义，1979～2008年共发生了154次IPCO事件，其中强事件26次，中等强度事件120次，弱事件8次，占总事件比例分别为17%、78%、5%。对IPCO事件分强度进行合成分析，可以发现强、中事件表征出来的IPCO过程一致，唯有强度存在显著差异，弱事件由于强度太弱，表征出来的IPCO过程并不显著，但由于弱事件占总事件的比例仅5%，故可选择强事件进行合成以更清晰地刻画IPCO事件的过程。

图 9

Fig. 9

图 9 IPCO事件的指数(IIPCO)随时间的变化曲线。图中红实线表示IPCO八个位相的划分界限，P1到P8分别表示IPCO的8个位相Fig. 9 Time variation of the IIPCO Index. The red solid lines divide the oscillation into the eight phases(from P1 to P8)of the IPCO

IPCO事件是对流扰动从发生发展到消亡的演变过程，我们将这个过程划分为8个位相，详细分析不同位相对应的IPCO状态和相应的环流特征。8个位相分别记为P1到P8，其划分规则如图 9示。P1表示IPCO负位相形成的初始阶段，此时EEIO(WNP)区域开始有对流扰动正异常(负异常)的发展。P2阶段，IPCO负位相逐渐发展变强至最强，此时EEIO(WNP)区域的对流扰动正异常(负异常)逐渐发展至最大。P3阶段，IPCO负位相由最强开始减弱，此时EEIO(WNP)区域的对流扰动正异常(负异常)由最大开始逐渐减小。P4阶段，负位相继续减弱至消失，此时EEIO(WNP)区域的对流扰动正异常(负异常)逐渐减小到0。P5阶段，IPCO正位相开始发展，此时EEIO(WNP)区域的对流扰动负异常(正异常)开始产生。P6阶段，正位相逐渐发展至最强，此时EEIO(WNP)区域的对流扰动负异常(正异常)逐渐发展至最大。P7阶段，正位相由最强开始减弱，此时EEIO(WNP)区域的对流扰动负异常(正异常)由最大开始减小。P8阶段，正位相继续减弱至消失，此时EEIO(WNP)区域的对流扰动负异常(正异常)逐渐减小到0。其中P8到P1为正位相向负位相的转换时期，P4和P5为负位相向正位相的转换时期。P1到P8能 很好的反应出IPCO事件随时间的演变过程。

图 10为利用1979～2008年26次强IPCO事件的资料合成的8个位相对应的OLR异常、850 hPa水平环流异常，500 hPa垂直速度异常的空间分布及利用1999～2008年10次强IPCO事件的TRMM高分辨率降水资料合成的8个位相对应的降水异常空间分布。图中黄色等值线所包围的区域分别为OLR负异常小于―6 W m⁻²、500 hPa垂直速度负异常小于―0.008 Pa s⁻¹以及降水正异常大于2 mm d⁻¹的区域，可用于表示显著的对流上升运动，该区域的位置及范围随位相的演化可以很好的反映出对流扰动的传播情况：对流扰动由赤道中西印度洋 产生(Wang and Rui，1990)(P8、P1)，随后向北向东发展(P2、P3)，北传支在到达印度半岛南部后逐渐减弱消失，东传支在到达赤道西太平洋后转而向北传播(P4到P6)，到达西北太平洋区域开始减弱(P7、P8)，至我国长江中下游向东到日本地区消失(P1到P4)。在第5部分我们已经指出，P1到P8可用于表征IPCO发展的不同阶段，那么，下面我们将给出IPCO不同发展阶段环流及降水的空间分布特征。IPCO负位相形成的初始时期(P1)，对流扰动正异常在赤道中西印度洋区域产生，该区域在水平环流场上有偏东风异常，且北侧的偏东风强于南侧，存在气旋性环流切变，而在垂直方向上有异常的对流上升，这就有利于该区域降水正异常的产生，与此同时，印度半岛南部和赤道西太平洋区域存在对流扰动负异常，两区域均伴随有反气旋性环流异常及垂直下沉运动，这就使得该区域的降水偏少。IPCO负位相发展变强至最强阶段(P2)，赤道印度洋的对流扰动正异常范围东扩北扩至赤道东印度洋，强度变强，形成了北侧为偏东风、南侧为偏西风的气旋性环流异常，再配合该区域的垂直上升气流，形成了赤道东印度洋的降水正异常，而此时印度半岛南部的对流扰动负异常开始减弱，区域范围缩小，该区域反气旋性环流异常减弱，垂直下沉气流减弱，降水负异常范围变小，赤道西太平洋区域的对流扰动负异常北传至西北太平洋区域，强度有所增加，反气旋性环流异常及垂直下沉气流加强，降水进一步减少。IPCO负位相由最强开始减弱的阶段(P3)，赤道东印度洋的对流扰动正异常继续向东向北发展，向北延伸至印度半岛南部，向东延伸至海洋大陆以西，原来的气旋性环流异常一分为二，中心分别位于印度半岛以南的印度洋海域及赤道东印度洋，再配合两中心气流的垂直上升异常，降水正异常形成，印度半岛南部的对流扰动负异常继续减弱，区域范围进一步缩小，该区域反气旋性环流异常及垂直下沉气流开始瓦解，降水负异常范围进一步变小，西北太平洋区域的对流扰动负异常强度变弱、范围缩小，对应的反气旋性环流异常及垂直下沉气流减弱，降水负异常减小。IPCO负位相继续减弱至消失阶段(P4)，对流扰动正异常中心北传至印度半岛南部，区域范围向东南方向延伸至海洋大陆地区，扰动中心存在气旋性环流异常及垂直上升运动，有利于形成由印度半岛南部向东南延伸至海洋大陆的降水带，印度半岛南部的对流扰动负异常彻底消失，西北太平洋区域的对流扰动负异常纬向范围向西收缩、强度继续减弱，对应的反气旋性环流异常及垂直下沉气流继续减弱，降水负异常减弱。IPCO正位相发展阶段(P5)，赤道中印度洋有负的对流扰动异常产生，该 区域 存在西 风异常，且北侧强于南侧，形成了反气旋环流切变，再配合垂直方向上的下沉气流，使得该区域产生降水负异常，此时对流扰动正异常中心东传至赤道西太平洋，区域范围向西北延伸至印度半岛南部，印度半岛南部及赤道西太平洋区域的气旋性环流异常与垂直上升气流相对应，有利于该区域降水的增强。IPCO正位相逐渐发展至最强阶段(P6)，赤道印度洋的对流扰动负异常范围东扩北扩至赤道东印度洋、强度变强，形成了北侧为偏西风、南侧为偏东风的反气旋性环流异常，再配合该区域的垂直下沉气流，形成了赤道东印度洋负的降水异常，印度半岛南部的对流扰动正异常开始减弱，区域范围缩小，该区域气旋性环流异常减弱，垂直上升气流减弱，降水正异常范围变小，赤道西太平洋区域的对流扰动正异常北传至西北太平洋区域，强度有所增加，气旋性环流异常及垂直上升气流加强，降水增多。IPCO正位相由最强开始减弱的阶段(P7)，赤道东印度洋的对流扰动负异常继续向东向北发展，向北延伸至印度半岛南部，向东延伸至海洋大陆以西，原来的反气旋性环流异常一分为二，中心分别位于印度半岛以南的印度洋海域及赤道东印度洋，再配合两中心气流的垂直下沉异常，降水负异常形成，印度半岛南部的对流扰动正异常继续减弱，区域范围进一步缩小，该区域气旋性环流异常及垂直上升气流开始瓦解，降水负异常范围进一步变小，西北太平洋区域的对流扰动正异常强度变弱、范围缩小，对应的气旋性环流异常及垂直上升气流减弱，降水负异常减小。IPCO正位相继续减弱至消失阶段(P8)，对流扰动负异常中心北传至印度半岛南部，区域范围向东南方向延伸至海洋大陆地区，扰动中心存在反气旋性环流异常及垂直下沉运动，有利于形成由印度半岛南部向东南延伸至海洋大陆的降水负异常带，印度半岛南部的对流扰动正异常彻底消失，西北太平洋区域的对流扰动正异常纬向范围向西收缩、强度继续减弱，对应的气旋性环流异常及垂直下沉气流继续减弱，降水正 异常减弱。从图上可见，P5到P8的情况与P1到P4有相似的空间分布型，这就表明对流扰动正、负异常均存在上述传播特征，只是负异常在时间上滞后正异常4个位相，这就有利于IPCO的形成。此外，自我国长江流域中下游向东到日本地区有异常信号伴随IPCO出现，这实际是季节内尺度亚印太遥相关型(李建平等，2011)的体现。综上，对流扰动的传播路径可由图 10右列中的黑色箭头表示，路径1：在赤道中西印度洋形成后先东扩后北传至印度半岛；路径2：在赤道中西印度洋形成后向东传播，越过海洋大陆到达赤道西太平洋后向北传播，经西北太平洋最终到达日本南部地区。考虑到北半球夏季和冬季的气候态环流场存在显著差异，对不同季节进行不同要素场的8位相合成(图略)表明，对流扰动东传到达西太 平洋后，不同季节均存在扰动的向北传播，但不同的是，北半球夏季的北传更为显著，北传距离更 远，可达到日本南部地区，而北半球冬季，西太平洋的对流扰动北传至西北太平洋后就开始减弱消失了。

图 10

Fig. 10

图 10 1979～2008年26次强IPCO事件合成的8个位相对应的OLR异常(阴影，单位：W m−2)和850 hPa水平环流异常(矢量，单位：m s−1)(左列)，500 hPa垂直速度异常(阴影，单位：Pa s−1)(中列)及1999～2008年10次强IPCO事件合成的8个位相对应的降水异常(阴影，单位：mm d−1)(右列)分布。黄色等值线分别表示OLR异常为―6 W m−2 等值线(左列)、500 hPa垂直速度异常为―0.008 Pa s−1等值线(中列)及降水异常为2 mm d−1 等值线(右列)。右列中的黑色箭头表示对流扰动的传播路径(包括路径1和路径2)。所有的资料均已经过了30～60天的带通滤波处理Fig. 10 Composite maps of OLR(shading，unit: W m−2) and 850 hPa horizontal circulation(vectors，unit: m s−1)(the left column)，and 500 hPa vertical velocity(shading，unit: Pa s−1)anomalies for phases 1-8 of the 26 strong IPCO events from 1979 to 2008(the middle column)，and the precipitation anomaly(shading，unit: mm d−1)for phases 1-8 of the 10 strong IPCO events from 1999 to 2008(the right column). The yellow lines are isolines of the －6 W m−2 OLR anomaly(the left column)，the －0.008 Pascal s−1 500 hPa vertical velocity anomaly(the middle column)，and the 2 mm d−1 precipitation anomaly(the right column). The black arrows in(the right column)indicate the propagation paths(path1 and path2)of the convection anomaly. All data are b and pass-filtered to retain period of 30-60-day

合成沿上述传播路径2 [由(2.5°N，60°E)经(2.5°N，135°E)至(30°N，135°E)] 的IPCO 8个位相的位势高度及垂直速度异常的垂直剖面 图，如图 11。可以看到，在整个对流层都存在30～60天扰动信号的传播，对流层高、低层的位势 高度异常及整层的垂直速度异常的传播与对流扰动的传播匹配一致，P8到P1阶段垂直速度正异 常(低层位势高度负异常，高层位势高度正异常)在赤道印度洋逐渐发展形成；P2到P3阶段垂直 速度正异常(低层位势高度负异常，高层位势高度正异常)加强东扩；P4到P5阶段垂直速度正异常(低层位势高度负异常，高层位势高度正异常)中心越过海洋大陆到达赤道西太平洋区域；P6到P8阶段垂直速度正异常(低层位势高度负异常，高层位势高度正异常)开始向北传播，至西北太平洋区域后逐渐减弱，P1到P4阶段减弱的西北太 平洋扰动继续向北传播，到达日本南部地区后逐渐消失。

图 11

Fig. 11

图 11 1979～2008年26次强IPCO事件合成的8个位相对应的沿路径2的垂直速度异常(箭头，单位：Pa s−1)及位势高度异常(阴影，单位：gpm)的垂直剖面图。蓝线表示垂直风速零线Fig. 11 Composite the vertical cross-sections of the vertical velocity anomaly(arrows，unit: Pa s−1) and the geopotential height anomaly(shading，unit: gpm)along path2 for phases 1-8 of the 26 strong IPCO events from 1979 to 2008.The blue lines indicate zero wind speed

本文利用30年的30～60天带通滤波逐日资料，考察了不同季节印度洋—西太平洋区域对流活动季节内尺度变率的主要模态，发现了在不同季节EEIO(5°S～10N，70°E～100E)和WNP(5°N～20°N，110 °E～160°E)区域的对流活动均存在反相变化的关系，将其称为季节内尺度的IPCO。对IPCO两极子区域的对流扰动异常进行超前滞后相关分析，发现IPCO事件形成—发展—消亡的生命周期是由对流活动季节内振荡及其传播造成的。为了定量的表征IPCO的强度，定义了IPCO指数(Indo- Pacific Convection Oscillation Index，简称I_IPCO)，并根据I&l t;/ span>_IPCO极值的大小，划分了强、中、弱三类IPCO事件。将IPCO事件从发生发展到消亡的演变过程划分成8个位相，详细分析了不同位相对应的IPCO状态及相应的环流场特征，并进一步验证了IPCO生命周期的ISO传播过程。相比于前人的研究，我们所用的资料时间长度更长，所得结论更具有普遍意义。并且，前人的研究主要强调的都是印度洋—西太平洋对流涛动在北半球夏半年和冬半年的差异，很少有人讨论不同季节印度洋—西太平洋对流涛动的共同特征。我们的研究主要着眼于不同季节印度洋—西太平洋对流涛动的相似性，时间连续性更好，更有利于全年时期内统一的对流涛动的分析研究。

印度洋—西太平洋对流扰动的传播特征可由图 12概括。阶段1表示对流扰动首先在赤道中西印度洋产生。阶段2表示对流扰动的向东发展变 强。阶段3(3a、3b)表示对流扰动在继续变强的过程中将分两支传播，一支(3b)由赤道东印度洋向北传播，至印度半岛南部及阿拉伯海、孟加拉湾后逐渐减弱消失，另一支(3a)继续沿赤道东传，在海洋大陆受到抑制，快速越过海洋大陆后又发展变强。阶段4表示对流扰动到达赤道西太平洋后开始北传，至西北太平洋区域逐渐减弱。阶段5(主要发生在北半球夏季)表示减弱的对流扰动继续北传到达我国长江流域中下游至日本地区逐渐消失。

图 12

Fig. 12

图 12 IPCO事件的生命周期示意图。标有数字的椭圆代表对流扰动的发展演化，箭头表示对流扰动的传播路径。实线表示北半球夏季、冬季均发生，虚线表示仅北半球夏季发生Fig. 12 Schematic diag ram showing the life cycle of an IPCO e v ent. Red ovals indicate convection，and are numbered in sequence. Arrows indicate the direction of propagati o n of the convection. The solid ovals indicate convection occurs all the year round，while the dashed oval indicates convection occurs only in boreal summer

无论是单点相关(图 7、图 8)还是位相合成(图 10)分析都显示出在海洋大陆地区存在ISO活动的抑制，且扰动由印度洋跨越海洋大陆到达赤道西太平洋的速度异常快，这进一步证明了Rui and Wang(1990)以及Weickmann and Khalsa(1990)的结论，但这种抑制及快速传播的现象产生的原因及物理机制尚不清楚，可能是由于海洋大陆特殊下垫面的热力性质造成的，可利用数值模式进一步研究证明。

本文主要讨论了IPCO的季节内基本特征，关 于与之相联系的ISO的产生原因及传播机理并未 涉及。季节内的IPCO对局地乃至全球范围的长期 天气变化及短期气候异常的作用，也有待进一步的讨论。