向北传播机制
关键问题在解释north-west-south-east倾斜向北传播相关的降水乐队和ISO正是罗斯比波有向北传播组件。显然,不意味着流动,要求罗斯比波只向西移动,如图10.6。基本流程的存在,产生一个向北传播组件。然而,特定因素在夏天循环负责向北传播意味着什么?这仍然是一个问题。Drbohlav的作品和王(2004)和《江泽民et al .(2004)发现,东风垂直切变的影响是一个重要的内部动态因素。
为了说明这种机制,让我们考虑一个简化模型的2 d版本的王、谢(1997)地带性变化的基本状态和因变量是被忽视的。正压涡度方程的组件(用下标“+”)(请参考王、谢推导):
UT表示恒定的垂直切变的基本纬向流。方程(10.13)表明,在垂直东风切变UT < 0,一个向北减少扰动向上运动可以产生积极的正压涡度以北的对流。这个过程如图10.10所示。平均流量与东风垂直剪切水平相对涡度朝赤道方向组件,该扰动运动可以利用。Rossby-wave-induced加热生成一个扰动对流的垂直运动,减少北。这个垂直运动领域扭曲的平均流量水平涡度和生成一个与积极的垂直分量的北部对流涡度区。正涡度进而诱发收敛边界层,这将破坏气氛,引发新的对流北部的对流。出于同样的原因,负涡度和散度以南的对流边界层发展和抑制对流区域。因此,扭曲的平均流量水平涡度的垂直运动与罗斯比波相关领域创造了条件,有利于向北运动的增强的降雨。这一结论支持江观察et al .(2004)显示的正压涡度自由对流层位于4°的北北传播对流异常。江et al。(2004)也认为,意味着国家的平流比湿由经向风的ISO边界层倾向于向北传播。可能提高向北传播的第三个因素是风场的动力学变化,指导对流所示向北传播ISO (Kemball-Cook和王出版社,2001年;傅et al ., 2003)。对海温反馈对流是本质上相同的机制,这是MJO就可在下一节中讨论。
10.6 ATMOSPHERIC-OCEAN互动的角色
图10.11 (a)展示了一个示意图总结观察到的结构和相关的海洋混合层基于TOGA-COARE MJO就可观测。“湿”的区域在赤道区域平面特性MJO就可大规模con-vective信封的核心由癌。这个对流区域伴随着大规模上升运动和世界范围的赤道上层东风和低级西风异常(林和Johnson, 1996)。低级的核心和表面西风异常,然而,落后于增强对流略小于四分之一波长(例如,陈et al ., 1996;周et al ., 1995;Fasullo和韦伯斯特,1995)。的西风风的爆发与对流阶段引起海温MJO就可减少超过1°C和深刻改变混合
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