2018, Vol. 76
中国气象学会主办。
文章信息
- 于亚鑫, 管兆勇, 方陆俊, 孙婧超. 2018.
- YU Yaxin, GUAN Zhaoyong, FANG Lujun, SUN Jingchao. 2018.
- 南太平洋辐合带季节循环及与地形和非绝热加热变化的联系
- Features of seasonal cycle of South Pacific Convergence Zone in association with forcings of topography and diabatic heating
- 气象学报, 76(4): 566-577.
- Acta Meteorologica Sinica, 76(4): 566-577.
- http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2018.013
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文章历史
- 2017-09-06 收稿
- 2018-02-03 改回
2. 沈阳中心气象台, 沈阳, 110166;
3. 杭州市气象台, 杭州, 310000
2. Shengyang Central Meteorological Observatory, Shengyang 110166, China;
3. Hangzhou Meteorological Observatory, Hangzhou 310000, China
Bergeron(1930)根据地面气象观测对南太平洋辐合带现象进行了描述，Hubert(1961)通过卫星云图定义了南太平洋辐合带，Trenberth(1976)则给出了南太平洋辐合带(South Pacific Convergence Zone，SPCZ)这一专业术语。
南太平洋辐合带是一条西北—东南走向的降水延伸带(Matthews, 2012; Brown, et al, 2012)，其起自新几内亚岛(EQ，150°E)，并向东南一直伸展至南太平洋的(30°S，120°W)附近。南太平洋辐合带在卫星云图上表现为一条明亮的云带(Meehl, 1987)，其可以通过云量、降水、流场、表面辐合风、向外长波辐射(OLR)等要素来定义。Kiladis等(1989)根据南半球1950—1979年1月降水和海表温度(SST)的平均分布得出，在北半球冬季，南太平洋辐合带是一条西北—东南走向的区域，且在南太平洋辐合带范围内，表面风辐合区最大值位于降水带最大值的南部，而后者又位于海表温度最大值的南侧。Takahashi等(2007b)通过对北半球冬、夏两季GPCP(Global Precipitation Climatology Project)降水和NCEP(National Centers for Environmental Prediction)海表温度资料分析，同样认为，南太平洋辐合带为从赤道西太平洋向东南方向延伸的带状结构且在北半球冬季较明显。之后，Brown等(2011)用CMAP(CPC (Climate Prediction Center) Merged Analysis of Precipitation)降水资料计算了1979—1999年北半球冬季降水平均值，其中，南太平洋辐合带(降水大于6 mm/d的区域)平均位置通过最大降水值来定义，也得到了类似的结论。此外，Widlansky等(2011)通过NOAA的1982—2008年北半球冬季平均向外长波辐射场资料表明，南太平洋辐合带(向外长波辐射小于240 W/m2)是从赤道西太平洋暖池向东南方向延伸至南半球中纬度的深对流区。
太平洋暖池和赤道冷舌之间的海表温度纬向梯度强迫是南太平洋辐合带形成的重要原因之一(VonStorch, et al, 1988; Kiladis, et al, 1992; Lindzen, et al, 1987; Cai, et al, 2012)。这主要是因为在海表温度梯度最大处水汽辐合往往也有一个极大值，高海表温度和条件性不稳定可以触发对流的发生。此外，南太平洋辐合带的形成和维持还可能与地形和大陆的分布有关(吴增茂等, 1993；Van Der Wiel, et al, 2016)。Takahashi等(2007a, 2007b)由一系列的耦合试验表明，增加或移除地形和大陆对南太平洋辐合带附近海表温度和降水有一定影响，但对其位置影响不是特别大。
南太平洋辐合带在全球气候变化中起着很重要的作用(Lorrey, et al, 2012; Brown et al, 2011, 2013)，尤其是其影响着南太平洋中西部地区的气候(Meehl, 1987; Kiladis, et al, 1989; Vincent, 1994; Salinger, et al, 2001; Mantsis, et al, 2013; 方陆俊等, 2016)。由于南太平洋辐合带附近的降水梯度较大，其平均位置的很小变化即可导致严重的干旱和洪水。如在北半球冬半年南太平洋辐合带位置的变化就影响了瓦努阿图(2008年4月)和斐济(2009年1月)地区，导致持续且大量的降水，造成洪水的发生，影响经济作物的生长并损坏民用基础设施(Vincent, et al, 2011; Glynn, 1984)。此外，南太平洋辐合带的变化还可以使热带气旋频发区发生移动，使西南太平洋珊瑚白化甚至可以导致人类疾病的重度发生(Ganachaud, et al, 2014)。
尽管南太平洋辐合带对于南太平洋气候异常及热带大气环流研究有着重要的意义(Borlace, et al, 2014; Clem, et al, 2015)，且其在西南太平洋气候变化中也起着重要的作用，但应注意到以往通常只针对某一季节的南太平洋辐合带特征进行研究，针对北半球冬季南太平洋辐合带的研究较多，而夏季的偏少，对春、秋季节的研究则更少，对南太平洋辐合带结构季节变化的研究也不够；对于南太平洋辐合带形成机理而言，目前虽然有针对海表温度梯度和地形的研究，但具体的季节变化过程分析目前还尚未完全清楚。因此，本研究将进一步探索南太平洋辐合带形成机理和季节变化特征。
2 资料和方法采用的资料有：英国哈得来中心海表温度资料，水平分辨率为1°×1°；NCEP/NCAR再分析数据集，变量为月平均地表气压(ps)、比湿(q)、气温(T)、地表和高空风场(u，v，ω)，格点分辨率为2.5°×2.5°，以及水平分辨率按高斯格点分布的月平均2 m气温(Ta)、地表温度(Tsk)、感热通量(Hs)和云量等；NOAA的逐月CMAP降水资料，格点分辨率为2.5°×2.5°，以及月平均洋流资料(ucur，vcur)，格点分辨率为0.333°×1°；美国马里兰大学全球简单海洋资料同化分析系统(SODA)的月平均风应力资料(τx，τy)，格点分辨率为0.5°×0.5°。
考虑到NECP/NCAR资料1979年以后更为可靠(Kalnay, et al, 1996)，所选时段取为1981—2015年。文中的春季指3—5月，夏季指6—8月，秋季指9—11月，冬季指12月至次年2月。
为了揭示大气环流变化与热带地区加热异常变化及其与相应的非绝热加热强迫的关系，文中计算了大气视热源〈Q1〉和视水汽汇〈Q2〉(Luo, et al, 1984)
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(1) |
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式(1)、(2)中均包括局地变化、水平平流和垂直输送3项，其中，k=R/cp，其他符号同常用。记
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式中，L为凝结潜热，Pr为降水量，QS为地面感热输送，E为气柱中云滴的蒸发量，C为气柱中水汽凝结所致的液态水生成量，ES为地面潜热输送，〈QR〉为辐射加热(冷却)的垂直积分，pS为地面气压，prr为所取的参考层气压。
以ζ和D分别表示垂直涡度和水平散度，则涡度收支方程可写为
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(6) |
式中，Fζr为其他剩余项之和。对于月平均而言，
此外，还计算了850 hPa的位涡PV850
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(7) |
式中，ΔH=H700-ZS，H700为700 hPa等压面位势高度，ZS为地形高度。
3 南太平洋辐合带季节变化基本特征南太平洋辐合带的位置和强度具有显著的季节变化。由地表风场和降水场分布(图 1)可知，降水大值区呈带状分布，且呈西北—东南走向。随季节变化，南太平洋辐合带区域降水分布存在南北向振荡。
南太平洋辐合带对应着较强的低层大气辐合和较大的降水量。在北半球冬季(图 1a)，由环流场可知在新几内亚岛东侧区地表出现气旋式环流，为辐合区，且位于降水超过12 mm/d的高值区。在其他季节，该区也同样表现为辐合带和降水大值区(图 1b—d)，只是辐合和偏大的降水量在北半球冬季时最为明显。这里选取以A(2.5°S，155°E)、B(7.5°S，165°W)、C(17.5°S，165°W)、D(12.5°S，155°E)4点构成的四边形区域F作为南太平洋辐合带上的代表性区域，F区既覆盖了西南太平洋低层气旋性环流中心的一部分，又处于呈舌状分布的降水大值带中心附近。此外，水汽通量散度也表现为在北半球冬季最大，其辐合最大值超过0.06 g/(m2·s)。对比图 1与2，四个季节中降水大值区和水汽通量散度辐合的大值区均有很好的对应关系。
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| 图 1 区域(45°S—20°N，90°E—120°W)1981—2015年平均的冬(a)、春(b)、夏(c)、秋(d)季地表风场(流线)和降水场(色阶)分布 Figure 1 Seasonal average distributions of surface wind (streamlines) and precipitation (shaded) in the region of (45°S-20°N, 90°E-120°W) in winter (a), spring (b), summer (c), autumn (d) over the period from 1981 to 2015 |
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| 图 2 1981—2015年平均的冬(a)、春(b)、夏(c)、秋(d)季垂直积分的(地面至300 hPa)水汽通量(矢线，单位：g/(m·s))及其散度(色阶，单位：g/(m2·s))分布 Figure 2 Seasonal average distributions of vertically integrated (ground to 300 hPa) water vapor flux (vector, unit: g/(m·s)) and its divergence (shaded, unit: g/(m2·s)) in winter (a), spring (b), summer (c), autumn (d) over the period from 1981 to 2015 |
南太平洋辐合带上空对流层低层环流的形态在不同季节存在显著差异。在北半球冬季，南太平洋辐合带上空存在明显的槽区辐合带，而在其他3个季节则均为东风辐合带。这种变化与大气环流的季节性调整有关，特别是与澳大利亚上空的由12月—次年2月气旋性环流向其他季节的反气旋性环流的改变有关(图 1)。
为进一步描述这种改变，图 3给出了逐月环流及散度变化，可见只有12月—次年3月在南太平洋辐合带区域内存在明显的气旋性环流，在其他月份只出现东风辐合性环流。而散度分布也表明，在南太平洋辐合带区域，虽然散度在全年12个月中均为负值，为辐合，但辐合在北半球冬季较其他季节明显强。如果分析F区域对流层中低层各层逐月平均的散度和涡度(图 4)，可以看出，在500 hPa以下主要为辐合区，这说明南太平洋辐合带上空的辐合相当深厚。由于南太平洋辐合带对应着较强的低层大气辐合，散度随高度的变化可以很好地表征南太平洋辐合带在高度上的变化。由图 4还可以看出，在对流层低层，北半球冬季南太平洋辐合带较强的辐合可以超过850 hPa，而其他3个季节中负的散度值较冬季明显小，至边界层以上其辐合就变得十分微弱，因此，南太平洋辐合带在北半球冬季向上伸展的高度最高，其他3个季节中向上伸展的高度相差不大且较冬季明显低。
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| 图 3 1981—2015年平均的1—12月(a—l)平均地表风场(流线)和散度场(色阶，单位：10-6 s-1)分布 Figure 3 Average distributions of surface wind (streamlines) and its divergence (shaded, unit: 10-6 s-1) in each month (a-l. January-December) from 1981 to 2015 |
由于在南半球负的涡度对应着气旋而正涡度对应着反气旋，故由图 4所见的在边界层中全年存在的负涡度，特别是12月由地面向上伸展至700 hPa以上的负涡度均有利于辐合的维持。然而，在边界层以上至500 hPa以下的气压层，式(6)中的-fD不利于正涡度的维持。毫无疑问，在这些气层中，正涡度的维持取决于其他因子。表 1给出了依据式(6)计算的F区上的涡度收支。可见，在850—500 hPa各高度上，-βv平衡了-fD，而-βv为正，有利于正涡度的维持。此外，由于-βv随高度两次变号，说明南太平洋辐合带在垂直方向上是斜压的且结构较为复杂。
| 收支各项 | 1000 | 925 | 850 | 700 | 600 | 500 | 400 | 300 | 250 | 200 | 150 | 100 |
| -V·∇ζ | 1.18 | 1.43 | 0.91 | -0.04 | -0.31 | -0.54 | -0.30 | 0.79 | 1.41 | 1.81 | 2.14 | 0.64 |
| -βv | -1.73 | -0.81 | 1.12 | 1.28 | 1.10 | 0.86 | -0.02 | -1.46 | -2.02 | -2.11 | -2.49 | -1.82 |
| -fD | -5.27 | -3.39 | -1.17 | -1.24 | -1.08 | -0.90 | -0.00 | 1.93 | 3.19 | 4.17 | 4.16 | 3.61 |
| -ζD | -0.46 | -0.28 | -0.03 | 0.10 | 0.203 | 0.22 | -0.02 | -0.66 | -1.16 | -1.71 | -1.69 | -1.03 |
| -Fζr | 6.28 | 3.05 | -0.84 | -0.10 | 0.10 | 0.36 | 0.33 | -0.60 | -1.42 | -2.16 | -2.12 | -1.40 |
通过以上分析可知，南太平洋辐合带在北半球冬季最为明显，而南太平洋辐合带的形成及其季节变化的成因则需进一步分析。
4.1 地形的动力作用地形对南太平洋辐合带的动力作用主要通过改变大气位涡和海流的气候分布实现，前者对南太平洋辐合带的形成具有直接作用，而后者则为间接作用。前者可通过位涡分布进行分析，而后者可通过分析海流加以判断。
就位涡变化而言，对流层中的位涡一般小于1.5 PVU (图 5)，在850 hPa以下的对流层低层，南半球负位涡数值的绝对值可以从赤道附近的0 PVU增大至南半球中纬度地区的0.3 PVU。当近似考虑位涡守恒时，若无地形作用，等位涡线在南半球应基本平行于纬圈且为负值。当地形存在时，位涡等值线沿澳大利亚地形在高纬度一侧绕行。在位涡守恒即|ζ+f|/ΔH=常数条件下，若气流通过澳大利亚，当地形存在时，因ΔH变小，将导致|ζ+f|变小。因南半球f < 0，这利于在同一纬度上正涡度的形成或增大，即同一纬度上在位涡相对较小的澳大利亚上空将产生一个正的相对涡度增量。因此，地形的存在不利于负涡度环流在澳大利亚对流层低层的形成，相反，更有利于正涡度反气旋环流在澳大利亚上空的形成，即地形作用增强了南半球冬季风的影响，而减弱了澳大利亚夏季风环流。这可部分地解释图 3中东风辐合型南太平洋辐合带存在时间(4—11月)明显长于东西风切变型南太平洋辐合带的原因。另外，由于澳大利亚东侧存在位涡等值线向赤道方向的弯曲，故在澳大利亚东北侧易于形成气旋式环流，这亦有利于南太平洋辐合带的存在与维持(图 5)。
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| 图 5 1981—2015年平均的冬(a)、春(b)、夏(c)、秋(d)季850 hPa大气位势涡度(PV，单位：PVU)分布 Figure 5 Seasonal average distributions of atmospheric potential vorticity (PV, unit: PVU) at 850 hPa in winter (a), spring (b), summer (c), autumn (d) over 1981-2015 |
因地形的阻挡，海流的改变在南太平洋辐合带的形成与维持中亦起到一定的作用。由图 6可见，各季节海流分布特征较为相似，海流速度约为0.8 m/s。因大气风应力驱动，在南半球热带地区形成了信风飘流，并在澳大利亚的东北侧形成了反气旋性海洋环流。这一环流有利于暖海水沿澳大利亚东北侧地形边缘向高纬度输送，同时因科里奥利力作用，利于暖海水在南太平洋辐合带区域辐聚(辐合)，形成高海表温度区，进而形成对大气的加热，从而有利于南太平洋辐合带的形成与维持。
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| 图 6 1981—2015年平均的冬(a)、春(b)、夏(c)、秋(d)季风生洋流(矢线，单位：m/s)和表层风应力旋度(色阶，单位：10-8 N/m3)分布 Figure 6 Seasonal average distributions of wind-driven ocean current (vector, unit: m/s) and wind stress curl at surface layer (shaded, unit: 10-8 N/m3) in winter (a), spring (b), summer (c), autumn (d) over 1981-2015 |
除地形动力作用导致的大气位涡和海流分布有利于南太平洋辐合带的形成与维持外，非绝热加热作用对南太平洋辐合带的形成与维持以及季节变化亦极为重要。
较高的海表温度对大气具有显著的加热作用，有利于南太平洋辐合带的形成与维持。从近35 a四季海表温度和感热通量(Hs)的分布(图 7)可以看出，一方面，在南太平洋辐合带范围内，海表温度在4个季节中均为大于28℃的高值区，只是在北半球夏季，南太平洋辐合带的南部边缘海表温度相对较低(略低于28℃)。在南太平洋辐合带内海表温度的大值区可以起到加热大气的作用。这里计算了F区上平均的地表净长波辐射通量，其数值在北半球冬、春、夏、秋4季分别为47.47、50.03、49.99和50.80 W/m2，均对大气具有长波辐射加热作用。其中，最大值出现在北半球秋季，可能与该季节内海表温度上升较快(海表温度逐月倾向在秋季的3个月平均值超过0.3℃/月，北半球秋季为春、夏、秋、冬四个季节内升温最快季节)和天气相对晴朗有关(表 2)。类似地，最小值出现在北半球冬季，这可能与该季节降水最多，有较大的水汽与云量存在一定的关系，而北半球春、夏季节介于二者之间且相差不大。感热通量也直接加热了大气。在南太平洋辐合带范围中，感热通量在全年均为正值，数值约为6—10 W/m2，这说明该区为热源。由此形成太平洋暖池和赤道冷舌之间的感热不均匀加热和海表温度的纬向梯度强迫。这些强迫作用于大气，驱动低层气流辐合，利于南太平洋辐合带的形成与维持。南太平洋辐合带区域内，感热通量在北半球夏季最大，可能与南半球冬季时期风速较大且较为持久有关。而在北半球冬季时感热通量最小，降水的大幅度增加可能对此起着重要的影响。此外，北半球春秋季节感热通量数值介于冬夏之间且秋季大于春季(表 3)。
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| 图 7 1981—2015年平均的冬(a)、春(b)、夏(c)、秋(d)季海表温度(色阶，单位：℃)与感热通量(HS，等值线，单位：W/m2)分布 Figure 7 Seasonal average distributions of SST (shaded, unit: ℃) and sensible heat flux (HS, contours, unit: W/m2) in winter (a), spring (b), summer (c), autumn (d) over 1981-2015 |
| 变量 | 冬 | 春 | 夏 | 秋 |
| ΔSST(℃/月) | 0.08 | -0.07 | -0.32 | 0.31 |
| 云量(%) | 64.26 | 59.69 | 60.61 | 58.96 |
| 变量 | 冬 | 春 | 夏 | 秋 |
| |V| | 2.27 | 3.10 | 6.50 | 4.92 |
| Ta-Tsk | -1.54 | -1.63 | -1.77 | -1.66 |
| HS | 6.29 | 6.49 | 9.60 | 7.31 |
对流层中下层大气所受的非绝热加热分布亦有利于南太平洋辐合带的形成与维持。图 8给出了1981—2015年四季平均的视热源〈Q1〉和其与视水汽汇〈Q2〉的差值〈ΔQ〉的水平分布，可以看出，四个季节中视热源〈Q1〉在南太平洋辐合带内基本为正值(即为热源)且量级大小相近，最大值可接近30 W/m2，其与地表感热的输送、潜热释放和对辐射的净吸收有关。根据式(5)，〈ΔQ〉表示扣除水汽凝结潜热释放分量后的非绝热加热影响。由图 8可见，在南太平洋辐合带范围内〈ΔQ〉在四季中均为正值，且在北半球冬季时最强。因此，无论是〈Q1〉还是〈ΔQ〉，均显示南太平洋辐合带上空大气受到加热。这种加热有利于加热区域地球表面气压下降，进而导致低层环流场产生辐合，这些均利于南太平洋辐合带的形成。南太平洋辐合带区域增强的辐合上升运动又可以进一步引起降水增多，通过释放凝结潜热引起非绝热加热增强，再次引起加热区域地球表面气压下降，形成了一个正反馈机制。有利于南太平洋辐合带的形成与维持。
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| 图 8 1981—2015年平均的冬(a)、春(b)、夏(c)、秋(d)季地面至500 hPa垂直积分的〈Q1〉 (色阶，单位：W/m2)和〈ΔQ〉(等值线，单位：W/m2)分布 Figure 8 Seasonal average distributions of vertically integrated 〈Q1〉 (shaded, unit: W/m2) and 〈ΔQ〉 (contours, unit: W/m2) from ground to 500 hPa in winter (a), spring (b), summer (c), autumn (d) over 1981-2015 |
对流层上层，大气所受的非绝热加热同样有利于气柱膨胀，维持南太平洋辐合带。图 9给出了1981—2015年对流层上层四季平均的视热源〈Q1〉和其与视水汽汇〈Q2〉的差值〈ΔQ〉的水平分布，可以看出，四季中视热源〈Q1〉与〈ΔQ〉在南太平洋辐合带内仍基本为正值且较低层均有明显的升高。因此，正的〈Q1〉与〈ΔQ〉表示高层大气也受到加热作用，这种加热对南太平洋辐合带的形成与维持亦起一定的作用。
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| 图 9 1981—2015年平均的冬(a)、春(b)、夏(c)、秋(d)季500—100 hPa垂直积分的〈Q1〉(阴影，单位：W/m2)和〈ΔQ〉(等值线，单位：W/m2)分布 Figure 9 Seasonal average distributions of vertically integrated 〈Q1〉 (shaded, unit: W/m2) and 〈ΔQ〉 (contours, unit: W/m2) from 500 to 100 hPa in winter (a), spring(b), summer(c), autumn(d) over the period from 1981 to 2015 |
通过选取A(2.5°S，155°E)、B(7.5°S，165°W)、C(17.5°S，165°W)、D(12.5°S，155°E)4点构成的四边形区域表征南太平洋辐合带活动区域，分析了南太平洋辐合带的季节变化及成因，得到如下结论：
南太平洋辐合带对应着较强的低层大气辐合和较大的降水量。每年的4和12月南太平洋辐合带在东西风切变型辐合带和东风型辐合带间转换，其向上伸展的高度在北半球冬季较其他季节明显偏高。南太平洋辐合带在对流层低层为辐合，且辐合在北半球冬季较其他季节亦明显强。在边界层内，涡度和散度有很好的对应关系，但在边界层以上至500 hPa以下的气压层，-fD却不利于正涡度的维持。在这些气层中，正涡度的维持取决于其他因子。
地形作用有利于南太平洋辐合带的形成与维持。地形对南太平洋辐合带的动力作用主要通过改变大气位涡和海流的分布实现。前者对南太平洋辐合带的形成具有直接作用，后者为间接作用。当近似考虑位涡守恒时，若无地形，等位涡线在南半球应基本平行于纬圈。但是因为地形的存在，等位涡线沿澳大利亚地形发生绕行，其增强了南半球冬季风的影响，而减弱了澳大利亚夏季风环流，可部分解释南太平洋辐合带在冬季与夏季的形态差别和维持时间的差异。因地形的阻挡，海流所发生的改变在南太平洋辐合带的形成与维持中也起到了一定的作用。因大气风应力驱动，在南半球热带地区形成了信风飘流，并在澳大利亚的东北侧形成了反气旋性海洋环流。这一环流有利于暖海水向高纬度输送，同时因科里奥利力作用，利于暖海水在南太平洋辐合带区域辐聚，形成高海表温度区，进而形成对大气的加热，有利于南太平洋辐合带的形成与维持。
除地形动力作用导致的大气位涡和海流分布有利于南太平洋辐合带的形成与维持以外，非绝热加热作用对南太平洋辐合带的形成与维持亦极为重要。南太平洋辐合带区域内，感热通量在全年均为正值，这说明该区为热源。由此形成太平洋暖池和赤道冷舌之间海表温度的纬向梯度强迫和感热的不均匀加热，强迫大气并形成低层大气辐合，利于形成南太平洋辐合带。此外，在南太平洋辐合带范围内，整层对流层中的视热源及其与视水汽汇的差值均为正值，这表示南太平洋辐合带上空大气受到加热，且非绝热加热与南太平洋辐合带的形成与维持之间因降水导致潜热释放而存在一个正反馈机制，有利于南太平洋辐合带的形成与维持。
致谢: 南京信息工程大学地球科学部南京大气资料服务中心提供了资料服务；NCEP/NCAR再分析资料取自NOAA-CIRES Climate Diagnostics Center(http://www.cdc.noaa.gov/)；降水资料和洋流资料取自美国国家海洋和大气管理局NOAA/OAR/ESRL(http://www.esrl.noaa.gov/psd/)；风应力资料取自美国马里兰大学全球简单海洋资料同化分析系统(http://iridl.ldeo.columbia.edu/)；文中诸图均用GRADS软件绘制。| 方陆俊, 管兆勇, 王美, 等. 2016. 北半球夏季海洋性大陆区域气候与EP型ENSO:直接与间接联系. 大气科学学报, 39(3): 289–299. Fang L J, Guan Z Y, Wang M, et al. 2016. Influences of Eastern Pacific-type ENSO on climate variations over the Maritime Continent region:Direct and indirect connections. Trans AtmosSci, 39(3): 289–299. (in Chinese) |
| 吴增茂, 陈登俊, 温之平. 1993. 南太平洋辐合带(SPCZ)的特征分析. 青岛海洋大学学报, 23(S2): 108–114. Wu Z M, Chen D J, Wen Z P. 1993. Feature analysis of the South Pacific Convergence Zone (SPCZ). J Ocean Univ Qingdao, 23(S2): 108–114. (in Chinese) |
| Bergeron T. 1930. Richtlinien einer dynamischen klimatologie. Meteor Z, 47(7): 246–262. |
| Borlace S, Santoso A, Cai W J, et al. 2014. Extreme swings of the South Pacific Convergence Zone and the different types of El Niño events. Geophys Res Lett, 41(13): 4695–4703. DOI:10.1002/2014GL060551 |
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