冬季黑潮延伸体区域海表温度异常对北太平洋气旋活动的影响

冬季黑潮延伸体区域海 表 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 温度异常对北太平洋气旋活动的影响 冬季黑潮延伸体区域海表温度异常对 Ξ 北太平洋气旋活动的影响 慈 航, 罗德海 ( )中国海洋大学 , 山东 青岛 266100 摘 要 : 计算了黑潮延伸体区域冬季海表温度异常的平均值 ,幵选取了正 、负异常年份 ,对正 、负异常年份的气旋活动进行 了合成分析 。结果表明 :正异常年份相对于负异常年份气旋的分布在中 、西太平洋明显偏北 ,而且正异常年份气旋生成区域 相对集中 ,主要集中在日本以东的洋面上 ,成熟和消亡区域则集中在中太平洋区域 ,西太平洋的鄂霍次克海区域也有相当数 量 ;负异常年份的气旋生成区域则覆盖了包括日本在内的西太平洋的广大区域 ,在中太平洋的中纬度区域也有相当数量 ,成 熟期虽然也有部分集中在西太平洋区域 ,但是消亡期则几乎没有在西太平洋出现 ,而是主要出现在中太平洋偏东的区域 。随 后的 1 000 h Pa 位势高度场合成分析和斜压性的分析则进一步 证明 住所证明下载场所使用证明下载诊断证明下载住所证明下载爱问住所证明下载爱问 了这些结论 。 关键词 : 黑潮延伸体 ; 海表温度异常 ; 中纬度气旋 ; 气旋示踪 ; 气旋分布 () 文章编号 : 167225174 200706 ?2049207 中图法分类号 : P447 文献标识码 : A 中纬度气旋是影响中纬度气候和天气系统的主要,也就是天气尺度瞬变涡的响北太平洋上的风暴路径 因素之一 。北半球中纬度气旋多生成于大洋的西岸 , 活动 ,而这些天气尺度瞬变涡自然也包含了中纬度气 向东或东北斱向秱动 ,到达大洋中部 ,有些甚至能横越 旋在内 。有意思的是 ,黑潮的延伸体区域一般定义为 13 214 整个大洋 。由于这些气旋携带了大量的水汽和潜热 , 32N?～38N? ,140E?～180?,而这个区域恰好是北1所以必然对天气系统产生重要的影响 。Fraedrich 等 ( ) 太平洋上中纬度气旋生成的最大值区域 见 1 . 2 节。 的研究就曾指出 ,在欧洲大陆区域每年有 70 %～80 % 因此 ,可以讣为 ,相对于黑潮区域 ,似乎黑潮延伸体区 的降水是由大约 15 个锋面气旋所引起的 ,中纬度气旋 域的海表温度异常对于北太平洋的气旋生成和发展影 对于天气系统的影响可见一斑 。以前的学者曾经针对 响更大 。所以 ,本文将利用资料 ,通过统计学分析 , 来 不同区 域 , 对 气 旋 的 活 动 进 行 过 研 究 , 例 如 冰 岛 低 研究黑潮延伸体区域的海表温度异常不北太平洋气旋 23 24 5 26 、北太平洋、北大西洋等区域 。 压活动的关系 。 7 28 风暴路径是由 Blackmo n 等最早通过滤波资料 首先发现的 ,它一般是指 2 . 5～6 d 天气尺度扰动最活 1 资料不斱法 跃的区域 。而气旋作为天气尺度系统恰好是对风暴路 1 . 1 所用资料 9 径贡献最高的系统之一 。Wallace 等曾指出风暴路 ΞΞ 本文所采用的资料取自 ECM W F 从 1958～2001 径不仅仅是表征气旋密度分布 ,同时反气旋的密度分 5 ) ) (( 年的 ERA240 全球 2 . 5 ?×2 . 5 ?的每日 4 次的再分布也被考虑在内 。而 Sickmoller 等也曾经指出北半 ΞΞΞ (析资料和 1958～2001 年的 SODA t he Simple Ocean 球的两条风暴路径不气旋密度分布情况是非常近似 ) Data Assimilatio n海表面温度资料 。的 。因此 ,风暴路径在一定程度上也可以表现中纬度 10 1 . 2 气旋示踪 方法 快递客服问题件处理详细方法山木方法pdf计算方法pdf华与华方法下载八字理论方法下载 气旋活动的主要区域 。Ho skins 等曾指出 , 冬季北 气旋在天气学上的定义是 : 在海平面气压场上 ,低 半球海洋西部的暖边界流可能对其时的风暴路径维持 压中心的周围存在至少一条闭合的等压线 , 幵且这个 存在着重要的作用 ,但没有进行细致地分析 。之后 ,朱 11 212 低压系统持续至少 3 d 或者 3 d 以上 ,就称之为气旋 。 伟军等的研究则证明了黑潮区域的海表温度异常 前人的研究中 ,为了简化气旋的判定程序 ,大多对气旋 对于大气环流和风暴路径确实存在着影响 。由此可 2 ,15 216 的判定做了一些简化,所以这些研究中 ,幵不是见 ,在北太平洋 ,西边界暖流的海表温度异常确实会影 ( ) ( ) Ξ 基金项目 :国家杰出青年基金 40325016;国家重点基础研究发展 计划 项目进度计划表范例计划下载计划下载计划下载课程教学计划下载 项目 2005CB422300资助 收稿日期 :2007206211 ;修订日期 :2007206217 ( ) 作者简介 :慈 航 19812,男 ,硕士生 。E2mail :ci - hang1 @163 . co m ΞΞ ECM WF 再分析资料取自 ht tp :/ / data . ecmwf . int / data/ d/ era40 - daily/ ; ΞΞΞ SODA 资料取自 ht tp :/ / dsrs. at mo s. umd. edu/ 使用严格的天气学意义上的气旋 。在本文中 ,将严格超过 600 km 。 () 的采用天气学意义上的气旋定义来作为判定标准 ,也 6对于 t 时刻中 , 最后剩余的气旋 , 就讣为该气旋消 就是在 1 000 h Pa 位势高度场上 ,低压中心的周围至少 亡于 t 时刻 ; 而对于 t + 1 时刻中剩余的气旋 ,则讣为 () 存在一条闭合的等值线 等值线间隔为 50 位势米,幵 是新生成的气旋 ,幵且分别给定一个新的标号 。且持续 3 d 或者 3 d 以上 。所以在判定斱法上 ,在本文 最后 ,所有生命周期在 3 d 以下的气旋都将被去除 17 中 ,适当改进了 Ko nig 等所使用的斱法 。判定斱法 掉 。另外对气旋生成 、成熟 、消亡的定义如下 : 如下 : 在 1 000 h Pa 位势高度场上 ,第一次出现闭合的等 值线的时刻 , 就是气旋的生成时刻 , 其气旋中心的位 置 ,就是该气旋的生成时刻 ; 而在气旋的生命周期中 , 位势高度达到最小值的时刻 , 就定义为气旋的成熟时 刻 ;而在其生命周期中出现最后一条闭合的等值线的 时刻 ,就是气旋的消亡时刻 。 因为气旋的平均直径约为 1 000 km ,所以本文中 假定所有的气旋其直径都是 1 000 km 。如果某个格点 图 1 1 000 h Pa 位势高度场上以 C 点为中心的 在某个时刻出现了一次气旋 ,那么其周围 500 km 以内 气旋判定示意图的所有格点都记为有 1 次气旋发生 ,之后将每天的气 Fig. 1 Sketch map for identificatio n of a cyclo ne at grid 旋发生数叠加起来 ,幵取年平均 ,就得到了年平均的气 point C at 1 000 h Pa geopotential height 旋分布图 。同样对于生成期 、成熟期 、消亡期分别进行 (在 C 点周围的 N和 S各点构成一条闭合的等值线 Point s N i i i 叠加 ,就可以得到气旋的生成期 、成熟期 、消亡期的气 )and Ssurro unding point C fo r m a clo sed iso hyp se i 旋分布图 。 ( ) 1如图 1 所示 ,在 1 000 h Pa 位势高度场上 ,先确定一 个低压中心 C ,C 点的位势高度低于不之相邻的 8 个格 点 N,幵且 ,将 C 点周围的第二圈格点定义为 S。 i i () 2如果 C 点周围的第一圈格点中的 N处的位势高 i 度 ,幵没有超过 C 点 50 位势米 ,那么就检测不 N点相 i ( 邻的第二圈的格点 ,是否符合这个 要求 对教师党员的评价套管和固井爆破片与爆破装置仓库管理基本要求三甲医院都需要复审吗 例如 ,图 1 中 的 N点不复合要求 , 则检查不之相邻的第二圈格点2 ) S,S,S 。如果这些点符合这一要求 ,那么就可以讣2 3 4 为 C 点周围存在一条闭合的等值线 , C 点就被确定为 一个气旋的中心 ;如果 S点依然不符合要求 ,则继续检 i 测下一圈的相邻格点 ,直到符合这一要求 。 () 3当然这一检测不可能无休止的进行下去 , 由于气 () 图 2 冬季北太平洋 1959～2001年平均的气旋 旋的平均直径约为 1 000 km , 最大的可以达到 3 000 生成期的分布图 () Fig. 2 Yearly 1959～2001cyclogenesis density for km ,所以在这里设定的检测半径为 1 000 km 。也就是 winter in t he Nort h Pacific 说 ,如果被检测点不低压中心点 C 的距离超过了1 000 2 ( ) ( 单位 :个/ 1 000 公里,数值扩大了 10 倍km ,那么就讣为该检测失败 ,即 C 点周围不能形成一 2 ( ) )U nit : co unt per 1 000 km, enlarged by a facto r of 10 条闭合的等值线 ,这不是一个气旋 。 () 4先找出 t 时刻位势高度场上的所有气旋中心 , 幵将 ( ) 图 2 给出了冬季北太平洋 1959～2001年平均的 其分别标号 。然后求出他们不 t + 1 时刻位势高度场 气旋生成期的分布图 。由图中可以看出 ,冬季北太平 上的所有气旋中心之间的距离 ,其中距离最小的就定 洋的气旋主要存在 2 个生成区域 ,一个是西太平洋地 义为同 1 个气旋的 2 个时刻 。 区的日本以东洋面 , 该区域恰好不黑潮延伸体区域相 () 5将标定为同一个气旋系统的气旋分别从矩阵中去 吻合 ,另一个是东太平洋的阿拉斯加湾区域 。黑潮延 掉 ,然后继续步骤 5 的检测 ,直到两时刻之间的最小距 伸体区域的海表温度异常对于阿拉斯加湾区域生成的 离 > 600 km 为止 。本文中 , 之所以取 600 km 作为临 气旋 ,一般不会存在一些直接的影响 。所以本文所选 界值 ,是因为中纬度气旋秱动速度一般不会超过 100 ( 定的气旋为 ,生成期位于西太平洋区域 20N? ～80N? , km/ h ,所以本文选取 100 km/ h 来作为中纬度气旋的) 120?E～180?的气旋 , 以下所说的北太平洋气旋都将 最大秱动速度 ,而 6 h 中气旋的最大秱动距离也就不会指这部分生成期位于西太平洋区域的气旋 。 ( ) 1 . 3 冬季黑潮延伸体区域的海表温度异常 ,气旋活动的主要区域要明显的偏向北 见图 4c。 份 ( 所以如果考虑上纬圈随纬度增高而缩短 , 那么在正异 图 3 是 黑 潮 延 伸 体 区 域 32N? ～ 38N? , 140?E ～ ) 常年份气旋活动区域的面积要小于负异常年份 , 也就 180?的海表温度异常图 。 是说 ,正异常年份气旋的数量要小于负异常年份 ,这不 表 1 中的结果是相一致的 。 ()图 3 黑潮延伸体区域 32N?～38N? ,140E?～180? 冬季海表温度平均异常 Fig. 3 Winter SS T ano malies averaged in t he Kuroshio ()Extensio n regio n 32N?～38N? , 140E?～180? ( )单位 : ? U nit : ? 根据图 3 ,选出黑潮延伸体区域海表温度异常变化 绝对值 ?0 . 5 ?的年份 ,分别是正异常年 : 1960 ,1961 , 1962 ,1991 ,1999 ,2000 共 6 个年份和负异常年 : 1977 ,1981 ,1984 , 1985 , 1987 , 1996 共 6 个年份 。针对这 12 个正 、负异常年份 ,对北太平洋的气旋活动情况进行了 合成分析 。 2 气旋活动状况分析 2 . 1 气旋的发生频数与生命周期 表 1 给出了北太平洋气旋在黑潮延伸体区域海表 温度正 、负异常年份 ,气旋的年平均发生频数和平均持 续时间 。 表 1 正 、负异常年的冬季北太平洋气旋平均 发生频数和平均持续天数 Table 1 The average numbers of cyclo ne event s and mean duratio ns of cyclo nes for winter in t he Nort h Pacific in bot h positive and negative years 正异常年 负异常年 Po sitive years Negative years ()平均气旋数 个 Average numbers of 14 . 5 15 . 7 () cyelo nes event平图 4 冬季北太平洋年平均气旋分布图 () 均持续时间 天Yearly mean cyclo ne density for winter Fig. 4 6 . 0 6 . 1 in t he Nort h Pacific Mean duratio ns () ) ) ) ab等值线间隔为 10 ;c等值线间隔为 5 ;c中实线为正值 ,虚线 ( )of dydo nes day 2 ) ) ( ( 为负值 , 单位 :个/ 1 000 公里,数值扩大了 10 倍 ) ) ) ) Co nto ur interval : 10 in aand band 5 in , cDashed lines in cindi2 从表 1 中可以看出在负异常年中 ,所旋数为 15 . 7 ) ( cate negative values ; solid lines in c indicate po sitive values. U nit : 个 ,要略多于正异常年份的 14 . 5 个 ,而无论正 、负异常 2 ( ) ) )co unt per 1 000 km, enlarged by a facto r of 10 相年份 ,气旋的平均持续时间 ,都基本上相同 。 5 和图 6 分别对正 、负异常年份的气旋的生成期 、图 图 4a 和 4b 分别为正 、负异常年份的气旋分布图 。 成熟期 、消亡期进行了合成 。通过图 5a 不图 6a 的比较 , 由图 4 中可以看出 ,在正 、负异常年 ,气旋出现最多的 可以发现 ,在正异常年份 ,气旋的生成主要集中在日本位置都是在中太平洋区域 ,而且从图中数值上看 , 正 、 以东的洋面 ,大约在 35N?～45N? ,140E?～160E? 之间 。 负异常的气旋数幵没有太大的差异 。但是正异常年 另外白令海海域也有少量气旋生成 。而负异常年份 ,气,这也说明了负异常年份相年份的分布情况则恰恰相反 旋生成区域的分布则更为广阔 , 覆盖了 30N? ～ 50N? , 对于正异常年份 ,气旋成熟期的分布位置要更偏东一 135?E～155?E 的广大区域 ,而且幵不仅仅局限于洋面之 些 。最后 ,通过图 5c 和图 6c 的比较 ,可以看出在负异常 年份中 ,气旋的消亡期位置主要集中在中 、东太平洋区 上 ,在日本上空也有气旋生成 ,另外在中太平洋区域也 有一个明显的极值区域 。图 5b 和图 6b 的比较则可以发 域 ,西太平洋区域几乎没有气旋消亡 ,而且覆盖了 35N?现 ,正 、负异常年份中 ,气旋的成熟期位置主要集中在中 ～70N ?的广阔区域 ;而正异常年份中 ,气旋消亡期的位 太平洋区域 ,而且正 、负异常年份没有非常明显的差异 , 置则要偏北很多 ,主要集中在 45N? 以北的区域中 ,但幵 不过负异常年份相对于正异常年份 ,气旋的分布要偏东 不仅仅是在中 、东太平洋区域存在着极值区域 ,在西太 平洋的鄂霍次克海区域也同样存在着一个极值区域 。一些 。而且 ,虽然在正 、负异常年份中 ,在 180?经线的东 3 西两侧 ,都存在着两个极值区域 ,但是负异常年份的在 这一点上 ,不 Martin 等发现的在西北太平洋也是气旋 消亡的主要区域之一是相吻合的 。 东太平洋的极值区要大于西太平洋的极值区 ;而正异常 图 5 正异常年份冬季北太平洋气旋分布图 图 6 负异常年份冬季北太平洋气旋分布图 Fig. 5 Cyclo ne density for winter in t he Nort h Cyclo ne density for winter in t he Nort h Fig. 6 Pacific in positive years Pacific in negative years 2 2 ( ( ) )( ( ) ( ( 等值线间隔为 2 。单位 :个/ 1 000公里,数值扩大了 10 倍 等值线间隔为 2 单位 :个/ 1 000 公里,数值扩大了 10 倍2 2 ( ( ) ( ( ) Co nto ur interval = 2 U nit : co unt per 1 000 km, enlarged by a facto r Co nto ur interval = 2 U nit : co unt per 1 000 km, enlarged by afo uto r ) )) )of 10 of 10 ? 位势高度场的合成分析2 . 2 1 000 h Pa 其中 , f 是科氏参数 , N 是 Brunt2Vaisala 频率 , V 图 7 是对正 、负异常年份 1 000 h Pa 位势高度场做 是水平风矢量 。Brunt2Vaisala 频率计算公式如下 :的合成图 。从图中可以看出 ,在正异常年份阿留申低 g θ 9 2 N = , 压明显的要比负异常年份偏弱 ,而且中心位置也相对 θ9z 10偏西 。以前也曾对阿留申低压的强弱不气旋活动的相 θ其中 ,是位温 , g 是重力加速度 。Ho skins 等 4 关性做过一些研究,虽然究竟是阿留申低压的强弱 变 计算了 780 h Pa 等压面上的 Eady 波 增 长 率 指 数 ; 而 15化影响了气旋的活动 ,还是气旋的活动主要影响了 阿计 算 的Eady 波 增 长 率 指 数 则 是 取 了Pacio rek 等 留申低压的强弱变化 ,这一争论亦然没有得到解决 。 但是有一点可以肯定的是 : 在阿留申低压区域出现气 旋多 ,那么阿留申低压必然会加强 ; 反之依然 。所以图 7a 不图 7b 的比较 ,也可以在一定程度上 ,说明了正异 常年份气旋成熟期和消亡期在西太平洋区域较多 ,而 负异常年份气旋的成熟期和消亡期 ,则是东太平洋较 多的原因 。 图 7 1 000 h Pa 位势高度场合成图 Fig. 7 Co mposite 1 000 h Pa geopotential height fields ( ) 等值线间隔为 20 位势米 U nit : gp m ; CI = 20 gp m 2 . 3 斜压性的分析 斜压性对于中纬度气旋的生成和发展具有至关重 10 图 8 冬季北太平洋平均 Eady 波增长率指数合成图 要的作用 。本文将使用 Ho skins 等引入的 Eady 波 Fig. 8 Co mposite mean fields for Eady growt h rate index 增长率指数来作为判定斜压性的指数 ,该指数如果在 - 1 - 1 ( ) ) ) ) ab等值线间隔为 0 . 1 day ,c等值线间隔为 0 . 03 day 。c中 不考虑湿变化等复杂状况的影响下时 ,是一个表征中 - 1 ( )实线为正值 ,虚线为负值 单位 : day 纬度斜压性强弱的很好的指数 。Eady 波增长率指数 - 1 - 1 ) ) ) Co nto ur interval is 0 . 1 day in a and b, and 0 . 03 day in c . 的公式如下 :) ) Dashed lines in cindicate negative values and solid lines in cindicate ? - 1( ) ) 9 V f po sitive values. U nit : day σ= 0 . 31 , B I N9z 500 h Pa 等压面 。在这里 , 取 500 h Pa 等 压 面 来 计 算 。 :参考文献 图 8a 和图 8b 分别是正 、负异常年份的 Eady 波增长率 指数的合成 。图 8c 是正 、负异常年份之差 。从图上可 1 Fraedrich K , Bach R , Naujo kat G. A single statio n climatology of cent ral European f ro nt s : number , time , and p recipitatio n statistics 以看出 ,在正 、负异常年份斜压性极值区域的位置基本 J . Co nt rib At mo s Ph ys , 1986 , 59 : 54265 . 上相差不大 ,只是在极值区域 ,负异常年份达到了 1 . 3 2 - 1 - 1 Serreze M C , Carse F , Barry R G , et al . Icelandic low cyclo ne activi2 day ,要强于正异常年份的 1 . 2 d 。而通过图 8c 则 t y : climatological feat ures , linkages wit h t he NAO , and relatio nship s 可以看出 ,在中太平洋和西太平洋 ,正异常年份相比于 wit h recent changes in t he no rt hern Hemisp here circulatio n J . Jo ur 2 负异常年份斜压性有明显的北向倾斜 ,而且在西太平 nal of Climate , 1997 , 10 : 4532464 . 洋的黑潮延伸体区域 ,负异常年份的斜压性要高于正 3 Martin J E , Grauman R D , Marsili N . Surface cyclolysis in t he No rt h Pacific ocean . Part ?: a synoptic climatology J . Mo n Wea Rev , 异常年份 。在西太平洋的黑潮延伸体区域 ,图 8c 不图 2001 , 129 : 7482765 . 4c 是非常吻合的 ,但是在中太平洋区域 ,虽然正异常年 4 Zhu X , Sun J , Liu Z , et al . A synoptic analysis of t he interannual 份相比于负异常年份都存在北向的倾斜 ,但是在纬度 variabilit y of winter cyclo ne activit y in t he Aleutian low regio n J . J 位置上 ,却相差甚大 ,图 4c 相比于图 8c 向明显的偏北 Climate , 2007 , 20 : 152321538 . 许多 。为什么会出现这样的状况呢 ? 如大家所熟知 , Blender R , Fraedrich K , L unkeit F. Identificatio n of cyclo ne t rack 5 regimes in t he No rt h Atlantic J . Q J R Meteo rol Soc , 1997 , 123 : 斜压性对于气旋的发展和生成有很重要的作用 ,而西 7272741 . 太平洋的黑潮延伸体区域恰恰是气旋发生的主要区 6 Sickmoller M , Blender R , Fraedrich K. Observed winter cyclo ne 域 ,所以可以解释在这个区域 ,图 4c 不图 8c 非常吻合 t racks of t he no rt hern hemisp here in re2analysed ECM WF data J . 的 ;而通过上面的分析也可以看出 ,中太平洋是气旋消 Q J R Meteo rol Soc , 2000 , 126 : 5912620 . 亡的主要区域 ,所以或许是这个原因导致斜压性对其 7 Blackmo n M L . A climatological spect ral st udy of t he 500 mb geopo2 tential height of t he No rt hern Hemisp here J . J At mo s Sci , 1976 , 影响不大 ,以致图 4c 和图 8c 在中太平洋区域出现非常 33 : 160721623 . 大的偏差 。 8 Blackmo n M L , Wallace J M , L au N C , et al . An o bservatio nal st udy of t he No rt hern Hemisp here wintertime circulatio n J . J At mo s Sci , 3 结语 1977 , 34 : 104021053 . 9 Wallace J M , Lim G H , Blackmo n M L . Relatio nship bet ween cy2 本文根据黑潮延伸体区域的冬季平均海温的正 、 clo ne t racks , anticyclo ne t racks and baroclinic waveguides J . J At 2 负异常变化 ,选取了正 、负异常年份 ,幵对这些正 、负异 mo s Sci , 1988 , 45 : 4392462 . 常年份的气旋活动情况进行了合成分析 。研究发现 , 10 Ho skins B J , Valdes P J . On t he existence of sto r m t racks J . J 正异常年份的气旋频数要略小于负异常年份 ,气旋活 ( ) At mo s Sci , 1990 , 47 15: 185421864 . 动区域明显偏北 。进一步对气旋生成期 、成熟期 、消亡 11 朱伟军 , 孙照渤. 冬季黑潮区域海温异常对北太平洋风暴轴的影 ( ) 响 J . 应用气象学报 , 2000 , 11 2: 1452153 .期的合成分析表明 ,在正异常年份气旋生成期的位置 12 朱伟军 , 孙照渤 , 彭加毅. 冬季太平洋 SS T 异常对风暴轴和急流 相对集中 ,主要集中在日本以东的洋面上 ,而负位相年 ( ) 的影响 J . 南京气象学院学报 , 1999 , 22 4: 5752581 . 份则覆盖了包括日本在内的广大区域 ,幵且在中太平 13 Qiu B. Kuro shio extensio n variabilit y and fo rcing of t he Pacific 洋的中纬度地区也有相当多的气旋生成 。在成熟期和 decadal o scillatio ns : respo nses and potential feedback J . J Ph ys O2 消亡期 ,正异常年份相比于负异常年份要有一个明显 ceanogr , 2003 , 33 : 246522482 . 14 Reynolds R W , Smit h T M . Imp roved glo bal sea surface tempera2 的西向倾斜 ,即在正异常年份西太平洋区域成熟和消 t ure analyses using optimum interpolatio n J . J Climate , 1994 , 7 : 亡的气旋要明显比负异常年份多 。 9292948 . 1 000 h Pa 位势高度场的合成分析从另一个侧面 15 Pacio rek C J , Risbey J S , Vent ura V , et al . Multiple indices of 验证了正位相年气旋偏少和整体活动区域偏西的事 no rt hern hemisp here cyclo ne activit y , Winters 194921999 J . J Cli 2 实 。进一步的斜压性分析表明在正异常年份西太平洋 mate , 2002 , 15 : 157321590 . 16 Sinclair M R. An o bjective cyclo ne climatology fo r t he so ut hern 上空的大气斜压性极大值位置偏北 ,导致了在正异常 hemisp here J . Mo n Wea Rev , 1994 , 122 : 2239 22256 . 年份西太平洋区域气旋活动偏北 。 17 Ko nig W , Sausen R , Sielman E. Objective identificatio n of cyclo nes in GCM simulatio n J . J Climate , 1993 , 6 : 2217 22231 . ()下转 66 页 Se que nc e Analy si s of CO ? Ge ne Fra gme nt of Thre e Mugili da e Sp e ci e s 1 1 1 2YAN G Tian2Yan, GAO Tian2Xiang, M EN G Wei, SU N Li2Yuan (1 . The Key L aboratory of Maricult ure , Minist ry of Educatio n , Ocean U niversity of China , Qingdao 266003 , China ; 2 . Marine )Fishing Management Statio n of Shando ng Province , Yantai 263001 , China ) ( Abstract : Wit h t he met ho d of PCR , t he cytochro me o xidase subunit I CO ?gene f ragment was amplified ( ) to investigate t hree Mugilidae species Chelon hae m atochei l us , Chelon ca ri n at a and M u gi l cep hal usand t he differences were analyzed. By sequencing , t he sequence of 510 bp nucleotide was o btained. No insertio n o r deletio n of sites was fo und. The average co ntent of G was t he lowest , and t he co ntent of A T was higher t han t hat of GC , w hich was similar to t he result s in ot her fish species. There were t wo haplot ypes in C . hae m a2 t ochei l us and C . ca ri n at a respectively and o nly o ne haplot ype in M . cep hal us . The genetic distances amo ng t he t hree Mugilidae species were f ro m 0 . 085 to 0 . 219 . The M u gi l cu re m a was cho sen as an o ut2gro up , and t he NJ clustering t ree indicated t hat C. hae m atochei l us had a clo ser relatio nship wit h C. ca ri n at a t han M . cep hal us . The result was also co nsistent wit h t he co nclusio n in t raditio nal taxology. Ke y wo rd s : Chel on hae m at ochei l us ; Chel on ca ri n at a ; M u gi l cep hal us ; CO ? gene ; sequence analysis 责任编辑 于卫 ()上接 54 页 Imp a ct s of S S TA in t he Kuro shio Ext e nsio n Re gio n o n Cyclo ne Activit y in t he No rt h Pa cific in Wint e r C I Hang , L U O De2Hai ()Ocean U niversity of China , Qingdao 266100 , China Ab stra ct : Mean winter SS T ano malies over t he Kuro shio Extensio n regio n are calculated in t his paper , f ro m w hich po sitive and negative a no malo us years are cho sen . The cyclo ne densit y of occurrences fo r t he po sitive years and negative years has been made and analysed. The result s show t hat : co mpared wit h negative years , t here is a no rt hward slope in t he cyclo ne densit y during po sitive years. During t he po sitive years , t he densit y of cyclogenesis is co ncent rated o n t he regio n east of J apan . Wit h mat ure and cyclolysis stage cyclo nes co ncent rated o n t he cent ral Pacific , and t here are quite a number occurring in t he Sea of Okhot sk regio n . The negative years’cyclogenesises cover a wide regio n in t he no rt hwest Pacific , including J apan , and t here are still quite a number in t he mid2latit udes of t he cent ral Pacific. There are quite a few cyclo nes occurring in t he West Pacific during t he mat ure stage in t he negative years , but t here are few cyclolysis event s in t he West Pacific , t he nega2 tive years’cyclolysis event s mainly focus o n t he cent ral Pacific. The subsequent analysis of co mpo site 1 000 h Pa geopotential height and baroclinicit y has p roved t he co nlusio n above . Ke y wo rd s : Kuro shio extensio n ; sea surf ace temperat ure ano maly ; mid2latit ude cyclo ne ; cyclo ne t rack ; cy2 clo ne densit y 责任编辑 庞