Abstrak
Evolusi komposit dari Convectively Coupled Kelvin Waves (CCKW) dipelajari saat bergerak dari Afrika ke Samudra Hindia Khatulistiwa. Di atas Afrika, Dataran Tinggi Afrika Timur (EAH) melemahkan kopling konvektif CCKW sambil mengarahkan bagian troposfer bawah CCKW ke utara, yang tampaknya analog dengan penjebakan gelombang Kelvin di batas timur. Meskipun terjadi gangguan ini, bagian troposfer tengah hingga atas CCKW menunjukkan perambatan koheren ke arah timur melintasi EAH. Bagian atas CCKW yang melemah ini tiba di Samudra Hindia Khatulistiwa Barat (WEIO) setelah 2 hari, yang menyebabkan pendakian pertengahan troposfer. Curah hujan dan angin barat troposfer bawah meningkat pada hari berikutnya di atas kolam hangat di WEIO, meskipun sinyal CCKW dari Afrika mulai kehilangan struktur dinamisnya di sana.
Poin-poin Utama
- Dataran Tinggi Afrika Timur (EAH) membagi gelombang Kelvin yang berkonveksi (CCKW) yang menjalar ke arah timur menjadi dua bagian
- Bagian bawah CCKW cenderung mengarah ke utara sepanjang EAH, sedangkan bagian tengah hingga atas troposfer yang melemah bergerak ke arah timur
- Oleh karena itu, CCKW yang muncul di atas Samudera Hindia bagian barat secara signifikan lebih lemah
Ringkasan Bahasa Sederhana
Gelombang Kelvin yang Digandeng Secara Konvektif (CCKW) adalah gelombang atmosfer tropis yang merambat ke arah timur dengan periode antara 3 dan 17 hari, panjang gelombang sekitar 6.000 km, dan kecepatan sekitar 15 m.mathematical equationGelombang ini bertanggung jawab atas organisasi awan/curah hujan tropis dalam skala besar dan memainkan peran penting dalam iklim tropis. Sebelumnya, CCKW dipelajari secara terpisah di Afrika dan Samudra Hindia. Di sini, kami mempelajari evolusi CCKW yang menyebar di kedua wilayah tersebut. Kami menunjukkan bahwa Dataran Tinggi Afrika Timur menghalangi lintasan CCKW dan mengalihkan sebagian gelombang ke utara, sehingga melemahkan gelombang yang tiba di Samudra Hindia. Temuan ini memiliki implikasi penting untuk memahami dinamika fundamental atmosfer tropis.
1 Pendahuluan
Sepanjang tahun, episode perambatan ke arah timur dari konveksi terorganisasi dimulai di Samudra Hindia Ekuatorial Barat (WEIO) dan bergerak ke Benua Maritim setelah 5–7 hari. Sinyal perambatan ke arah timur ini telah dikaitkan dengan Gelombang Kelvin yang Digandeng Secara Konvektif (CCKW) (Baranowski et al., 2016a , 2016b , 2017 ; Matthews, 2021 ; Phadtare et al., 2024 ; Roundy, 2008 ; Valentín et al., 2023 ). Dinamika komposit CCKW di atas Samudra Hindia telah dipelajari sebelumnya (Matthews, 2021 ; Roundy, 2008 ). Namun, jalur yang mengarah ke asal-usulnya belum dipelajari. Salah satu mekanisme yang mungkin adalah sinyal atmosfer yang merambat ke arah timur dari Afrika. Literatur ilmiah yang ada menyediakan analisis terperinci mengenai CCKW di atas benua Afrika dan Samudra Hindia secara terpisah, tetapi hanya sedikit penelitian yang melaporkan penyeberangan CCKW antara kedua wilayah tersebut.
Nguyen dan Duvel ( 2008 ) menunjukkan bahwa penyaringan temporal konveksi selama 5–10 hari di Afrika tropis menghasilkan sinyal yang merambat ke arah timur dengan medan dinamis yang mirip dengan CCKW, menandakan dominasi CCKW di wilayah ini. Dinamika CCKW di Atlantik dan Afrika mengikuti solusi gelombang Kelvin yang terperangkap secara ekuator secara teoritis pada gelombang ekuator.
bidang bahkan ketika Zona Konvergensi Intertropis (ITCZ) bergeser ke utara ekuator selama musim panas Afrika (Mekonnen et al., 2008 ; Mounier et al., 2007 ; Sinclaire et al., 2015 ). Matthews ( 2000 ) mencatat bahwa Dataran Tinggi Afrika Timur (EAH) memperlambat CCKW sebelum mencapai Samudra Hindia. Menurut Mekonnen et al. ( 2008 ), CCKW tidak menunjukkan transisi yang koheren dari Afrika ke WEIO di musim panas Boreal karena divergensi yang disebabkan oleh jet Somalia dan kurangnya kelembaban di atas Tanduk Afrika. Schlueter et al. ( 2019 ) menyatakan bahwa pemaksaan termal (sirkulasi diurnal) yang disebabkan oleh orografi Afrika mengurangi efek gelombang tropis pada curah hujan. Efek penghalang yang dikenakan oleh Benua Maritim pada perambatan sinyal tropis ke arah timur telah dipelajari dengan baik (Inness & Slingo, 2006 ; D. Kim et al., 2017 ; H.-M. Kim et al., 2016 ; Liu et al., 2023 ; Wu & Hsu, 2009 ; Zhang & Ling, 2017 ); namun, sedikit yang diketahui tentang dampak dinamis EAH pada sinyal-sinyal ini.
Hsu ( 1987 ) menunjukkan bahwa pegunungan utama di garis lintang tengah belahan bumi utara bertindak sebagai pemandu gelombang Rossby, dan sinyal troposfer bawah menyebar secara antisiklonik di sekitar topografi karena topografi
efek. Gelombang Kelvin internal yang terperangkap di atmosfer pesisir juga telah dilaporkan sebelumnya (Dorman, 1985 ; Gill, 1977 ); inversi dan pemblokiran aliran tingkat rendah mendukung penjebakan ini. Dengan memecahkan persamaan momentum linier pada belahan bumi utara
-plane, Hunt et al. ( 2001 ) menunjukkan bahwa pembelokan gelombang dan pendakian/presipitasi terjadi di sebelah kiri aliran karena pemblokiran orografis, yang sesuai dengan dinamika gelombang Kelvin yang terperangkap batas (Wang, 2002 ). Beberapa penelitian juga telah melaporkan pembelokan searah jarum jam (antisiklonik) dari pusaran siklon oleh pemblokiran topografi di belahan bumi utara (misalnya, Kuo et al., 2001 ; Phadtare, 2018 ; Zehnder, 1993 ). Interaksi dinamis antara pegunungan tropis dan gelombang planet tropis kurang dipelajari, meskipun ruang lingkup interaksi tersebut umum (misalnya, Hsu & Lee, 2005 ; Matthews, 2000 ).
Dengan demikian, tujuan utama dari makalah ini adalah untuk mempelajari evolusi CCKW saat menyebar dari Afrika ke WEIO dan meneliti pengaruh Dataran Tinggi Afrika (Gambar 1a ) terhadapnya. Bagian berikut memberikan rincian kumpulan data dan metode yang digunakan. Bagian 3 menunjukkan lokasi utama peningkatan dan penekanan CCKW dan evolusi gabungan medan dinamisnya di Afrika dan Samudra Hindia. Bagian 4 menyimpulkan penelitian dengan meringkas temuan utama dan menyarankan arah penelitian di masa mendatang.
2 Metodologi
2.1 Kumpulan Data
Kami mempelajari CCKW selama periode satu tahun menggunakan data satelit dan analisis ulang selama 20 tahun (2000–2019). Kumpulan data berikut digunakan.
Curah Hujan: Estimasi curah hujan dari produk Tropical Rainfall Measurement Mission (TRMM) 3B42 V7 (Huffman et al., 2007 ) digunakan untuk mengidentifikasi kejadian CCKW. Kumpulan data ini memiliki 0,25
0,25
resolusi spasial dan temporal 3 jam. TRMM merupakan misi antariksa gabungan antara Badan Penerbangan dan Antariksa Nasional (NASA), AS, dan Badan Eksplorasi Antariksa Jepang (JAXA).
Dinamika: Kami menggunakan NCEP/DOE Reanalysis II (Kanamitsu et al., 2002 ) untuk menggambarkan medan dinamis berskala besar. Kumpulan data ini disediakan oleh Laboratorium Ilmu Fisika, National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), dan memiliki 2,5
2.5
resolusi spasial. Meskipun kumpulan data tersedia pada waktu sub-harian (4 kali sehari), minat kami adalah pada dinamika CCKW, yang skala waktu evolusinya adalah beberapa hari. Oleh karena itu, kami menggunakan bidang rata-rata harian dari variabel yang diinginkan. Ini tersedia pada 17 tingkat tekanan dari 1.000 hPa hingga 10 hPa. Kumpulan data ini sebelumnya telah digunakan oleh Matthews ( 2004 ), Mounier et al. ( 2007 ), dan Sinclaire et al. ( 2015 ) untuk mempelajari CCKW. Kami juga mereproduksi hasil menggunakan kumpulan data ERA5 (Hersbach et al., 2020 ) yang disertakan dalam Informasi Pendukung S1 .
Suhu permukaan laut: Kami menggunakan Interpolasi Suhu Permukaan Laut Optimum (OISST V2) harian beresolusi tinggi (Huang et al., 2021 ) untuk menggambarkan medan suhu permukaan laut rata-rata (SST) selama periode penelitian. OISST V2 disediakan oleh National Atmospheric and Oceanic Administration (NOAA) dan memiliki 1/4
resolusi spasial.
2.2 Metode
2.2.1 Lintasan CCKW
Metode yang digunakan untuk melacak lintasan CCKW mengikuti Baranowski et al. ( 2016a, 2016b ) dan dijelaskan secara singkat di sini. Langkah pertama adalah menjadikan medan hujan yang tidak tersaring sebagai sasaran transformasi Fourier cepat dua dimensi, diikuti oleh penyaringan bilangan gelombang-frekuensi (Wheeler & Kiladis, 1999 ), yang selama itu variabilitas yang hanya sesuai dengan CCKW dipertahankan, yaitu, kecepatan fase ke arah timur antara 8 dan 30 m.
; bilangan gelombang antara 1 dan 14; dan frekuensi antara (1/17) – (1/3) siklus per hari. Batas frekuensi yang lebih tinggi (lebih rendah) menyaring sinyal diurnal (intraseasonal). Gelombang inersia-gravitasi yang merambat ke arah timur (EIGW) menunjukkan beberapa tumpang tindih dengan domain ruang-waktu ini tetapi memiliki struktur antisimetris dan menunjukkan variabilitas maksimum sekitar 10
N. Gelombang Kelvin, di sisi lain, memiliki struktur simetris di sekitar ekuator. Oleh karena itu, kami mempertimbangkan curah hujan rata-rata meridional di sabuk tropis yang dibatasi oleh 10
S-10
N untuk penyaringan ruang-waktu, memastikan bahwa hanya CCKW yang disertakan dan EIGW dikecualikan (Roundy, 2008 ). Spektrum CCKW yang difilter kemudian diubah kembali ke ruang fisik (garis bujur-waktu). Bidang yang dihasilkan memiliki anomali curah hujan yang dirata-ratakan secara meridional yang sesuai dengan CCKW. Langkah kedua adalah melacak lintasan CCKW. Kami menggunakan ambang batas 0,12 mm
untuk mengidentifikasi fase positif CCKW. Rata-rata simpangan baku anomali curah hujan yang disaring gelombang Kelvin pada langkah 1 adalah sekitar 0,1 mm
. Dengan demikian, ambang batasnya cukup tinggi untuk menyaring kebisingan. Untuk memastikan bahwa lintasan CCKW dimulai dari titik yang relevan secara fisik, kami secara bertahap menggeser titik awal ke depan dalam ruang dan waktu hingga intensitas curah hujan minimal 0,12 mm.
(10
S-10
N mean) ditemukan dalam data TRMM mentah. Setelah lintasan dimulai, pelacak melacak nilai curah hujan maksimum yang difilter CCKW dan berhenti pada titik di mana nilainya kurang dari 0,12 mm
Untuk menentukan lokasi akhir lintasan CCKW, pelacak bergerak mundur dalam ruang dan waktu untuk menemukan titik di mana nilai curah hujan mentah terakhir lebih besar dari 0,12 mm
Contoh amplop dan lintasan CCKW ditunjukkan pada Gambar S1 di Informasi Pendukung S1 .
Perlu dicatat bahwa karena jalur CCKW diidentifikasi berdasarkan ambang batas curah hujan, titik awal dan akhir jalur tidak selalu bertepatan dengan lokasi pembentukan dan penyebaran CCKW. Sebaliknya, jalur tersebut menunjukkan lokasi di mana kopling konveksi CCKW ditingkatkan dan ditekan. Oleh karena itu, titik awal dan akhir jalur ini masing-masing disebut sebagai titik “Peningkatan” dan “Penekanan” CCKW.
2.2.2 Dinamika Komposit CCKW
Karena minat kami adalah pada CCKW yang melakukan perjalanan dari Afrika ke Samudra Hindia, 20
E (Afrika Tengah) dipilih sebagai titik dasar untuk analisis kami. Untuk membuat medan dinamis komposit, periode ketika fase positif CCKW tiba di titik dasar dipilih. Untuk tujuan ini, CCKW menyaring rangkaian waktu curah hujan (diperoleh dengan langkah 1 yang dijelaskan dalam Bagian 2.2.1 ) pada 20
E dipilih, dan hari-hari ketika anomali lebih besar dari 0,12 mm
selama sedikitnya 24 jam dipilih. Berdasarkan ini, 506 kejadian CCKW dipilih untuk komposit. Perhatikan bahwa bidang curah hujan memiliki resolusi temporal 3 jam. Hari-hari ini dikelompokkan dalam kategori “Hari 0”. Anomali curah hujan dan bidang dinamis (angin, geopotensial, dan suhu) pada hari-hari tersebut diperoleh dengan mengurangi rata-rata 20 hari yang berpusat pada hari-hari masing-masing. Komposit untuk kategori Hari 0 disiapkan dengan merata-ratakan anomali ini. Kami menyebutnya komposit ‘Hari 0’. Komposit serupa untuk Hari -2 hingga Hari +6 diperoleh untuk mempelajari perambatan CCKW dari pantai timur Afrika (Teluk Guinea) ke Samudra Hindia Khatulistiwa Timur.
3 Hasil
3.1 Jalur CCKW
Gambar 1b menunjukkan distribusi frekuensi Peningkatan dan Penekanan lintasan CCKW dengan garis bujur yang diperoleh dengan metode yang dijelaskan pada Bagian 2.2.1 . Frekuensi Peningkatan tinggi di Teluk Guinea, yang menurun di benua Afrika di sebelah timur dengan minimum sekitar 30
E. Di sisi lain, frekuensi Supresi paling tinggi sekitar 30
E, yang bertepatan dengan puncak orografi EAH. Peningkatan CCKW kembali mencapai puncaknya di WEIO antara 60 dan 70
E dan tetap relatif tinggi di atas Samudra Hindia lainnya. Perhatikan bahwa puncak Supresi di atas EAH dan Benua Maritim memiliki nilai yang serupa. Ini menyiratkan bahwa dampak EAH pada dinamika CCKW sama pentingnya dengan Benua Maritim. Baranowski dkk. ( 2016b ) menunjukkan bahwa disipasi CCKW di Benua Maritim bergantung pada waktu kedatangannya di siang hari, yaitu fase siklus diurnal. Studi semacam itu berada di luar cakupan makalah ini. Penekanan kami adalah untuk menunjukkan evolusi umum CCKW saat mendekati EAH dan seterusnya.
Puncak peningkatan CCKW di atas Teluk Guinea terletak tepat di atas pantai. Orografi pedalaman di sebelah timur juga meningkat cukup tajam (Gambar 1a ). Kami berspekulasi bahwa efek topografi, seperti angin darat-laut, gelombang gravitasi diurnal lepas pantai (misalnya, Mapes et al., 2003 ), dan pemblokiran orografis hulu (Phadtare, 2018 ; Xu et al., 2012 ) dapat menyebabkan peningkatan ini karena fase barat CCKW mengadveksi udara laut yang hangat dan lembap menuju pantai. Sementara topografi dapat membantu peningkatan CCKW di Teluk Guinea, interaksi udara-laut dapat meningkatkan kopling konvektif di atas WEIO yang hangat (Gambar 1a ). Organisasi konvektif skala besar sering terjadi dengan nilai SST minimal 27–28
C (Fu et al., 1994 ; Gadgil et al., 1984 ; Sabin et al., 2013 ; Waliser et al., 1993 ). Beberapa penelitian juga mengusulkan gradien SST untuk menginduksi konvergensi tingkat rendah dan organisasi konvektif (misalnya, Back & Bretherton, 2009 ; Li & Carbone, 2012 ; Lindzen & Nigam, 1987 ). Baranowski et al. ( 2017 ) menunjukkan bahwa tingginya jumlah kejadian CCKW di atas Samudra Hindia disebabkan oleh peningkatan CCKW berurutan, yaitu, beberapa kejadian dalam waktu singkat (5 hari), dan variasi diurnal SST sangat penting untuk memicu kejadian ini. Namun demikian, konsensusnya adalah bahwa pada nilai SST yang cukup tinggi, fluks permukaan secara signifikan menekan penghambatan konvektif di atas lautan tropis dan mendukung organisasi konvektif dalam kondisi atmosfer skala besar yang menguntungkan (Bhat et al., 1996 ; Fu et al., 1994 ; Hu et al., 2023 ; Lau & Sui, 1997 ; Raymond, 1995 ).
Singkatnya, kopling konveksi di CCKW meningkat saat gelombang tiba di Teluk Guinea, Samudra Hindia, dan melemah di EAH, Benua Maritim. Dalam studi ini, kami terutama berfokus pada gangguan CCKW di EAH. Untuk mempelajari fenomena ini, kami menganalisis evolusi komposit CCKW saat menyebar dari Afrika ke Samudra Hindia di bagian berikut.
3.2 Evolusi Komposit CCKW
3.2.1 Troposfer Bawah
Gambar 2 menunjukkan komposit curah hujan mulai dari Hari -2 sampai Hari +6 dengan mempertimbangkan 20
E sebagai titik dasar. Anomali angin horizontal (vektor) dan tinggi geopotensial (kontur) pada 850 hPa juga ditumpangkan. Perhatikan bahwa dalam kasus ini, beberapa perbedaan dibandingkan dengan struktur CCKW di atas lautan tropis (misalnya, Kiladis et al., 2009 ) diharapkan karena topografi yang mendasarinya. Pada Hari 0, anomali curah hujan positif terletak di atas titik dasar (Gambar 2c ). Sesuai dengan struktur gelombang Kelvin tropis teoritis (Matsuno, 1966 ), anomali tinggi terletak di sebelah barat curah hujan maksimum, dan anomali rendah terletak di sebelah timurnya. Ada anomali angin barat di sebelah barat 20
E, dan anomali timur ke timur. Struktur CCKW ini menyebar ke timur, dari Teluk Guinea pada Hari ke-2 (Gambar 2a–2c ). Perhatikan bahwa anomali curah hujan tertinggi terjadi di Teluk Guinea pada Hari ke-1 saat fase barat CCKW tiba di dekat pantai. Hal ini dapat disebabkan oleh konvergensi dan pengangkatan yang disebabkan oleh topografi seperti yang disebutkan dalam Bagian 3.1 . Algoritma lintasan CCKW juga mendeteksi frekuensi peningkatan yang tinggi di lokasi ini (Gambar 1b ).
Pada Hari +1, curah hujan dan anomali barat bergerak ke arah timur di dekat sisi barat EAH. Menariknya, anomali rendah bergerak ke arah timur laut di sepanjang lereng EAH dan terletak sekitar 15
Tidak, 35
E (Gambar 2d ). Pada Hari +2, tekanan rendah bergerak lebih jauh ke utara (Gambar 2e ). Tekanan tinggi yang tidak normal juga menunjukkan perambatan ke arah kutub yang sama di sepanjang EAH dari Hari +3 hingga Hari +5 (Gambar 2f–2h ). Karena pembelokan ini di sepanjang EAH, struktur dinamis CCKW melemah secara signifikan di sebelah timurnya. Meskipun sinyal lemah ini menghasilkan beberapa anomali presipitasi dan angin di atas Samudra Hindia dari Hari +3 hingga Hari +6 (Gambar 2f–2i ), struktur dinamis CCKW tetap lemah di atas Samudra Hindia Khatulistiwa. Dengan demikian, EAH berfungsi sebagai titik percabangan untuk CCKW; bagian sinyal yang dominan diarahkan ke arah kutub di sepanjang orografi, sementara bagian yang lebih lemah merambat ke arah timur ke Samudra Hindia.
3.2.2 Troposfer Atas dan Tengah
Bahasa Indonesia: Di bagian ini, kami meneliti bagaimana struktur troposfer atas dan tengah CCKW berevolusi saat bergerak dari Afrika ke Samudra Hindia. Dari Hari -2 hingga Hari +6, evolusi anomali angin horizontal (vektor) dan tinggi geopotensial (kontur) pada 200 hPa menunjukkan perambatan gelombang Kelvin yang koheren ke arah timur dari Afrika ke Samudra Hindia (Gambar 3 ). Anomali curah hujan positif bertepatan dengan divergensi troposfer atas antara angin barat di timur dan angin timur di barat. Struktur troposfer atas CCKW yang diamati di sini sesuai dengan yang dilaporkan oleh Kiladis et al. ( 2009 ) di Pasifik barat (Gambar 7c dalam artikel tersebut) dan oleh Matthews ( 2021 ) di Samudra Hindia tengah (Gambar 11a dalam artikel tersebut). Oleh karena itu, meskipun struktur troposfer bawah CCKW terganggu di atas EAH, atmosfer atas masih mempertahankan tanda gelombang Kelvin (Gambar 3c–3e ). Akan tetapi, struktur troposfer atas memudar saat gelombang bergerak ke arah timur di atas Samudra Hindia (Gambar 3g–3i ).
Gambar 4 menunjukkan penampang vertikal rata-rata meridional dari anomali angin zonal dan vertikal komposit dari Hari ke-2 hingga Hari ke-6. Anomali divergensi angin zonal juga ditunjukkan (arsir). Rata-rata dilakukan selama 10
S-10
Pita lintang N. Dari Hari -2 hingga Hari +1, anomali angin barat dan naik yang terkait dengan CCKW merambat ke arah timur dari Atlantik dan tiba di atas EAH. Struktur CCKW menunjukkan kemiringan ke arah barat yang khas di atas Afrika (Gambar 4a–4d ). Kemiringan ke arah barat yang serupa di CCKW telah dilaporkan di Pasifik tengah (Kiladis et al., 2009 ), Samudra Hindia (Roundy, 2008 ), dan Amerika Selatan (Mayta et al., 2021 ). Pada Hari +1, konvergensi tingkat rendah, pendakian, dan divergensi tingkat atas dapat dilihat di sisi barat EAH, dan EAH diapit oleh anomali angin barat (ke barat) dan timur (ke timur) (Gambar 4d ). Pada Hari +2, divergensi dan pendakian tingkat atas bergerak ke timur EAH; anomali timur tingkat rendah pada tahap ini terlihat di atas WEIO, tetapi anomali barat di atas EAH lemah karena pemblokiran fisik aliran oleh EAH (Gambar 4e ). Hal ini mengakibatkan konvergensi tingkat rendah yang lebih lemah. Saat CCKW bergerak lebih jauh ke timur pada Hari +3 dan +4, anomali barat muncul lagi (Gambar 4f dan 4g ), tetapi di timur 80
E, struktur dinamis CCKW melemah secara signifikan (Gambar 4h dan 4i ). Perhatikan bahwa kemiringan vertikal ke arah barat di CCKW berkurang setelah melintasi EAH.
4. Kesimpulan dan Pembahasan
Studi ini awalnya dirancang untuk menggambarkan mekanisme yang mengatur konveksi melalui WEIO pada skala sinoptik dan intraseasonal, tetapi selama pelaksanaannya, kami menemukan interaksi menarik antara Dataran Tinggi Afrika dan CCKW yang dilaporkan dalam makalah ini. Studi sebelumnya telah difokuskan pada CCKW di atas Samudra Hindia dan Afrika secara terpisah, namun, sedikit yang diketahui tentang sinyal CCKW yang bergerak melintasi pegunungan tinggi Afrika dan tiba di atas WEIO. Untuk tujuan ini, bidang curah hujan dan analisis ulang dianalisis untuk mempelajari perambatan CCKW dari Afrika ke WEIO. Berikut adalah temuan dari studi ini:
- Teluk Guinea dan kolam hangat WEIO merupakan wilayah yang cocok untuk memulai hubungan konveksi gelombang tropis.
- CCKW di atas Teluk Guinea dan Afrika memiliki struktur vertikal yang sangat miring ke arah barat. Kemiringan tersebut menjadi kurang menonjol setelah CCKW melintasi EAH.
- EAH mengganggu struktur CCKW. Orografi menghalangi angin tingkat rendah, sehingga melemahkan konvergensi dan curah hujan yang disebabkan gelombang.
- Sinyal dinamis troposfer bawah CCKW bercabang di atas EAH. Bagian yang dominan menyebar ke utara sepanjang orografi (mungkin sebagai gelombang Kelvin yang terperangkap), sehingga melemahkan komponen sinyal yang mengarah ke timur.
- Meskipun demikian, bagian atas (di atas 700 hPa) CCKW bergerak ke arah timur melintasi EAH relatif tidak terganggu dan tiba di WEIO dalam waktu dua hari, yang karenanya meningkatkan pendakian pertengahan troposfer.
- Curah hujan dan angin barat tingkat rendah kembali terbentuk di Samudra Hindia, namun struktur CCKW tetap lemah.
Perhatikan bahwa komposit melacak CCKW dari Afrika tengah yang mungkin tidak menyertakan CCKW yang dimulai di atas Samudra Hindia. Studi sebelumnya telah menunjukkan keberadaan CCKW yang kuat di atas Samudra Hindia (Baranowski et al., 2016a , 2016b , 2017 ; Kiladis et al., 2009 ; Matthews, 2021 ; Roundy, 2008 ). Gambar 1b dalam studi saat ini juga menunjukkan kepadatan CCKW yang tinggi di atas Samudra Hindia. Ini menyiratkan bahwa sebagian besar CCKW Samudra Hindia dapat berkembang secara in situ.
Kontribusi signifikan dari studi ini adalah demonstrasi pengaruh EAH pada CCKW. Dua jalur menonjol untuk ini adalah (a) melemahnya kopling konveksi dan (b) penangkapan sinyal topografi. Beberapa studi sebelumnya telah menunjukkan bahwa kemiringan vertikal ke arah barat pada CCKW dihasilkan dari kopling konveksi (lihat Kiladis et al. ( 2009 ) untuk tinjauan). Kemiringan ke arah barat yang jelas di Afrika bagian barat dan tengah menunjukkan bahwa CCKW terhubung erat dengan konveksi di wilayah ini. Di sisi bawah angin (timur) EAH, pemblokiran mekanis menyebabkan melemahnya konvergensi angin/kelembapan tingkat rendah, curah hujan, dan karenanya kopling konveksi. Ini dapat mengurangi kemiringan vertikal pada CCKW di atas Tanduk Afrika dan WEIO. Pembelokan CCKW ke arah utara di sepanjang EAH (penangkapan) sangat mencolok dan tampaknya menjadi penyebab utama melemahnya CCKW di sebelah timurnya.
Perilaku CCKW sepanjang topografi EAH dapat diinterpretasikan sebagai pengalihan energi CCKW sebagai gelombang Kelvin yang terperangkap batas (mirip dengan gelombang Kelvin pesisir di lautan) karena pemblokiran topografi (Wang, 2002 ). Gelombang tersebut merambat ke arah kutub, menjaga topografi di sebelah kanan ketika dilihat dalam arah kecepatan fase di belahan bumi utara. Gangguan yang terjadi juga menyebabkan peningkatan pusaran di sebelah barat punggungan (McPhaden & Gill, 1987 ), interaksi mode gelombang Rossby-Kelvin (Majda et al., 1999 ), dan transportasi momentum vertikal tergantung pada kondisi dan dapat memfasilitasi kebocoran energi di atas topografi, yang menyebabkan gangguan gelombang berjalan di sisi bawah angin, meskipun dengan intensitas yang lebih rendah (Killworth, 1978 ). Studi sebelumnya telah memberikan bukti untuk penangkapan topografi sinyal atmosfer seperti gelombang Rossby garis lintang tengah (Hsu, 1987 ) dan titik terendah/siklon tropis (Gill, 1977 ; Kuo et al., 2001 ; Phadtare, 2018 ; Zehnder, 1993 ). Analoginya, di belahan bumi selatan, CCKW yang merambat ke selatan secara simultan mungkin terhalang oleh orientasi timur-barat dataran tinggi selatan (Gambar 1a ). Untuk menguji ketahanan hasil kami, komposit CCKW yang disajikan dalam Gambar 2 dan 3 direproduksi dengan set data ERA5 (Gambar S2 dan S3 dalam Informasi Pendukung S1 ). Komposit ERA5 tidak begitu berbeda dari komposit NCEP-DOE yang disajikan di sini.
CCKW juga memperburuk Gelombang Timur Afrika (AEWs) di Afrika selama musim panas (Lawton et al., 2022 ; Matthews, 2004 ; Mekonnen & Thorncroft, 2016 ; Ventrice & Thorncroft, 2013 ), secara tidak langsung mempengaruhi aktivitas siklon tropis Atlantik. Thorncroft dan Hodges ( 2001 ) menunjukkan bahwa AEWs dapat dimulai dari kaki bukit barat pegunungan Ethiopia (10
Tidak, 35
E) sebagai pusaran siklon. Hasil kami di sini menunjukkan bahwa pusaran ini mungkin merupakan manifestasi dari (atau muncul dari) CCKW lows yang dibelokkan ke utara oleh EAH (Gambar 2 ), yang merupakan topik penyelidikan di masa mendatang. Majda et al. ( 1999 ) menunjukkan bahwa topografi dapat memperlambat gelombang Kelvin ekuatorial dan secara simultan menghasilkan mode Rossby-Gravity yang merambat ke timur; studi ini mengisyaratkan masuk akalnya hipotesis di atas. Studi masa depan juga dapat melihat secara terpisah ke dalam peristiwa musim panas dan musim dingin (boreal). Analisis awal menunjukkan bahwa penjebakan CCKW di atas EAH lebih menonjol selama musim panas daripada di musim dingin. Kemungkinan alasan untuk ini dapat berupa (a) keberadaan angin timur latar belakang rata-rata selama musim panas, mengurangi kekuatan semburan angin barat yang sebenarnya, (b) CCKW lebih kuat di musim dingin, atau (3) keberadaan ITCZ di luar ekuatorial atau heat low yang melemahkan simetri ekuatorial CCKW di musim panas. Terlepas dari musim (atau wilayah), kondisi atmosfer yang mendukung penangkapan CCKW perlu dipelajari lebih lanjut, dan kriteria untuk memprediksi penangkapan tersebut harus diidentifikasi. Studi semacam itu juga akan membantu meningkatkan simulasi numerik CCKW.
