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印度洋偶极子模态

N. H. Saji, B. N. Goswami, P. N. Vinayachandran amp; T. Yamagata

译者 季页*

* 南京信息工程大学长望学院大气科学长望实验班专业2015级 20151367020

摘要目前学界对热带太平洋和大西洋区域内部气候模态已有所了解（Neelin，1998；Zebiak，1993），针对印度洋地区，类似的由海气相互作用产生的年际气候变化还未被发现（Wallace，1998）。我们根据对过去40年观察数据的分析发现了一个印度洋的偶极子模态：伴随着风和降水异常的苏门答腊海域海表温度（SST）的负异常和印度洋西部海表温度的正异常的年际气候变化模态。我们基于对降水区域和海洋动力学的分析，发现SST和风场之间有强烈的耦合现象。印度洋的这种海气相互作用过程是独特且固有的，并且独立于厄尔尼诺和南方涛动（ENSO）。印度洋偶极子（IOD）的SST的变化约占印度洋SST变化的12％,并且在其活跃年份，还会导致东非的极端降水和印度尼西亚的干旱。这个发现为受其影响的国家对降雨异常的长期预测提供了光明的前景。

1961年在东非的热带地区的灾难性降雨和随后的白尼罗河的突发性洪水被认为是热带印度洋上异常气候的一部分（Flohn，1987；Kapala amp; Flohn，1994；Reverdin amp; Gutzler，1986）。此次事件中的SST异常表现出偶极子结构特征：印度洋西部水域的大部分地区SST出现正异常，而苏门答腊岛地区SST出现负异常。热带非洲东部和西印度洋地区的降雨量增加，而印度尼西亚群岛的降雨量减少出现了极端干旱。在正常年份的夏季表现为东风的赤道地表风，在1961年，风速减弱且风向出现逆转。当印度出现过去150年夏季雨季降雨量最大值时，太平洋中并没有出现厄尔尼诺现象（Kapala and Flohn，1994）。通过研究SST和地面风的长期数据集，我们发现了这些模态的几种情况，这些观察结果也推动了这项研究。这里我们使用GISST2.3b数据集（Rayner amp; Hackett，1996）（1958-98），NCEP表面风再分析（Kalnay，1996）（1958-98）和Xie-Arkin降雨分析（Xie amp; Arkin，1996）（1979-98）来佐证我们的发现-在我们研究的各种数据集中，印度痒偶极子（IOD）的偶极特征没有改变。

在厄尔尼诺和南方涛动（ENSO）事件期间，热带印度洋水域整体出现异常（Wallace，1998）。 使用经验正交函数分析（EOF），我们看到这种模态（EOF1）导致了约30%的印度洋SST的异常变化。此外，偶极子模态（EOF2）导致了约12％的印度洋SST的异常变化。这个偶极模态的特征是显著的整个水域SST异常的反向分布，可以通过一个简单的时间指数序列来表征，该时间序列描述了热带印度洋西部（50°E -70°E，10°S -10°N）与热带印度洋东南部（90°E -110°E,110°E -Equator）之间SST异常的差异。该指数之间的强相关性（gt;0.7）被称为偶极模式指数（DMI），并且与EOF2相关的时间序列表示了DMI表征SST偶极模态的准确性。

图1. 自1958年以来所有的IOD活动和厄尔尼诺事件。IOD指数（DMI，用蓝色表示）呈现出与厄尔尼诺明显不同的演化模式，其由Nino3海表温度（SST）异常（黑线）表示。另一方面，赤道纬向风异常Ueq（用红色表示）与DMI共同演化。所有三个时间序列都按其各自的标准差进行了标准化。根据谐波分析，我们从本分析使用的所有数据集中移除了7年或更长时间的变化。此外，我们使用5个月的运行平均值来平滑时间序列。

IOD独立于太平洋中的ENSO活动。为了证明这一点，我们绘制了赤道太平洋中部和东部（来自Nino3区域）的SST异常对照图1中的DMI时间序列。要注意的是，发生显著IOD活动的1961年，1967年和1994年分别对应没有ENSO事件，而为一次拉尼娜事件和一个弱的厄尔尼诺事件。在1972年和1997年偶极子模态事件与强ENSO事件一致发生。并且DMI和Nino3 区域SST异常的时间序列之间的相关性较弱（lt;0.35）。

在IOD活动期间，热带印度洋上空地表风发生了巨大的变化，尤其是在赤道上的纬向分量上（东-西）。纬向风的变化最大的区域为赤道印度洋的中部和东部，该区域出现了DMI相关的最大值gt;|0.6|。通过绘制区域（70°E -90°E，5°S-5°N）的平均赤道纬向风异常（Ueq），在图1中，我们发现SST偶极子模态的强度和赤道纬向风异常的强度之间有显著联系。

图2. 复合偶极模式活动。a-d，从5月-6月（a）到11月-12月（d）复合SST和地表风异常的演变。分析异常的统计意义通过双边t检验估计。SST和风的异常超过90％的重要性分别用阴影和粗体箭头表示。

季节锁相是DMI时间序列的重要特征。6月左右出现了明显的异常现象，随后几个月异常强度加强，并在10月达到峰值。基于IOD的季节性特征,因此使用合成分析来研究偶极子模式事件的演变。我们通过分析1961年,1967年,1972年,1982年，1994年和1997年六年极端事件，来研究图2中IOD的生命周期。SST的负异常首先在5-6月出现在龙目海峡附近，同时东南赤道印度痒上出现东南风异常。在接下来的几个月里，SST负异常加剧并且影响范围沿着印度尼西亚海岸线向赤道方向延伸，与此同时，热带印度洋西部海域开始变暖。赤道纬向风异常和苏门答腊岛附近沿岸风异常加剧且SST呈偶极型分布。这些特征迅速地在10月出现峰值，紧接着快速消亡。图3中所示的复合时间序列清晰地表现出DMI和Ueq的变化以及纬向风异常与偶极子强度之间的强烈耦合。Ueq和SST的偶极型分布的两年期趋势显著（Barnett，1983）。图3还表明，苏门答腊海岸的暖水堆积以及赤道印度洋中东部的西风异常（Wyrtki，1972；Yamagata等，1996），都标志着次年IOD事件的发生。

图3. SST偶极子强度与Ueq的强耦合。图中显示了IOD（DMI，黑条）的强度与赤道纬向风异常（Ueq，灰色条）的强度的共同演化，从前一年到典型的IOD活动之后的一年。 表示显著异常的条形（通过双边t检验估计）超过90％置信区间的用点标记。

我们通过对1979年至今的降雨量数据（或长波辐射等数据集）的分析发现，IOD活动期间，海洋性热带辐合区域（OTCZ）降雨量降低，热带印度洋西部降雨量增多（图4）。这种降雨模式与复合地图中风场的辐合辐散变化一致，证明了SST通过降水场来实现与风场之间的耦合。我们基于对印度洋气候系统的了解和对各种模态的研究，提供了以下模态来了解这些场之间是如何相互联系的。

在正常年份，东南信风汇聚到与高降雨量（gt;10 mm ）OTCZ相关的南赤道槽（Stout amp; Young，1983）。在偶极子模态活动期间，当苏门答腊岛的SST开始降低时，OTCZ处的对流减弱并且表面压力变化（未示出）使得东南信风延伸并进一步向下游汇合。这种被改变的大尺度风场增强了在信风延伸端的辐合和水汽供应，从而促进了OTCZ正常位置西北方向的降水。此外，信风的异常延伸也打断了苏门答腊海岸的正常的热量传输。在正常夏季季风期，沿着赤道的西风通过赤道下沉流和Kelvin波积聚沿岸暖水（Wyrtki，1973；Yamagata等，1996；Clarke amp; Liu，1993），最强烈的表现形式是季风过渡期中一年两次的Yoshida-Wyrtki急流（Wyrtki，1973）。该过程计算了由蒸发，沿海上升流引起的降温趋势和这个海岸的强海岸风带来的海洋性热平流。在IOD活动的年份中，异常延伸的信风以及沿着赤道向东的部分通过阻止赤道洋流的干扰（Reppin；Vinayachandran，1999），使得印度尼西亚区域降温。由于温跃层变浅且海岸风相关的夹带过程强度变大，使得降温增强（海平面的不断降低表现出温跃层不断变浅）（Vinayachandran等，1999；Behera等；Murtugudde等；Potemra amp; Lukas，1999；Yu amp; Rienecker，1999）。该地区的水文观测也支持上述的在海表面风和SST之间的海洋动力耦合模态（Meyers，1996）。一系列发生在印度洋东半部的异常变化导致印度洋西部区域增温，即西部地区辐合加强造成信风，风向调转，从而导致风速降低、蒸发减少，该过程这有利于增加SST（Murtugudde等；Yu amp; Rienecker，1999）。降水的增加使得表面海水盐度降低，稳定性提高，并进一步造成夹带过程抑制（Murtugudde等）。信风风向变化，向东传输相应减少，进而温跃层异常加深（Wyrtki，1973；Hastenrath，1993）。西部海域SST的正异常激发东部海域降水和风场异常，从而引入了一个正反馈机制。温跃层的上下浮动暗示了上述偶极机制的讨论是被在海平面（Vinayachandran等，1999；Behera等；Murtugudde等；Potemra amp; Lukas，1999；Yu amp; Rienecker，1999）和每年平均的地下温度异常（未显示）的上下浮动支持的（Levitus等，1994）。

图4. 在IOD活动期间，OTCZ西北部地区降雨量的变化。地图将DMI和降雨量联系起来以说明这些变化。白色曲线内的区域对于非零相关性超过90%的置信区间（使用双边t检验）。

这里我们已经描述了一系列的活动，这些活动使得热带印度洋东南部地区SST负异常，热带印度洋西部SST正异常，并且在东半部的东南信风在整个寒带的夏季和秋季出现正距平。在这个阶段，在印度洋的海气系统类似于在太平洋和大西洋的海气系统的状态（Xie amp; Philander，1994），由于寒带秋季的不稳定性而迅速消亡（presumably would have attained a similar state had it not been for the rapid demise of the instability after the boreal autumn.）。我们的初步了解表明它是由季节性季风逆转导致的气候变化，而这也导致了IOD的消亡。影响不稳定性的主要因素是苏门答腊地区SST的负异常，通过赤道海洋动力机制实现的西部质量和热量传输在地区的热量平衡中扮演了一个重要的角色，其波动影响了SST。但是在寒带秋季之后，直到第二年春季，赤道纬向风和海岸风减弱从而减弱了海洋动力学对SST的调节作用。因此，由赤道动力机制引起的质量和热量传输波动对SST影响减小。另一方面，增加的日照（太阳季节活动的结果）和减少的蒸发（因为风速减小）控制了该季节在该地区的SST的变化。在这种情况下，由于在热带印度洋东南部云的减少，正距平日照作用于浅薄的混合层，消除了SST的负异常，使得系统恢复正常。

我们发现由于偶极活动强烈依赖于季风环流所建立的系统，所以偶极子模态具有某些固定特征，例如两年期趋势和都伴随季风活动等（Goswami，1995）。此外，赤道的东风异常以及OTCZ地区的对流减少是强季风活动的典型特征（Goswami amp; Annamalai，1999）。由于DMI和亚洲季风区降水量的数值相关性并不显著（图4），因此，DMI和印度洋季风变化之间的关系尚不清楚。但可以确定的是，IOD对在印度洋附近其他地区的气候变化有着重要影响。辐合区的变化导致了东非洪水和印度尼西亚干旱（图4），也暗示了横跨印度洋的纬向（沃克）环流的减弱或逆转。除了在整个水域造成非常显著的局地气候变化外，在IOD活动期间，由于大气质量和非绝热加热的纬向变化， IOD活动将通过大气遥相关来影响印度洋周边国家，如菲律宾附近太平洋副热带高压北移，该事件导致了1994年远东亚洲国家夏季的异常高温（Kawamura等，1998；Nitta，1996）。一些大气环流模式试验（Goddard amp; Graham；Latif等）已经证明了印度洋SST变化对东非降雨变化的重要影响，接下来大气和海洋模式试验需要扩大研究范围，以了解迄今尚未探索的气候变化模态的全部含义，并为海气耦合模态提供新的试验场。

参考文献

[1] Neelin, J. D. et al. ENSO theory. J. Geophys. Res. C 103, 14261-14290 (1998).

[2] Zebiak, S. E. Air-sea interaction in the equatorial Atlantic region. J. Clim. 6, 1567-1586 (1993).

[3] Wallace, J. M. et al. On the structure and evolution of ENSO-related climate variability in the tropical Pacific. J. Geophys. Res. 103, 14241-14260 (1998)

[4] Flohn, H. East African rains of 1961/62 and the abrupt change of the White Nile discharge. Palaeoecol. Afr. 18, 3-18 (1987).

[5] Kapala, A., Born, K. amp; Flohn, H. in Proc. Int. Conf. on Monsoon Variability and Prediction 119-126 (Int. Centre for Theoretical Physics, Trieste, 1994).

[6] Reverdin, G., Ca

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