热带太平洋与印度洋相互作用的年代际变化及其数值模拟

张福颖，郭品文，程军

(南京信息工程大学大气科学学院，江苏南京210044)

热带太平洋与印度洋相互作用的年代际变化及其数值模拟

张福颖，郭品文，程军

(南京信息工程大学大气科学学院，江苏南京210044)

利用全球海表温度资料和NCEP/NCAR再分析资料，发现热带印度洋偶极子事件与热带太平洋ENSO事件存在相互作用，但其相互作用关系在1961年前后发生了明显的跃变。通过CCM3(community climate model version 3)模式，研究了不同年代热带太平洋和热带印度洋SST(sea surface temperature)变化对其上空大气环流影响的变化，结果表明:1961年后，热带印度洋发生正偶极子事件时，两大洋的垂直环流异常的耦合很强，热带太平洋上空大气环流对印度洋偶极子事件的响应，给太平洋暖事件的异常发展提供了有利条件;同样，热带太平洋暖事件通过对热带印度洋上空大气环流的影响，给印度洋偶极子的异常发展提供了有利条件。

印度洋偶极子;ENSO;年代际;数值模拟

0 引言

随着Tourre and White(1995)提出全球海洋的ENSO(El Ni～no/Southern Oscillation，厄尔尼诺和南方涛动)信号后，人们逐渐把全球海洋联系起来。研究(Bell and Halpert，1998;Anderson，1999;Saji et al.，1999;Webster et al.，1999)指出，赤道印度洋海表温度(sea surface temperature，SST)的变化存在一种偶极子振荡。热带海洋海温的变化并不是一个孤立的现象，印度洋偶极子事件与太平洋ENSO事件紧密联系(吴国雄和孟文，1998;李崇银等，2001;晏红明等，2001)。谭言科等(2004)发现，与El Ni～no事件从发展到衰减相联系的热带西太平洋海气耦合作用在印度洋海温距平从偶极到单极的演变过程中起着非常重要的作用。殷永红等(1998)发现印度洋偶极子事件存在年代际变化，20世纪80年代偶极子的变化特征不明显，90年代则比较明显，90年代太平洋ENSO的增强可能受印度洋偶极子加强的影响。范伶俐和郭品文(2005)提出，1978年后ENSO信号在热带印度洋减弱的原因是由于热带太平洋上升支的东移，导致两洋的垂直环流异常耦合减弱。

热带印度洋变率与热带太平洋ENSO通过印尼贯穿流的输送可能存在联系，但热带印度洋和太平洋受马来半岛及印度尼西亚等岛屿阻隔，且海洋过程为慢过程，因此，这两个海盆间的联系很大程度上依赖于Lau and Nath(1996)首先提出的“大气桥”机制。Stephene et al.(1999)根据观测资料分析提出了“热带大气桥”思想，他们认为与ENSO有关的大气环流异常导致蒸发和云量的异常，从而影响了进入其他海盆的净热通量变化并产生了局地的海表温度异常;在El Ni～no期间，Walker环流减弱使得印尼附近产生了异常的下沉气流，减少了云量并增强了海洋对太阳辐射的吸收，使得热带北印度洋和南海SST异常增高。由此可见，热带太平洋和印度洋的相互作用主要通过二者上空的大气联系，某个海盆海温异常影响另一个海盆上空大气各要素的变化，进而影响另一个海盆海温的变化。前人的研究主要针对热带太平洋影响其他海洋，而对热带印度洋影响热带太平洋的研究较少。

基于以上考虑，本文分析了热带太平洋与印度洋的相互作用及其不同年代二者作用关系的变化，并利用一个大气环流模式，研究了在不同的年代下，热带太平洋和热带印度洋SST变化对其上空大气环流影响的变化，以此来确定不同年代热带海盆通过“热带大气桥”的相互作用的变化及其可能机理。

1 资料、方法和模式

1.1 资料和方法

采用1911年1月—2001年12月英国气象局Hadley气候预测和研究中心的全球海表温度资料(GISST)，而1948年1月—2001年12月大气风场资料来自NCEP/NCAR再分析资料。其中海表温度资料的网格距为1°×1°，风场资料的格距是2.5°×2.5°。主要采用了SVD(singular value decomposition，奇异值分解)和滑动相关的方法。

1.2 模式

采用的NCAR CCM3(community climate model version 3)是NCAR的第4代公共气候模式，有关CCM3详细介绍见CCM3技术文档(Kiehl et al.，1996，1998)。许多研究(余建锐和董敏，2001;徐海明和何金海，2002;高学杰和林万涛，2004)表明，CCM3对大气环流具有较强的模拟能力。通过比较模式模拟和实际的热带大气气候降水场和850 hPa气候风场(图略)，发现模拟结果和实际结果的主要差异有:1)模式模拟的北印度洋上空东风要比实际大气的弱;2)模式模拟的印度洋上空的降水强度比实际的强，且降水中心偏西;3)模拟的西太平洋菲律宾群岛上空的降水中心比实际的强。除了以上差异，模式对热带太平洋—印度洋的降水分布及其上空的低层大气环流有较强的模拟能力，能够满足本文研究的要求。

2 热带太平洋与印度洋海温异常的相互作用关系

计算表明，秋季偶极子指数与Nino3指数的相关最高，相关系数为0.438 8，通过0.001信度的显著性检验，因此主要讨论秋季太平洋与印度洋的关系。下文如无特指均是指秋季。

为了讨论两大洋之间的关系，以热带中东太平洋区域(150°E～180°～90°W，20°S～20°N)的海温距平场为SVD分析的右场，以热带印度洋区域(40～110°E，20°S～20°N)的海温距平为SVD分析的左场，对两大洋的关系进行SVD分析。结果表明，第一对奇异向量通过了蒙特卡罗检验。由图1a可见，印度洋海温异常表现出较弱的偶极子形态，热带印度洋区域基本是正相关，最大相关区在阿拉伯海区域，相关系数达0.7，在东南印度洋区域(90～110°E，20～5°S)为负相关，相关系数为－0.2。与此相关的右奇异相关场则表现了El Ni～no的形态(图1b)，其最大相关区在东太平洋，相关系数达0.6。综上所述，印度洋正偶极子型对应秋季太平洋El Ni～no型，这表明印度洋偶极子事件与太平洋ENSO事件存在联系。

3 热带太平洋与热带印度洋相互作用的年代际变化

3.1 热带太平洋与热带印度洋海温异常的年代际关系

图1仅仅反映了热带印度洋与热带太平洋海温异常在1911—2001年期间的总体相关性。

但是随着长时间的演变，热带太平洋与热带印度洋二者间的相关关系可能会发生变化，因此参照徐建军和王东晓(2000)用的滑动相关分析，计算了热带太平洋的Nino3指数与热带印度洋的偶极子指数的滑动相关，其滑动窗口长度均为23 a。

图2为1911—2001年偶极子指数与Nino3指数的23 a滑动相关系数。由图2可以看出，秋季偶极子指数与秋季Nino3指数的关系有明显的年代际变化特征。20世纪60年代初到90年代二者正相关显著，其相关系数均超过了0.1信度的显著性检验，即秋季印度洋偶极子在60年代初到90年代与秋季太平洋的ENSO事件联系紧密;而30年代到60年代初二者相关关系很弱。以上表明，印度洋偶极子事件和太平洋ENSO事件之间的关系有明显的年代际变化特征。

综上所述，热带印度洋偶极子事件与热带太平洋ENSO事件相互作用关系在1961—1962年发生了明显的变化(1930年前通过显著性检验的时间段较短，这里不予讨论)，1961年前，印度洋偶极子与ENSO事件相互作用关系弱，而1961年后，二者的关系明显加强。因此，下面通过对比分析热带太平洋ENSO事件和热带印度洋偶极子事件在1930—1961年和1962—2001年两个时段内的关系，来说明此二者间年际异常相互作用的年代际变化。

图1 1911—2001年秋季热带印度洋与太平洋SVD左(a)、右(b)异类相关(阴影区表示通过0.05信度的显著性检验)Fig.1 (a)Left and(b)right singular vectors of the SVD1 of SSTs of tropical Indian Ocean/Pacific Ocean in autumn(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level)

3.2 热带太平洋与热印度洋相互作用的年代际变化

图3是不同年代下，热带印度洋与太平洋的奇异值分解。图3a是1961年前热带印度洋分布型，可以看出印度洋区域呈现为整体正相关型，最大相关在阿拉伯海和西南印度洋处，而太平洋区域呈现为El Ni～no模态(图略)，最大正相关在东南太平洋。图3b是1961年后热带印度洋分布型，可以看出印度洋区域呈现为明显的偶极子模态，东南印度洋90～110°E区域是负相关，最大正相关区在阿拉伯海，这比1911—2001年的总相关(图1)要强，而太平洋区域呈现的仍是El Ni～no模态(图略)，最大正相关在赤道东太平洋。比较图3a、b可以看出，1961年前印度洋偶极子模态与太平洋ENSO模态的关系很弱，1961年后则二者关系紧密。这与图2的结果是一致的，即在1961年前后热带印度洋偶极子事件与热带太平洋ENSO事件二者相互作用关系发生了明显的变化。

图2 1911—2001年秋季偶极子指数与秋季Nino3指数的23 a滑动相关(黑直线为相关系数达到0.1信度的显著性检验的临界值)Fig.2 Running correlation coefficients of Nino3 indices with Dipole indices in autumn from 1911 to 2001(The black line denotes the significance at 90%confidence level)

图3 1930—1961年(a)和1962—2001年(b)秋季热带印度洋与秋季太平洋SVD左异类相关(阴影区通过0.05信度的显著性检验)Fig.3 Left singular vectors of the SVD1 of SSTs of tropical Indian Ocean and Pacific Ocean in autumn from(a)1930 to 1961，and(b)1962 to 2001(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level)

4 热带印度洋与热带太平洋相互作用年代际变化的数值模拟

4.1 数值试验方案设计

通过分析发现在不同年代热带海洋海温变化剧烈的区域，海温变化的强度以及海温的气候场都有所不同，因此在控制实验中用实际月平均海温代替原来模式提供的气候平均态的海温驱动模式运行，这样可以体现不同的年代际背景场下，热带印度洋与热带太平洋海温异常对热带大气影响的不同，与实际情况更为接近。

控制试验1:用1930—1961年实际海温的12个月的气候平均值作为下边界将模式积分3 a，然后用第3个模式年的9月1日00时的结果作为控制试验的初始场再积分3个月，分别取模式最后的1、2、3月的平均作为控制试验1的结果。

控制试验2:同控制试验1相比，用1962—2001年实际海温的12个月的气候平均值作为下边界将模式积分3 a，其他同控制试验1。

为了检验秋季印度洋东、西海温异常及秋季东太平洋海温异常对同期秋季热带印度洋—太平洋上空大气环流的影响，设计以下4个敏感性试验。

1930—1961年热带印度洋海温敏感性试验1:采用与控制试验1相同的初始场，从9月1日00时开始在印度洋西异常区(50～70°E，10°S～10°N)加入海温异常+0.2℃，在印度洋东异常区(90～110°E，10°S～0°)加入海温异常－0.4℃，直到12月00时结束，其他同控制试验1。

1962—2001年热带印度洋海温敏感性试验2:采用与控制试验2相同的初始场，从9月1日00时开始在印度洋西异常区(50～70°E，10°S～10°N)加入海温异常+0.5℃，在印度洋东异常区(90～110°E，10°S～0°)加入海温异常－0.6℃。直到12月00时结束，其他同控制试验2。

1930—1961年热带太平洋海温敏感性试验3:采用与控制试验1相同的初始场，从9月1日00时开始在太平洋异常区(150～90°W，5°S～5°N)加入海温异常+1.0℃，直到12月00时结束，其他同控制试验1。

1962—2001年热带太平洋海温敏感性试验4:采用与控制试验2相同的初始场，从9月1日00时开始在太平洋异常区(150～90°W，5°S～5°N)加入海温异常+2.0℃，直到12月00时结束，其他同控制试验2。

4.2 不同年代热带印度洋海温异常对热带印度洋—太平洋上空大气环流影响的数值试验

图4a、b分别是敏感性试验1与控制试验1、敏感性试验2与控制试验2的降水和850 hPa矢量风的差值场。从风场上可以看出，在1930—1961年的海温背景场下，当秋季东印度洋海温负异常、西印度洋海温正异常时，赤道西太平洋(120°E～180°)上空低层大气也出现了强的东风异常;热带太平洋上空降水最强的地方在西太平洋处，这说明对流活动强的地方在西太平洋上空，中东太平洋上空的降水弱，即中东太平洋上空的对流活动弱，这均不利于太平洋ENSO事件的发生。同时热带印度洋SSTA(sea surface temperature anomaly，海表温度异常)所引起的热带印度洋上空低层大气中出现东风异常，印度洋上空降水最强的地方在赤道西印度洋处，即赤道西印度洋上空的对流活动强，这与偶极子发生时对应的对流情况是一致的。

图4 敏感性试验1与控制试验1(a)、敏感性试验2与控制试验2(b)的降水(mm/d)和850 hPa矢量风(m/s)的差值场Fig.4 The difference fields in precipitation(mm/d)and 850 hPa zonal wind(m/s)(a)between sensitive experiment 1 and control experiment，and(b)between sensitive experiment 2 and control experiment 2

而在1962—2001年的海温背景场下，当秋季东印度洋海温负异常、西印度洋海温正异常时，中东印度洋上空出现强的东风异常，同期的赤道西太平洋上空出现了强的西风异常，赤道东太平洋上空出现弱的西风异常，西太平洋上空的西风异常有利于把西太平洋暖池的暖水向东太平洋输送，使得东太平洋海温异常升高，有利于El Nin～o事件的异常发展。赤道西太平洋的降水中心东移到180°，说明在印度洋偶极子事件的影响下，赤道西太平洋上空的对流中心东移到赤道中太平洋，同时赤道东太平洋上空也出现了弱的降水，即出现了弱的对流活动。

图5 敏感性试验1与控制试验1(a)和敏感性试验2与控制试验2(b)的纬向风、ω矢量差值的垂直高度—经度剖面(对5°S～5°N范围求纬向平均;单位:m/s)Fig.5 The height-longitude section of the zonal wind，omega differences in(a)sensitive experiment 1 and control experiment 1，and(b)sensitive experiment 2 and control experiment 2(5°S—5°N is averaged;units:m/s)

纬向风、ω矢量差值的垂直高度—经度剖面(图5)进一步体现了赤道地区太平洋上空的Walker环流、印度洋上空的纬向季风环流的异常。由图5a可以看出，在1930—1961年的海温背景场下，印度洋出现偶极子时，热带东印度洋上空是下沉支，西印度洋上空是上升支，低空是东风异常，高空是西风异常，形成了反纬向季风环流。太平洋上空没有明显的异常环流圈，但可以看出，在西太平洋上空主要是异常上升运动，中东太平洋是异常下沉运动。而由图5b可以看出，在1962—2001年的海温背景场下，赤道西印度洋上空是上升支，下沉支在120°E附近的海洋性大陆处，低空是东风异常，高空是西风异常，形成了反纬向季风环流，同时太平洋上空出现了反Walker环流，上升支在中东太平洋上空，下沉支也在120°E附近的海洋性大陆处，低空是西风异常，高空是东风异常。印度洋上空的反纬向季风环流与太平洋上空的反Walker环流耦合得很好，二者在120°E附近的海洋性大陆处耦合，二者关系紧密。

通过上面两组数值试验可以看出，1930—1961年热带印度洋偶极子对热带太平洋暖事件的影响很弱。而1961年后，热带印度洋偶极子给太平洋暖事件的异常发展提供了有利的条件。当出现东印度洋海温异常冷、西印度洋海温异常暖的偶极子，赤道西印度洋东西两侧纬向风辐合，有利于对流上升产生印度洋的反纬向季风环流，在印度洋东边界及西太平洋产生下沉辐散区，赤道西太平洋产生西风距平，赤道西太平洋上空的对流中心东移到赤道中太平洋，形成热带太平洋反Walker环流，使中东太平洋正SSTA加强，从而引起El Ni～no事件的异常发展。

4.3 不同年代热带太平洋海温异常对热带印度洋—太平洋上空大气场影响的数值试验

图6a、b分别是敏感性试验3与控制试验1、敏感性试验4与控制试验2的降水和850 hPa矢量风的差值场。由图6a可以看出，在1930—1961年的海温背景场下，当秋季东太平洋海温正异常时，太平洋上空出现大范围的西风异常，同期的赤道西印度洋上空出现东风异常，赤道东印度洋上空出现西风异常;降水中心在东印度洋，即东印度洋对流活动强烈，海表温度异常高，这是不利于热带印度洋偶极子事件发生发展的。由图6b可以看出，在1962—2001年的海温背景场下，当秋季东太平洋海温正异常时，太平洋上空出现大范围的西风异常，同期的赤道东印度洋上空东风异常，东印度洋上空的东风异常有利于把东印度洋的暖水向西印度洋输送，使得西印度洋海温异常升高，东印度洋海温异常降低;同时对应太平洋暖事件，西印度洋出现降水中心，即西印度洋对流活动强烈，海表温度异常升高，这有利于印度洋偶极子的产生。

图6 敏感性试验3与控制试验1(a)、敏感性试验4与控制试验2(b)的降水(mm/d)和850 hPa矢量风(m/s)的差值场Fig.6 The difference fields in precipitation(mm/d)and 850 hPa zonal wind(m/s)(a)between sensitive experiment 3 and control experiment 1，and(b)between sensitive experiment 4 and control experiment 2

图7a、b分别是敏感性试验3与控制试验1、敏感性试验4与控制试验2的纬向风、ω矢量差值的垂直高度—经度剖面。由图7a可以看出，在1930—1961年海温背景场下，当热带太平洋出现暖事件时，赤道印度洋上空出现的仍是正纬向季风环流，即在赤道东印度洋是上升支，赤道西印度洋是下沉支，高空是东风异常，低空是西风异常，西印度洋的表层暖水向东印度洋输送，东印度洋暖水堆积，这不利于热带印度洋偶极子的发生，对应的太平洋上空是反Walker环流，下沉支在西太平洋，上升支在中东太平洋，这与El Ni～no事件发生时太平洋上空对应的环流形式是一致的。同时由图7a可以看出，太平洋上空的反Walker环流的下沉支在150°E，而印度洋上空的上升支在100°E处，二者无法耦合。而在1962—2001年的海温背景场下(图7b)，当热带太平洋出现暖事件时，印度洋上空出现的是反纬向季风环流，即在赤道东印度洋是下沉支，赤道西印度洋是上升支，高空是西风异常，低空是东风异常，这样就把东印度洋的暖水向西印度洋输送，西印度洋暖水堆积，从而引起热带西印度洋海温异常升高，东印度洋海温异常降低，这样利于印度洋偶极子的生成。太平洋上空是反Walker环流，上升支在中东太平洋，下沉支在120°E附近的海洋性大陆处。太平洋上空的反Walker环流和印度洋上空的反纬向季风环流很好地耦合在一起。

图7 敏感性试验3与控制试验1(a)、敏感性试验4与控制试验2(b)的纬向风、ω矢量差值的垂直高度—经度剖面(对5°S～5°N范围求纬向平均;单位:m/s)Fig.7 The height-longitude section of the zonal wind，omega differences in(a)sensitive experiment 3 and control experiment 1，and(b)sensitive experiment 4 and control experiment 2(5°S—5°N is averaged;units:m/s)

通过上面两组数值试验可以看出，1930—1961年太平洋El Ni～no事件对热带印度洋偶极子事件发生的影响很弱。而1962—2001年，热带太平洋暖事件对印度洋偶极子事件的发生发展提供了有利的条件，对于东太平洋海温异常增高的太平洋El Ni～no事件，赤道中东太平洋纬向风辐合，有利于对流上升产生太平洋上空的反Walker环流，在印度洋东边界及西太平洋产生下沉辐散区，赤道东印度洋产生东风距平，西印度洋上空为对流区，易于形成热带印度洋上空的反纬向季风环流，使西印度洋产生正的SSTA，从而在热带印度洋产生偶极子事件。

5 结论

1)热带印度洋偶极子事件与热带太平洋ENSO事件存在相互作用，但其相互作用关系在1961—1962年发生了明显的跃变，1961年前与热带太平洋El Ni～no模态相对应的热带印度洋上不是偶极子模态，而1961年后印度洋则是很明显的偶极子模态。

2)数值试验结果表明，1961年后，热带印度洋偶极子通过对热带太平洋上空大气环流的影响，给太平洋暖事件的异常发展提供了有利条件;热带太平洋暖事件通过对热带印度洋上空大气环流的影响，给印度洋偶极子的异常发展提供了有利条件。

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Interdecadal change of the interaction between tropical Pacific and tropical Indian Ocean by diagnosis analysis and its numerical simulations

ZHANG Fu-ying，GUO Pin-wen，CHENG Jun

(School of Atmospheric Sciences，NUIST，Nanjing 210044，China)

Interaction between El Ni～no of the tropical Pacific and Indian Ocean Dipole was studied on the basis of the monthly NCEP/NCAR reanalysis dataset and GISST data.There was an obvious jump in this interaction relationship between Dipole and ENSO events before and after 1961.The analysis results based on the CCM3(community climate model version 3)model are summarized as follows:the interaction of El Ni～no upon Indian Ocean Dipole mode was very weak during the phase between 1930 and 1961.But from 1962 to 2001，Indian Ocean Dipole mode provided favorable conditions for Pacific warm events.The Walker circulation over the tropical Pacific and the vertical zonal monsoon circulation over the tropical Indian Ocean coupled well over the oceanic continent.The warm events over the Pacific also provided favorable conditions for Indian Ocean Dipole mode from 1962 to 2001.

Dipole;ENSO;decadal;numerical simulation

P732

A

1674-7097(2012)01-0032-09

2011-06-12;改回日期:2011-10-26

国家自然科学基金资助项目(41105096)

张福颖(1981—)，女，江苏兴化人，博士生，研究方向为海气相互作用，hare1981_37@tom.com.

张福颖，郭品文，程军.2012.热带太平洋与印度洋相互作用的年代际变化及其数值模拟［J］.大气科学学报，35(1):32-40.

Zhang Fu-ying，Guo Pin-wen，Cheng Jun.2012.Interdecadal change of the interaction between tropical Pacific and tropical Indian Ocean by diagnosis analysis and its numerical simulations［J］.Trans Atmos Sci，35(1):32-40.

(责任编辑:刘菲)