桂發(fā)銀,譚言科*,李崇銀②,黎鑫,陳雄

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初夏孟加拉灣東部降水異常對印度洋海溫偶極子的觸發(fā)作用

桂發(fā)銀①,譚言科①*,李崇銀①②,黎鑫①,陳雄①

① 解放軍理工大學 氣象海洋學院,江蘇 南京 211101;

② 中國科學院 大氣物理研究所,北京 100029

2016-05-03收稿，2016-07-07接受

國家自然科學基金資助項目(41490642);國家重點基礎研究發(fā)展計劃(973計劃)項目(2013CB956200;2015CB453200)

基于1982—2013年逐月NCEP資料及GODAS資料,采用回歸分析、合成分析以及2.5層簡化海洋模式數(shù)值模擬等方法,研究了熱帶東印度洋的大氣和海洋過程對印度洋海溫偶極子(IOD,Indian Ocean Dipole)東極(IODE,IOD East pole)海溫異常的影響。結果表明,IODE海溫異常的演變超前IOD西極(IODW,IOD West pole)海溫異常的演變,并對IOD事件的生成和發(fā)展起到關鍵作用。初夏,來自阿拉伯海、中南半島地區(qū)以及孟加拉灣西南部的水汽輸送,導致孟加拉灣東部出現(xiàn)強降水。降水釋放的潛熱在熱帶東印度形成了一個跨越赤道的經向環(huán)流,有利于加強赤道東印度洋的過赤道氣流,并在蘇門答臘沿岸形成偏南風異常。該異常偏南風通過影響混合層垂向夾卷混合過程和緯向平流過程,導致IODE海溫迅速下降。隨后赤道東南印度洋異常東南風迅速增強以及赤道中印度洋東風異常的出現(xiàn),增強了自東南印度洋向西印度洋的水汽輸送,削弱了向孟加拉灣的水汽輸送,使西南印度洋的降水增強,孟加拉灣東部的降水減弱。因此,IOD達到盛期前孟加拉灣東部的降水通過局地經向環(huán)流在蘇門答臘沿岸形成偏南風異常,導致蘇門答臘沿岸迅速的降溫,并最終導致IOD事件的發(fā)生。

孟加拉灣東部降水

印度洋偶極子

東極降溫

印度洋海溫偶極子(IOD,Indian Ocean Dipole)是赤道印度洋海溫異常的一種東西向振蕩模態(tài),是發(fā)生在赤道印度洋上空比較顯著的海氣耦合現(xiàn)象。當正IOD發(fā)生時,赤道東南印度洋蘇門答臘沿岸(10°S～0°,90～110°E)海表溫度(SST,Sea Surface Temperature)為負異常,赤道西印度洋(10°S～10°N,50～70°E)SST為正異常(Saji et al.,1999;Webster et al.,1999;Yamagata et al.,2003)。正IOD事件的發(fā)生,往往會導致東非沿岸和西印度洋降水增多而印尼群島出現(xiàn)嚴重干旱,甚至還可以通過影響對流層低層流場和對流層中高層青藏高原反氣旋以及西太平洋副熱帶高壓等系統(tǒng),從而進一步影響亞洲夏季風(Saji et al.,1999;Li and Mu,2001a,2001b;肖子牛等,2002;Guan and Yamagata,2003;楊明珠和丁一匯,2006;晏紅明等,2007;于波和管兆勇,2009)。

IOD東極(IODE,IOD East pole)海溫異常和IOD西極(IODW,IOD West pole)海溫異常是IOD事件的重要組成部分。IODE海溫異常強度通常比IODW要大,并且其變化往往要超前于IODW(Huang and Kinter,2002;Annamalai et al.,2003)。在夏秋季節(jié),蘇門答臘沿岸的異常東南風,有利于加強底層冷水的上翻,使上層海溫降低。根據Gill(1980)的理論,IODE的降溫會在東南印度洋上空激發(fā)異常反氣旋,使赤道東印度洋南側海洋中出現(xiàn)西傳暖性Rossby波,導致赤道西南印度洋的增暖。同時異常反氣旋會進一步加強蘇門答臘沿岸的異常東南風,導致IODE的海溫進一步降低(Vinayachandran et al.,1999;Webster et al.,1999;Murtugrdde et al.,2000;Xie et al.,2002;Wang et al.,2003;Li et al.,2003;譚言科等,2008)。而IODE海溫的降低,會抑制上空的對流,從而加強東印度洋局地經向環(huán)流的下沉支,有利于赤道東印度洋出現(xiàn)過赤道向北的水汽輸送,并導致赤道東印度洋北側地區(qū)降水的增加(Behera et al.,1999;Ashok et al.,2001;Guan and Yamagata,2003;Annamalai et al.,2003;Ashok et al.,2004;Fischer et al.,2005;Kransman and Swapna,2009;Kransman et al.,2010)。但Sun et al.(2015)的研究表明赤道東印度洋北側,尤其是春季,孟加拉灣上空的強對流降水與印度夏季風的爆發(fā)有密切關系,隨后赤道西南印度洋上空的下沉氣流不斷加強并向東南印度洋移動,有利于激發(fā)赤道東風,導致IODE降溫而IODW升溫,對獨立于ENSO而發(fā)生的正IOD事件具有重要的觸發(fā)作用。

上述研究表明,IODE海溫的異常對IOD事件的發(fā)生和發(fā)展具有重要作用。然而,IODE降溫的觸發(fā)因子還并不明確,赤道東印度洋北側尤其是孟加拉灣上空的對流降水與IODE海溫異常之間的因果關系有待進一步研究。本文擬對上述問題進行探討,文章結構安排如下:第一部分是引言;第二部分是數(shù)據和方法的介紹;第三部分重點分析了孟加拉灣上空的降水異常和IODE海溫異常之間的聯(lián)系;第四部分通過簡化海洋模式探討了孟加拉灣上空降水異常影響IODE海溫異常的物理過程;第五部分是結果和討論。

1　數(shù)據和方法

1.1數(shù)據

本文使用的數(shù)據主要包括:National Centers for Environmental Prediction(NCEP)提供的逐月海平面氣壓、風場、比濕等數(shù)據,空間分辨率為2.5°×2.5°;NOAA/OAR/ESRl提供的Global Precipitation Climatology Project(GPCP)的逐月降水資料,空間分辨率為0.25°×0.25°;Global Ocean Data Assimilation System(GODAS)提供的逐月海溫、海流以及海表風應力,空間分辨率為0.34°×1°;2.5層簡化海洋模式的強迫場采用NCEP提供的高斯格點再分析數(shù)據,包括10 m風場、2 m氣溫、海表風應力、海表比濕、海表感熱、海表潛熱、海表長短波輻射等要素,時間分辨率為逐月,空間分辨率為2.5°×2.5°。所有資料的時間跨度都取為1982—2013年。IOD指數(shù)采用Saji et al.(1999)的定義,IODE指數(shù)和IODW指數(shù)分別是IOD東、西兩極的海溫異常的區(qū)域平均值。其中IOD事件定義的標準為季節(jié)平均的IOD指數(shù)連續(xù)3個月大于0.5個標準差時,定義為一次IOD事件(1982、1987、1991、1994、1997、2006、2007、2008、2011和2012年)。

1.2方法

本文首先采用方差分析、合成分析以及回歸分析等方法對大氣和海洋再分析資料進行診斷分析。在此基礎上,采用2.5層簡化海洋模式進行數(shù)值模擬(McCreary and Kundu,1989;McCreary et al.,1993)。該模型動力框架簡單,物理過程清楚,能夠抓住印度洋主要的動力和熱力特征,因而可較好地揭示影響IODE降溫的物理過程。選取的模擬區(qū)域為(35～115°E,30°S～25°N),南邊界為開邊界,北邊界和東西邊界為閉邊界,模型分辨率是0.2°×0.2°,具體的方案設計和參數(shù)設置在Gui et al.(2016)的研究中已有詳細說明,這里不再贅述。本文首先利用1982年1月的強迫數(shù)據,積分5 a,使模型積分到達穩(wěn)定。隨后采用1982—2013年的逐月再分析資料作為強迫場進行積分,積分時間長度為1982—2013年。文中進行合成和回歸分析的時候,相關物理量都進行了三個月滑動平均。

2　孟加拉灣降水異常在IOD生成中的可能作用

2.1IODE 在IOD 演變中的作用

為了揭示IODE、IODW海溫異常在IOD事件中的相對作用,圖1a給出了IODE、IODW和IOD指數(shù)的逐月標準差分布?？梢钥吹?1—6月,IODE和IOD的標準差數(shù)值較小;進入7月后,IODE標準差迅速增大并在9月達到最大,10月以后迅速減小,IOD標準差也有類似變化;而IODW標準差全年都比較小且在8—10月為最小。因而,在7—11月,IODE的標準差要遠遠大于IODW的標準差。這說明,在IOD的發(fā)展期和成熟期,IODE對IOD的貢獻都顯著大于IODW對IOD的貢獻。

圖1　IOD、IODE以及IODW標準化指數(shù)的逐月標準差分布(a)和合成分析(b)(單位:℃)Fig.1　Monthly standard deviations and composite results of IODE(IOD East pole),IODW(IOD West pole) and IOD(units:℃):(a)monthly standard deviations;(b)composite results(standardized IODE,IODW and IOD)

對標準化的IOD、IODE和IODW進行合成分析(圖1b),結果表明:IOD在當年夏季迅速加強,9月達到最強,之后逐漸減弱;IODE的變化幾乎與IOD相反,在9月降溫達到極低后逐漸回暖;而IODW盡管在春季已有所增暖,但變化緩慢,一直到當年11月左右才達到最強。綜上可知,IODE很可能對IOD事件的形成和發(fā)展起到了更為重要的作用。那么,哪些因素會導致IODE的異常,就值得我們去深入研究。

2.2孟加拉灣上空降水異常對IODE降溫的觸發(fā)作用

為了揭示影響IODE降溫的主要因子,計算了負IODE指數(shù)同水汽通量異常、降水異常、海表風應力異常以及SSTA的時滯回歸系數(shù)。超前IODE指數(shù)4～2個月(5—7月相當于IOD事件發(fā)生年的初夏,圖2a—2c),阿拉伯海、中南半島東北部地區(qū)以及孟加拉灣西南部存在強烈的向孟加拉灣的水汽輸送,孟加拉灣東部海區(qū)的降水明顯增加而赤道東南印度洋海區(qū)的降水明顯減少;由圖2g—2i所示,孟加拉灣海區(qū)上空的西南風異常和赤道東印度洋海區(qū)附近的偏南風異常不斷加強,而IODE海溫逐漸減低。超前IODE指數(shù)1月—滯后1月,由圖2d—2f所示,赤道東印度洋南北兩側出現(xiàn)兩個“反氣旋式”的水汽輸送,阿拉伯海海區(qū)仍然存在向東的水汽輸送,但東南印度洋向北的水汽輸送不斷減弱而向西的水汽輸送不斷加強,赤道東南印度洋上空的降水進一步減弱,同時孟加拉灣降水減弱,西南印度洋降水加強;由圖2j—2l所示,赤道東南印度洋上空出現(xiàn)異常反氣旋,蘇門答臘沿岸異常東南風和赤道異常東風不斷加強,IODE海溫進一步降低。此后,赤道東風異常也進一步加大、西印度洋的降水進一步增加,IODW海溫出現(xiàn)增暖,IOD事件開始形成。

上述結果顯示,前期孟加拉灣海區(qū)上空的強降水、蘇門答臘沿岸過赤道經向風與IODE的降溫之間可能存在密切聯(lián)系。進一步計算負IODE指數(shù)同東印度洋(90～110°E,20°S～20°N)的經向環(huán)流異常的時滯回歸系數(shù)。如圖3所示,發(fā)現(xiàn)超前IODE指數(shù)4個月(圖3a),孟加拉灣海區(qū)上空存在非常顯著的上升氣流;超前IODE指數(shù)3個月(圖3b),赤道以南上空低層的南風異常顯著增加,赤道南側出現(xiàn)顯著下沉氣流;超前IODE指數(shù)2～1月(圖3c、3d),赤道以南上空低層的南風異常也進一步增強,而赤道南側的異常下沉氣流進一步增強;此后(圖3e、3f),孟加拉灣海區(qū)上空的上升氣流逐漸減弱直至消失,但是赤道南側的下沉氣流和10°S～0°南風異常卻持續(xù)加強。

圖3　IODE指數(shù)同東印度洋上空局地經向環(huán)流異常的時滯回歸系數(shù)矢量分布(垂向速度放大500倍,圖中僅給出通過0.05信度的顯著性檢驗的區(qū)域)　　a.-4 mon;b.-3 mon;c.-2 mon;d.-1 mon;e.0 mon;f.1 monFig.3　Lagged regressions of wind anomalies against the negative IODE index over the eastern Indian Ocean(vertical velocity multiplied by a factor of 500;values above the 95% significance level are plotted)　　a.-4 mon;b.-3 mon;c.-2 mon;d.-1 mon;e.0 mon;f.1 mon

為了進一步考察IODE降溫過程中,東印度洋(90～110°E)低層經向風異常的演變特征,計算了負IODE指數(shù)和東印度洋上空1 000 hPa經向風異常的時滯回歸系數(shù)。結果如圖4所示,發(fā)現(xiàn)在IODE降溫過程中,南風異常最先出現(xiàn)在東印度洋赤道以北,隨后開始逐漸向赤道以南擴展并不斷的加強。

圖4　負IODE指數(shù)與東印度洋(90～110°E)上空1 000 hPa經向風異常的時滯回歸系數(shù)(單位:m·s-1,圖中僅給出通過0.05信度的顯著性檢驗的區(qū)域)Fig.4　Lagged regressions of the 1 000 hPa meridional wind anomaly against the negative IODE index over the eastern Indian Ocean(90—110°E)(units:m·s-1;values above the 95% significance level are plotted)

為了進一步診斷孟加拉灣東部上空的上升氣流和蘇門答臘沿岸的下沉氣流之間的關系。計算了負IODE指數(shù)與印度洋850 hPa和300 hPa上空的速度勢以及散度風異常的時滯回歸系數(shù)。結果如圖5所示,前期4～3月(圖5a、5b),850 hPa上空,阿拉伯海上空速度勢為負值,孟加拉灣東部上空速度勢為正值,同時蘇門答臘沿岸為弱的速度勢負值。阿拉伯海上空為很強的輻散,孟加拉灣東部上空為很強的輻合,蘇門答臘沿岸為弱的輻散。300 hPa上空(圖5g、5h),阿拉伯海上空為速度勢正值,而孟加拉灣上空為速度勢負值,孟加拉灣上空為輻散而阿拉伯海上空為輻合。前期2月(圖5c),850 hPa上空,孟加拉灣東部和中南半島上空速度勢正異常有所減弱,但蘇門答臘上空的速度勢負異常有所加強,蘇門答臘沿岸為很強的輻散,而孟加拉灣東部上空為輻合。300 hPa上空(圖5i),蘇門答臘沿岸為顯著的速度勢正異常,孟加拉灣東部上空為速度勢負異常。前期1月～后期1月(圖5d—5f),850 hPa上空,蘇門答臘沿岸上空為顯著的速度勢負異常,而熱帶西印度洋上空則為顯著的速度勢正異常,蘇門答臘沿岸上空為顯著的輻散,而熱帶西印度洋上空為顯著的輻合。300 hPa上空(圖5j—5l),蘇門答臘沿岸上空為顯著的速度勢正異常,而熱帶西印度洋上空為顯著的速度勢負異常,蘇門答臘沿岸上空為顯著的輻合,而熱帶西印度洋上空為顯著的輻散。

因此前期850 hPa上空,孟加拉灣東部最先表現(xiàn)為顯著的輻合上升氣流,蘇門答臘沿岸為輻散下沉氣流,赤道東印度洋上空存在顯著的經向環(huán)流異常。隨后,孟加拉灣東部上空的輻合有所減弱,但蘇門答臘沿岸上空的輻散則有所加強,同時赤道西印度洋上空的為顯著的輻合,此時赤道東印度洋上空的經向環(huán)流異常有所減弱,而赤道印度洋上空的緯向環(huán)流異常則不斷的加強。

圖5　負IODE指數(shù)與850 hPa(a—f)、300 hPa(g—l)速度勢(填充色,單位:106m2·s-1)以及散度風(矢量,m·s-1)異常的超前滯后回歸系數(shù)(圖中僅給出通過0.1信度的顯著性檢驗區(qū)域)a,g.-4 mon;b,h.-3 mon;c,i.-2 mon;d,j.-1 mon;e,k.0 mon;f,l.1 monFig.5　Lagged regressions of the (a—f)850 hPa and (g—l)300 hPa velocity potential(units:106 m2·s-1) along with the divergent wind anomaly(units:m·s-1) against the negative IODE index(values above the 90% significance level are plotted)　　a,g.-4 mon;b,h.-3 mon;c,i.-2 mon;d,j.-1 mon;e,k.0 mon;f,l.1 mon

以上的分析表明,孟加拉灣東側的降水超前IODE,它們之間作用的橋梁可能是橫跨赤道印度洋東部的局地垂直經向環(huán)流。但是IODE降溫后卻不利于孟加拉灣降水的增強,這意味著孟加拉灣東側的降水異常對IOD事件的發(fā)生具有一定的觸發(fā)作用。這種觸發(fā)作用的物理機制為,在IODE達到盛期前,孟加拉灣東部海區(qū)的強降水釋放大量的潛熱,相當于赤道東印度洋北側出現(xiàn)一個顯著的非對稱熱源,通過Gill響應(Gill,1980),有利于加強東印度洋局地的過赤道氣流(刑楠等,2014),使孟加拉灣中部的南風異常逐漸向南擴展,有利于蘇門答臘沿岸的異常東南風加強,從而導致IODE海溫不斷的降低(Li et al.,2003;譚言科等,2008)。而IODE的降溫,通過激發(fā)赤道東南印度洋上空的異常反氣旋,可進一步加強蘇門答臘沿岸的異常東南風。在“海氣熱動力”正反饋機制的調整下(Li et al.,2003),IODE的降溫和赤道東風異常都進一步加強,從而有利于赤道東南印度洋的水汽向赤道西南印度洋輸送,導致孟加拉灣降水減弱而赤道西南印度洋降水增強。隨著赤道東風異常不斷的加強,進一步削弱了赤道東印度洋上空的過赤道向孟加拉灣上空的水汽輸送,抑制了孟加拉灣上空的降水。在此過程中,降水異常也由“南北”向偶極子分布型轉為“東西”向偶極子分布型,同時IODW也逐漸增暖,從而導致IOD事件爆發(fā)。

值得注意的是,在蘇門答臘沿岸的異常東南風被觸發(fā)之后,東印度洋局地經向環(huán)流的強度是在不斷減弱的,而蘇門答臘沿岸的偏南風異常以及IODE降溫卻在不斷的加強。那么,春季孟加拉灣上空的降水觸發(fā)了蘇門答臘沿岸的異常東南風之后,異常東南風又是通過影響哪些具體的物理過程導致IODE海溫不斷的降低呢?下面通過一個簡單的海洋模式來進行分析。

3　影響IODE海溫異常的主要物理過程分析

基于1.2節(jié)中的方法,采用2.5層簡化海洋模式對熱帶印度洋海區(qū)的海溫變化進行數(shù)值模擬,取1982—2013年的模式輸出數(shù)據進行分析。從模擬的混合層流場和溫度場的氣候態(tài)特征(圖6a)和GODAS表層50 m以淺的流場和溫度場的氣候態(tài)特征來看(圖6b),除了模擬的春季印度洋氣候態(tài)海溫比GODAS資料的氣候態(tài)海溫稍低外,2.5層簡化海洋模式還是比較準確的模擬出了印度洋不同季節(jié)氣候態(tài)的環(huán)流特征以及混合層溫度的特征。從模擬的IODE指數(shù)來看(圖7),也與再分析資料非常一致。因此,簡化海洋模式的結果是合理和可信的。

圖6　混合層流場(矢量線,單位:m·s-1)和溫度場(填充圖,單位:℃)的氣候態(tài)分布特征a.簡化海洋模式模擬的混合層的結果;b.GODAS 50 m以淺平均結果Fig.6　Seasonal distributions of the mixed-layer flow field(vectors;units:m·s-1) and temperature field(shaded;units:℃) from the (a)2.5-layer dynamic upper-ocean model and (b)GODAS data above 30 m depth

圖7　MIODE和IODE指數(shù)的時間演變特征(單位:℃)Fig.7　Temporal evolution of MIODE(Model IODE) and IODE(units:℃)

下面將進一步利用2.5層簡化海洋模式來分析海洋動力過程和海表熱力過程對IODE海溫異常的相對貢獻,2.5層簡化海洋模式中混合層溫度變化方程為:

δ[Weθ(We)(Tm-Te)/hm]-φ[Wkθ(Wk)(Tm-Tf)/hm]。

(1)

其中:Tm是混合層溫度;u1模型上層的緯向速度;v1模型上層的經向速度;κt為擴散系數(shù);Q海表凈熱通量;hm混合層厚度;Te第一層底部溫度;Tf為化石層溫度,其中δ,θ,φ等為開關變量(McCreary and Kundu,1993)。方程(1)左邊為總的溫度傾向,右邊各項是影響溫度傾向的各種因子。其中,右邊第一項為緯向平流熱輸送項;第二項為經向平流熱輸送項;第三項為擴散項;第四項為海表熱通量項;第五項為垂向夾卷混合項。

圖8是模型模擬的MIODE(Model IODE,MIODE)指數(shù)與蘇門答臘沿岸海區(qū)的混合層溫度傾向方程(1)各項異常的時滯回歸系數(shù)?？梢钥吹?前期4月～后期1月,總的溫度傾向都為負值,表明這個階段MIODE持續(xù)降溫;在此過程中,垂向夾卷混合和緯向平流均為負值,并且在前期有明顯的增強過程,表明垂向夾卷混合過程和緯向平流過程對MIODE降溫起到了重要貢獻。而海表凈熱通量為正值,且明顯增加,說明海表主要從大氣獲取熱量,對MIODE的降溫有阻尼作用。進一步分析發(fā)現(xiàn),垂向夾卷混合的貢獻大約為緯向平流貢獻的3倍。同時在MIODE海溫變化的整個過程中,經向平流和非線性擴散項都非常小,顯然這兩個因子對MIODE降溫的作用可忽略不計。

圖8　MIODE同蘇門答臘沿岸的混合層溫度傾向及諸因子的時滯回歸系數(shù)(單位:℃/mon;X軸負值,表示MIODE前期各傾向因子的變化特征;Tm/dt是總的溫度傾向異常;U_adv是緯向平流熱輸送異常;V_adv是經向平流熱輸送異常;Kt是非線性擴散項異常;Q/hm是海表熱通量異常;We是垂向夾卷混合異常)Fig.8　Lagged regressions of the mixed-layer temperature tendency and individual anomaly terms against negative values of the MIODE index off the coast of Sumatra (units:℃·mon-1;positive lag indicates the MIODE index is leading;Tm/dt is the total temperature tendency;U_adv is the zonal advective heat transport anomaly;V_adv is the meridional advective heat transport anomaly;Kt is the nonlinear diffusion anomaly;Q/hm is the net surface heat flux anomaly;We is the anomalous vertical entrainment mixing)

圖9所示為MIODE指數(shù)同混合層溫度傾向方程(1)各項異常時滯回歸系數(shù)的空間分布特征。結果表明,前期4～1月(圖9a1—9a4),總的溫度傾向異常沿著蘇門答臘沿岸向赤道附近延伸,呈現(xiàn)出顯著的東南西北走向的負異常,且強度不斷的加強。同期0月～后期1月(圖9a5、9a6),負異常強度逐漸減弱并轉為正異常。詳細分析發(fā)現(xiàn),前期4～1月,緯向平流熱輸送(圖9b1、9b4)和垂向夾卷混合項(圖9f1、9f4),呈現(xiàn)出顯著的東南西北走向的負異常特征,垂向夾卷混合異常項的大值區(qū)主要位于蘇門答臘沿岸。緯向平流熱輸送異常項在位置上有所偏西。兩者對赤道東南印度洋的降溫起到關鍵作用。同期0月到后期1月,緯向平流熱輸送(圖9b5、9b6)和垂向夾卷混合(圖9f5、9f6)項的負異常強度有所減弱;而前期4～1月(圖9e1、9e4),海表熱通量負異常項逐漸加強,對赤道東南印度洋的降溫起到阻尼的作用,隨后同期0月到后期1月(圖9e5、9e6),海表熱通量正異常項進一步加強,對赤道東南印度洋降溫的減弱以及消失起到關鍵的作用。而經向平流熱輸送(圖9c1、9c6)和非線性項(圖9d1、9d6)對赤道東南印度洋海溫負異常的作用相對較弱,這同前一部分的分析結果一致。

因此,當蘇門答臘沿岸的異常東南風被觸發(fā)之后,影響IODE降溫的主要物理過程,為異常強烈的東南信風加大了上層海水的垂向夾卷混合,導致表層海水迅速降溫;另一方面,在東南風作用下的西向流通過緯向平流熱輸送使得降溫的范圍由沿岸向西擴展,降溫的強度也進一步加大,而此時海表熱通量主要起到阻尼升溫的作用。隨著海表熱通量阻尼升溫作用的不斷加強,蘇門答臘沿岸的降溫開始減弱,并最終消失。

4　結論與討論

本文基于NCEP再分析資料,采用回歸分析、方差分析、合成分析以及2.5層簡化海洋模式數(shù)值模擬等方法,分析了初夏孟家拉灣降水異常對IOD生成的可能影響以及導致IODE海溫異常的海洋動力—熱力過程,得到以下主要結果和結論:

IODE海溫異常對IOD事件的爆發(fā)具有非常重要的作用。一方面,夏秋季節(jié)IODE和IOD的標準差都顯著偏大,而IODW則相對偏小;另一方面,IODE和IOD呈明顯的反相位變化,并且二者IODE于9—10月達到極強,而IODW的變化幅度較小,且于11月左右才達到極大值,明顯滯后于IODE和IOD的變化。由此可見,對于IOD的發(fā)生而言,前期IODE降溫有比IODW增暖更為重要的作用。

初夏孟加拉灣上空的降水,對IOD的形成起到了觸發(fā)作用。前期,阿拉伯海、中南半島東北部地區(qū)以及孟加拉灣西南部的水汽輸送,導致孟加拉灣東部海區(qū)降水不斷增強,釋放大量的潛熱,這種情況下,赤道東印度洋北側表現(xiàn)為一個顯著的非對稱熱源,有利于加強赤道東印度洋上空的過赤道氣流,使孟加拉灣南部的南風異常不斷向南擴展,最終觸發(fā)了蘇門答臘沿岸的異常東南風。隨后,異常強烈的東南信風加大了上層海水的垂向夾卷混合,導致表層海水迅速降溫。并且在東南風作用下的西向流,通過緯向平流熱輸送使得降溫的范圍由沿岸向西擴展,降溫的強度也進一步加大。從而,IODE區(qū)域的海水通過與其上空大氣間的“海氣熱動力”正反饋機制加速降溫(Li et al.,2003)。而IODE的降溫,激發(fā)赤道東南印度洋上空的異常反氣旋,一方面,激發(fā)赤道東南印度洋海洋中出現(xiàn)西傳暖性Rossby波(Li et al.,2003;Xie et al.,2002),進而對IODW的增暖也起到重要作用,并最終導致IOD事件的發(fā)生。另一方面,還會加強反氣旋北側的赤道東風異常,加強了東南印度洋向赤道西南印度洋的水汽輸送而削弱了東印度洋過赤道向孟加拉灣上空的水汽輸送,從而導致赤道西印度洋的降水不斷增強,而孟加拉灣上空的降水則不斷減少。因此,降水異常的空間分布也由“南北向”偶極子轉變?yōu)椤皷|西向”偶極子。

圖9　MIODE指數(shù)同混合層溫度傾向及諸因子時滯回歸系數(shù)(單位:℃/mon)(a1—a6是總的溫度傾向異常;b1—b6是緯向平流熱輸送異常;c1—c6是經向平流熱輸送異常;d1—d6是非線性擴散項異常;e1—e6是海表熱通量異常;f1—f6是垂向夾卷混合異常,圖中僅給出通過95%的顯著性檢驗區(qū)域)　　1.-4 mon;2.-3 mon;3.-2 mon;4.-1 mon;5.0 mon;6.1 monFig.9　Lagged regressions of the mixed-layer temperature tendency and individual anomaly terms against negative values of the MIODE index off the coast of Sumatra (units:℃ mon-1):(a1—a6)total temperature tendency;(b1—b6)zonal advective heat transport anomaly;(c1—c6)meridional advective heat transport anomaly;(d1—d6)nonlinear diffusion anomaly;(e1—e6)net surface heat flux anomaly;(f1—f6)vertical entrainment mixing anomaly(values above the 95% significance level are plotted)　　1.-4 mon;2.-3 mon;3.-2 mon;4.-1 mon;5.0 mon;6.1 mon

References)

Annamalai H,Murtugudde R,Potemra J,et al.,2003.Coupled dynamics over the Indian Ocean:Spring initiation of the Zonal Mode[J].Deep Sea Research Part II Topical Studies in Oceanography,50(12/13):2305-2330.

Ashok K,Guan Z,Yamagata T,2001.Impact of the Indian Ocean dipole on the relationship between the Indian monsoon rainfall and ENSO[J].Geophys Res Lett,28(23):4499-4502.

Ashok K,Guan Z,Saji N H,et al.,2004.Individual and combined influences of ENSO and the Indian Ocean Dipole on the Indian summer monsoon[J].J Climate,17:3141-3155.

Behera S K,Krishnan R,Yamagata T,1999.Unusual ocean-atmosphere conditions in the tropical Indian Ocean during 1994[J].Geophys Res Lett,26(19):3001-3004.

Fischer A S,Terray P,Guilyardi E,et al.,2005.Two independent triggers for the Indian Ocean Dipole/zonal mode in a coupled GCM[J].J Climate,18(17):3428-3449.

Gill A E,1980.Some simple solutions for heat-induced tropical circulation [J].Quart J Roy Meteor Soc,106 (449):447-462.

Guan Z,Yamagata T,2003.The unusual summer of 1994 in East Asia:IOD teleconnections[J].Geophys Res Lett,30(10):235-250.

Gui F Y,Li C Y,Tan Y K,et al.,2016.The warming mechanism in the southern Arabian Sea during the development of Indian Ocean dipole events[J].J Trop Meteorol,22(2):159-171.

Huang B,Kinter J L,2002.Interannual variability in the tropical Indian Ocean[J].J Geophys Res Atmos,107(C11):1-26.

Krishnan R,Swapna P,2009.Significant Influence of the boreal summer monsoon flow on the Indian Ocean response during dipole events[J].J Climate,22(21):5611-5634.

Krishnan R,Sundaram S,Swapna P,et al.,2010.The crucial role of ocean—atmosphere coupling on the Indian monsoon anomalous response during dipole events[J].Clim Dyn,37(1/2):1-17.

Li C Y,Mu M Q,2001a.Influence of the Indian Ocean dipole on Asian monsoon circulation[J].CLIVAR Exchanges,6:11-14.

Li C Y,Mu M Q,2001b.The influence of the Indian Ocean dipole on atmospheric circulation and climate[J].Adv Atmos Sci,18(5):831-843.

Li T,Wang B,Chang C P,et al.,2003.A theory for the Indian Ocean dipole-zonal mode[J].J Atmos Sci,60(17):2119-2135.

McCreary J P,Kundu P K,1989.A numerical investigation of sea surface temperature variability in the Arabian Sea[J].J Geophys Res:Oceans(1978—2012),94(C11):16097-16114.

McCreary J P,Kundu P K,Molinari R L,1993.A numerical investigation of dynamics,thermodynamics and mixed-layer processes in the Indian Ocean[J].Progress in Oceanography,31(3):181-244.

Murtugudde R,McCreary J P,Busalacchi A J,2000.Oceanic processes associated with anomalous events in the Indian Ocean with relevance to 1997—1998[J].J Geophys Res,105(C2):3295-3306.

Saji N H,Goswami B N,Vinayachandran P N,et al.,1999.A dipole mode in the tropical Indian Ocean[J].Nature,401(6751):360-363.

Sun S,Lan J,Fang Y,et al.,2015.A triggering mechanism for the Indian Ocean dipoles independent of ENSO[J].J Climate,28(13):5063-5076.

譚言科,劉會榮,李崇銀,等,2008.熱帶印度洋偶極子的季節(jié)性位相鎖定可能原因[J].大氣科學,32(2):197-205.Tan Y K,Liu H R,Li C Y,2008.Possible causes for seasonal phase locking of the tropical indian ocean dipole[J].Chin J Atmos Sci,32(2):197-205.(in Chinese).

Vinayachandran P N,Saji N H,Yamagata T,1999.The response of the equatorial Indian Ocean to an unusual wind event during 1994[J].Geophys Res Lett,26(11):1613-1616.

Wang B,Wu R,Li T M,2003.Atmosphere-warm ocean interaction and its impacts on Asian-Australian monsoon variation[J].J Climate,16(8):1195-1211.

Webster P J,Moore A M,Loschnigg J P,et al.,1999.Coupled ocean-atmosphere dynamics in the Indian Ocean during 1997—98[J].Nature,401(6751):356-360.

肖子牛,晏紅明,李崇銀,2002.印度洋地區(qū)異常海溫的偶極振蕩與中國降水及溫度的關系[J].熱帶氣象學報,18(4):335-344.Xiao Z N,Yan H M,Li C Y,2002.The relationship between Indian Ocean ssta dipole index and the precipitation and the temperature over China[J].J Trop Meteor,18(4):335-344.(in Chinese).

Xie S P,Annamalai H,Schott F A,et al.,2002.Structure and mechanisms of south Indian Ocean climate variability[J].J Climate,15(8):864-878.

邢楠,李建平,李耀錕,2014.熱帶大氣對單一型赤道非對稱熱源的響應[J].大氣科學,38(6):1147-1158.Xing N,Li J P,Li Y K,2014.Response of the tropical atmosphere to isolated equatorially asymmetric heating[J].Chin J Atmos Sci,38(6):1147-1158.(in Chinese).

Yamagata T,Behera S K,Rao S A,et al.,2003.Comments on “Dipoles,temperature gradients,and tropical climate anomalies”[J].Bull Amer Meteor Soc,84(10):1418-1422.

晏紅明,楊輝,李崇銀,2007.赤道印度洋海溫偶極子的氣候影響及數(shù)值模擬研究[J].海洋學報,29(5):31-39.Yan H M,Yang H,Li C Y,2007.Numerical simulations on the climate impacts of temperature dipole in the equatorial Indian Ocean[J].Acta Oceanologica Sinica,29(5):31-39.(in Chinese).

楊明珠,丁一匯,2006.印度洋海表溫度的變化及其對印度夏季季風降水影響的診斷研究[J].海洋學報,28(4):9-16.Yang M Z,Ding Y H,2006.Diagnostic study of the variation of Indian Ocean sea surface temperature and its impact on indian summer monsoon rainfalls[J].Acta Oceanologica Sinica,28(4):9-16.(in Chinese).

于波,管兆勇,2009.亞洲夏季風環(huán)流結構與熱帶印度洋偶極型海溫異常[J].大氣科學學報,32(6):765-775.Yu B,Guan Z Y,2009.Simulated structural changes of Asian summer monsoon circulation in association with Indian Ocean dipole SSTAs[J].Trans Atmos Sci,32(6):765-775.(in Chinese).

Based on NCEP and GODAS monthly reanalysis data for the period 1982—2013,we explored the influence of atmospheric and oceanic processes on the SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean during Indian Ocean Dipole(IOD) events using regression analysis,composite analysis and a 2.5-layer dynamic upper-ocean model.Results show that the SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean,which plays a key role in the formation and maintenance of IOD events,has an advanced phase in comparison with that of the SST anomaly over the equatorial West Indian Ocean.The intensity of the SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean is stronger than that over the equatorial West Indian Ocean during the entire cycle of IOD events.The SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean matures in the fall,whereas over the equatorial West Indian Ocean it matures in winter.Strong moisture transport from the Arabian Sea,northeastern Indochina Peninsula,and southwestern Bay of Bengal,to the eastern Bay of Bengal,results in significantly increased rainfall over the eastern Bay of Bengal in early summer.Latent heat release because of the heavy rainfall anomaly over the eastern Bay of Bengal perhaps strengthens the local meridional circulation crossing the equatorial eastern Indian Ocean.The local meridional circulation crossing the equatorial eastern Indian Ocean may contribute to the southerly wind anomalies off the coast of Sumatra.The southerly wind anomalies off the coast of Sumatra may lead to a negative SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean through enhanced entrainment and zonal advection.Then,the rapid enhancement of southeast wind anomalies off the coast of Sumatra stimulated by the negative SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean and easterly wind anomalies in the central-eastern equatorial Indian Ocean,transport moisture from the equatorial Southeast Indian Ocean to the equatorial West Indian Ocean.This leads to less rainfall over the Bay of Bengal and equatorial Southeast Indian Ocean,and more rainfall over the West Indian Ocean.Westward-propagating warm Rossby waves south of the equator stimulated by anomalous anticyclones could lead to a warming SST anomaly over the Southwest Indian Ocean.Therefore,the southeast wind anomalies off the coast of Sumatra,because of the heavy rainfall anomaly over the eastern Bay of Bengal,through the local meridional circulation crossing the equatorial eastern Indian Ocean,leads to a negative SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean and contributes to the birth of an IOD event.

eastern Bay of Bengal;heavy rainfall anomaly;Indian Ocean Dipole;SST anomaly;upper-ocean model

(責任編輯：張福穎)

Possible triggering of the Indian Ocean Dipole by early summer rainfall anomalies over the eastern Bay of Bengal

GUI Fayin1,TAN Yanke1,LI Chongyin1,2,LI Xin1,CHEN Xiong1

1CollegeofMeteorologyandOceanography,PLAUniversityofScienceandTechnology,Nanjing211101,China;2LASG,InstituteofAtmosphericPhysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20160503001

引用格式：桂發(fā)銀,譚言科,李崇銀,等,2016.初夏孟加拉灣東部降水異常對印度洋海溫偶極子的觸發(fā)作用[J].大氣科學學報,39(5):589-599.

Gui F Y,Tan Y K,Li C Y,et al.,2016.Possible triggering of the Indian Ocean Dipole by early summer rainfall anomalies over the eastern Bay of Bengal[J].Trans Atmos Sci,39(5):589-599.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20160503001.(in Chinese).

*聯(lián)系人，E-mail:yktan@sohu.com