（气象学专业论文）春季印度洋海温异常对东亚大气环流的影响.pdf

春季印度t i 海温计常埘东亚人 e 环流的影响 春季印度洋海温异常对东亚大气环流的影响 摘要 热带印度洋海洋变化对东业大气环流和中国气候变化的影响是目前气候变化 研究中的热点问题。本文使用1 9 5 0 年1 月至1 9 9 9 年1 2 月s o d a 海洋上层温度 的月平均资料，同期的n c e p 月甲均风场资料，通过主成份分析，回归分析，功 率谱分析等统计方法，研究了印度洋表层和次表层热含量年际变化的主要特征以 及与e n s o 的关系，首次指出了混合层与次表层热带印度洋热含量年际变化的 主模态的一致性和差异，并且揭示了二者与e n s o 的相关都是在春季达到最大的 物理本质。在此基础上针对春季热带印度洋海洋变化如何影响东亚大气环流这一 问题，依据1 9 5 0 2 0 0 7 年n c e p n c a r 月甲均的大气各物理量资料和月平均 e r a s s t 海表温度资料以及i p c c 第四次报告中模拟2 0 世纪观测资料，使用相 关分析，合成分析，回归分析等统计方法，并通过f o a m 海一气耦合模式的初值 试验和控制试验部分耦合试验对比，系统研究了春季热带印度洋出现暖的s s t a 时，东亚大气环流的响应，取得了以下具有创新性的成果： 在验证了春季热带印度洋出现暖的海温异常可以导致西太甲洋反气旋的异 常加强的基础上，发现了由于偏南气流可以向我国东部输送更多的水汽，与气候 态下的平均西风在此地交汇，从而在我国东部，日本海南部地区出现降水异常偏 多，释放潜热，在大气中形成了垂直分布不均匀的异常热源和热源西侧2 0 ( ) h d a 的正位势高度异常及热源东侧5 0 0 h p a 正位势高度异常；该现象在4 个全球气候 模式对2 0 世纪的模拟中也能看到；f o a m l 5 初值试验和部分耦合实验的结果也 证实了上述发现。 i p c c 报告中4 个全球气候模式对2 0 世纪的模拟中再现了热带印度洋增暖后加 强的西火甲洋反气旋环流和菲律宾附近的降水异常减少，但是热带印度洋的风场 差异较大。g f d l - 2 1 模式和m i r o c 3 2 一m e d r e s 模式中印度洋沿赤道西侧和我国东 部，日本海南部降水位置与观测最相近，而g f d l2 o 模式没有模拟出我国东部 的降水，u k m o - h a d g e m l 模式没有模拟出日本海以南的降水。总体而言， 一。 m i r o c 3 _ 2 一m e i ) r e s 模式的模拟结果与观测最接近。 夼季印叟，丫海温片常对东业人7e 环流的影响 f o a m l 5 初值试验结果反映了印度洋春季出现暖异常会导致我国东部和日本 海南鄙地区的降水增多和垂直分布不均匀热源的形成，但是与观测结果相比 2 ( ) ( ) h p a 位势高度异常中心偏北，青藏高原西南侧高压异常偏南，部分耦合试验 也存在相同的问题，是模式本身的原因造成的。在部分耦合试验中由于取消了印 度洋春季的作用，低空西太甲洋反气旋的加强仅是控制实验结果的5 0 ，对应的 水汽输送和降水也不显著，因此，观测资料统计分析得到的东亚环流与春季印度 洋异常加热的对应关系中，可能只有5 0 的异常是来自印度洋。 关键词：热含量，年际变化，热带印度洋海温异常，东亚大气环流 2 春季印度洋海温异常对东业人7e 环流的影响 t h e i m p a c t s o f in dia n0 c e a ns s t ain t e r a n n u al v a ria tio no nt h ea t m o s p h e ricc ir c uia tio nint h ee a s t a sia n a b s t r a c t t h et e m p e r a t u r ed a t af r o ms o d aa n ds e as u r f a c ew i n dd a t af r o mn c e pd u r i n g l9 5 0 一l9 9 9w e r eu s e dt oi n v e s t i g a t em ei m e r a r m u a lv a r i a t i o nc h a r a c t e r so ft h e s u r f a c ea n ds u b s u r l a c eh e a tc o n t e n t si ni n d i a no c e a na n dt h e i rr e l a t i o n s h i pw i m e n s ob ye o fa n a l y s i s i ti st h e 矗r s tt i m et 0 s e p a r a t es u r f a c ea n ds u b s u r f a c e h e a t c o n t e n ta n da n a l y z et h er e l a t i o n s h i pw i t he n s o b s a e do nf o m e rr e s u l e t s ，w es h o w t h ei m p o i r t a n c eo fi n d i a no c e a ni ns p r i n g 如n h e r u s i n gn c e p n c a ra t m o s p h e r i c d a t aa n ds s td a t ao fn o a ad a t a s e tf r o m19 5 0 2 0 0 7 ，s o m es t a t i s t i c a lm e t h o d s ，s u c h a sc o m p o s i t e da n dr e g r e s s i o nm e t h o d s ，a n df o a mo c e a n - a t m o s p h e r ec o u p l e dm o d e l h a v eb e e nu s e dt 0s y s t e m a t i ca n dc o m p r e h e n s i v e l ys t u d yt h ei m p a c t so ft h ess t i n t e m n u a la n o m a l y ( s s t a ) i nt h et r o p i c a li n d i a no c e a n ( t i o ) o nt h ea t m o s p h e r i c c i r c u l a t i o ni ne a s ta s i a j li nt l l i sp a p e r a tf i r s t ，w ea p p r o v et h a tt h ew a 肌i n d i a n o c e a n ，b e i n gah e a ts o u r c ei ns p r i n g ， c a ni n d u c et h em a t s u n o g i l l p a t t e m a t m o s p h e r er e s p o n s e 。i n d u et h er o s s b y 、a v ei nt h e 、v e s ts i d ea n dk e l v i nw a v ei n t h ee a s ts i d eo ft r o p i c a li n d i a no c e a na n dm a k ep o s i t i v eh e i g h ta n o m a l yo v e rw e s tt o t h et i b e t a i lp l a t e a ua tu p p e rl e v e l 1 7 i h i s p o s i t i v eh e i g h ta n o m a l yc o u l di n f l u e n c ed o 、v n s t r e a mb yf s t h e a n t i c y c l o n ea tt h en o r t h 、v e s tp a c i f i co c e a ni si n t e s i f i e da n ds t r o n ge a s t l yw i n de x i s t i ni ts o u t h e m e a s ta s i ai sa tt h ew e s t e mp a no ft h en o r t hw e s tp a c i f i c0 c e a n a n t i c y c l o n e ，a n ds o u t h e mw i n dw o u l dt r a n s p o nm o r ew a t e rv a p o rt oe a s ta s i aa n d m a k em o r ep r e c i p i t a t i o nt h e r eb e c a u s eo ft h ew e s tw i n di nc l i a m t es t a t e ，r e l e a s i n g l a t e n th e a t 7 i h ev e r t i c a i l ys p a t i a ln o n u n i f o 咖i t yo fh e a ts o u r c ei e a dt op o s i t i v eh e i g h t a t2 0 0 h p ai nw e s t e mo ft h eh e a ts o u r c ea n da t5 0 0 h p ai nt h en o r t h e a s to ft h eh e a t s o u r c e h o w e v e r ，t h ep r e c i p i t d t i o ni nt h en o r r t hw e s tp a c i f i co c e a nw o u l dd e c r e a s e 2 t h e2 0c e n t u 巧ss j m u l a t i v ed a t a 舶mi p c cr e p o r t sc l i m a t em o d e lr e n e c t 齐季印度 t 海温畀常刈东业人。c 环流的影响 t h ei n f l u e n c e so nt h ee a s ta s i ac i r c u l a t i o nb a s i c a l l y t h e r ea r ep o s i t i v et r a n s p o r to f w a t e rv a p o rf r o ms o u t hc h i n as e aa n dw e s t e r np a c i f i c t h el o c a t i o no fp o s i t i v e h e i g h ta n dp r e c i p i t a i o na r em a t c h 3 t h er e s u l sf r o mi n i t i a le x p e r i m e n ta n dc o n t r o l p a n i a lc o u p l e de x p e r i m e n t s e x a m i n ea n dc e r t i 矽o u rs u p p o s eb a s e do nt h ea n a l y s i so ft h eo b s e r v a t i o n s t h e e x p e r i m e n t r e s u l t si n c l u d e g e ( ) p o t e n t i a lh e i g h t ，s s t ，t r a n s p o n o f w a t e r v a p o r ，p r e c i p i t a t i o n k e yw o r d s ： h c a t c o n t e n t ，i n t e r a n n u a lv a r i a t i o n ，s s 7 i ? ao ft h e 7 1 1 1 o p j c a li n d i a n o c e a n e a s ta s i ac i r c u i a t i o n 4 独创声明 本人声明所呈交的学位论文是本人在导师指导下进行的研究工作及墩得的 研究成果。掘我所知，除了文中特别加以标注和致谢的地方外，论文中不包含其 他人已经发表或撰写过的研究成果，也不包含未获得 ! 洼! 翅遗直甚丝盂墓挂剔直塑丝! 奎壁丑窒2 或其他教育机构的学位或证书使 用过的材料。与我一同工作的同志对本研究所做的任何贡献均已在论文巾作了明 确的说明并表示谢意。 学位论文作者签名： 兰三竺翌! ! 三一 学位论文版权使用授权书 本学位论文作者完全了解学校有关保留、使用学位论文的规定，有权保留并 向国家有关部门或机构送交论文的复印件和磁盘，允许论文被查阅和借阅。本人 授权学校可以将学位论文的全部或部分内容编入有关数据库进行检索，可以采用 影印、缩印或扫描等复制手段保存、汇编学位论文。同时授权中国科学技术信息 研究所将本学位论文收录到中国学位论文全文数据库，并通过网络向社会公 众提供信息服务。( 保密的学位论文在解密后适用本授权书) 学位沦文作者签名： 一删：叶仁6 月弓口 谣炙 导师签字： 一 签字卜“j ：押了年6 月h 奋季印度洋海温异常对东讵人气环流的影响 第一章引言 1 1 前言 广阔的海洋，从蔚蓝到碧绿，美丽而又壮观。海洋是气候系统的重要组成部 分，地球表面的7 1 由海水所覆盖。全球海洋所吸收的太阳辐射约占进入地球大 气顶的总太阳辐射的7 0 左右，尤其是热带海洋，是大气运动的热库，通过潜热， 感热，长波辐射等方式向大气输送热量。海洋和大气相互联系相互影响，都是气 候系统的成员，因此近代气候研究必须考虑海洋的存在及海气相互作用。海洋 和大气间存在着持续的动量，热量和物质的交换，这种彼此互为影响的过 程称为“海洋一大气相互作用”，是现代物理海洋学和气象学的重大研究 课题之一。它研究的主要内容：海一气界面的热量交换、质量的变化和气 体的交换。在海洋中，由空气垂直涡动所引起的接触热交换是主要的传热 形式，其次是对流的接触热交换，接触热交换的结果，是海洋向大气输送 热量。与此同时，由海面向大气蒸发大量水，据统计，仅北太平洋每年就 有9 0 1o m 吨，而全球海洋每年要蒸发掉3 5 l2 0 0 立方公罩水。蒸发这么多 的水，需要消耗大量的热量，不仅如此，在由海面蒸发过程中，有大量气 体从海洋进入大气，主要是氧和二氧化碳，它们对海洋生物的影响也很大， 海一气相互作用的研究对海洋各学科都有很重要的影响。 海洋和大气之间的相互作用具有广泛的时间和空间尺度。在年际变化的尺度 上，热带太平洋上的厄尔尼诺( e ln i 而o ) 和南方涛动( s o u t h0 s c i l l a t i o n ) ， 即e n s 0 ，是气候变化中的最强信号。1 9 2 5 年人们目睹了秘鲁附近发生的暖洋 流，当年3 月沙漠地区降雨量多达4 0 0 毫米，而前5 年降水总和不足2 0 毫米。 结果，沙漠变成绿洲，几乎整个秘鲁覆盖着茂密的牧草，羊群成倍增多， 不毛之地纷纷长出了庄稼尽管人们也发现，许多鸟类死亡，海洋生物 遭到破坏，但人们依然相信是“圣婴”给他们带来了丰收年。几十年过去 了，人们对厄尔尼诺现象已有全新理解，特别对生态、环境、气候乃至世 界经济的影响，有了较深刻的认识。国际上丌展了对e n s 0 的广泛而深入的研究， 已经基本建立了e n s 0 的形成机制及对全球气候的影响。而作为第三大洋的印度洋 对气候影响的研究虽然历j 史悠久，但是由于印度洋资料的缺乏等原l 园，研究术f 【对 较少。自s a j i 等( 1 9 9 9 ) 提出印度洋也存在着山b j e r k n e s 等( 1 9 6 9 ) 心1 矿反馈 春季e 1 j 度洋海温异常对东弧人气环流的影响 机制维持的印度洋偶极子( 1 0 d ) 事件后，国际上出现了对印度洋的研究热潮， 印度洋在区域乃至全球气候变率巾的作j j ，逐渐为世人所关注。 2 备季印度洋海温异常对东弧人气环流的影响 1 2 热带印度洋的研究现状 1 2 1 热带印度洋的基本气候特征 印度洋是世界第三大洋，主体位于北纬3 0 。到南纬l o 。之问，处于赤道带， 热带和亚热带范围内，全年平均气温为1 5 2 8 ；赤道地带全年气温为2 8 ， 有的海域高达3 0 ，处于全球海温最高的暖池区。印度洋以北为印度、巴基斯 坦和伊朗，在大陆上耸立着伊朗高原和青藏高原；西为阿拉伯半岛和非洲；东为 澳大利亚、印度尼西亚和马来半岛；南为南极洲。这样一个特殊的地理位置，决 定了热带印度洋典型的季风气候，与太平洋和大西洋具有明显的不同。南纬1 0 。以南，一年四季都是东南信风，南纬1 0 。以北为季风控制。从图1 1 可以看 出，北半球冬季，阿拉伯海和孟加拉湾盛行东北风，其与南半球的东南信风在近 赤道南侧相遇，形成强烈多雨的热带辐合带；在春季和秋季，赤道上为较弱的西 风；到了北半球夏季，南半球的东南信风跨越赤道，整个热带印度洋为西南季风 所控制。 热带印度洋的海表温度有明显的季节变化特征，由图1 1 可以看出，在1 0 。s 以北，印度洋海表温度的季节变化主要表现为暖池( 2 8 ) 面积的变化( r a oa n d s i v a k u m a r ( 2 0 0 0 ) u 1 ) ，在北半球春季，暖池的面积达到最大，向东达到东非沿 岸，整个范围扩展到除阿拉伯海以外的区域，到了夏季西太平洋暖水面积增大， 热带印度洋暖池面积丌始减小，位置向东北方向缩进；到了秋季，西太暖池的面 积进一步扩大，这是大洋s s t 季节变化要滞后太阳辐射季节循环2 个月导致的。热 带印度洋暖池继续向东北方向缩进；到了北半球冬季，西太暖池减小，印度洋暖 池又开始增大。可见，印度洋的海表温度的季节变化与西太平洋池区的海表温度 的季节变化的有着显著的不同，这主要是由于在夏季，西南季风爆发引发的蒸发 过程和次表层冷水上翻过程，索马里海流向北输送冷水过程同时作用的结果。对 于孟加拉湾，这个地区的s s t 季节变化并不明显，可见它受季风影响不大。 总之，热带印度洋的s s t 季节变化不仅受太阳辐射的影响，同时也受季风的 影响。 备李e 1 j 度i 善海温异常对东弧人气环流的影响 1 2 2 热带印度洋年际变化的研究现状 1 2 2 1s s t 的年际变化 热带印度洋的s s t 异常在年际变化尺度上具有两个主要的模态，第一模是海偷 一致模态( 1 0 b m ) ，第二模是偶极子模态( 1 0 d ) 。对于海瓮一致模态，目前的研 究已经耿得比较一致的看法：1 0 b m 是印度洋对热带太平洋e n s o 时l 、口j 的响应。e n s 0 是气候系统自然变化的主要模态，赤道东太平洋s s t 出现暖异常后，会通过“大 气桥”的进而影响印度洋一3 。热带动太平洋的异常变暖会通过w a l k e r 环流的异 常和热带k e l v i n 波向东传将印度洋大气对流层加热来影响印度洋。1 】i a l k e r 环流的 下沉支会使印度洋上空云量减少，印度洋接收的太阳辐射增加，高空大气对流层 的加热使大气层结稳定，对流减少，能量释放会受到抑制，海洋失热减少，上混 合层温度升高。热带印度洋在e n s o 年逐渐增暖，在e n s o 次年春季达到峰值，滞后 n i n 0 3 区s s t 峰值三个月( n i g a m 和s h e n ，1 9 9 3 引；k l e i n 等，1 9 9 9 6 ) 。热带印度 洋s s t 异常e o f 分解第二模念为偶极子模态( i n d i a no c e a nd i p o l em o d e 1 0 d ) ， 多个1 0 d 合成事件表明1 0 d 峰值出现在秋季，到当年的l l ，1 2 月消失( s a j i 等，1 9 9 9 ) 川。1 0 d 模态与赤道印度洋地区的表面风场以及次表层海温之间有很好的耦合关 系，表面风异常与海衙尺度的异常w a l k e r 环流相联系( 李崇银等，2 0 0 1 ) 1 ， 在正1 0 d 峰值期l 日j ，表面异常风为与气候平均的西风反向的东风，风场异常也可 以通过海洋调整过程对海面高度和温跃层造成很大影响：东部海面异常降低，中 部和西部异常抬升，温跃层变化则刚好相反( y a m a g a t a 等，2 0 0 2 ，m e y e r s 等，2 0 0 7 ) 1 0 l i l 1 2 2 2 热含量的年际变化 偶极子模态不仅仅是s s t 异常的一个模态，实际上海洋热含量、海面高度、次 表层温跃层( r a o 等，2 0 0 2 ) 1 ”，大气0 l r ( b e h e r a 等，2 0 0 3 ) 1 ”、海平面气 压异常场( b e h e r a 等，2 0 0 3 ) 4 1 等也存在类似的偶极子结构。次表层海温第一 主模念就是与表层1 0 d 有关的偶极子模态，主要受赤道印度洋地区风场所强迫的 海洋动力过程所控制( r a o 等，2 0 0 2 ；巢纪平等，2 0 0 3 ) 5 ，m 1 。虽然在耦合模式 ( c g c m s ) 中已经再现i ( ) d 事件( l a u 和n a t h ，2 0 0 4 ) 7 1 ，但是关于i o d 的起 因到目前还不完全清楚，有关1 0 d 的触发因子还存在争议，越来越多的研究认为 印度洋海气耦合比较弱，不能够自我维持( 人n n a m a l a i 等，+ 2 0 0 3 ；l a u 等，2 0 0 3 ) 4 春季日j 度洋海温异常对东亚人气环流的影响 18 ，因此其触发因子可能来自外部强迫。l i 等( 2 0 0 3 ) 2 0 1 认为e n s 0 是1 0 d 的一个重要触发因子。 前人对热带印度洋海面温度的年际变化主模态的研究已经很全面，得到的结 论也比较一致1 。前人，2 3 ，2 4 ，1 对热带太平洋和热带印度洋耦合的上层热含量的 年际变化进行了研究，得出了热带太平洋和热带印度洋上层热含量年际变化的耦 合主模态。 1 2 2 3 印度洋年际变化对东亚大气环流的影响 一直以来的研究都将印度洋的1 0 b m 模念看做对e n s o 的响应模态，目前的研究 表明，热带印度洋两个年际变化的主要模态对太平洋的有重要的反馈作用： a n a m a l a i 等人( 2 0 0 5 ) 1 利用观测资料分析和模式相结合的方法研究了印度洋 s s t 的i o b m 和i o d 模态对发展阶段e 1n i 亓。的影响，结果表明两者都对e 1n i 而。 的发展有调制作用。当印度洋s s t 为1 0 b m 暖位相时，激发大气k e l v i n 波，赤道 中，西太平洋出现东风异常，因此削弱与e 1n i 而。发展相联系的西风异常，从而 对发展的e 1n i 而。有减弱的作用；而当印度洋s s t 为1 0 d 正位相( 东冷西暖) 时， 对发展中的e 1n i 矗。有一定程度的加强作用。而且印度洋海温有很好的持续性， 可以将春季j 下的海温异常一直持续到夏季，并且对同期的东亚大气环流，季风， 降水都有很大的影响。嘶舶1 y a n g 等人( 2 0 0 7 ) 3 7 删对夏季印度洋f s s t 异常对大气环流的影响进行了研究， 认为：暖海笳模通过引起大气对热源的类似”m a t s u n o g i l lp a t t e r n 的动力学 响应及夏季季风环流的水汽输送，使得夏季南亚高压和西北太平洋反气旋异常偏 强，索马里急流、印度夏季风和东亚夏季风偏强，阿拉伯海东部一印度西部和东 亚地区降水异常偏多，菲律宾附近降水异常偏少；从而通过引起阿拉伯海东部一 印度西部的降水异常，从而大气对热源的动力学响应影响青藏高原西侧的异常高 压，该异常高压再通过夏季亚洲中纬度的急流波导向下游输送能量，影响位于东 亚的中国东北部和日本海附近的b o n i nh i 曲( 小笠原高压) ，从而引起夏季亚洲 中纬度一周期发生的绕球遥相关波列c g t ( d i n g 和w a n g ，2 0 0 5 4 0 1 ) 的发生。e n o i n ( ) t o 等( 2 0 0 3 ) 4 也曾指出b o n i nh i g h 足静止r o s s b y 波的波能沿e 洲急流传播形成 的结果。 前人利用数值试验证明印度洋的非绝热加热对：| 匕太平洋位势高度场产尘的作 奋季印度洋海温异常对东亚人气环流的影响 用，与热带太平洋相比是相反的m 4 们。a l e x a n d e r 等人( 2 0 0 2 ) m 1 提出印度洋 j 现暖海温岁常后约6 0 天左右的时问会在北太平洋中部出现负的位势高度异常。 a n n a m a i l a i( 2 0 0 7 ) 8 1 根据观测数据和模式试验结果，提出当存在这样一个 前提，即e ln i 亓。引发印度洋的s s t 异常，这个异常可以影响卜3 个月的赤道外大 气环流，并且5 0 0 h p ap n a 波列对印度洋的响应与对太平洋e n s o 的响应是反位相 的。 前人对印度洋s s t ，热含量年际变化的主模态以及主模念对大气环流的影响做 了较全面和深入的研究，但是对于印度洋的研究目前还存在着很多问题和争议。 例如印度洋d i p o l e 是否独立于e n s o ；印度洋s s t 年际变化主模态对太平洋e n s 0 不 同阶段的影响等等。这些问题还需要进一步的研究。 6 春季印度洋海温异常对东弧人t 环流的影响 1 3 本文拟研究的科学问题和内容安排 从上面的回顾可以看出，有关热带印度洋热含量的研究和热带印度洋对亚洲 大气环流的研究取得了一些成果，但是目前还存在着很多问题和争议。例如：首 先，前人研究温跃层年际变化时通常用上层热含量年际变化来表示温跃层的变 化。如果混合层年际变化与温跃层年际变化基本一致，上层热含量年际变化就能 够代表温跃层的年际变化；但是如果两者相差较大，上层热含量应扣除混合层热 含量彳4 能代表温跃层的年际变化；其次热带印度洋的暖海温异常可以从e n s 0 峰 值位相后的次年春季一直持续到夏季，这一持续的海温异常对亚洲季风区春季 高、中、低层大气环流和降水异常有怎样的影响? 影响关键区域是哪罩? 影响的 机制是什么，这些问题都还不清楚，还需深入研究。在以往的数值模拟研究几乎 全部采用大气环流模式，热带印度洋s s t 异常则是外强迫条件，在这些模式结 果中，不包含s s t 异常影响季风环流后，季风环流对s s t 异常的反作用。因此， 应该用好的海洋大气耦合模式丌展热带印度洋s s t 异常对季风环流和气候的研 究，但在这方面的研究还很缺乏。 因此，关于印度洋对区域气候特别是对季风环流系统的影响还很多工作要做。 首先，本文依据张秀芝等9 12 0 0 1 年对热带海洋混合层深度的研究，本文将 印度洋表层( 卜5 2 m ) 的热含量视同混合层热含量，次表层( 5 2 叫4 4 m ) 的热 含量变化代表温跃层的变化，通过主成份分析和功率谱分析等方法将表层与次表 层热含量年际变化主模态分离，通过相关性分析讨论了表层与次表层热含量年际 变化与e n s o 之间的联系。其次，采用线性回归、合成和相关等统计方法结合大 气海洋完全耦合的f o a m l 5 模式对春季热带印度洋暖海温对大气环流的影响问 题进行深入的研究。本文结构安排如下： 第二章介绍了研究所采用的资料，资料的处理方法和完全耦合模式 f o a m l 5 。 第三章探讨热带印度洋表层与次表层热含量年际变化主模态，分别讨论它们 与e n s 0 的关系。 第四章通过观测，模式等手段对春季热带印度洋暖海温对大气环流的影响问 题进行深入的研究。 第五章全文总结。 7 # 干印度泮海温异常对东凡1 环流的彬响 ( b ) 一j 1l ：f 了j j - _ _ 一_ k f j 一一 _ _ _ _ f i _ 一 三三i ；i i i i _ _ 量啄= 孑二丰_ 喇ii 热带印度洋r 域8 5 0 h p a 水平风场帛晦m i 滞艘( s 目) 卞1 _ 1 循王f 艄，火特线代袭水平 风场( 单能川) 填充色代表海而潞度( 竹忙：) ：( a ) i j ，( b hjj ( c ) 7jj ( d ) 蚰 jj 。 f i g u m1 1t h ec l i m j c m e a n0 广t h o r i z o m a lw i n dm8 5 0 h p “v e c i o mi ka n ds u i 怡c e m 阳m u m ( s h 址dh ) mt h c r o p 沁a l i n 曲n0 c 啪i j 卸u 町( b ) 呲( c j 川ha n d 棚】o c t o b 盯 春季印度洋海温异常对东眶人气环流的影响 第二章资料，方法和模式介绍 2 1 资料介绍 2 1 1 大气资料：n c e p n c a r 再分析资料 该资料是美国国家环境预报中心( n a t i o n a lc e n t e ro f e n v i r o 姗e n tp r e d i c t i o n ) 和美国国家大气科学研究中心( n a t i o n a lc e n t e rf o ra t m o s p h e r i cr e s e a r c h ) 的 n c e p n c a r 再分析资料，该资料系统采用了先进的数据同化系统和完善的数据 库，对各种资料来源的数据以统一的系统进行质量控制和同化。本文用到1 9 5 0 2 0 0 7 年月平均资料，包括的物理量有：位势高度场，水平风场，垂直速度场， 降水，比湿，气温。这些变量的水平分辨率为2 5 。2 5 。 2 1 2 海洋资料 本文所使用的海面温度资料是来自子美国海洋大气管理机构( n a t i o n a l 0 c e a n i c & a t m o s p h e r i ca d m i n i s i t r a t i o n ) ，分辨率是2 。2 。，时间长度为 1 9 5 0 2 0 0 7 年。 用于热含量计算的资料是s o d a ( s i m p l eo c e a nd a t aa s s i m il a t i o n ) 1 9 5 卜 1 9 9 9 年全球逐月海温资料。该资料的水平分辨率为l 。l 。，垂直方向分2 0 层，本文取上1 4 层( 4 4 3 7 9 、2 7 6 2 7 、1 9 0 6 1 、1 5 7 5 、1 4 2 5 、1 2 7 5 、1 1 2 5 、 9 7 5 、8 2 5 、6 7 5 、5 2 5 、3 7 5 、 2 2 5 、7 5 m ) 的温度资料用于计算热含量。 2 1 3 研究区域范围以及指数定义 热带印度洋范围：本文研究的热带印度洋范围是4 0 。e 1 1 0 。e ， 2 0 。s 一2 0 。n 区域内物理变量。 n i 矗0 3 4 指数( n i 而0 3 4 i ) 取通常的定义：太平洋1 7 0 。w 1 2 0 。w 。5 。s 一5 。n 范围内月平均s s t 的区域平均值。 n i 五0 3 指数( n i 而0 3 i ) 取通常的定义：赤道太平洋1 5 0 。w 一9 0 。w 。5 。s 一5 。n 范围内月平均s s t 的区域平均值。 印度洋海瓮模态1 0 b m 指数( 1 0 b m i ) 定义：将印度洋s s t 异常的e o f 第一模态 时间序列作为印度洋海锍模念1 0 b m 指数( 1 0 b m i ) 的定义。 9 备零e 1 j 度洋海汾a 异常对东弧人7 t 耶流的影响 2 2 方法介绍 2 2 1 线性回归方法扣除e n s o 信号 本文采用线性回归方法米扣除大气中的e n s 0 信号，本文研究中只扣除大气中 的e n s 0 信号，而关于海洋中的e n s 0 信号则不扣除，因为我们重点要关心的是海 洋对大气的影响，所以我们不管海洋的信号从哪罩来，只是关心海洋有异常变化 后，它对大气有怎样的影响。具体扣除方法介绍如下： 考虑大气变量孝( x ，j ，) 是空间( z ，y ) 和时间的函数( f ) ，另有n i 矗0 3 4 指数的 时间序列z ( ，) 只是时间f 的函数。现在，我们定义一个新的变量善( x ，j ，) ，它是 变量善+ ( x ，弘，) 扣除z ( f ) 信号的影响后得到的新变量，即对于每一个空间点 ( x ，y ) ： 善= 孝+ 一z c o v (毒+ ，z ) v a r (z ) ( 1 ) 其中c o v 和v a r 分别代表两个变量的时间协方差和方差。从公式( 1 ) 的定义可知， c o v ( 善，z ) 在孝的每个空间点上都为0 ，因此善与z 完全无关。 2 2 2 经验正交函数分解( e o f ) 将一个随空间和时间变化的物理量x ，看成是为分别依赖于空间位置p 和时 间t 两部分变化的x ( p i ，可) ，目的是找到对其影响显著的主成分。 设：有m 个空间点和n 个时刻，则场中的任一空间点i 和任一时间点j 的距 平观测值x i j 都可以看成是m 个空间函数p 府和时间函数( k = 1 ，2 m ) 的线性组 合，表示成： x4 = 州b = 吖l j + p i 2 1 2 j + + p 。t 哪 七= l 变量x ( p i ，可) 表是成一个m 木n 的矩阵： 矩阵x 是矩阵p 和矩阵t 的乘积，即： x = p t l o 春季印度洋海温异常对东弧人7 飞环流的影响 x = ( x i j ) 研刀2 p = i l x 2 l p 1 2 2 2 ；t = 引 ，1 2 ，2 2 ，卅2纠 它们分别为空间函数矩阵和时间函数矩阵。根据证交性，p 和t 应该满足下 列条件 则对方程( 1 ) 右乘x r ( x 转置)，即 x x t = p t x t = p t t tp 1 这里崩r 是实对称阵，则根据实对称阵分解定理，必有 x x t = p d p t l 其中d 为麟7 矩阵的特征值构成的对角阵，由方程( 3 ) 和( 4 ) 可知 d ：r r t 由特征向量的性质可知，尸7 尸是单位矩阵，即满足方程( 2 ) 的要求，可见， 空间函数矩阵可以由剧7 中的特征向量求出，p 得出后，即可得到时间系数 t = p 。x 上述e o f 原理的介绍引自魏凤英( 1 9 9 9 ) 的现代气候统计诊断预测技 术。 a 耽 p。l 2 = 七 ， 七 = = p 扩 雎 可 p ， 。邑。不 奋李e 1 j 度t f 海温异常对东弧人气环流的影l i i 9 2 2 3 热含量的计算万法 热含聚是片j 以表征温跃层变化的重要物理量，热含量q 可以由下式计算： q 2 cp 田d z 式中，c ，为海水定压比热，p 为海水密度，为了简便计算，取勺p 一。 2 2 4 视热源的计算方法 q 为视热源，是用来衡量气块是否被加热的物理量，可由下式计算得出： 岛( ( 署矶v m ( 1 ) 臼为位温，9 为水汽的混合比，v 为水平风速，国为垂直气压速度，p 为气压。 k = 月c ，r 和c 。分别为干空气的气体常数和定压比热，p 。= 1 0 0 0 h p a ，v 为等 压梯度算子。详细算法请参考y a n a i ，m i c h i o 和t o m o h i k ot o m i t a ( 1 9 9 8 ) 。 视热源的物理意义： 根据热力学第一定律：阳= c 尸丁詈 ( 2 ) 位温的定义： c 分 掣为仝气块得到酮热萤，? 为仝气块温发，为但温。糈( 3 ，瓦代八( z ) 瓦口j 得：靶珥( 寺毒韶 将等式两边对时间t 得：等= c pc 去声等= q 就可以得到视热源这个量的物理意义，视热源就是空气块的个别变化，q 为 f 时，空气块得热，q 为负时，空气块失热。 f = 陪s i p 旦规 耔蠢 眩 翌：| |未赢 奋零印度洋海温异常对东哑人气环流的影响 其中，仃= l ，允和是经度和纬度，u ，v 是水平风速，o 是位势，一 l o o o 向口口 表示时间平均，宰表示去除纬向平均后的物理量。 能通量密度f 是描写行星波传播的有效物理量，具有以下性质： ( 1 ) 对于定常的守恒波，只是无辐散的； ( 2 ) 在西风条件下，只的辐合表示波作用量的集中，只的辐散则表明波作 用量的输出； ( 3 ) 在近乎平面波的情况下，f 平行于群速度； ( 4 ) 对于辐散的只，波作用量的制造和小号与非守恒影响直接相关。 能通量密度f 的详细算法请参考p l u m b ( 1 9 8 5 ) 。 2 3f o a m 模式介绍 f o a m ( f a s to c e a n a t m o s p h e r em o d e l ) 1 5 模式是美国a r g o n n e 国家实验 室数学计算机科学系和w i s c o n s i n m a d i s o n 大学空间科学技术中心共同开发的完 全耦合模式，最大的优点是计算速度快，适合研究气候系统的长期变化问题。该 模式中大气模式与美国国家大气研究中心( n c a r ) 的气候模式c c m 2 0 版本相似， 采用c c m 3 0 物理过程，菱形截断水平波数为1 5 ( r 1 5 ) ，垂直。坐标取1 8 层( 分 辨率：7 5 。l o n 4 5 。1 a t 1 8l ，4 8x 4 0 x 1 8 ) ；海洋模式与地球物理流 体动力实验室( g e o p h y s i c a lf l u i dd y n a m i c sl a b o r a t o r y ，g f d l ) 的标准模式 m o m ( m o d u l a r o c e a nm o d e l ) 相似，在很多地方更像p o m 模式，水平分辨率为1 4 。l a t 2 8 。l o n ，垂直2 4 层( 分辨率：2 8 。l o n 1 4 。1 a t 2 4l e v ，1 2 8x 1 2 8x 2 4 ) 。f o a m 采用混合分辨率，大气模式分辨率较低，海洋模式为高效的中 等分辨率，但是f o a m 的模拟性能与高分辨的模式可以相媲美，模式没有采用通 量订正，对气候平均态具有较好的模拟能力，模式积分1 0 0 0 年没有大的气候漂 移。 f o a m 已用于研究热带和热带外气候变化( w u 等，2 0 0 3 ；l i u 等，2 0 0 0 ) ， 详细情况请参阅网页h t t p ：w w w u n i x m c s a n l g o v f o a m 。 奋辱日j 度洋海温异常对东瓶人气环流的影响 第三章热带印度洋上层热含量年际变化主要模态 前人对热带印度洋海面温度的年际变化主模念的研究已经很全面，得到的结 论也比较一致川。x i e 渤首次指m 热带印度洋存在次表层影 i 向海表温度的关键 区域，该海区位于热带诬南印度洋5 。一1 5 。s ，5 0 。一8 0 。e ，此海域温跃层出 现一个穹隆( d o m e ) ，是整个热带印度洋温跃层最浅处；浅的温跃层和上涌的存 在使得次表层的变化能够影响s s t 。由于温跃层d o m e 存在于i t c z 年迁移的经向带 中，海洋r o s s b y 波和大气之间的耦合作用是非常强的。这一远离赤道的温跃层 d o m e 以及相关的温跃层反馈极大值在南印度洋是独特的，在印度洋温跃层d o m e 所在处海水温度的年际变化的可预报性最强。热带太平洋一印度洋热含量年际变 化的主要模念及其对应的转换过程代表了温跃层的年际变化2 ”，第一模态对应 e ln i n o 事件成熟位相时的空间分布，即热带西太平洋和东印度洋为一冷中心， 西南印度洋和赤道东太平洋为暖中心：第二模态对应着e 1n i n o 事件过渡期的空 间分布，太平洋l o 。n 附近以及赤道带为变化中心，而印度洋的变化中心主要在 苏门答腊岛西部的赤道东印度洋海区。这两个模态基本刻画了e n s 0 循环过程中热 带两大洋热含量变化的关键海区。 由于温跃层并不容易定量地表示，在前人研究温跃层年际变化时通常用上层 热含量年际变化来表示温跃层的变化。如果混合层年际变化与温跃层年际变化基 本一致，上层热含量年际变化就能够代表温跃层的年际变化；但是如果两者相差 较大，上层热含量应扣除混合层热含量才能代表温跃层的年际变化。根据张秀芝 等人2 0 0 1 年对热带海洋混合层深度的研究h 如，将印度洋表层( o 5 2 m ) 的热含量 视同混合层热含量，次表层( 5 2 4 4 4 m ) 的热含量变化代表温跃层的变化，通过 比较表层与次表层热含量年际变化的主要模态，可以发现表层、次表层热含量年 际变化的异同，对今后进一步认识热带印度洋上层海洋年际变化特征及演变规律 奠定基础。 3 1表层热含量年际变化的主要模态 为了认识能代表上混合层的表层热含量的年际变化特征，本文通过2 2 3 中 介绍的计算热含量的方法求出上混合层的热含量，并在扣除季节变化后对表层热 含量的异常场进行e o f 分解，得到的第一模态是全海瓮位相_ 致变化的模念，方 差贡献达到2 3 6 8 ；第二二