（大气物理学与大气环境专业论文）热带印度洋与热带太平洋海气系统持续性研究.pdfVIP

中文摘要 本文利用g i s s t 全球海表海温资料以及n c e p n c a r 再分析月平均资料， 研究了热带印度洋与热带太平洋海气系统的持续性。对热带印度洋与热带太平 洋海表温度的持续性进行分析，发现热带东印度洋海温持续性在秋季显著下降， 即：热带东印度洋存在“秋季障碍”现象；发现中东太平洋海温持续性在春季 显著下降，验证了“春季障碍”现象。 在发现热带印度洋存在“秋季障碍与热带太平洋存在“春季障碍”的基 础上，对热带印度洋与热带太平洋海气系统的季节变化特征进行讨论，表明： 在春季，中东太平洋海温持续性显著下降的时期，太平洋海气系统很弱而印度 洋季风系统急剧增强，热带印度洋与热带太平洋地区由以太平洋海气系统为主 导转向以印度洋季风系统为主导；在秋季，东印度洋上海温持续性显著下降的 时期，印度洋季风系统急剧减弱而太平洋海气系统处于增强期，热带印度洋与 热带太平洋地区由以印度洋季风系统为主导转向以太平洋海气系统为主导。 进一步分析热带印度洋“秋季障碍”与热带太平洋海气系统的关系，表明： 热带东印度洋“秋季障碍后冬季海温与其前期海气系统关系微弱，而热带太 平洋秋季海气系统的异常在很大程度上决定了冬季东印度洋海表温度的异常， 由此认为秋季急剧增强的太平洋海气系统对东印度洋海表温度持续性“秋季障 碍”起着重要的作用。 关键词：持续性，秋季障碍，太平洋海气系统，印度洋季风系统，季节差异 a b s t r a c t b a s e do nt h em o n t h l yn c e p n c a rr e a n a l y s i sd a t a s e ta n dg i s s td a t a ，t h e d u r a t i v eo ft h eo c e a n a t m o s p h e r es y s t e mi nt r o p i c a li n d i a na n dt r o p i c a lp a c i f i co c e a n h a v eb e e ns t u d i e d i ti ss h o w nt h a tt h e “f a l lb a r r i e r e x i s t si ne a s t i n d i a no c e a nw h i l e t h e “s p r i n gb a r r i e r i sv a l i d a t e db ya n a l y z i n gt h ed u r a b i l i t yo fs s ti nt r o p i c a lp a c i f i c o c e a na n dt r o p i c a li n d i a no c e a n o nt h eb a s i so ft h e “f a l lb a r r i e r a n dt h e s p r i n gb a r r i e r ”- t h es e a s o n a lc h a n g i n g o ft h eo c e a n - a t m o s p h e r es y s t e mi n t r o p i c a li n d i a na n dp a c i f i co c e a nh a sb e e n a n a l y z e d r e s u l t si n d i c a t et h a ti nt h ep e r i o do f s p r i n gb a r r i e r ，t h ep a c i f i cs y s t e mi s w e a kw h i l et h em o n s o o nc i r c u m f l u e n c eo v e ri n d i a no c e a nd e v e l o p ss t r o n g l y ，t h e ni t t u r n st ot h ed o m i n a t i n go fm o n s o o nc i r c u m f l u e n c ef r o mt h ep a c i f i cs y s t e mi nt r o p i c a l i n d i a na n dp a c i f i co c e a n i nt h ep e r i o do f “f a l lb a r r i e r ，t h em o n s o o ns y s t e mi s w e a kw h i l et h ep a c i f i cs y s t e m d e v e l o p ss t r o n g l y ，t h e ni tt u r n st ot h ed o m i n a t i n go f t h ep a c i f i cs y s t e mf r o mt h em o n s o o nc i r c u m f l u e n c ei nt r o p i c a li n d i a na n dp a c i f i c o c e a n f u r t h e rm o r e ，t h er e l a t i o nb e t w e e nt h eo c e a n a t m o s p h e r es y s t e mo fp a c i f i c o c e a na n dt h e “f a l lb a r r i e r o ft r o p i ci n d i a no c e a nh a sb e e na n a l y z e d i ti ss h o w n t h a tt h ew i n t e rs s t ao ft r o p i ce a s t i n d i a no c e a nh a sl i t t l ec o e l a t i o nw i 也t h e p r o p h a s es y s t e mo fi t s e l fw h i l ei ti sl e db yt h ep a c i f i cs y s t e mi nag r e a td e g r e e t h e n i ti st h o u g h tt h a tt h e “f a l lb a r r i e r i nt r o p i ce a s t i n d i a no c e a ni sg r e a t l ye f f e c t e db y t h eo c e a n - a t m o s p h e r es y s t e mo fp a c i f i co c e a n k e y w o r d s ：d u r a b i l i t y ，f a l lb a r r i e r ，o c e a n a t m o s p h e r es y s t e mo f p a c i f i co c e a n ， m o n s o o ni ni n d i a no c e a n ， s e a s o n a ld i f f e r e n t i a u 学位论文独创性声明 本人郑重声明： 1 、坚持以“求实、创新刀的科学精神从事研究工作。 2 、本论文是我个人在导师指导下进行的研究工作和取得的研究 成果。 3 、本论文中除引文外，所有实验、数据和有关材料均是真实的。 4 、本论文中除引文和致谢的内容外，不包含其他人或其它机构 已经发表或撰写过的研究成果。 5 、其他同志对本研究所做的贡献均已在论文中作了声明并表示 了谢意。 作者签名：物盈趁 日期：筮盗：至 学位论文使用授权声明 本人完全了解南京信息工程大学有关保留、使用学位论文的规 定，学校有权保留学位论文并向国家主管部门或其指定机构送交论 文的电子版和纸质版：有权将学位论文用于非赢利目的的少量复制 并允许论文进入学校图书馆被查阅：有权将学位论文的内容编入有 关数据库进行检索；有权将学位论文的标题和摘要汇编出版。保密 的学位论文在解密后适用本规定。 作者签名：空丕酗强 日 期：丝星：( 第一章绪论 占地球表面积三分之二以上的海洋由于其几何和物理学特性而对大气环流、长 期天气过程和气候变化的影响，早在上世纪二十年代就受到人们的重视。近几十年 来，海洋与大气相互作用的研究空前活跃，6 0 年代后期开始的“全球大气研究计划” ( g a r p ) 和7 0 年代后期开始的世界气候计划( w c p ) $ n 8 0 年代的热带海洋与全球 大气( t o g a ) 计划利用通过卫星的气象、海洋观测，为测站十分稀少的广阔的海 洋区域提供了十分丰富的资料，推动了海气相互作用研究的进展。海洋面积占地球 表面积的7 0 8 因此，到达地球表面的太阳辐射能大部分被洋面吸收再转化成其 他形式的能量稳定地加热大气。海面的蒸发量是地表总蒸发量的8 4 ，海洋也是大 气中水汽的主要源地。海洋的热力和动力学惯性使它对大气具有一种独特的“记忆 功能”和“低通滤波作用”。因此，大气一海洋这个耦合系统是全球气候系统中最 重要的子系统之一。 热带海气相互作用非常强烈，热带大气中各种尺度的运动都受到海气相互作用 的影响，然后又通过大气环流进一步影响中高纬度的天气气候变化，所以，热带海 表温度和它的异常也就扮演了海洋对大气运动影响的重要角色。随着t o u r r e 和 w h i t e t i 】提出全球尺度的e n s o 信号后，人们逐渐把全球海洋联系起来。近年来许多 研究表明，在热带海气系统中，太平洋与印度洋海洋与大气变化之间既存在联系， 又存在独立性。下面首先对热带太平洋与印度洋海气系统的研究进行简单的回顾。 1 1 热带太平洋海气系统的研究回顾 热带太平洋海域东、西伸展达1 4 0 个经度，接近赤道的半周长，占据了热带海 洋面积的大部分，这里海洋的温度状况具有明显的经、纬方向的不均匀。在信风的 驱动下，赤道表层暖海水向西流动，大量的海水在西太平洋堆积，使西太平洋海温 常年大于2 8 。c ，是全球海洋暖池之一。由于西太平洋暖池的空间尺度很大，它的 热力状态的变化将对大气环流和短期气候的变化有很大的影响【2 1 。东太平洋冷海水 向洋面上翻，并从赤道向两侧延伸，形成一个很宽的冷水舌，东西最大温差达到1 0 。c 。在赤道中东太平洋，某些年份的海表温度可以超出气候平均值很多，这些强 的暖水事件成为e 1n i f i o ，相反的冷水事件成为l an i f i a 。此外，w a l k e r 首先发现， 热带中东太平洋的塔希提岛与热带西太平洋暖池附近靠近澳大利亚北部的达尔文 海平面气压变化常常反相，称之为南方涛动( s o ) 。6 0 年代b j e “( n e s 【】指出，s o 和e 1n i f i o l an i f i a 存在密切的联系，是热带大气和海洋相互作用的表现，因此 把它们合称为e n s o i 引。 e n s o 机制研究可以追溯到六、七十年代b j e r k n e s 的热带太平洋海气相互作用 假说：假设初始赤道东太平洋有一个正海温异常，它将减弱赤道太平洋东西部之间 的纬向温度梯度，从而减弱w a l k e r 环流的强度，导致赤道信风减弱。减弱的信风反 过来通过减小水平温度平流、东太平洋的垂直上翻以及温跃层向下位移等过程，从 而加强了原来的正海温异常。b i e r k n e s 提出了e n s o 的正反馈机制，并没有提到对 其进行约束的负反馈机制。关于e n s o 循环的负反馈机制，a n d e r s o n l 6 等指 k e l v i n 和r o s s b y 波在太平洋东、西岸的来回反射、传播并通过异常的上翻或者下沉来改变 海洋混合层的厚度，引起海温异常，从而提出了赤道波动理论。g r a m 和w h i t e l 7 j 、 s u r a z e 和s c h o p f 8 】提出了e n s o 循环的自然振荡子或时滞振荡子理论，其主要思想是 借助赤道地区k e l v i n 波的向东传播，将赤道西太平洋暖池地区的暖冷异常信号带到 赤道中东太平洋，东太平洋的海面暖冷异常进一步减弱加强了赤道附近的w a l k e r 环流，构成了e 1n i f i o l an i f i a 事件的正反馈过程；与此同时，赤道外风应力旋 度通过e k m a n 抽吸产生向西传播的冷暖r o s s b y 波，到达西边界后反射成为赤道冷 暖k e l v i n 波，继续向东传播构成一种负反馈过程，完成这一循环需时约3 - 4 年，该 循环的不断往复造成了e 1n i f i o 事件和l an i f i a 事件的交替出现。 近年来人们对e n s o 进行了更深入的研究。黄荣辉等一j 指出e n s o 发生应满足的 两个条件：西太平洋暖池有暖水积聚、西太平洋有异常的西风出现。杨修群掣1 0 l 指出e 1n i f i o 开始于春季，这时在秘鲁沿岸的海面温度升高；到了晚夏和初秋，暖 水逐渐从赤道东太平洋延伸到赤道中太平洋，e n s o 现象进入发展时期；到了晚秋 与早冬，从赤道东太平洋到赤道中太平洋的海面温度增暖到了顶点，这时进入 e n s o 现象的成熟期：到第二年春季，从赤道东太平洋到赤道中太平洋的海温逐渐 下降，恢复正常，即从赤道东太平洋到赤道中太平洋又渐渐变成了冷水，年循环使 得e n s o 季节循环具有明显的“锁相”特征。巢纪平和张人禾i l l j 从动力学角度上较 好地解释东传、西传型e n s o 及其强度的差异，当海气相互作用较弱时，可以产生 向西传播的不稳定的波动，并且不稳定增长率较小、e n s o 的强度较小：当海气相 互作用较强时，在很大范围均出现向东传播的不稳定波，且不稳定增长率较大、 e n s o 的强度较大。李崇银等陋1 5 1 研究指出：赤道太平洋次表层海温与e n s o 的发 生有着密切的关系，他们认为：次表层水温的正( 负) 距平导致了e li l i f i o l a n i f i a 2 的发生，而次表层水温的年际变化则与东亚季风异常有着密切关系，他们还利用耦 合模式( c g c m ) 较好地模拟了西太平洋暖池次表层水温异常与e n s o 发生之间的关 系。张人禾等【l6 j 研究指出：在e n s o 期间，西风距平首先出现在热带西、中太平洋 一带，然后向东推进；当西风距平增强并逐步东传之后，赤道东太平洋的s s t 开始 升高：当西风距平位于中太平洋时，东太平洋s s t 升至最高。然后s s t 开始下降， 并在热带西太平洋出现东风距平：最后，重新恢复常态。蒲书箴等7 j 根据实测资 料，讨论了1 9 9 7 1 9 9 8e n s o 事件的发展和演变。他们通过个例研究认为：发生在 温跃层的温度距平和k e l v i n 波的传播对e n s o 的发生和发展，以及海面温度的增暖 是至关重要的。紧随西风爆发之后，首先是跃层增暖，然后海面开始增暖。前者明 显领先于后者。朱乾根等f l8 】说明了1 9 7 6 1 9 7 7e n s o 事件和1 9 8 2 1 9 8 3e n s o 事件的 特点，发现了它们所发生的年代际变化的背景有所不同。前者发生在s s t 相对较冷， 赤道东太平洋( o 。8 0 。w ) 上空8 5 0h p a 为西风距平，4 a 周期s s t a 涛动为西向传播 的背景条件下。而后者发生在s s t 相对较暖，赤道东太平洋( 0 。 - 8 0 。、聊上空8 5 0 h p a 为东风距平，4 a 周期的s s t a 涛动为东向传播的背景条件下。此外，l a u 等【1 9 】认 为大气3 0 - - 4 5 0 天的季节内振荡可能对e n s o 起触发作用。李崇银等1 2 0 】研究表明东亚 地区冬季寒潮的频繁爆发对e n s o 的产生起了重要作用。张庆云等【2 l j 研究指出，赤 道东太平洋海面温度异常变化与冬夏东亚季风环流隔季韵律关系及其年际变化密 切相关。穆明权和李崇银【2 2 l 发现：在e n s o 发生之前，东亚冬季风增强( 减弱) ，东 亚冬季风的年际变化较好地反映并隐含着e ns o 的信息。邹力等1 2 3 j 研究表明，南下 的亚洲冬季风能够诱发热带西太平洋的强对流活动，并且影响e n s o 循环。 总之，e n s o 是热带海气相互作用的典型例子，是年际尺度气候变化中最强的 信号。e n s o 循环的转换过程机制十分复杂，气象学家对其进行了综合，指出它首 先是海洋运动的一种结果，再加上热带地区海洋和大气运动特征时间尺度基本匹 配，海洋、大气在动力和热力方面都存在相互调整，一旦异常条件能达到破坏海洋 和大气之间的动力、热力平衡，则可以在新的条件下相互适应和调整，使得异常持 续发展，完成一次e n s o 过程。e n s o 研究成果被认为是2 0 世纪物理海洋学的最重 大进展之一。 1 2 热带印度洋海气系统的研究回顾 热带印度洋一直以来被认为是在全球气候系统中处于从属地位，许多研究表 明，印度洋海温年际异常是对季风【2 4 - 2 6 或e n s o 2 7 - 2 9 1 的响应。近来的研究表明，热 3 带印度洋本身也存在海洋大气相互作用。s a j i - - 等 3 0 提出了印度洋偶极子( i o d ) ， 并将印度洋西部赤道附近的海表温度距平减去印度洋东部赤道附近的海表温度距 平的值称为偶极子模态指数( d m i ) ，d m i 可呈有正、负值的年际时间变化形式，通 过对大气中风和降水等资料分析后指出，这是热带印度洋的海气相互作用现象。 w e b s t e r 等【3 l 】指出i o d 是印度洋气候系统内部的可自我维持的特征模态，在季节到 年际尺度的气候变率中起到主动和独立的作用。 此后人们对印度洋偶极子进行了更深入的研究，李崇银等【3 2 3 3 】研究了赤道印度 洋偶极子特征和s s t 的变化，正位相型的偶极子为s s t 西高东低分布，负位相型的 偶极子为东高西低分布；正位相型的振幅大于负位相型的振幅，偶极子的年变化是 9 11 月最强，1 - 4 月最弱。年际变化为4 - 5 a 的准周期。年代际变化为2 5 3 0 a 。 v i n a y a c h a n d r a n 等1 3 4 】模拟结果表明，在偶极子正位相期间，东风异常强迫出上翻的 赤道k e l v i n 波，在印度洋东岸反射为西传上翻的r o s s b y 波，在r o s s b y 波传过后，东 印度洋的异常减弱。i i z u k a l 3 5 1 利用海气耦合模式成功模拟了印度洋偶极子，模式热 通量分析表明，受海洋动力过程强烈影响的热带海气相互作用对偶极子的产生至关 重要。巢纪平等【3 6 】分析了热带温跃层上海温距平资料后指出，在印度洋东西方向 的海温距平分布呈现出距平符号相反的偶极子现象，在大气中的纬圈环流即w a l k e r 环流上也呈现出与海温距平相协调的或匹配的上升和下沉分支( 距平意义下) 分布。 钱海峰等【37 i 的研究表明，海洋次表层的偶极子比表层更稳定。 此外，晏红明等【3g 】选取印度洋4 8 年的海表温度距平资料，研究表明，印度洋 海表温度多年的年季平均距平的空间分布主要表现为三种定常类型：( 1 ) 全区一致 型：( 2 ) 东西差异型；( 3 ) 南北差异型。研究还表明，印度洋4 8 年的海表温度变化相 对于较大时间尺度的演变来说，主要特征是由冷到暖的年代际变化，5 0 - - 6 0 年代为 偏冷期，7 0 年代为冷暖交替的过渡期，8 0 9 0 年代为偏暖期；次主要特征反映了印 度洋海温东西热力场的异常年际变化，平均海温距平场第二特征向量的时间系数变 化同e n s o 有较密切的关系，大( 小) 的时间系数对应l a n i f i a ( e 1n i f i o ) 事件。谭言 科等3 9 1 以及杜振彩等h 0 1 研究发现，热带印度洋海温距平的变化存在显著的距平符 号东西一致的单极型和距平符号东西相反的偶极型，其出现的概率分别为6 7 和 3 3 。偶极期间在热带印度洋和西太平洋海洋性大陆上空的大气中存在着明显的 w a l k e r 类型的环流，具有显著的局地海气耦合特征，而单极期间这种特征不明显。 大部分偶极子的生命史都非常短暂，其持续发展的主要特征表现为西印度洋正距平 4 的增加、东移和东印度洋负距平的不断加强。单极既存在长期增暖趋势，也存在年 际振荡，偶极则以年际变化为主。单极在长期趋势和年际时间尺度上对偶极的影响 是不同的，长期趋势缩短了偶极子的生命期，在冷期，印度洋海温经历了由负单极 到正偶极再到负单极的演变，偶极子异常信号最早出现在热带西印度洋：在暖期， 印度洋海温经历了由正单极到正偶极再到正单极的演变，偶极子异常信号最早出现 在热带东印度洋。 1 3 热带印度洋与热带太平洋海气系统相互作用的研究回顾 前人对热带印度洋与热带太平洋海气系统相互作用从不同的角度进行了研究， 取得了大量的研究成果，为我们全面认识热带印度洋与热带太平洋海气系统提供了 丰富的背景知识。 吴国雄等【4 3 】分析赤道中部印度洋和赤道东部太平洋在1 9 7 9 1 9 8 8 年期间的 月平均s s t 变化时发现，两者之间的正相关竞高达+ 0 7 6 ，远高于9 9 的信度水准 ( 0 2 4 ) ，进一步研究指出这种正相关是由于沿赤道印度洋上空纬向季风环流和太平 洋上空w a l k e r 环流之间显著的耦合造成的。这两个异常的纬向环流圈之间的耦合形 式看起来很象是存在于赤道印度洋和太平洋上空的一对齿轮( g i p ) ，当一个作顺 时向变化时，另一个则作反时向变化。此外其研究还表明，e n s o 事件与g i p 的年 际异常存在很好的对应关系，暖事件时g i p 为反向运转；冷事件时g i p 为正向运转， 异常的g i p 的啮合点位于印尼群岛附近。对8 0 年代以来的e n s o 事件的分析表明， 每次事件前期异常的g i p 的啮合点首先出现在印度洋上空，然后逐渐传入太平洋， 引起g i p 东侧的大气纬向风u 和s s t 同时发生异常变化。当这种风场和s s t 的异常变 化发展东传到达赤道中东太平洋时，导致e n s o 事件最终出现。 巢纪平等【“4 6 1 在热带印度洋太平洋次表层构造一个最大温度距平极值曲面 ( 这个曲面接近气候的温跃层面) ，并在这个面上来分析海温距平的动态行为，结果 表明，在热带印度洋和太平洋都存在海温距平的偶极子模态，即在赤道附近大洋东、 西两个部分的海温距平在不少年份呈反符号分布，迸一步分析表明，两大洋海温距 平的偶极子模态间有密切的联系。在分析它们和8 5 0 h p a 纬向风距平后指出，正式 w a l k e r 环流异常把两大洋的海温距平变化联系起来。 赵姗姗等【4 7 1 通过数值试验结果表明：热带某海盆s s t 暖( 冷) 异常一般总是引起 该海盆上空西部西( 东) 风异常和东部东( 西) 风异常；热带太平洋s s t 暖( 冷) 异常导致 年际尺度上印度洋上空东( 西) 风异常和年代际尺度上热带印度洋风场辐散( 合) ，该 丐 风应力导致热带印度洋年际s s t 暖( 冷) 异常以及年代际s s t 冷( 暖) 异常，但这种异常 均较弱；热带印度洋s s t 暖( 冷) 异常导致热带太平洋上空东( 西) 风异常，该风应力 异常在年际和年代际尺度上均导致热带太平洋s s t 冷( 暖) 异常，但年代际尺度上异 常更明显。考虑到热带印度洋s s t a 受热带太平洋s s t a 影响大，并且热带太平洋s s t 暖( 冷) 异常主要通过表面热通量导致热带印度洋s s t 变暖( 冷) 的观测事实，文中揭 示的热带印度洋s s t 暖( 冷) 异常通过风应力桥梁作用导致热带太平洋s s t 冷( 暖) 异 常的结果表明，热带印度洋s s t a 对于热带太平洋s s t a 主要起着一种负反馈作用， 并且这种负反馈作用在年代际尺度上更为明显。 殷永红等f 4 8 】对近2 0 年来热带印度洋与太平洋海温异常及相关的环流特征量进 行综合分析和研究，发现热带印度洋的内部耦合动力特征模态一偶极子模的强度， 存在着年代间的差异，8 0 年代偏弱，9 0 年代偏强，而热带印度洋与热带太平洋海气 耦合系统之间存在着相互作用，8 0 年代热带印度洋的s s t a 主要是对太平洋e n s o 的响应，9 0 年代太平洋e n s o 的异常发展在一定程度上是受印度洋偶极子模态异常 活跃影响的结果。 周天军等【4 9 - 5 0 】从观测和模拟两个角度，证实热带印度洋s s t 的变化是对东太平 洋s s t 强迫的一种遥响应，当赤道中东太平洋出现暖异常时，2 0 。s 以北的热带印 度洋海域同样出现暖异常，赤道印度洋s s t 与n i n 0 3 区指数的相关系数，在滞后 n i n 0 3 区指数4 5 个月左右达到最大。其研究还表明，西太平洋暖池区s s t 的变化 与南印度洋西风漂流区、赤道北印度洋存在显著的正相关，在年代际的时间尺度上， 赤道印度洋和西太平洋暖池区s s t 的变率特征极为一致。； 晏红明等【5 l 】通过对e n s o 循环的两个不同位相中印度洋地区海表温度变化特 征的分析，指出印度洋地区的海温变化与赤道东太平洋地区的海温变化有较好的相 关关系，是e n s o 循环的重要组成部分。对应于赤道东太平洋暖位相期，印度洋地 区的海温分布为东冷西暖；与此相反，在赤道东太平洋冷位相期，印度洋地区的海 温分布为东暖西冷。进一步的分析还发现，印度洋东、西部地区海温变化纬向差异 最明显的区域位于印度洋赤道以南0 2 5 。s 附近，且这种差异具有明显的年季变 化特征，在整个夏季风期间差异较大，而冬季风期间较小，其中冷位相期间的纬向 差异比暖位相期间的纬向差异大。代表印度洋纬向差异的i d m ( 偶极指数) 变化与赤 道东太平洋地区的海温变化有很好的正相关关系。 王东晓等【5 2 1 分析了1 9 9 7 1 9 9 8 年e ln i f i o 期间热带东印度洋和西太平洋海洋上 6 层热含量之间的联系后，认为印度尼西亚贯穿流在连接这两大洋海温变化中起着重 要作用。m e y e r s 5 3 l f i = 1 1 g o r d o n 5 4 】等分析发现在e n s o 期间印度尼西亚贯穿流的流量与 正常年份相比有减少。李雁翎等例用一个耦合模式f g c m o 来说明印度尼西亚贯穿 流可以显著影响热带太平洋和印度洋年际变化的特征。 此外，w e b s t e ra n dy a n g 5 6 】选用南方涛动指数( s 0 1 ) ，研究发现热带中东太平 洋海温的持续性在春季明显减弱，e n s o 系统的持续性及其预测存在“春季障碍”， 并认为是热带印度洋季风系统作用的结果。他们提出季风与e n s o 选择性相互作 用原理阐明了热带印度洋季风系统对“春季障碍”的作用：春季，太平洋海气系统 很弱而印度洋上季风系统发展增强，热带印度洋太平洋地区海气系统由以太平洋 系统为主导转向以印度洋季风环流为主导，急剧增强的印度洋季风系统的作用，导 致中东太平洋海温的持续性明显下降。 1 4 本文工作的主要思想及内容安排 w e b s t e ra n dy a n g 5 6 1 的季风与e n s o 选择性相互作用原理对本文的写作有一定 的启发性，该原理指出：在春季，太平洋w a l k e r 环流很弱而印度洋季风系统发展 增强，热带印度洋太平洋地区以印度洋季风环流为主导，e n s o 受急剧增强的印 度洋季风系统的作用，导致中东太平洋海温的持续性明显下降。那么，在秋季，当 太平洋海气系统急剧增强而印度洋上季风系统减弱【5 7 。5 8 1 时，印度洋海温持续性是否 会出现类似中东太平洋海温持续性下降的现象? 为此，本文研究热带印度洋与热带太平洋海气系统的持续性，将主要进行以 下几个方面的工作： ( 1 ) 研究热带印度洋海表温度的持续性，同时采用海表温度的指标验证热带中东 太平洋海温持续胜的“春季障碍”。 ( 2 ) 分析热带印度洋与热带太平洋海气系统的季节差异，主要分析春秋季热带印 度洋与热带太平洋海气系统的特征。 ( 3 ) 进一步研究热带印度洋与热带太平洋海气系统的相互作用，考察太平洋海气 系统与印度洋秋季海表温度持续性下降的关系；验证印度洋海气系统与“春季障碍” 的关系。 7 2 1 资料说明 本文使用的资料有： 第二章资料和方法 1 英国气象局h a d l e y 气候预测和研究中心编辑的全球海表海温资料 ( g i s s t ) ，时间跨度为1 9 3 8 年1 月2 0 0 3 年1 2 月，全球格点数为3 6 0 x1 8 0 个， 格距为1 。( 经度) l 。( 纬度) 。 2 n c e p n c a r 再分析月平均风场、温度场、海平面气压场、陆地月降水资料 资料，时间跨度为1 9 4 8 年1 月- - 2 0 0 3 年1 2 月。全球格点数为1 4 4 x 7 3 个，格距 为2 5 。( 经度) x 2 5 。( 纬度) 。 3 n c e p n c a r 再分析逐日风场、温度场、湿度场、位势高度场资料，时间跨 度为1 9 4 8 年1 月1 日- - 2 0 0 3 年1 2 月3 1 日。全球格点数为1 4 4 x 7 3 个，格距为2 5 。( 经度) 2 5 。( 纬度) 。 2 2 研究方法 本文采用的方法主要有经验正交分解( e o f ) 、线性相关分析、t 检验、大气 热源计算方法，下面将分别介绍。 2 2 1e o f 方法1 5 9 l 经验正交函数( e o f ) 展开就是将气象变量场分解成相互正交的空间典型场和 与之相对应的时间序列两部分，功能是将最主要的空间分布结构有效地分离出来。 将某气象变量场以矩阵表示( m 是空间点，1 1 是时间数) x = x 1 1 x 2 1 ： x m l x 1 2 x 2 2 2 五。 而。 ： x m n 将上述矩阵分解为空间函数矿和时间函数z 两部分： x = 眩 其中y 、z 分别称为空间函数矩阵和时间函数矩阵。y 的每一列表示一个空间典 8 型场，只与空间有关。根据正交性，空间典型场和时间权重系数应满足以下条件： y7 1 矿= 阿7 ：， 专z z t = a 2 2 2 线性相关分析唧i 用来描述两个时间序列之间相互关系的方法，主要用相关系数r 来表示，绝对 值r 越大表示两者之间关系越密切。一般用t 检验来判断其相关的可信程度。假设 两个时间序列x 、y ，其样本长度均为n ，其中必须有一个一维时间序列( 设为x ) ， 那么，相关系数表达式为： ( 誓一；) ( 只一歹) t = l 2 2 3 单序列相关性的t 检验1 6 1 i 对于气候变量不同时刻的线性相关( 自相关系数) 和两气候变量的线性相关是 否显著，即相关系数达到多少算是存在显著相关关系，必须进行统计检验。 由相关系数r ，反算，值 r ：历三 1 一厂2 上式服从自由度n - - 2 的t 分布，给出信度a ，查表可以得到临界值f 。，当绝对值t 大于等于f 。，表明这两个序列存在显著的相关关系。 2 2 4 大气热源的计算方法1 6 2 l 大气中的热源q l 可由大尺度的观测通过下面的方程求得： 峭p i a o 卅叭器埘 其中0 为位温，v 为水平风矢量，国为p 坐标系中的垂直速度，k = r c 。， r 和c p 分别是气体常数和干空气的等压比热，p o = 1 0 0 0 h p a 。 9 ( 1 ) 式甲明迥辽连 实万程积分得剑： 磊1 + 南( u c o s ) + 考= o 下边界条慨诅一即，u , o h a c o s lo a 嚣) p 诅 ( 3 ) d 妒 假定在1 0 0 h p a 和1 5 0 h p a 层之间是绝热的，i j i a _ k 边界条件： 吨一( 詈肌v a ) 嚣一， 其中，“和d 分为风的纬向和经向分量，a 为经度，为纬度，p 为空气密度， h 为地形高度。 对( 1 ) 式从p ，到p ，垂直积分得到： = + 上尸+ s ( 5 ) 其中： 一吉( 场 = 一il 矽 g 唯l ( 6 ) o r 为辐射加热率，三为水汽凝结潜热，p 、s 分别为降水和地面感热通量。 从上面的方程，可以看到垂直积分的热源( q 1 ) 由三项组成：辐射加热或冷 却，凝结潜热加热和地表感热输送。 1 0 第三章热带印度洋与热带太平洋 海表温度持续性的分析 海表温度的变化是热带海气相互作用的重要指标，海表温度持续性的研究对 气候预测有着重要意义。彭勇刚等【6 3 】研究表明，印度洋太平洋海表温度距平s s t a 的持续性在空间上分布不均匀，可将有明显差异的s s t a 持续性特征的海区分为三 类：全年各月持续性好的区域；全年各月持续性差的区域：各月持续性有季节性变 化的区域。w e b s t e ra n ds y a n 9 1 5 6 】研究发现中东太平洋海温的持续性在春季明显减 弱，e n s o 预测存在“春季障碍”，并提出季风与e n s o 选择性相互作用原理：在 春季，太平洋w a l k e r 环流很弱而印度洋上季风系统发展增强，热带印度洋太平洋 地区以印度洋上季风环流为主导，e n s o 受急剧增强的印度洋季风系统的作用，导 致中东太平洋海温的持续性明显下降。那么，在秋季，当太平洋海气系统急剧增强 而印度洋上季风系统减弱1 5 7 - 5 8 1 时，印度洋海温持续性是否会出现类似中东太平洋海 温持续性下降的现象? 为此，本章以1 月代表冬季( 1 2 月一2 月) ，4 月代表春季( 3 月5 月) ，7 月代 表夏季( 6 月8 月) ，1 0 月代表秋季( 9 月1 1 月) ，从季节的角度研究热带印度洋 与热带太平洋海表温度的持续性。 3 1 热带印度洋海表温度持续性的“秋季障碍 为了了解热带印度洋海表温度异常的时、空间分布，这里对热带印度洋整个海 区的s s t a ( 3 0 。e 1 2 0 。e ，2 0 。s 2 0 。n ) 进行e o f 分析，图3 1 给出了第一主 模态的空间分布及其时间演变系数，第一特征向量在整个印度洋符号一致，较大值 区主要在西印度洋( 5 0 。e 7 0 。e ) ：图3 2 是第二主模态的空间分布及其时间演变 系数，第二特征向量表现出东西印度洋符号相反的特征，较大值区主要在东印度洋 ( 9 0 。e 1 1 0 。e ) 。由此说明，热带印度洋海表温度的变化型以整个海区符号一致 的单极型为主，其次是东西部符号相反的偶极型，但这两种型的空间分布都是不均 匀的。因此，我们将印度洋分为东、中、西三个区域，分别考察它们的海表温度持 续性。西印度洋为( 5 0 。e 7 0 。e ，1 0 。s - 1 0 。n ) 的区域、中印度洋为( 7 0 。e - 9 0 。e ，1 0 。s 1 0 。n ) 的区域、东印度洋为( 9 0 。e 一1 1 0 。e ，1 0 。s - 1 0 。n ) 的区 域。 图3 1 热带印度洋海表温度年际异常的e o f 分析的第一特征向量( a ) 及其时间 演变系数( b ) ( 阴影区为负值，解释方差为3 5 ) 图3 2 热带印度洋海表温度年际异常的e o f 分析的第二特征向量( a ) 及其时间 演变系数( b ) ( 阴影区为负值，解释方差为8 ) 为了考察热带东印度洋海温变化的季节差异，文中计算了东印度洋各季节海温 与随后季节海温的自相关。图3 3 给出了东印度洋冬季和夏季海温的相关。图中( a ) 表示的是冬季( 1 月) 海温与随后两个季节的夏季海温的相关关系，( b ) 表示的是 夏季( 7 月) 海温与随后两个季节的冬季海温的相关关系。两个相差很大的相关系 数取决于冬季是超前还是滞后的：冬季超前相关系数达到0 5 8 8 ，夏季超前相关系 数仅0 1 6 9 。因此，若已知某冬季的海温，可以较精确地预测接下来的夏季海温； 显然，反过来是不准确的，夏季海温与接下来冬季海温相关很小。所以，从夏季到 冬季，东印度洋海温的持续性是显著减弱的。 图3 3 ( a ) 上图，东印度洋1 月和之后的7 月海温的相关( 实线为1 月海温， 虚线为7 月海温) ，( b ) 下图，东印度洋7 月和之后的1 月的海温的相关( 实线 为7 月海温，虚线为1 月海温) 表3 1 列出了热带东印度洋四个季节海温的相关系数，将每个季节的海温与随 后季节的海温作相关，表中向下的箭头表示，从箭头所在栏代表的季节开始计算该 季节的海温与随后季节海温的相关系数。粗实线表示，下方栏目中的系数比粗实线 上方栏目的系数小得多，有的粗实线下方的系数几乎不到上方系数的一半，有的从 粗实线上方到下方，由通过9 0 置信度检验的降为不能通过检验的。表中粗实线 是位于秋季与冬季之间或夏季和秋季之间，说明跨秋季海温的自相关性显著减弱， 即跨秋季海温的持续性显著下降。此外，秋季与其他季节海温的相关系数都不大， 秋季与冬季的相关( o 4 7 1 1 0 0 7 ) 明显小于其他两相邻季节的海温的相关系数：春 季与夏季( o 8 2 2 5 6 7 5 ) ；夏季与秋季( 0 8 4 6 1 0 1 9 ) ；冬季与春季( 0 8 1 8 9 4 9 8 ) 。由 此说明，秋季海温的自相关性降低，海温的持续性下降。 1 2 表3 1 东印度洋各季节海温与其滞后季节海温的相关系数( 阴影部分表示没有 通过9 0 的置信度检验) 以上对各季节海温之间的相关进行了分析，下面计算了东印度洋各月海温与随 后月份海温的自相关( 如图3 4 ) 。图中每条曲线上方的字母是月份的缩写，表示每 条曲线开始进行自相关计算的月份，例如j a 所指的曲线表示1 月份的海温距平与 随后的各个月份的海温距平的相关。由图可见，在秋季以前，东印度洋海温的自相 关系数几乎都大于0 5 ，海温具有很好的持续性，但在秋季以后，自相关系数都显 著减小，东印度洋海温的持续性明显下降。无论从哪个月份开始计算海温的自相关， 自相关系数都会在秋季发生大幅减小( 如图中框形区) ，意味着东印度洋海温的持 续性在秋季显著减弱，即东印度洋海温持续性存在“秋季障碍”。 图3 4 东印度洋月平均海温距平的自相关关系( 框形区为曲线显著下降区，图 中的虚线值分别为0 2 1 0 8 、0 ，大于0 2 1 0 8 的部分表示通过9 0 的置信度检验) 以上是对东印度洋海表温度持续性的研究，下面考察中印度洋海表温度的持续 性。图3 5 是中印度洋各月海温与随后月份海温的自相关系数图，图中曲线上方字 母的意义同图3 4 ，由图可见，各月海温的自相关系数随距离起始月份的长度而减 小，持续性呈总体下降趋势，自相关系数较平缓地减小，没有显著的大幅减小，表 示海表温度持续性的下降没有特殊规律，热带中印度洋海表温度的持续性并不存在 “障碍”。 图3 5 中印度洋月平均海温距平的自相关系数( 图中的虚线值分别为0 2 1 0 8 、0 ， 大于0 2 1 0 8 的部分表示通过9 0 的置信度检验) 接下来考察西印度洋海表温度的持续性。同理，图3 6 是西印度洋各月海温与 随后月份海温的自相关系数图，图中曲线上方字母的意义同图3 4 ，由图可见，曲 线的下降和上升较频繁，较大幅度的下降没有特殊规律，例如，7 月海温与随后月 份海温的自相关系数在9 月以及1 月减小得较显著；8 月海温与随后月份海温的自 1 3 相关系数在1 月以及5 月减小得较显著。由此，西印度洋海表温度的持续性的季节 变化没有显著的“障碍”。 图3 6 西印度洋月平均海温距平的自相关系数( 图中的虚线值分别为0 2 1 0 8 、0 ， 大于0 2 10 8 的部分表示通过9 0 的置信度检验) 由此说明，在热带印度洋地区，东印度洋海表温度持续性在秋季存在显著的下 降，而中印度洋以及西印度洋海表温度的持续性没有显著的季节障碍。 3 2 热带太平洋海表温度持续性的“春季障碍 为了了解热带太平洋海表温度异常的时、空间分布，这里对热带太平洋整个 海区的s s t a ( 1 2 0 。e - 6 0 。w ，2 0 。s _ 2 0 。n ) 进行e o f 分析，图3 7 给出了 占解释方差最大的第一主模态的空间分布及其时间演变系数。图中热带太平洋 s s t a 的空间分布最主要的模态是呈横“v ”型结构。中东太平洋和西太平洋符号 相反，空间特征向量的分布的大值区位于赤道中东太平洋( 1 7 0 。e 以东的区域) ， 其余地区的空间特征值都很小，是典型的e 1n i f i o 型s s t a 的空间分布，与n i n 0 3 区( 1 5 0 。e 叫0 。w ，5 。s 一5 。n ) 的位置基本重合，空间特征向量分布的大值 区与n i n 0 3 区s s t a 的变化一致，所以本文中用n i n 0 3 区的s s t a 来代表热带中东 太平洋s s t a 的变化。 图3 7 热带太平洋海表温度年际异常的e o f 分析的第一特征向量( a ) 及其时间 演变系数( b ) ，阴影区为负值，解释方差为4 1 为了了解热带太平洋海温变化的季节差异，下面计算了中东太平洋每个月海 温与随后月份海温的相关。图3 8 中每条曲线上方的字母是月份的缩写，表示每条 曲线开始进行自相关计算的月份，例如a u 所指的曲线表示8 月份的海温距平与随 后的各个月份的海温距平的相关。由图可知，各条自相关曲线存在显著的共同点： 无论从哪个月份开始计算海温的自相关，相关性曲线都会在同一时期发生大幅下 降，3 5 月( 春季) 时每条曲线都显著下降，相关性明显减弱，意味着中东太平洋 海表温度的持续性在春季大幅减弱。这与w e b s t e r 、s y a n g 5 6 1