热带夏季海温模态对热带大气季节内振荡传播的影响

热带夏季海温模态对热带大气季节内振荡传播的影响

1大气季节内振荡内波是气候和大气循环的重要系统之一，其活动和异常对许多地区的气候和气候有重要影响。由于其直接与长期天气变化和短期气候异常有密切关系,又与ElNiño的发生有一定联系,近年来一直受到广大气象学家的重视,并成为大气科学研究,尤其是气候变化研究的重要前沿课题之一。大气季节内振荡在全球大气中普遍存在,但只有热带地区的大气季节内振荡被称为MJO(Madden-JulianOscillation)。观测分析和数值模拟都强调海气相互作用在MJO的维持和发展演变中的重要作用。早期的研究指出,大气季节内振荡强度的变化受到海温年际变化的调整。比如,西太平洋暖池区的海温异常在调整大气季节内振荡的强度和位置中起到重要作用。而在ElNiño发生之前,MJO异常活跃,但在ElNiño期间,MJO则相对较弱,两者存在明显的相互作用。既然MJO源自热带印度洋,那么印度洋的海温异常对MJO的强度和传播又有怎样的影响呢?印度洋海温偶极子是近几年来研究的一个新热点,目前较多研究是针对偶极子的发展演变特征及其对天气气候的影响,然而关于偶极子与热带大气季节内振荡关系的研究相对较少。利用多种资料,Rao等指出,由30～60天赤道纬向西风激发的Kelvin波可以通过增暖东印度洋使得西暖东冷的印度洋正偶极型模态趋于消亡。而通过观测资料分析和海洋环流模式的模拟,Han等认为大气季节内振荡可能导致两次很强的偶极子事件(1994和1997年)在发生和发展过程中发生异常变化,也可能使得较弱的1991年偶极子事件提早结束。由此可见,热带大气季节内振荡可能对印度洋偶极子事件的发生、发展、消亡有着不同的影响。本文将从相反的角度分析热带印度洋偶极型海温模态对MJO东传的影响。在通常情况下,MJO开始于热带西印度洋,在沿着赤道印度洋传播的过程中发展加强,到海洋性大陆有所减弱,但在西太平洋又再次加强达到第二次峰值,最后在日界线附近迅速消亡。热带地区低层西风及热带东印度洋和西太平洋暖池区的暖水为MJO的发展和持续性东传提供了良好且必要的背景环境,但这些有利条件在热带印度洋偶极子正位相海温模态发生时却被显著削弱。在很强的偶极子年(比如1994和1997年),热带中东印度洋风场和对流的季节内振荡的振幅都被显著削弱,对流活动在西印度洋变得异常强。从这一角度出发,本文将探讨热带印度洋偶极子对MJO东传的可能影响。2nd指数与nino3指数本文使用的资料有英国Hadley研究中心的海表温度资料,来自NCEP/NCAR的日平均850hPa风场,以及美国NOAA提供的日平均向外长波辐射(OutgoingLong-waveRadiation,OLR)资料。由于OLR资料在1978年大部分数据缺测,为研究方便,本文只选取1979年1月1日—2008年12月31日的资料。相应地海温和风场资料同样。本文的偶极子指数(IndianOceanDipole,IOD)是按照Saji等定义的热带西印度洋(10uf0b0S～10uf0b0N,50～70uf0b0E)与东南印度洋(10uf0b0S～0uf0b0,90～110uf0b0E)的海温距平差。根据定义,热带西印度洋偏暖、东南印度洋偏冷的海温模态为偶极子正位相(或称正偶极子),其相反的模态为偶极子负位相(或称负偶极子)。本文用Niño3指数代表ENSO事件,定义为海温异常在150～90uf0b0W,5uf0b0S～5uf0b0N区域内的平均。根据标准化的IOD指数和Niño3指数的季节变化,IOD的盛期在8—10月,而Niño3指数的盛期在11月—次年1月(图略)。由于他们都表现出很强的位相锁定特征,以下分析将选用盛期平均的IOD指数(8—10月,即ASO)和Niño3指数(11月—次年1月,即NDJ)。所用研究方法有Morlet小波分析及数理统计分析常用的合成和相关分析。相关系数检验用学生氏t检验,对于1979—2008年共30年,相关系数95%的信度检验为0.359。在考虑区分太平洋ENSO事件和印度洋IOD事件对大气季节内振荡的不同影响时我们用到偏相关分析,也即是用线性的方法去除其中一个因子(如ENSO)的影响而考虑物理量与另一个因子(如IOD)的相关其中r12表示IOD指数与Niño3指数的相关关系,rY1、rY2是所讨论的变量与IOD指数或Niño3指数的相关,通过这个偏相关分析可以近似排除IOD信号或ENSO信号的影响,而单独考虑变量与另外一个指数的关系。本文利用快速傅立叶展开提取大气季节内振荡信号,考虑到偶极子的持续时间相对较短,一般只维持4～6个月,因此本文季节内振荡的尺度选在30～60天。330关键区和东南角印度中部为研究热带印度洋偶极型海温模态对季节内尺度上OLR的影响,图1a给出30～60天滤波的OLR距平与IOD指数的相关分布,可以看出有两个显著的相关区,一个是正相关区位于热带东南印度洋,正好对应了偶极子定义的“东极”,另一个是负相关区位于热带西印度洋,也与偶极子定义的“西极”较为一致。这表明,当偶极子正位相(负位相)发生时,热带西印度洋为OLR的负(正)距平区,而热带东南印度洋为OLR的正(负)距平区。由于OLR值越大表明对流活动越弱,因此,与正偶极子指数对应的是西印度洋季节内对流活动的加强和东南印度洋季节内对流活动的减弱,而这刚好与西印度洋异常增暖,东南印度洋异常偏冷的正偶极型海温分布相匹配,而负偶极子的情况则相反。这与年际尺度上的相关分布基本一致(图略)。这不仅证明了热带印度洋偶极子所具有的显著海气耦合特征,更加说明这一特征无论在年际尺度还是季节内尺度上都是非常显著的。为便于后面的研究,定义热带东南印度洋(90～110uf0b0E,10uf0b0S～0uf0b0)区域为关键区I(图1a中黑色方框)。与前面偶极子指数与OLR距平的相关分析类似,我们也做了年际尺度和季节内尺度(30～60天)上850hPa纬向风距平与IOD指数的相关分布。同样可以看出无论在年际尺度(图略)还是季节内尺度(图1b)上,850hPa纬向风距平与IOD指数最显著的相关区都位于赤道印度洋中部,为显著负相关。这说明对应于偶极子正位相,热带印度洋中部为显著的东风距平,而对应于偶极子的负位相,热带印度洋中部为显著的西风距平。偶极子正位相时,海温距平分布为西暖东冷,海气耦合的结果必然导致赤道印度洋中部盛行东风距平,而偶极子负位相时,赤道印度洋中部的西风距平也与西冷东暖的海温距平分布相匹配。为方便后面的分析,我们也定义赤道印度洋中部(80～100uf0b0E,5uf0b0S～5uf0b0N)为关键区II(图1b中黑色方框)。表1给出IOD指数、Niño3指数以及局地海温距平(SSTA)分别与季节内尺度上关键区I的OLR距平以及关键区II的850hPa纬向风距平(ua850)的相关系数对比,其中局地SSTA与OLR的相关是指关键区I的SSTA,而与ua850的相关是指关键区II的SSTA。对比可以看出,在季节内尺度上,关键区I的对流活动异常与IOD指数和Niño3指数都显著正相关,而与局地SSTA显著负相关,但相关系数最大的是与IOD指数的相关。另外,赤道印度洋中部的低层风场距平与局地SSTA相关很弱,但与IOD指数及Niño3指数都是显著负相关,且仍然是与IOD指数的相关系数最大。这说明赤道印度洋中部的低层纬向风受局地海温变化的影响可能较小,可能主要与印度洋东西纬向海温差异(即印度洋偶极子)或太平洋ENSO事件有关。考虑到印度洋IOD与太平洋ENSO事件之间的相互联系,为进一步排除ENSO在其中的干扰作用,利用偏相关分析方法得到季节内尺度上的OLR距平及低层纬向风距平分别与IOD指数和Niño3指数的偏相关。可以看到,在去除ENSO信号以后,季节内尺度上的OLR距平与IOD指数的相关仍存在两个显著的相关区,分别是位于热带西印度洋的负相关区和位于东南印度洋的正相关区(图2a);季节内尺度上的850hPa纬向风距平与IOD指数在赤道印度洋中部的显著负相关区也同样存在(图2b),而且与图1的显著相关区基本相同,只是相关系数稍有减弱。但如果去除IOD的信号而考虑ENSO对季节内尺度上OLR及850hPa纬向风的影响,反应在OLR距平场上最显著的相关区位于海洋性大陆区(图2c),而在850hPa纬向风距平场上最显著的相关区位于北印度洋(图2d),与图1的显著相关区相比完全不同。这更进一步说明在季节内尺度上,东南印度洋的对流活动及赤道中印度洋的纬向风主要是受印度洋偶极子的影响较为显著。4偶极子负位相发生的影响以8—10月平均的IOD指数的一个标准差为基准,选出正偶极子年:1982、1987、1994、1997、2006年,及负偶极子年:1980、1981、1984、1992、1996和1998年。图3是正、负偶极子年分别合成的OLR距平沿赤道传播的情况。可以看出,在正偶极子年,较强的对流活动主要分布在热带西印度洋和日界线及其以东地区,在正偶极子发生发展的夏季-冬季,赤道东印度洋-西太平洋的对流活动较弱(图3a)。而负偶极子年,对流活动距平分布与正偶极子年合成的情况刚好相反,较强的对流活动主要分布在赤道东印度洋-西太平洋地区,而在赤道西印度洋及日界线附近的对流活动相对较弱(图3b)。30～60天滤波的结果更清楚反映出在正负偶极子年截然不同MJO的传播特征:在正偶极子年,MJO从西印度洋发展并向东传播,但传到热带印度洋中部约90uf0b0E就停止了,另一支MJO的传播主要发生在热带太平洋地区(图3c);在负偶极子年,MJO的传播更加明显且持续,从西印度洋开始发展并向东传播,传播到中东印度洋时对流活动明显加强,之后又继续向东传播到赤道西太平洋约140uf0b0E附近。可以清楚看到全年共发生大约5次MJO的持续性东传,而较强的3次基本都发生在印度洋偶极子发展成熟的阶段(图3d)。由此可见,不同位相的印度洋偶极子对MJO的东传有显著不同的影响。偶极子负位相的发生可能有利于MJO的系统性东传,而偶极子正位相的发生则会使MJO的东传在东印度洋-西太平洋地区发生中断。那么,究竟是什么原因导致这一差别呢?首先从海温距平的水平分布看,在正偶极子发展成熟的8—10月,西印度洋的海温距平较常年同期偏高0.2℃,而热带东印度洋的海温距平较常年同期偏低0.6℃以上(图4a)。在负偶极子发展成熟的8—10月,西印度洋的海温距平较常年同期偏低0.2℃以上,而东印度洋的海温距平较常年同期偏高0.6℃以上(图4b)。对比正负偶极子的海温分布特征可以看出,东印度洋的海温距平比西印度洋具有较大的变化幅度,并且在强度上也比西印度洋的海温距平明显大很多。由于东印度洋处于暖池区,常年平均海温就比西印度洋高,再结合前面分析的季节内OLR距平的东传特征,可能正是因为东印度洋海温所具有的较大的变化幅度从而较为显著地影响了局地对流活动的发展,进而影响了MJO的东传。再看30～60天850hPa纬向风距平在不同位相的偶极子年的发展演变情况。在偶极子正位相年,赤道印度洋大部以东风距平为主,30～60天东风距平的东传特征不是特别明显,主要以维持和西传为主(图4c)。考虑到正偶极子对应的是西印度洋偏暖东印度洋偏冷的海温分布型,海气耦合作用导致的东风距平必然使得热带印度洋夏秋季盛行的气候态西风减弱。而在偶极子负位相年,季节内西风距平控制在赤道印度洋的中东部地区,并表现出较明显的东传特征(图4d)。已有的观测分析和数值模拟都证明:MJO是一个海气耦合的模态,低层西风就是对流季节内振荡持续东传的一个必要条件。结合前面的分析,由于热带印度洋偶极子是热带印度洋一个重要的海气耦合模态,与西暖东冷的正偶极型海温分布相对应的是赤道印度洋中部的低层东风距平,从而使气候态西风明显减弱;再加上东印度洋的负海温距平,必将削弱暖池区的暖水,并使上空对流活动的发展受到抑制。因此,赤道印度洋中部的东风距平和东印度洋的异常冷水就成为MJO东传在印度洋-西太平洋地区发生中断的重要原因。5mra的传播特征下面将通过两次个例对比进一步证明上述结论。选取两次典型的印度洋偶极子事件(1996年的负偶极子,和1997年的正偶极子),对应于这两年不同的海温分布,对流季节内振荡的传播也明显不同。1996年1—12月,30～60天OLR负异常(加强的对流活动)共发生约8次显著的系统性东传。MJO基本都是从热带西印度洋开始发展,东传到热带东印度洋附近明显加强,此后继续东传到赤道西太平洋结束(图略)。而1997年1—12月,对流季节内振荡的传播被显著削弱,MJO的东传仅仅发生在热带西印度洋的暖洋面上,全年也有约10次短暂的传播,但除3月和4月有两次东传到95uf0b0E外,其他基本都没有超过80uf0b0E,其中还有一些表现出西传的特征。可以清楚看出1997年MJO沿赤道传播的过程中在热带印度洋-西太平洋区域发生明显中断的特征(图略)。我们从1996年8次MJO的传播中选出其中11—12月的一次情况,从1997年对流活动在西印度洋的短暂传播中选出8—9月的一次,同时还给出这两次MJO传播对应的30～60天850hPa纬向风距平沿赤道传播的情况。1996年11月16日左右,季节内对流活动从西印度洋50uf0b0E左右开始发展并东传,在热带印度洋中部发展达到最强后略有减弱并继续东传,在海洋性大陆区,对流活动东传减慢,但强度再次发展,然后继续向东传播直到赤道西太平洋160uf0b0E,最后减弱衰退。整个过程反映了通常情况下MJO在热带印度洋-太平洋传播的最基本特征。在对流层低层,当对流活动在11月16日刚刚开始发展的时候,西印度洋为季节内东风距平所控制,当对流活动逐渐加强并东传到东印度洋的过程中,30～60天西风距平也很快发展加强,并于11月底—12初在85uf0b0E附近达到最强,稍滞后于季节内对流活动最大值的出现。在以后的东传过程中,东风距平已经减弱,而30～60天西风距平则维持一定的强度,并以较快速度逐渐赶上了对流活动的东传。在140uf0b0E附近,30～60天西风距平最大值中心和30～60天对流活动的最强中心刚好重合(图5a)。整个过程清楚反映了低层西风距平对MJO东传的维持和促进作用。1997年7月底—8月初,30～60天对流活动开始在热带西印度洋发展,8月1—26日,MJO从热带西印度洋东传到热带中印度洋,其间发生2次达到最强的过程,一次在8月6日前后,在55uf0b0E发展达到最强,之后季节内对流活动强度减弱,但继续东传;第二次在8月26日前后再次在70uf0b0E附近发展达到最强。但这之后MJO的东传减弱,西传开始发展。从对流层低层30～60天纬向风沿赤道的传播来看,其东传的特征非常不显著,在热带印度洋中部一直维持明显的东风距平。事实上,东风距平在对流活动开始传播之前的7月初就一直维持在热带印度洋中部,8月6日发展达到最强,与对流活动东传支发展达到最