热带印度洋的大尺度海气相互作用事件

热带印度洋的大尺度海气相互作用事件 Ξ 热带印度洋海温的年际变化与 ENSO 谭言科 张人禾 (())解放军理工大学气象学院 ,南京 ,210044 中国气象科学研究院 ,北京 ,100081 何金海 邹 力 () ()南京气象学院 ,南京 ,210044解放军理工大学气象学院 ,南京 ,211101 摘要 文中讨论了热带印度洋海温度距平空间分布的年际变化与赤道中东太平洋海温的关系 。EO F 的结果 表明 ,印度洋海温的变化主要存在全区符号一致的单极型和西部与东南部符号相反的偶极型 ,它们具有显著的年 际变化 。小波凝聚谱揭示了单极 、偶极的变化与 Nino3 区海表温度距平存在密切关系 ,印度洋海温距平从偶极到 单极的变化对应着 El Ni`no 事件从发展到衰减的过程 。平均而言 ,印度洋偶极超前 Nino3 区海温距平约 4 个月 ,单 极滞后约 6 个月 。整个热带印度洋 - 太平洋地区海气耦合特征的演变表明 ,与 El Nino 从发展到衰减相联系的热 带西太平洋海气耦合相互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 。 关键词 : 热带印度洋单极 ,热带印度洋偶极 , EN SO ,年际变化 的时间系数的变化同 EN SO 有较密切的关系 。 1 引 言 这种关系的存在不是偶然的 。一方面 ,它们之印度洋海温的变化和太平洋是有联系的 。陈烈 间 可 以 通 过 海 洋 性 大 陆 的 洋 流 发 生 相 互 作 用 。 1 ,29 ( 庭等, 西印度洋的海温与赤道东太平洋的 指出 Meyers利 用 XB T e Xpendable Bat hy Ther mo2 ) 海温有显著的正相关 ,热带印度洋和太平洋海温距 grap h资料计算了 Fremantle2Sunda 海峡 剖 面 上 的 净相对地转流输送 ,从长时间尺度来看 ,它代表印尼 平的纬向分布基本上存在东太平洋和西印度洋海温 ( ) 偏低 、西太平洋和东印度洋海温偏高的反 El Nino 通过流 Indo nesian Thro ughflow,其与 EN SO 相关 型 以 及 与 之 相 反 的 El Nino 型 。 Villwock 和 的变化表现出 L a Nina 期间的极大值和 El Nino 期 3 4 ,510 L atif 、To urre 和 White分析了印度洋和西太平间的极小值 。Potemra利用一个约化重力模式研 洋地区的海表温度 、海洋次表层 400 m 中的热贮量 究了介由印尼通过流从太平洋到印度洋的海洋上层 以及表面风应力的变化 质量输送的变化 ,结果表明它们主要表现为 ,发现质量输送的峰值出现在 4 月 6 中旬至 7 月 ,最小值出现在 11 月和 12 月 。另一方 EN SO 的特征 。Potemra 等研究了印度洋东部到 ( ) 日界线的低频 月2年际变率 ,结果表明西太平洋/ 面 ,热带地区的纬向环流通过海气相互作用也可以 11 东印度洋海平面变化的最主要模态是 EN SO 尺度 。 使这两个海盆的海温发生关系 。吴国雄等指出 7 赤道印度洋和东太平洋海表温度年际变化之间显著 Murt ugudde 等 利用约化重力原始方程海洋环流 的正相关是由沿赤道印度洋上空纬向季风环流和太 模式研究了热带印度洋的年际变率 ,结果发现海表 温度 EO F 分析的第 1 个模态揭示的是与 EN SO 相 平洋上空 Walker 环流之间显著的齿轮式耦合造成 8 的 ,这种耦合在气候模式的多年积分结果中也同样 关的增暖 。晏红明等对热带印度洋海表温度距 12 。 平场的时空特征进行了分析 ,发现其空间分布主要 存在 但是 ,印度洋海温的变化和太平洋还是有区别 存在 3 种定常型 ,即全区一致型 、东西差异型和南北 13 差异型 ,年平均海温距平场 EO F 分析第 2 特征向量 的 。Saji 等对 1958,1998 年的海表温度距平进 Ξ 初稿时间 :2003 年 3 月 18 日 ; 修改稿时间 :2003 年 5 月 7 日 。 ( ) 资助课题 :国家自然科学基金资助项目 40225012 ,49975019 ,49975025 ,49906003。 行了分析 ,发现印度洋海表温度距平 EO F 分析给出 本文使用了英国气象局 Hadley 气候预测和研 的第 1 个空间模态为 EN SO 期间的整个海盆尺度 究中心编辑的 1903 年 1 月, 1994 年 12 月全球海 18 ( ) 的具有相同符号的正异常 ,而 EO F 分析给出的第 2 冰和海表温度资料 GISS T2 . 2 ,网格距为 1×? 个模态为西部与东部符号相反的偶极子 。Webster 1。?1995 年 1 月,1999 年 12 月的海表温度资料和14 等也发现了 这 个 偶 极 子 , 它 在 海 洋 次 表 层 也 存 1949 年 1 月 , 1999 年 12 月的大气风场资料来自 19 15 N C EP/ N CA R 再分析资料,其中海表温度资料的 在。他们认为 , 印度洋偶极子独立于 EN SO , 是 20 能够自我维持的印度洋海陆2气强耦合相互作用系 网格距为 1×?1?。1979 年 1 月,1999 年 12 月 的 16 () 统 。后来 ,Behera 等利用 2 . 5 层海洋模式研究了 外逸长波辐射 OL R资料来自美国 NOAA 。 热带印度洋海表温度的年际变化 ,模拟的海表温度 将这些月平均资料减去各月气候平均值后得到 和观测资料非常一致 ,模式资料 EO F 分析的结果表 月距平值应用于文中分析 。 明 ,整个海盆尺度的增暖和 EN SO 相连 , 此外还存 2 . 2 分析 21 在偶极子结构 ,东部冷极的峰值超前南方涛动的谷 To rrence 等对小波分析的原理和步骤作过 值 4,8 个月 。 详细说明 ,本文利用其中的 Mo rlet 小波来讨论热带 3 由此看来 印度 洋 海 温 的 时 间 变 化 特 征 ,印度洋同太平洋海温的年际变化既 。根 据 To rrence 2213 等有联系 ,又有区别 。实际上 ,虽然 Saji 等强调偶 ,本文还分析了小波凝聚谱及其位相差 。 极子独立于 EN SO ,但他们在选取 6 次偶极子极端 热带印度洋和太平洋海表温度距平年际 3 ( ) 事件 1961 ,1967 ,1972 ,1982 ,1994 和 1997做合成 变化的时空分布特征( ) 分析时 ,其中有 4 次 1972 , 1982 , 1994 和 1997都 图 1 给出热带印度洋海表温度距平 EO F 分析 处于 EN SO 期 间 。因 此 , 印 度 洋 海 温 年 际 变 化 与 ( ) ( ) 得到的第 1 a和第 2 个 b特征向量 ,它们的方差 EN SO 到底存在何种联系 ,这是目前仍不清楚的问 17 贡献分别为 39 . 9 %和 9 . 3 % 。第 1 个特征向量在整 题 。另外 ,谭言科等研究了热带印度洋海温的年 个热带印度洋符号一致 ,均为正 ,而且大值区主要集 际变化 ,分析了印度洋海温距平从单极到偶极的演 中在赤道中西印度洋 ,而第 2 个特征向量的符号具 变过程 ,并指出单极与热带太平洋的海气相互作用 有东西相反的特征 ,表现为西正东负 ,西部的正值分 有关 。那么 , EN SO 是否会对热带印度洋海温的这 布比较均匀 ,大的负值区主要集中在热带东南印度 洋 。因此 ,热带印度洋海表温度距平的空间分布形 种演变产生影响 ? 式主要表现为全区符号一致的单极型和西部与东南 2 资料与方法 部符号相反的偶极型 。 资料2 . 1 图 1 热带印度洋海表温度距平 EO F 特征向量分析 ()a . 第 1 特征向量 ,b. 第 2 特征向量 The 2 lead EO F eigenvectors of SS TA in t he t ropical Indian Ocean , a , t he 1st eigenvector , Fig. 1 b , t he 2nd eigenvector , t he negative area is shaded and co ntour interval is 0 . 05 3 本文小波分析所用的程序来自 ht tp :/ / pao s. colo rado . edu/ research/ wavelet s/ 这两个特征向量的时间系数的小波功率谱由图 3,7 a 周期 ,其中达到 0 . 1 信度的谱分布在 1940 在 2 给出 。第 1 个时间系数的小波全谱表明 , 在年际 和 1970 年前后 ; 另一个大值带出现在 1960 , 1999 时间尺度上 ,存在着 3,7 a 周期的变化 ,其峰值周 年 ,周期约 10 a 。对第 2 个时间系数而言 ,功率谱的 期约 5 a ,同时还在 10 a 以及更长时间尺度上存在 大值轴线有两个 ,一个为年际时间尺度 ,周期约为 3 峰值 。第 2 个时间系数的小波全谱则呈双峰结构 , ,7 a ,其中达到 0 . 1 信度的谱出现在 40 年代末到 80 年代末 ;另一个大值轴线的周期约 15 a ,20 世纪与第 1 个时间系数的小波全谱一样 ,同样存在着 3 ,7 a 年际时间尺度的周期变化 ,其峰值对应的周期 20 年代以前周期略短 ,40 年代到 70 年代初的功率 也约 5 a ,另外一个峰值对应的周期约为 15 a 。而小 谱超过 0 . 1 信度 ;准 2 a 周期在 90 年代中后期变得 特别明显 。 波局地功率谱分析的结果表明 ,对第 1 个时间系数 来说 ,贯穿整个分析时域的功率谱的大值轴线集中 图 2 小波标准化功率谱 ( () () ( ) 热带印度洋海温 EO F 分析第 1 a和第 2 c个时间系数的小波全谱和第 1 b ,1 阶自相关系数为 0 . 882 ( ) 和第 2 d ,1 阶自相关系数为 0 . 66个时间系数的小波局地功率谱 ;等值线单位 : ?,阴影区 表示信度超 )过 0 . 1 ,虚线为边界影响区域 Fig. 2 The normalized wavelet power spect rum The global and local wavelet power spect rum of t he 1st () () a , band 2nd c , dtemporal coefficient derived f ro m EO F analyses of SS TA in t he t ropical Indian Ocean , t he shaded area denotes t he significant level greater t han 0 . 1 , and boundary affected zo ne is showed by dashed lines 为便于比较 , 图 3 给出了热带太平洋海表温度 ,热带印度洋的单极和偶极型海温分布和热 尺度上 距平 EO F 分析得到的第 1 个特征向量及其时间系 带太平洋 El Nino 型海温分布都具有非常明显的 3 ,7 a 周期 。那么 ,热带印度洋和热带太平洋海温的 数的小波全谱和小波局地功率谱 。可以看出 , EO F 年际变化有何联系呢 ? 特征向量为典型的 El Nino 型海温分布 , 小波全谱 表明有 3,7 a 时间尺度的明显年际振荡 ,3,7 a 周 4 单极和偶极与赤道中东太平洋海温的关 期的功率谱大值区贯穿了整个分析时域 ,达到 0 . 1 系信度的谱分布在 60 年代以后 。这些特征和 Nino3 为削弱 10 年际及更长时间尺度的影响 ,突出热 () 区海温距平的小波分析结果 图略相同 。 由此不难看出 ,虽然热带印度洋和太平洋海表 带印度洋海温和 EN SO 在年际时间尺度上的关系 , 23 温度距平的变化出现在很宽的频域 ,但在年际时间 本文采用Bat terwo rt h带通滤波器对后文所用的 ()图 3 热带太平洋海表温度距平 EO F 分析的第 1 个特征向量 a ( ) ()及其时间系数的小波全谱 b和小波局地功率谱 c ( )小波分析的说明同图 2 ,但 1 阶自相关系数为 0 . 94 () ( ) () Fig. 3 The 1st eigenvector a, t he global band local cwavelet power spect rum of t he 1st EO F time series of SS TA in t he t ropical Pacific Ocean 全部资料进行了 2,8 a 的滤波 。滤波后印度洋海 0 . 7 的值主要分布在 20 年代 , 40 年 代 中 谱大于 表温度 EO F 分析给出的前 2 个特征向量以及太平 期 、50 年代和 70 年代以后 ,这 3 个时域内的位相差 洋海表温度距平 EO F 分析的第 1 特征向量与未滤 矢量绝大部分都指向右下方 ,意味着在上述 3 个时 () 波时类似 图略。段内 ,印度洋偶极与 Nino3 区海表温度距平的关系 图 4 给出了经过带通滤波后的印度洋海表温度 也相当好 ,而且偶极的变化超前 Nino3 区海表温度 距平 EO F 分析的前 2 个特征向量的时间系数与同 的变化 ,超前的时间也在 1/ 4 周期内 。样经过滤波后的 Nino3 区海表温度距平的小波凝聚 上面的分析表明 ,对年际时间尺度的变化而言 ,() () 谱 等值线和相对位相差 矢量。图 4a 表明 ,在年 最先达到峰值的是印度洋的偶极 ,其次是太平洋的 际时间尺度上 ,绝大部分小波凝聚谱的值都能达到 El Nino ,最后才是印度洋的单极 。图 5 给出了第 2 个时间系数与 Nino3 区海表温度距平及第 1 个时间 0 . 9 ,凝聚谱的高值区所处的时间尺度在 20 世纪 60 系数的时滞相关系数 ,不难看出 ,由于 EO F 分析的 年代以前略大于 60 年代以后 。这表明 ,第 1 个时间 正交性 ,偶极与单极的同时相关系数为零 ,与 Nino3 系数和 Nino3 区海表温度距平的关系非常好 ,进而 区海表温度距平的同时相关系数能达到 0 . 35 ,并在 揭示了热带印度洋的单极和 Nino3 区海表温度距平 超前 4 个月时与 Nino3 区海表温度距平的相关系数 的变化存在密切的联系 。但是 ,它们之间存在位相 达到最大 ,在超前 10 个月时与单极的相关系数达到 最大 。尽管小波凝聚谱位相差能给出不同时刻 、不 差 。由于先将 Nino3 区海表温度距平的小波位相角 定为 0,?因而图 4 给出的位相差是相对值 ,当图 4a 同时间尺度的位相差 ,但是相关系数也能够从总体 中的矢量指向上方时 ,表明印度洋单极的变化落后 上表明偶极 、单极和 Nino3 区海表温度距平在时间 Nino3 区海表温度距平 ; 反之则超前 。在 2,8 a 的 上的差别 ,即偶极在 Nino3 区海表温度距平达到最 强之前的 4 个月已经达到最强 ,而在 Nino3 区海表 年际时间尺度范围内 ,图 4a 中的矢量几乎都指向右 上方 ,不同时刻 、不同尺度的相对位相角的值仅存在 较小差别 ,这意味着印度洋单极的变化落后于 Ni2 no3 区海表温度的变化 ,落后的时间在 1/ 4 周期内 。 温度距平达到最强之后的 6 个月 ,单极将达到最强 。 相对而言 ,第 2 个时间系数与 Nino3 区海表温 度距为进一步说明这一关系 ,图 6 分别给出了偶极 、 平的关系要复杂一些 。在 2,8 a 范围内 ,凝聚 Nino3 区海表温度距平和单极在峰值时刻海表温度 距 平的合成分布 。偶极峰值时 ,8 0?E以西的印度洋 () ( ) 图 4 热带印度洋海温 EO F 分析 - 第 1 个 a和第 2 个 b时间系数 ( ) ( )与 Nino3 区海表温度距平的小波凝聚谱 等值线和相对位差 矢量 ( 矢量向上方表示 Nino3 区海温超前 ,反之 ,则落后绘出的等值线为 0 . 3 ,0 . 5 , )0 . 7 和 0 . 9 ,矢量每 2 a ,每 2 个尺度画一个 ,仅绘出凝聚谱大于 0 . 7 的位相差 () ( ) Fig. 4 Wavelet co herency co ntour linesand relative p hase difference vectorsof Nino 3 () ( ) SS TA wit h 1st aand 2nd bEO F temporal coefficient s of SS TA in t he t ropical Indian Ocean , vectors are drawn for t he co herency greater t han 0 . 7 wit h 2 years and 2 time scales ( ) () interval , t he up ward downwardvector denotes t he variatio n of Nino3 SS TA lead lagt he counterpart of EO F time coefficient , t he 0 . 3 , 0 . 5 , 0 . 7 , 0 . 9 co ntour lines are given 和中东太平洋为正距平 ,西太平洋和东印度洋为负 距平 ,最大的负值区在苏门达腊沿海 ,整个热带印度 洋为一清晰的偶极子结构 。在 Nino3 区海表温度距 平为峰值时 ,热带中东太平洋的正距平大大加强 ,中 心值已超过 1 . 1C? ,远远高于偶极峰值时的 0 . 4C? 。 热带西太平洋仍为负距平 ,强度有所增强 ,中国近海 以及日本南部洋面已经转变成正距平 。在印度洋 , 整个海盆几乎都为正距平 ,仅在澳大利亚西北有很 图 5 热带印度洋海温 EO F 分析第 2 个时间系 小一块为负距平 。这种特征与 EN SO 达到盛期时 ( ) 数与 Nino3 区海表温度 实经、第 1 个时间 的海表温度距平分布一致 。在单极峰值时 ,印度洋 ( ) 系数 虚线在时间上的超前/ 滞后相关 上的正距平已经向东扩展到西太平洋 ,而中东太平 Fig. 5 L ag correlatio n coefficient s of t he 2nd EO F 洋的正距平的强度已经明显减弱 。这个合成图再次 ( ) time series wit h Nino3 SS TA solid lineand wit h ( ) t he 1st EO F time series dashed lineof SS TA 说明印度洋与太平洋海温的变化具有密切的联系 , in t he t ropical Indian Ocean 偶极的盛期处在 El Nino 的发展期 ,在 El Nino 盛期 () () ( ) 图 6 印度洋偶极 a、Nino3 b、单极 c在 锋值时刻 SS TA 的合成分布 () ( )Fig. 6 Co mposite SS TA at t he peak mo nt hs for t he dipole a, Nino3 SS TA b () and mo nopole c, t he shaded is positive , co ntour unit is ? 时印度洋基本上已呈单极结构 ,单极的盛期位于 El 0 . 32 时 ,表明它已经达到 0 . 关系数的绝对值大于 Nino 的衰减期 。因此 ,印度洋海表温度距平从单极 01 信度 ;而偶极与 850 h Pa 纬向风的相关要达到这 到偶极型的变化过程正好对应着 El Nino 从发展到 一信度 ,则需要其绝对值大于 0 . 4 ;对 OL R 而言 ,则 衰减的过程 。 要超过 0 . 5 。 图 7 ,8 ,9 分别给出了印度洋偶极与海表温度距 印度洋 —太平洋地区不同海温发展阶段 5 ( ) 平 、OL R 和 850 h Pa 纬向风场在同期 a、超前 2 个 的海气耦合特征( ) ( ) ( ) ( ) 月 b、4 个月 c、6 个月 d、8 个月 e和 10 个月 上述分析表明 ,印度洋 —太平洋地区海温距平 () f 的相关系数分布 。根据前面的分析 ,印度洋偶极 的发展先后经历了印度洋偶极 、EN SO 和印度洋单 与这些变量从同期到超前 10 个月的时段正好对应 极 3 个阶段 ,那么该地区的海气耦合特征会发生什 着印度洋海温异常从偶极到单极 、太平洋 El Nino 么相应的演变呢 ? 是什么物理过程决定了这种变化 从发展到衰减的过程 。 过程 ? 为揭示这一变化特征 ,我们计算了印度洋海 ( 表温度距平 EO F 分析得到的第 2 个时间系数 代表 在偶极子峰值时期 ,如图 7a 所示 ,印度洋偶极 ) 偶极的变化与海表温度距平 、OL R 、大气对流层低 和热带印度洋海表温度距平的同期相关系数在大洋 层 850 h Pa 纬向风场在时间上的超前和滞后相关系 东部为负 ,西部为正 ,这表示的正是海温在印度洋东 ( 数 。由于热带海温距平具有很强的持续性 高自相 部为负距平 、西部为正距平的典型偶极子海温分布 。 ) 关性,因此在判断相关系数的显著性时采用了有效 24 在热带太平洋 ,西部的海温负距平与印度洋东部的 自由度。计算表明 ,当偶极与海表温度距平的相 负距平连成一片 ,而在热带中东太平洋则有海温正 距平 。与这种型式分布的海温异常相对应 ,在热带 西太平洋的海洋性大陆和东印度洋出现 OL R 正距 ,在热带西太平洋产生了西 洋上空产生了东风异常 ( ( ) ) 平 ,热带中东太平洋出现 OL R 负距平 图 8a,这表 风异常 图 9a。印度洋上空的东风异常将有利于 明在热带中东太平洋对流加强 ,有异常上升气流 ,而 热带印度洋上层的暖海水向西输送 ,使西印度洋增 在东印度洋和热带西太平洋 ,对流减弱 ,有异常下沉 暖 。而出现在西太平洋上空的西风异常一方面使太 气流 。由于 OL R 正异常区的主体主要在东印度洋 , 平洋的表层暖海水向东输送 ,另一方面将激发出下 25 因此异常下沉气流主要出现在东印度洋上空 。与此 沉 Kelvin 波 ,这将使中东太平洋的海温升高。海 ( ) 异常下沉气流相对应 ,在大气对流层低层热带印度 温 随后的演变正与此相符 图7 b ,7c,西印度洋的 () ( ) () 图 7 偶极与热带 SS TA 的同期 a、超前 2 个月 b,4 个月 c, ( ) () () 6 个月 d,8 个月 e,10 个月 f 的相关系数 ( )等值线间隔 :0 . 2 ,阴影区表示信度超过 0 . 01 () Fig. 7 Correlatio n coefficient s of dipole mode time series to t he t ropical SS TA at lag time 0 a, ( ) () ( ) () () 2 mo nt hs b,4 mo nt hs c, 6 mo nt hs d, 8 mo nt hs eand 10 mo nt hsf , co ntour interval is 0 . 2 and significant level greater t han 0 . 01 is shaded 图 8 同图 7 ,但为 OL R 距平 Fig. 8 Same as Fig. 7 but for OL R ano malies 图 9 同图 7 ,但为 850 h Pa 纬向风距平 Fig. 9 Same as Fig. 7 , but for 850 h Pa zo nal wind ano malies 暖水不断加强 ,并且范围扩大 ;中东太平洋海温正距 ,即异常上升运动减弱 ;而热带西太平洋 距平也减弱 平不断加大 ,暖海水的范围也在扩大 ,到偶极超前单 负海温距平的减弱使得其上的 OL R 正距平减小 ,即 () 极 4 个月时 图 7c, El Nino 达到峰值 。 异常下沉气流也减小 。由于热带西太平洋上空的异 从印度洋偶极子峰值期到太平洋 El Nino 的峰 常下沉减弱 ,由图 9d,f 可看出 ,出现在热带印度洋 () 值期 图 8a,c,一个显著的特点就是与 OL R 正距 的东风距平和热带太平洋的西风距平都逐渐减弱 , 这将不利于热带西印度洋和热带中东太平洋海温的 平相联系的在热带东印度洋的下沉区到 El Nino 峰 值期时东移到了热带西太平洋 , 这正是 El Nino 到 增高 。同时 ,可以明显看出热带西太平洋上空东风 26 ,27 达盛期时的一个显著特征。与此相对应 ,从图 异常出现的范围和强度都在变大 ,这将激发出如前 9a,c 可看出 , 热带印度洋上的东风距平和热带太 所述的海洋动力学过程 ,不断使得赤道中东太平洋 平洋上的西风距平也向东移 ,到 El Nino 的峰值期 , 的正海温距平和热带西太平洋的负海温距平减弱 。 西风距平主体从日期变更线以西移到日期变更线以6 结 论 东 ,东风距平移入了热带西太平洋 。出现在热带西 EOF 分析的结果表明 ,热带印度洋海表温度距 太平洋上的东风距平将 激 发 出 东 传 的 上 翻 Kelvin 28 平存在全区符号一致的单极型和西部与东南部符号 波和西传的下沉 Ro ssby 波。东传上翻 Kelvin 波 相反的偶极型 ,这是该地区年际变化的两个最主要空 有利于海温降低 ,这将使热带中东太平洋的正海温 距平减弱 ; 而西传下沉 Ro ssby 波有利于海温增高 , 间形态 。小波凝聚谱和位相差的分析结果揭示了单 使热带西太平洋的负海温距平减小 。 极 、偶极与 ENSO 之间存在非常好的关系 ,热带印度 从 El Nino 峰值期以后的海表温度距平演变可 洋海温距平从偶极到单极的演变对应着 ENSO 从发 () 看出 图 7d,f ,由于上翻 Kelvin 波的作用 ,赤道中 展到衰减的过程 ,偶极处在 ENSO 发展期 ,单极处在 东太平洋的正海温距平不断减弱 , 即 El Nino 转入 ENSO 衰减期 ,尽管不同时刻 、不同尺度上位相差存 了衰减期 。而下沉 Ro ssby 波使得热带西太平洋到 在着一些差异 ,但在总体上偶极超前 Nino3 区海表温 度距平约 4 个月 ,单极落后 Nino3 区海表温度距平约东印度洋的负海温距平不断减小 ,暖海水逐渐出现 在热带东印度洋上 。到偶极超前单极 10 个月时 ,热 6 个月 。 带印度洋出现了单极海温分布的特征 ,即此时热带 根据海气相互作用的观点 ,本文分析了印度洋 印度洋海温异常从偶极分布演变到了单极分布 。与海温异常从偶极到单极以及 EN SO 从发展到衰减 的物理过程 ,提出了它们在演变过程中相互之间可 海温的这种演变相对应 ,图 8d,f 表明随着赤道中 东太平洋正海温距平的减弱 ,出现在其上的 OL R 负 能的联系 ,指出了大气低层风场 、对流和海温演变之 间的相互关系及其在印度洋海温异常从偶极到单 , 也通过激发出下沉 Kelvin 波 , 使赤 暖水向东输送 极 、EN SO 从发展到衰减过程中所起的作用 。这些 道中 东 太 平 洋 海 温 增 高 , 导 致 EN SO 事 件 发 展 。 EN SO 发展到峰值期时的一个显著特点是与 OL R 讨论的出发点是在热带印度洋已经形成了发展成熟 的偶极子 ,但在此之前 ,偶极子又是如何形成的 ? 这 正异常相联系的下沉区东移到热带西太平洋上空 ,将是作者今后要研究的问题 。 由此造成了东风异常也出现在热带西太平洋 。东风 综 上 结 果 表 明 , 从 印 度 洋 偶 极 子 峰 值 期 到 异常在海洋中激发出东传上翻 Kelvin 波 ,使得赤道 EN SO 峰值期 ,热带东印度洋上空出现异常下沉气 中东太平洋海温降低 ;另一方面 ,东风异常同时可激流 ,由此在对流层低层热带印度洋上空出现东风异 发出西传的下沉 Ro ssby 波 , 使得西太平洋 海 温 升 常 ,热带西太平洋上空出现西风异常 。东风异常有 高 。这种状态的持续使得 EN SO 事件衰减 ,热带印 利于印度洋表层暖海水向西输送 ,使得热带西印度 度洋偶极型海温分布变成单极型 。 洋暖水增强 ,暖区扩大 ;而西风异常不仅有利于表层 参考文献 ) ( 陈烈庭. 热带印度洋2太平洋海温纬向异常及其对亚洲夏季风的影响. 大气科学 ,1988 特刊:142,148 1 ( ) 陈烈庭. 阿拉伯海2南海海温距平纬向差异对长江中下游降水的影响. 大气科学 ,1991 , 15 1:33,42 2 Villwock A , L atif M . 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El Nino 事件发生和消亡中热带太平洋纬向风应力的作用 I. 资料诊断和理论分析. 大气科学 ,1998 ,22 : 597,609 REL ATIO NS HIP OF THE INTERA NNUAL VA RIATIO NS OF SEA S URFACE TEMPERATURE IN TROPICAL IND IA N OCEA N TO ENSO Tan Yanke ( )I nst i t ute of M eteorology , PL A U ni versi ty of S cience an d Tech nology , N anji ng 211101 Zhang Renhe ( )Chi nese A cadem y of M eteorological S ciences , Beiji n g 100081 He J inhai ( )N anji n g U ni versi ty of I nf or m at ion S cience an d Tech nology , N anji n g 210044 Zo u Li ( )I nst i t ute of M eteorology , PL A U ni versi ty of S cience an d Tech nology , N anji ng 211101 Abstracts By using lo ng range sea surf ace temperat ure , 850 h Pa wind and o utgoing lo ng - wave radiatio n data , t he ( ) relatio nship of t he interannual variatio n of sea surf ace temperat ure ano malies SS TAbet ween t he t ropical Indi2 ( ) an ocean T IOand equato rial mid - easter n Pacific ocean has been investigated. The empirical o rt hogo nal f unc2 ( ) tio n EO Fanalyses of SS TA show t hat t he do mi nant mo des in t he T IO are t he mo nopole mo de wit h same SS2 TA sign in basin scale and t he dipole mo de wit h a reversal in sign acro ss t he basin , respectively. The do minant pat ter n in t he t ropical Pacific ocean is t he El Nino mo de . All mo nopole , dipole and El Nino mo des display notice2 ``able interannual variatio ns. The wavelet squared co herency analyses show t hat in t he interannual time scale , t he ( ) SS TA in Nino3 regio n 5S? - 5N? , 150 - 90W?are clo sely related to t he mo nopole and dipole mo des in t he T IO , i . e . , t he El Nino f ro m it s developing p hase to t he decaying p hase co rrespo nds to SS TA in t he T IO vary2 ` ing f ro m t he dipole mo de to t he mo nopole mo de . In average , t he El Nino lags behind t he dipole mo de 4 mo nt hs ` and p recedes t he mo nopole 6 mo nt hs. It is revealed by t he evolutio n of t he air - sea co upled characteristics in t he T IO and Pacific ocean t hat t he interactio ns in t he wester n Pacific ocean associated wit h t he El Ni`no shif ting f ro m t he developing episo de to t he decaying play an impo rtant role o n t he t ransfo r matio n of SS TA in t he T IO f ro m t he dipole to t he mo nopole . The variatio ns of t he zo nal wind ano malies over bot h T IO and Pacific ocean are affected greatly by t he co nvectio ns over t he area in t he easter n T IO and wester n t ropical Pacific. The variatio ns of t he co nvectio n acco mpanied wit h t he evolutio n of El Ni`no alter t he zo nal winds and hence associate oceanic p rocess2 es , w hich are respo nsible fo r SS TA in t he T IO changing f ro m t he dipole to mo nopole mo de . Key words : T IO mo nopole , T IO dipole , EN SO , Interannual variatio n .