热带印度洋偶极子区域海表面温度特征与海流相关性分析

张国胜,徐 青,程永存,张苏平,王 蕾

(1.河海大学海岸灾害及防护教育部重点实验室,江苏南京 210098;2.河海大学港口海岸与近海工程学院,江苏南京 210098;3.丹麦技术大学国家空间研究所,哥本哈根 2800;4.中国海洋大学海洋与大气相互作用及气候实验室,山东青岛 266100)

在热带印度洋存在着一个类似于ENSO的海表温度(SST)异常(西高东低)现象,这种现象被称为印度洋偶极子(IOD)[1-3]或印度洋纬向模(IOZ)[4](本文统称为IOD)。IOD对印度洋地区气候以至全球气候都有着不同程度的影响,该现象引发了人们对印度洋海、气相互作用以及IOD与全球气候变化之间相关关系的研究[5-8]。

文献[1]提出用印度洋偶极子指数(DMI)这一概念来研究IOD,并通过对连续40 a的DMI与南方涛动指数(SOI)的相关分析,指出IOD与ENSO是两个独立的系统,没有必然的联系。然而,文献[6]则认为,IOD与ENSO通过上空的Walker环流联系在一起,ENSO通过海面风场影响IOD。文献[9]也发现,赤道印度洋纬向风异常和SOI的相关系数非常高,表明ENSO对印度洋有重要影响。IOD与ENSO之间是否存在相互作用是目前IOD研究中的1个热点。

IOD的1个重要特征是季节锁相,体现了SST与海表面风场及降雨的海气耦合过程[1,4]。基于IOD爆发年月均指数得出IOD的演变规律[1]是：5—6月是IOD的发生期,7—8月是IOD的发展期,9—10月是IOD的成熟期,11—12月是IOD的衰亡期,与季节循环存在非常好的位相锁相。因此,可以推断,IOD的突然消亡主要是由于太阳辐射的变化而非海流异常引起的。但是,上述结论并未得到证实。

本研究将依据1958—2007年连续50a的SST和海流数据,对IOD特征进行深入分析,探讨IOD与ENSO和海流异常之间的相关关系,以及海流异常在IOD迅速消亡中的作用。

1 数据与研究方法

1.1 数据

本研究所用的海洋数据来自全球简单海洋数据同化系统(SODA),选取其中热带印度洋海洋表层(海面以下5.01m处)温度与海流的月平均再分析资料,其空间分辨率为0.5°×0.5°,覆盖范围是(20°S～20°N,30°E～120°E),时间长度为1958—2007年的50a.

1.2 Hilbert-Huang变换

Hilbert-Huang变换(HHT)是1种分析非线性动态过程的新方法[10],可以给出复杂数据的最显著特征。这种变换主要由2部分组成：经验模态分解(EMD)和Hilbert谱分析。EMD是把原始的数据分解成有限个数的出现频率高的固有模态函数(IMF),其特征为：在整个数据中,极值的个数与零交点的个数是相等的,或者最多相差1个,并且极大值的包络线和极小值的包络线的均值为零。分解出IMF后,再进一步对其进行Hilbert谱分析。

对任意时间函数X(t),它的Hilbert-Huang变换为

定义复数函数：

X(t)和Y(t)在复平面中的夹角为

瞬时变化率速率为

瞬时变化率(时间函数)就是所得到的1个依赖于时间的谱。

Hilbert-Huang变换是1种局地的自适应的频谱分析方法,在提取数据的固有特性方面比其他方法(如小波方法、Wigner-Vile分布等)更准确[11]。

2 IOD的年际特征

利用1958年1月至2007年12月IOD区域(30°E～110°E,10°S～10°N)的SST数据,去除其月均值后对SST的距平值做EOF分解。EOF分解的第1模态(EOF-1)的贡献约占热带印度洋SST异常的36.33%;第2模态(EOF-2)的贡献约占SST异常的14.83%,其对应的空间模态如图1所示。从图1可以看出,热带印度洋的SST有东西两极：东极存在1个明显的SST的异常降低,而西极存在SST的异常升高,这反映了热带印度洋SST的跷跷板特性。

图1 热带印度洋SST的EOF分解的第2模态Fig.1 EOF-2 of SST of Indian Ocean dipole

本研究选取热带西印度洋(50°E～70°E,10°S～10°N)和东印度洋(90°E～ll0°E,l0°S～0°)分别代表热带印度洋的西极和东极,利用连续50a的月平均SST资料计算DMI,计算公式为

式中：Y——年份;m——月份;SSSTAW和SSSTAE——印度洋西极和东极的SST距平。

图2分别给出了1960—2005年DMI,SOI和海流异常的标准化数值,其中海流异常值为区域(70°E～90°E,5°S～5°N)内纬向海流异常的平均值。数据处理过程中,首先利用高通滤波滤除3组数据7a及7a以上的周期,再通过5个月的窗口滑动滤波滤去年信号,然后对3组数据标准化。

图2 1960—2005年的DMI,SOI和海流异常Fig.2 DMI,SOI,and ocean current anomaly during period from 1960 to2005

从图2可以看出,1961年、1967年、1972年、1982年、1994年、1997为IOD爆发年。IOD与ENSO存在着一定的联系,DMI与SOI的相关系数约为0.35,但是2者之间没有很好的同步性。在1972年、1982年和1997年,IOD与ENSO同时发生;而在1961年、1967年、1994年,ENSO没有发生。

图3 对DMI进行EMD分解后的IMF-3与SOI指数图Fig.3 IMF-3 and SOI of DMI after EMD

1960—2005年海流异常值与DMI的相关系数为0.30,但是,在IOD爆发年,DMI与海流异常有着很好的对应关系,相关系数约为-0.90。由此推断海流异常可能对IOD有很好的响应和反馈。本文在下节分析IOD的季节锁相中将进一步讨论DMI与海流异常的关系。

对DMI进行Hilbert-Huang变换,得到8个IMF及1个残值,如图3所示,对应的Hilbert波谱如图4所示。IMF-1到IMF-8以及残值与SOI指数的相关性分别为：-1.56%,-14.09%,-29.37%,-16.37%,5.26%,1.86%,1.19%,0.45%。

图4显示IOD存在着准两年振荡(quasi-biennial oscillation,QBO)。从相关性分析得出,IMF-3与SOI指数的相关性最好。很多研究表明ENSO与气候学中的QBO有着很好的相关性[12-13],大的振荡主要出现在1997年前后。1997年,IMF-3的振幅明显增大,与上文提到的ENSO与IOD同时发生的年份相吻合,表明IOD存在着固有的受ENSO影响的QBO。由于在对流层中存在着QBO,推断ENSO与IOD可能是通过walker环流联系起来,而且这种联系存在准2a的周期,这与文献[6]和文献[9]的结论较为一致。

其余的IMF函数与振幅图在本文未给出。IMF-1主要为0.5a及0.5a以下信号,在1982年左右有1次大的振荡,1982年为1次IOD爆发年;IMF-2主要为1a的信号,大的振荡出现在1961年和1997年前后;IMF-4和IMF-5表现为长周期的振荡(5～7a),在IMF-5中,1997年以后的振荡明显加强,在7a的振荡中只有强ENSO事件才能影响IOD;IMF-6,7,8为10a以上的周期振荡,振幅比较均匀;最后的残值显示了DMI的变化趋势,表明IOD的年际变化是增强的,呈上升趋势。

图4 对DMI进行Hilbert-Huang变换后IMF-3的波谱Fig.4 Spectrum of IMF-3 of DMI after Hilbert-Huang transform

3 IOD季节锁相及与海流异常的相关关系

季节锁相是IOD的重要特征[1]。图5(a)给出了IOD爆发年(1961年、1967年、1972年、1982年、1994年、1997年)DMI和海流异常的月均值,其中DMI为未经标准化的值。从图5(a)中可以看出,DMI在IOD爆发年随月份增加而逐渐增强,在10月份达到最大值,然后迅速消亡。为了进一步论证这种IOD爆发年海流异常与DMI的极值关系,将7a的IOD事件中8月份海流异常与对应年均值的比值,及10月份DMI与对应年均值的比值绘成曲线,见图5(b)。两者有着很好相关性(52.46%)。海流异常值在8月份达到负的最大值,出现在DMI最大值的前2个月,之后其绝对值逐渐减小直至消亡。由此可进一步推断海流异常有可能是引起IOD消亡的原因之一。

图5 IOD爆发年DMI与海流异常Fig.5 DMI and ocean current anomaly in IOD years

通过计算区域(70°E～90°E,5°S～5°N)的纬向海流异常平均值与纬向风应力异常平均值的相关性(相关系数为0.78),得出纬向风应力与纬向海流之间有着很好的相关关系。为了进一步研究海流异常在IOD季节锁相中的作用,本研究给出了IOD爆发年的SST异常和海流异常的空间分布图,见图6。图6同时显示了6月、8月、10月和12月热带印度洋海流异常与SST异常的分布。从图6可以看出,6月份苏门答腊岛右侧的SST开始降低,海流异常还比较杂乱,随着苏门答腊岛附近的海水温度继续降低,热带印度洋东极的海水密度增大,西极的温度开始升高,密度减小;同时,异常的SST引起了纬向风应力的异常,使得西向的海流异常开始增长。在10月和12月西向的海流异常依然强盛。西向的海流异常把东极的高温海水源源不断地输送至西极,使得西极的SST继续升高,而苏门答腊岛附近底层的冷水上涌,东极的SST继续降低,从而使得东极海水密度继续增大,西极海水密度继续减小,风应力异常加强,海流异常继续加强,东西极的SST异常继续增大,使耦合不断加强。

图6 IOD爆发年的标准化月均SST异常和海流异常Fig.6 Standardized monthly average SST anomaly and ocean current anomaly in IOD years

IOD在10月达到最大后,迅速开始减小消亡,东极的SST负异常开始消失,然而西向的海流异常依然存在。12月,海流依然有较强的西向流动,并且延伸至印度洋西极,将东极的高温海水带往更偏西的海域。

由图6可以发现,在IOD消亡前后海流一直存在西向异常。为了进一步分析这种异常是加强还是减弱,本研究计算了后一个月与前一个月海流异常的差值,结果见图7。从图7可以看出,8月和9月西向海流异常变化不大,10月份西向海流异常得到增强,到了11月才开始减弱。由此推断,海流异常并不是引起IOD消亡的原因,相反,IOD的消亡引起了海流异常的减弱。这证实了文献[1]提出的推论。

图7 IOD爆发年7—12月海流异常的逐月变化Fig.7 Ocean current anomaly changes from July to December in IOD years

4 结 语

本研究基于对1958—2007年连续50a热带印度洋月均SST和海流数据的分析,发现在热带印度洋存在SST的偶极振荡,它可能既是1个相对独立的耦合系统,同时又通过Walker环流与ENSO联系在一起。

IOD存在明显的季节锁相,IOD成熟的位相锁定在北半球秋季,不出现在亚洲季风最强的夏季,不能确定IOD的季节锁相与大气基本态的关系,IOD的季节锁相仍需深入研究[14]。海流异常可能是除海表面风场与降雨异常外参与SST耦合的另一个重要因素。但是,IOD迅速消亡可能并非由海流异常引起,它是否与热通量的异常有关,以及IOD与赤道密度流的关系还需要进一步讨论。

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