印度洋塞舌尔穹隆区海表面温度的年际变化*

楚合涛， 胡瑞金

(1.中国海洋大学物理海洋实验室，山东省高校海洋-大气相互作用与气候重点实验室，山东 青岛 266100；

2.莱西市气象局，山东 莱西 266600)



印度洋塞舌尔穹隆区海表面温度的年际变化*

楚合涛1,2， 胡瑞金1**

(1.中国海洋大学物理海洋实验室，山东省高校海洋-大气相互作用与气候重点实验室，山东 青岛 266100；

2.莱西市气象局，山东 莱西 266600)

摘要：利用1959年1月—2008年12月的ECMWF ORA-S3资料，系统研究了印度洋塞舌尔穹隆区不同季节海表面温度(SST)的年际变化特征及其与ENSO、印度洋偶极子、穹隆区的温跃层深度/海面风应力、印尼贯穿流的关系。结果表明，穹隆区的SST在5—6月存在最明显的异常闭合中心(5月的中心值还较热带印度洋其它区域大)，而在8—11月最不明显；区域平均的SST年际异常在2月最大，在8—9月最小。一般而言，北半球秋冬季和次年春季的穹隆区SST正(负)异常对应El Nio(La Nia)年或正(负)的印度洋偶极子年，但也有例外，北半球夏季尤其如此。相关分析表明，11月至次年7月(尤其是5月)深(浅)的温跃层对应穹隆区高(低)的SST；而11月至次年3和5月的Ekman抽吸减弱(增强)时，次年1—6月和8月的穹隆区SST升高(降低)，其中Ekman抽吸中的2项在总体上起相反作用，但除了对2和8月的SST，风应力旋度项的贡献都占优；风应力大小(蒸发)主要影响10月至次年6月的SST(负相关)；当1—2月向北的Ekman输送弱(强)或7—8月向南的Ekman输送强(弱)时，穹隆区的SST高(低)；而8—11月的印尼贯穿流流量增大(减小)时，直至次年上半年的穹隆区SST皆升高(降低)。可见无论是穹隆区SST的年际变化本身还是它与不同物理过程/影响因子的关系均存在明显的季节差异性。

关键词：塞舌尔穹隆区；海表面温度(SST)；年际变化；温跃层；风应力；印尼贯穿流

在10°S以北的印度洋，由于受到季风的强烈影响[1]，海表面风场在一年当中有明显的季节反向现象。在北半球夏季，南半球的东南信风在越过赤道时发生偏转，形成印度夏季风。在北半球冬季，东北季风向南越过赤道时也发生偏转，与东南信风交汇于南半球。与之相对应，在5°S～12°S之间，50°E～80°E附近的印度洋出现著名的穹隆(dome)[2](见图1)，称为塞舌尔穹隆(Seychelles Dome，SD)[3]，也称塞舌尔-查戈斯温跃层脊(Seychelles-Chagos Thermocline Ridge)[4]。为方便起见，本文统一称之为SD，其主要范围位于50°E～75°E，10°S～5°S[5]，如图1中蓝色矩形框所示。

SD区域位于印度洋副热带经向翻转环流上升流区[6-7]，温跃层浅，冷的温跃层的水可以较容易地通过混合带到表面影响SST；由于浅的温跃层，混合层很浅，SST对大气热通量也有更明显的响应[8]。与此同时，SD还是SST的高值区域，在大多数时间内SST高于27℃，在北半球冬季期间大多数在28.5～30.0℃之间[9]。在这样的温度范围，大气对SST小的变化是非常敏感的。浅的温跃层和高的SST相结合使得SD区域有利于强的海气相互作用[2]，也可能成为理解导致MJO(Madden Julian Oscillation)产生的一个关键区域[9]。

SD区域的SST变化不仅影响马达加斯加附近的气旋活动[2,10]，与印度夏季风的爆发和降水密切相关[11-12]，而且可以维持赤道以北印度洋夏季的SST异常[13-14]，从而对西太平洋副热带高压和中国的气候产生重要影响[15]。不仅如此，此区域的SST还可以影响El Nio的发生和北太平洋的遥相关[16]，对印度洋偶极子(Indian Ocean Dipole[17]，IOD)的出现也有贡献[18]。由此可见，对SD区域的SST进行研究具有重要的意义，这不仅能够加深对大尺度海气相互作用的理解，增进对印度洋在全球或区域气候系统中的作用的认识，也有利于提高中国气候预测的准确率。

(蓝色矩形框为本文所加，表示SD区域(50°E～75°E，10°S～5°S)[5]。The blue box is added by the authors of this paper, represenfing SD region.)

图1热带印度洋年平均的20℃等温面深度

(等值线；单位：m)和深度异常与SST异常之间的相关

系数(填色)[2]

Fig.1The 20℃ isothermal depth (contours in m) and its

correlation with local SST anomalies (color shade)

in the tropical Indiar Ocean

鉴于SD区SST的重要性，很多学者对其变化及其机制进行了研究。就年际时间尺度而言，一般认为它与热带印度洋2个主要变化模态相联系：一是与太平洋El Nio相对应的变暖信号，另一个是与IOD模态相关的信号[19]。前者在北半球春季达到最大，但SD区SST增暖的大部分不能由海面热通量异常来解释[20]，这是与热带印度洋其它区域非常不同的地方。在正的IOD模态中，SD区变暖，它可一直持续到第2年的4—5月份[9]，很多学者指出了海洋动力过程在其中的重要作用。例如，Murtugudde和Busalacchi[21]强调局地Ekman抽吸在SST年际变化中的重要性，指出SD位于上升流区域，温跃层变化对SST有很大的影响；Xie等[2]指出SD区域SST变化的大部分不是由局地风或海面热通量引起的，而是由来自东部的海洋Rossby波引起的；Feng和Meyers[22]则指出了海面热通量的重要作用。可见，不同作者给出的结果并不完全一致，这一区域温跃层浅但气候平均的SST并未出现冷中心信号，相反SST还很高，也处于ENSO(El Nio Southern Oscillation)影响与IOD影响的10°S临界纬度[23]附近，还受印尼贯穿流[24-26]的影响等。这一切就决定了这一区域具有很多独特的动力学和热力学特性，影响SST变化的过程和机制也很复杂，尤其是年际尺度，现在还有很多问题没有解决，需要开展研究。例如，就Ekman抽吸而言，它由两部分组成[27]：一部分与热带西南印度洋纬向风应力变化有关，另一部分主要与纬向风应力的南北梯度有关。它们在上升流变化中的相对贡献就很不清楚。此外，以往工作较少考虑北半球夏季SD区SST的年际变化。

本文利用ECMWF ORA-S3(European Center for Medium Range Weather Forecast，Ocean Analysis/Reanalysis System3)资料对SD区SST的年际变化及其影响原因进行全面研究。

1资料与方法

研究使用的ECMWF ORA-S3资料为月平均海洋再分析资料，其水平分辨率随纬度变化，在10°S～10°N之间经向分辨率为0.3°，垂直方向共30层，最上层深度为5m，时间取为1959年1月—2008年12月，涉及的物理量为海温、风应力、水平流速、温跃层深度和海面净热通量等。此资料时间长，空间分辨率较高，包含物理量较全面，尤其是包含海面净热通量，可以用于混合层温度热收支的研究，这是它较SODA (Simple Ocean Data Assimilation)等资料优越的地方[28]，也是本文作者之所以采用的主要原因。本文取5m深度的海温代表SST。研究所采用的主要方法为合成分析和相关分析。

2SD区SST的年际变化特征

为了系统、全面研究SD区SST的年际变化特征，去掉其线性趋势和季节变化，得到SST异常(SST anomaly，SSTA)，然后分月进行讨论。首先确定两类典型年以便进行合成分析。

2.1 两类典型年

以SD区域平均的SSTA的1倍标准差原则来分月确定两类典型年，结果如图2所示，其中的☆和O标记分别表示正异常年和负异常年(填色表示SSTA)。

图2　SD区域平均的SSTA(℃；填色)及

由图可见，不同月份或不同年份的两类典型年出现次数存在一些较明显的差异，例如5—7月在1982年之前典型年份很少出现。

两类典型年与ENSO或IOD年存在较好的对应关系，但也有不同，且存在一定的季节差异。总的来说，秋冬季和次年春季时的典型年与ENSO和IOD年对应相对较多，一般正异常年对应于El Nio年或正的IOD年，负异常年对应于La Nia年或负的IOD年。例如在El Nio年(如1963、1972、1982、1987、1991、1997年)和正的IOD年(如1961、1963、1972、1982、1997年)时，正异常年占两类典型年总数的32/33(加上1961年则为35/36)；而La Nia年(如1971、1973、1975、1978、1984、1996、1999、2007年)和负的IOD年(如1964，1974、1975、1984、1985、1996年)时秋冬季和次年春季负异常年较多。负异常年占两类典型年总数的31/38(加上1964，1974和1985年则为48/59)，皆通过了显著性检验(95%信度，下同)。某些典型年则相反。例如，2002年和2004年皆属于El Nio年，但2002

年5和8月和2004年7—9月SD的SST呈现明显的负异常，1975年和1988年皆属于La Nia年(1975年还属于负的IOD年)，但1975年的7月和1988年的8—10月的SST为明显的正异常。也有一些典型年既非ENSO年也非IOD年，例如在1990年，其6月的SST为明显的负异常，这表明SD区域的SST变化既与ENSO和IOD有关，也受其它因素的影响，需进一步研究，尤其是北半球夏季，两类典型年与ENSO/IOD年的对应规律非常复杂。

2.2 SSTA变化特征

根据所确定的两类典型年，对SD区域的SSTA分月进行了合成。首先分析其空间分布特征，限于篇幅，在此仅给出2、5、8和11月的结果，且为了便于从更大的尺度进行分析，给出的是包括SD区域在内的整个热带印度洋(见图3)。由图可见，在这4个月中与两类典型年相对应的SSTA均呈现出较好的反对称分布特征。在2月，无论是正异常年还是负异常年，SD区域均呈现SSTA闭合中心结构(中心值分别可达0.80和-0.70℃)。5月的闭合中心结构更加明显，SSTA中心值在正负异常年分别可达0.89和-1.28℃，也是此时整个热带印度洋SST变化的最大值。在8和11月，SD区域的SSTA没有明显的闭合中心，尤其是11月。需要说明的是，在1、4、6—7月和12月SD区SSTA也存在闭合中心结构(图略)，其中1和6月分别与2和5月类似，但强度皆稍弱，4、7和12月最弱。此外，除8和11月外，在3月和9—10月SD区SSTA也无闭合中心(图略)。

图3　2、5、8和11月热带印度洋SST异常的两类典型年的合成(℃)

图4　SD区域平均的SSTA的两类典型年的合成(℃)

图4给出了SD区域平均的SSTA合成结果。由图可见，2、5和11月是SST变化最明显的几个月份，正负异常之差分别可达1.36、1.21和1.00℃。8月的SST变化则很小，范围仅为0.78℃，稍大于9月。

考虑到上述4个月可以代表4个季节，虽然在SD区域平均SST的季节变化(图略)中4月最高(29.2℃)，但其年际变化小于5月(见图4)，加之8月的SST达全年最低(26.3℃)，而2和11月的SSTA的年际变化很大(见图4)，所以选择这4个月进行SSTA空间分布的分析是合理的。不仅如此，图3中2和5月的热带印度洋SSTA呈现全区符号一致型分布而在8和11月为偶极子分布，但从SD区域SSTA中心和大小来看，这些月份也具有一定的特殊性。

需要指出的是，本文也计算了热带印度洋SSTA的标准差，结果同样表明SD区在5月的闭合中心结构最明显(中心值可达0.7℃以上)，2月也存在闭合中心，但强度要弱，而8和11月则没有明显的闭合中心(图略)；由SD区域平均的SSTA所确定的包含两类典型年在内的所有正负异常年分别进行合成给出了同样的SD区SSTA水平分布定性结果(图略)和与图4非常相似的区域平均SSTA结果(数值大致是图4的一半；图略)；区域平均SSTA的标准差也在2月最大(0.47℃)，5(0.42℃)和11月(0.39℃)出现极大值，而8月(0.34℃)几乎最小(略大于9月；图略)，也与图4的结果相一致。此外，基于El Nio年和La Nia年对SD区平均的SSTA进行的合成分析结果(图略)表明，在El Nio(La Nia)发展年的4月份SD区SST开始出现正异常(负异常)，直至次年的7月皆如此，其中在发展年的8月最小(约为0.11℃(-0.05℃))而在次年的2月最明显(可达0.5℃(-0.29℃))，反映了ENSO对SD区SST的不同影响。

图5　SD区域平均的SSTA与IOD西区SSTA之间的相关系数

图5给出的是SD区域平均的SSTA与IOD指数[17]定义中的西区SSTA之间分月计算的同期相关系数，如图5所示。由图可见在IOD达到成熟阶段的10月两者关系最为密切，相关系数高达0.92，而7—9月相关性较差，相关系数约为0.8。

上述结果皆表明SD区域的SST存在明显的年际变化及其季节差异性。下文将对其变化机制进行一些分析。

3SD区SST年际变化机制

正如前言中介绍的那样，有关SD区域SST年际变化的研究大多关注某些特定季节，对北半球夏季研究研究尤少，且有些结论存在不一致之处。在此将着重研究SD的SST年际变化与温跃层、风应力和印尼贯穿流的关系，以探讨影响其变化的物理过程与机制，其中的风应力还考虑Ekman抽吸(上升流)、风应力大小(蒸发)和Ekman热输送的作用。为方便起见，取SD区域平均的SSTA进行分析，且考虑到季节差异性，将分月份逐一进行分析。所用方法为相关分析和合成分析。首先介绍相关物理量的计算方法。

3.1 相关物理量的计算

温跃层深度(Z20)用20℃等温线深度表示。

Ekman抽吸(WE)和经向Ekman热输送(QE)[29]的计算公式为：

WE=，

(1)

(2)

其中：ρ0表示海水密度；f为科氏参数；β为科氏参数的经向梯度；τ和τx分别表示风应力矢量和纬向风应力；cp为海水定压比热；TEK和TB分别表示SST和整层垂直平均温度。由(1)式可见，WE包含两项，一项正比于风应力旋度，一项正比于纬向风应力。这两项在后面分别称为Curlτ项和τx项。

印尼贯穿流流量由115°E，6°S～32°S，深度97.5m以上的纬向流速求得。规定向西为正。

为方便起见给出了SD区域平均的去掉线性趋势和季节变化的SST、Z20、风应力大小、WE和QE，以及印尼贯穿流流量异常的时间序列(见图6)。

图6　SD区域平均的SST、Z20、风应力大小、WE和QE异常以及印尼贯穿流流量异常的时间序列

3.2 SST与温跃层的关系

温跃层是反映海温场的重要指标，既受局地Ekman抽吸的影响，也与海洋Rossby波等过程密切相关，可影响SST[2]。为了研究SD区SST与温跃层之间的关系，计算了SSTA滞后(包括同期，下同)Z20异常的相关系数(见图7)。由图可见，1—7月的SSTA与同期和至少4个月之前的Z20异常存在显著的正相关关系，但最大相关系数基本上都出现在同期，最大可达0.6以上(5月)；11—12月则基本上仅在同期存在显著的正相关关系。说明在这些月份深(浅)的温跃层对应SD区高(低)的SST。在8—10月，SSTA与Z20异常没有显著的相关关系。需要说明的是，分月计算的SSTA与Z20异常同期相关系数的空间分布给出了同样的结论(图略)。

SD区的SSTA与Z20异常之间的关系所表现出的季节差异性与Z20的季节变化(图略)有关。在相关显著的1—7月，Z20较浅，尤其是5—6月，Z20分别仅为74和72m，为一年中的最低值，这也可能是这2个月SSTA两类典型年合成图中闭合中心结构最明显(5月见图3；6月在SD区的分布与5月很类似，但强度稍弱，未给图)的原因。3月相对较弱的正相关则对应此时的一个Z20极大(约81m)；而8—10月相关不显著则是因为此时的Z20深，尤其是9月达一年中的最大值(83m)，相关性也最弱。

(黑实点表示相关系数通过95%信度的显著性检验。Black solid dots indicate that the correlation coefficients are statistically significant over 95% confidence level.)

图7SSTA与Z20异常的滞后相关

Fig.7Lagged correlation between SSTA and Z20

3.3 SST与风应力的关系

3.3.1 SST与Ekman抽吸的关系风应力会产生Ekman抽吸(WE)从而引起上升流[21],上升流的变化则可能会影响SST。为了研究两者之间的关系，按月份计算了SD区的SSTA与WE异常之间的滞后相关系数(见图8)。由图可见，1—5月的SSTA与2～3个月之前的WE异常存在显著的负相关关系，尤其是5月(相关系数可达-0.53)，表明当SD区2—3月的Ekman抽吸减弱(增强)时，其5月的SST升高(降低)。这从基于SD区5月SSTA确定的两类典型年对2月的WE异常进行合成的结果也可以看出(见图9)，其中呈现出的较好的反位相特点进一步反映了两者之间存在密切关系，也可以解释5月份SSTA两类典型年合成图中非常明显的闭合中心结构(见图3)，两者时滞的存在则是因为WE所反映的上升流较小(量级为10-5m/s)的缘故。6—7月的SSTA与WE之间的时滞较长，可达4个月，可能与图7中SSTA在这2个月中均滞后Z20异常1个月时两者关系最明显相联系，具体原因有待分析。11—12月的SSTA则与至多滞后1个月的WE异常存在显著的负相关关系。可以看出，上述结果也同时反映了Ekman抽吸与温跃层深度之间的有机联系。

图8　同图7，但为SSTA与Ekman抽吸速度(WE)

从图8还可以看出，8—10月的SD区的SSTA与同期和之前的WE异常之间基本没有显著性的关系(8月的SSTA与5月的WE异常例外)；此外，1月的WE对同期及其后的SST没有影响，这可能与此时的经向Ekman输送(见下)的影响有关。

图9　SD区2月WE异常场的两类典型年的合成(m·s-1)

WE的2个分量Curlτ项和τx项均表现为年周期变化信号，它们的共同作用决定了WE的半年周期(图略)变化特点[4]。但有关两者在SST年际变化中的相对重要性缺乏研究。为此，分别将它们的异常与SD区SSTA进行类似的相关分析(见图10)。由图可见，两者与SSTA的关系呈现大致反位相变化特点，即某个分量与SSTA呈正相关，另一个则为负相关；此外，除了1—2月同期，以及8月的SSTA与5月的τx异常以外，Curlτ项和SSTA的相关与WE和SSTA的相关(见图8)较为相似，表明总体而言，Curlτ项在SD区域SST年际变化中起主要作用。

图10　同图8，但为SSTA分别与Curlτ项和τx

3.3.2 SST与风应力大小的关系风可以影响海表面蒸发速度，进而影响SST。一般风速越大，蒸发越快，SST也越低。本文所用的资料只有风应力；但考虑到两者之间存在明显的正相关关系，所以在此用风应力代替风速，以研究其与SST变化的关系。

图11给出的是SD区的SSTA与风应力大小异常之间的滞后相关系数，同样是按月份计算的。由图可见，SST与风应力大小之间以负相关为主，且主要体现为同期关系，其中1—2、4—5和10—11月的同期相关系数均通过显著性检验，最大值出现在2月，达-0.54。此外，3和6月的SSTA均与前1个月的风应力大小异常存在显著的负异常关系，而7—9月的SSTA与同期和之前的风应力大小异常均无明显关系。

图11　同图8，但为SSTA与风应力大小异常的滞后相关

3.3.3 SST与经向Ekman热输送的关系在北半球冬季，热带印度洋有跨越赤道向北的热量输送，夏季则相反[1]。这些过程与印度季风有关，可以通过由风应力引起的Ekman输送实现，并可能影响混合层温度(及SST)[30]。为此也按月份计算了SD区的SSTA与经向Ekman热输送(QE)异常之间的滞后相关系数(见图12)。由图可见，两者之间的关系与图10(b)(τx项)比较相似，这说明τx在SD是比较均匀的，且在QE计算式中起主要作用。图12与图10(b)主要的不同之处在于北半球夏季时两者的相关性更强，且7—8月的QE异常与同期及之后2个月的SSTA均呈现显著的负相关关系，说明印度夏季风强(弱)时，向南的Ekman输送强(弱)，SD区的SST升高(降低)；1—2月的QE异常与同期及之后1个月的SSTA的负相关关系则表明印度冬季风弱(强)时，向北的Ekman输送弱(强)，SD区的SST升高(降低)。此外，1—3月的SSTA与前1年10月的Ekman热输送也有很好的负相关关系，这是与Yokoi等[30]的结论不同之处；而且本文的结果也表明不同季节的Ekman输送影响SSTA的持续时间是不同的。此外，4月份的经向Ekman热输送异常与同期及5月的SSTA之间为正相关关系，有关原因尚需进一步分析。

图12　同图11，但为SSTA与经向Ekman

3.4 SST与印尼贯穿流的关系

印度洋的温跃层和SST的变化在所有时间尺度上与印尼贯穿流相联系[24-25]。为了研究SD区SST的年际变化与印尼贯穿流的关系，本文也按月份计算了SD区的SSTA与贯穿流流量异常之间的滞后相关系数(见图13)。由图可见，1—7月(尤其是1—3月)的SSTA与前1年11—12月的贯穿流流量异常，以及8—12月的SSTA与同期和至少2个月之前的贯穿流流量异常之间均存在显著的正相关关系，说明当贯穿流流量增大(减小)时，SD区的SST将升高(降低)。这反映了印尼贯穿流影响的一种时滞而持续的效应，并且与Ekman热输送的结果(见图12)相比较可以看出贯穿流对SSTA有更早的影响信号和更长的持续时间。值得注意的是4—6月二者的同期相关关系为负(尤其是5月)，也不显著，而且大致呈现与经向Ekman热输送关系(见图12)反位相的特点。

图13　同图12，但为SSTA与印尼贯穿流流量的滞后相关

综上所述，不同的物理过程影响SD区SST的年际变化有很多不同之处，但均表现出明显的季节差异性特点。此外，相关图(见图7、8和图10～13)中的2、5、8和11月的相关系数具有的突出特点是选择这4个月进行两类典型年SSTA空间分布合成(见图3)的又一个原因。

4结论

利用ECMWF ORA-S3资料分析了SD区不同季节SST的年际变化特征，并研究了它与ENSO、IOD、SD区温跃层深度/海面风应力、印尼贯穿流的关系，主要结论如下：

(1)SD区SST的年际变化及其与不同物理过程/影响因子之间的关系均存在明显的季节差异性。

(2)SD区SST异常的合成和标准差的水平分布皆表明1—2、4—7和12月有较明显的闭合中心结构，尤其是5—6月(1—2月次之)。3和8—11月闭合中心不明显。

(3)SD区域平均的SST异常的合成和标准差值在2月最大、5和11月次之而在8—9月最小。

(4)由SD区SST异常所确定的两类典型年与ENSO年或IOD年存在较好的对应关系。一般正异常年对应El Nio年或正的IOD年，负异常年对应La Nia年或负的IOD年。一些例外主要出现在6—9月的SST异常上。

(5)温跃层深度与1—7和11—12月的SD区的SST在同期关系最明显(正相关)，尤其是5月份，深(浅)的温跃层对应SD区高(低)的SST。

(6)Ekman抽吸在2—3、5和11—12月的变化分别影响SD区4—6月(尤其是5月)、8月和次年1—3月的SST(均为负相关)，弱(强)的抽吸将引起相应SST的升高(降低)，且Ekman抽吸中的2项在总体上起相反作用，但除了对2和8月的SST外，风应力旋度项的贡献占优势；风应力大小主要影响1—6和10—11月的SD区的SST，且大多为同期负相关关系；经向Ekman输送在1—2和7—8月的变化则分别影响SD区2—3和8—9月的SST(负相关)，反映了印度季风的作用。当冬季风减弱(增强)或夏季风增强(减弱)时，SD区的SST升高(降低)。

(7)印尼贯穿流在8—11月的流量增大(减小)时，穹隆区的SST将升高(降低)，且这种影响可一直持续至次年上半年。

需要指出的是，在SST变化机制的研究方面，利用混合层热收支方程是一种综合的有力的工具，但限于篇幅，有关内容将另文给出。

致谢：感谢范植松教授和审稿专家对本文所提出的宝贵意见与建议。

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责任编辑庞旻

Interannual Variability of the SST in the Seychelles Dome Region of the Indian Ocean

CHU He-Tao1,2, HU Rui-Jin1

(1.Physical Oceanography Laboratory & Key Laboratory of Ocean-Atmospheric Interaction and Climate in Universities of Shandong, Ocean University of China, Qingdao 266100, China; 2.Laixi Weather Bureau, Laixi 266600, China)

Abstract：Based on ECMWF ORA-S3 data from January 1959 to December 2008, the interannual variability of sea surface temperature (SST) in the Seychelles Dome (SD) region of the Indian Ocean，as well as the relationship among SST and ENSO, the Indian Ocean dipole (IOD),the thermocline depth and sea surface wind stress in SD, and the Indonesia throughflow are comprehensively studied. It is showed that the SST anomaly (SSTA) in SD exhibits the most obviously close center patterns in May to June (the central SSTA in May is larger than any other region of the tropicae Indion Ocean) and the most not obviously ones in August to November. The regional mean SSTA is maximum in February and minimum in August-September. Basically, positive (negative) SSTA in SD from boreal autumn-winter to spring next year occurred in El Nio(La Nia) years or positive (negative) IOD years, with some exceptions especially in boreal summer. Correlation analysis showed that deeper (shallower) thermocline in November to July next year (especially in May) corresponds to higher (lower) SST in SD; Weaker (stronger) Ekman pumping in November to March next year and May next year causes the increase (decrease) of SST during January through June next year and in August next year. A further investigation showed that the two terms in Ekman pumping plays an opposite role in the variability of SST in SD but the wind stress curl is dominant except for the SST in February and August; The magnitude of wind stress (evaporation) mainly affects SST from October to June next year (negative correlation); Weaker (stronger) northward Ekman transports in January to February or stronger (weaker) southward Ekman transports in July to August will lead to higher (lower) SST in SD; While larger (smaller) volume transport of Indonesia throughflow in August to November cause the increase (decrease) of SST until to the first half of next year. It is evident that both the interannual variability of the SST in SD and its relationship with different physical processes/influencing factors exist significant seasonal differences.

Key words:Seychelles Dome; sea surface temperature (SST); interannual variability; thermocline; windstress; Indonesia throughflow

中图法分类号：P731.11

文献标志码：A

文章编号：1672-5174(2016)01-008-10

作者简介：楚合涛(1988-)，男，硕士生。E-mail：chuwang90@sina.com

收稿日期：2015-03-08；

修订日期：2015-05-18

*基金项目：高等学校博士学科点专项科研基金项目(20110132110016)资助

DOI：10.16441/j.cnki.hdxb.20150050

引用格式：楚合涛， 胡瑞金. 印度洋塞舌尔穹隆区海表面温度的年际变化[J]. 中国海洋大学(自然科学版)， 2016, 46(1)： 8-17.

CHU He-Tao, HU Rui-Jin. Interannual variability of the SST in the Seychelles Dome Region of the Indian Ocean[J]. Periodical of Ocean University of China, 2016, 46(1): 8-17.

Supported by Specialized Research Fund for the Doctoral Program of Higher Education (20110132110016)

**通讯作者： E-mail：huruijin@ouc.edu.cn