熱帶印度洋偶極子區(qū)域海表面溫度特征與海流相關性分析

張國勝,徐 青,程永存,張?zhí)K平,王 蕾

(1.河海大學海岸災害及防護教育部重點實驗室,江蘇南京 210098;2.河海大學港口海岸與近海工程學院,江蘇南京 210098;3.丹麥技術大學國家空間研究所,哥本哈根 2800;4.中國海洋大學海洋與大氣相互作用及氣候實驗室,山東青島 266100)

在熱帶印度洋存在著一個類似于ENSO的海表溫度(SST)異常(西高東低)現(xiàn)象,這種現(xiàn)象被稱為印度洋偶極子(IOD)[1-3]或印度洋緯向模(IOZ)[4](本文統(tǒng)稱為IOD)。IOD對印度洋地區(qū)氣候以至全球氣候都有著不同程度的影響,該現(xiàn)象引發(fā)了人們對印度洋海、氣相互作用以及IOD與全球氣候變化之間相關關系的研究[5-8]。

文獻[1]提出用印度洋偶極子指數(shù)(DMI)這一概念來研究IOD,并通過對連續(xù)40 a的DMI與南方濤動指數(shù)(SOI)的相關分析,指出IOD與ENSO是兩個獨立的系統(tǒng),沒有必然的聯(lián)系。然而,文獻[6]則認為,IOD與ENSO通過上空的Walker環(huán)流聯(lián)系在一起,ENSO通過海面風場影響IOD。文獻[9]也發(fā)現(xiàn),赤道印度洋緯向風異常和SOI的相關系數(shù)非常高,表明ENSO對印度洋有重要影響。IOD與ENSO之間是否存在相互作用是目前IOD研究中的1個熱點。

IOD的1個重要特征是季節(jié)鎖相,體現(xiàn)了SST與海表面風場及降雨的海氣耦合過程[1,4]。基于IOD爆發(fā)年月均指數(shù)得出IOD的演變規(guī)律[1]是：5—6月是IOD的發(fā)生期,7—8月是IOD的發(fā)展期,9—10月是IOD的成熟期,11—12月是IOD的衰亡期,與季節(jié)循環(huán)存在非常好的位相鎖相。因此,可以推斷,IOD的突然消亡主要是由于太陽輻射的變化而非海流異常引起的。但是,上述結論并未得到證實。

本研究將依據(jù)1958—2007年連續(xù)50a的SST和海流數(shù)據(jù),對IOD特征進行深入分析,探討IOD與ENSO和海流異常之間的相關關系,以及海流異常在IOD迅速消亡中的作用。

1 數(shù)據(jù)與研究方法

1.1 數(shù)據(jù)

本研究所用的海洋數(shù)據(jù)來自全球簡單海洋數(shù)據(jù)同化系統(tǒng)(SODA),選取其中熱帶印度洋海洋表層(海面以下5.01m處)溫度與海流的月平均再分析資料,其空間分辨率為0.5°×0.5°,覆蓋范圍是(20°S～20°N,30°E～120°E),時間長度為1958—2007年的50a.

1.2 Hilbert-Huang變換

Hilbert-Huang變換(HHT)是1種分析非線性動態(tài)過程的新方法[10],可以給出復雜數(shù)據(jù)的最顯著特征。這種變換主要由2部分組成：經(jīng)驗模態(tài)分解(EMD)和Hilbert譜分析。EMD是把原始的數(shù)據(jù)分解成有限個數(shù)的出現(xiàn)頻率高的固有模態(tài)函數(shù)(IMF),其特征為：在整個數(shù)據(jù)中,極值的個數(shù)與零交點的個數(shù)是相等的,或者最多相差1個,并且極大值的包絡線和極小值的包絡線的均值為零。分解出IMF后,再進一步對其進行Hilbert譜分析。

對任意時間函數(shù)X(t),它的Hilbert-Huang變換為

定義復數(shù)函數(shù)：

X(t)和Y(t)在復平面中的夾角為

瞬時變化率速率為

瞬時變化率(時間函數(shù))就是所得到的1個依賴于時間的譜。

Hilbert-Huang變換是1種局地的自適應的頻譜分析方法,在提取數(shù)據(jù)的固有特性方面比其他方法(如小波方法、Wigner-Vile分布等)更準確[11]。

2 IOD的年際特征

利用1958年1月至2007年12月IOD區(qū)域(30°E～110°E,10°S～10°N)的SST數(shù)據(jù),去除其月均值后對SST的距平值做EOF分解。EOF分解的第1模態(tài)(EOF-1)的貢獻約占熱帶印度洋SST異常的36.33%;第2模態(tài)(EOF-2)的貢獻約占SST異常的14.83%,其對應的空間模態(tài)如圖1所示。從圖1可以看出,熱帶印度洋的SST有東西兩極：東極存在1個明顯的SST的異常降低,而西極存在SST的異常升高,這反映了熱帶印度洋SST的蹺蹺板特性。

圖1 熱帶印度洋SST的EOF分解的第2模態(tài)Fig.1 EOF-2 of SST of Indian Ocean dipole

本研究選取熱帶西印度洋(50°E～70°E,10°S～10°N)和東印度洋(90°E～ll0°E,l0°S～0°)分別代表熱帶印度洋的西極和東極,利用連續(xù)50a的月平均SST資料計算DMI,計算公式為

式中：Y——年份;m——月份;SSSTAW和SSSTAE——印度洋西極和東極的SST距平。

圖2分別給出了1960—2005年DMI,SOI和海流異常的標準化數(shù)值,其中海流異常值為區(qū)域(70°E～90°E,5°S～5°N)內(nèi)緯向海流異常的平均值。數(shù)據(jù)處理過程中,首先利用高通濾波濾除3組數(shù)據(jù)7a及7a以上的周期,再通過5個月的窗口滑動濾波濾去年信號,然后對3組數(shù)據(jù)標準化。

圖2 1960—2005年的DMI,SOI和海流異常Fig.2 DMI,SOI,and ocean current anomaly during period from 1960 to2005

從圖2可以看出,1961年、1967年、1972年、1982年、1994年、1997為IOD爆發(fā)年。IOD與ENSO存在著一定的聯(lián)系,DMI與SOI的相關系數(shù)約為0.35,但是2者之間沒有很好的同步性。在1972年、1982年和1997年,IOD與ENSO同時發(fā)生;而在1961年、1967年、1994年,ENSO沒有發(fā)生。

圖3 對DMI進行EMD分解后的IMF-3與SOI指數(shù)圖Fig.3 IMF-3 and SOI of DMI after EMD

1960—2005年海流異常值與DMI的相關系數(shù)為0.30,但是,在IOD爆發(fā)年,DMI與海流異常有著很好的對應關系,相關系數(shù)約為-0.90。由此推斷海流異?？赡軐OD有很好的響應和反饋。本文在下節(jié)分析IOD的季節(jié)鎖相中將進一步討論DMI與海流異常的關系。

對DMI進行Hilbert-Huang變換,得到8個IMF及1個殘值,如圖3所示,對應的Hilbert波譜如圖4所示。IMF-1到IMF-8以及殘值與SOI指數(shù)的相關性分別為：-1.56%,-14.09%,-29.37%,-16.37%,5.26%,1.86%,1.19%,0.45%。

圖4顯示IOD存在著準兩年振蕩(quasi-biennial oscillation,QBO)。從相關性分析得出,IMF-3與SOI指數(shù)的相關性最好。很多研究表明ENSO與氣候學中的QBO有著很好的相關性[12-13],大的振蕩主要出現(xiàn)在1997年前后。1997年,IMF-3的振幅明顯增大,與上文提到的ENSO與IOD同時發(fā)生的年份相吻合,表明IOD存在著固有的受ENSO影響的QBO。由于在對流層中存在著QBO,推斷ENSO與IOD可能是通過walker環(huán)流聯(lián)系起來,而且這種聯(lián)系存在準2a的周期,這與文獻[6]和文獻[9]的結論較為一致。

其余的IMF函數(shù)與振幅圖在本文未給出。IMF-1主要為0.5a及0.5a以下信號,在1982年左右有1次大的振蕩,1982年為1次IOD爆發(fā)年;IMF-2主要為1a的信號,大的振蕩出現(xiàn)在1961年和1997年前后;IMF-4和IMF-5表現(xiàn)為長周期的振蕩(5～7a),在IMF-5中,1997年以后的振蕩明顯加強,在7a的振蕩中只有強ENSO事件才能影響IOD;IMF-6,7,8為10a以上的周期振蕩,振幅比較均勻;最后的殘值顯示了DMI的變化趨勢,表明IOD的年際變化是增強的,呈上升趨勢。

圖4 對DMI進行Hilbert-Huang變換后IMF-3的波譜Fig.4 Spectrum of IMF-3 of DMI after Hilbert-Huang transform

3 IOD季節(jié)鎖相及與海流異常的相關關系

季節(jié)鎖相是IOD的重要特征[1]。圖5(a)給出了IOD爆發(fā)年(1961年、1967年、1972年、1982年、1994年、1997年)DMI和海流異常的月均值,其中DMI為未經(jīng)標準化的值。從圖5(a)中可以看出,DMI在IOD爆發(fā)年隨月份增加而逐漸增強,在10月份達到最大值,然后迅速消亡。為了進一步論證這種IOD爆發(fā)年海流異常與DMI的極值關系,將7a的IOD事件中8月份海流異常與對應年均值的比值,及10月份DMI與對應年均值的比值繪成曲線,見圖5(b)。兩者有著很好相關性(52.46%)。海流異常值在8月份達到負的最大值,出現(xiàn)在DMI最大值的前2個月,之后其絕對值逐漸減小直至消亡。由此可進一步推斷海流異常有可能是引起IOD消亡的原因之一。

圖5 IOD爆發(fā)年DMI與海流異常Fig.5 DMI and ocean current anomaly in IOD years

通過計算區(qū)域(70°E～90°E,5°S～5°N)的緯向海流異常平均值與緯向風應力異常平均值的相關性(相關系數(shù)為0.78),得出緯向風應力與緯向海流之間有著很好的相關關系。為了進一步研究海流異常在IOD季節(jié)鎖相中的作用,本研究給出了IOD爆發(fā)年的SST異常和海流異常的空間分布圖,見圖6。圖6同時顯示了6月、8月、10月和12月熱帶印度洋海流異常與SST異常的分布。從圖6可以看出,6月份蘇門答臘島右側的SST開始降低,海流異常還比較雜亂,隨著蘇門答臘島附近的海水溫度繼續(xù)降低,熱帶印度洋東極的海水密度增大,西極的溫度開始升高,密度減小;同時,異常的SST引起了緯向風應力的異常,使得西向的海流異常開始增長。在10月和12月西向的海流異常依然強盛。西向的海流異常把東極的高溫海水源源不斷地輸送至西極,使得西極的SST繼續(xù)升高,而蘇門答臘島附近底層的冷水上涌,東極的SST繼續(xù)降低,從而使得東極海水密度繼續(xù)增大,西極海水密度繼續(xù)減小,風應力異常加強,海流異常繼續(xù)加強,東西極的SST異常繼續(xù)增大,使耦合不斷加強。

圖6 IOD爆發(fā)年的標準化月均SST異常和海流異常Fig.6 Standardized monthly average SST anomaly and ocean current anomaly in IOD years

IOD在10月達到最大后,迅速開始減小消亡,東極的SST負異常開始消失,然而西向的海流異常依然存在。12月,海流依然有較強的西向流動,并且延伸至印度洋西極,將東極的高溫海水帶往更偏西的海域。

由圖6可以發(fā)現(xiàn),在IOD消亡前后海流一直存在西向異常。為了進一步分析這種異常是加強還是減弱,本研究計算了后一個月與前一個月海流異常的差值,結果見圖7。從圖7可以看出,8月和9月西向海流異常變化不大,10月份西向海流異常得到增強,到了11月才開始減弱。由此推斷,海流異常并不是引起IOD消亡的原因,相反,IOD的消亡引起了海流異常的減弱。這證實了文獻[1]提出的推論。

圖7 IOD爆發(fā)年7—12月海流異常的逐月變化Fig.7 Ocean current anomaly changes from July to December in IOD years

4 結 語

本研究基于對1958—2007年連續(xù)50a熱帶印度洋月均SST和海流數(shù)據(jù)的分析,發(fā)現(xiàn)在熱帶印度洋存在SST的偶極振蕩,它可能既是1個相對獨立的耦合系統(tǒng),同時又通過Walker環(huán)流與ENSO聯(lián)系在一起。

IOD存在明顯的季節(jié)鎖相,IOD成熟的位相鎖定在北半球秋季,不出現(xiàn)在亞洲季風最強的夏季,不能確定IOD的季節(jié)鎖相與大氣基本態(tài)的關系,IOD的季節(jié)鎖相仍需深入研究[14]。海流異?？赡苁浅１砻骘L場與降雨異常外參與SST耦合的另一個重要因素。但是,IOD迅速消亡可能并非由海流異常引起,它是否與熱通量的異常有關,以及IOD與赤道密度流的關系還需要進一步討論。

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