初夏孟加拉湾东部降水异常对印度洋海温偶极子的触发作用

桂发银,谭言科*,李崇银②,黎鑫,陈雄



初夏孟加拉湾东部降水异常对印度洋海温偶极子的触发作用

桂发银①,谭言科①*,李崇银①②,黎鑫①,陈雄①

① 解放军理工大学 气象海洋学院,江苏 南京 211101;

② 中国科学院 大气物理研究所,北京 100029

2016-05-03收稿，2016-07-07接受

国家自然科学基金资助项目(41490642);国家重点基础研究发展计划(973计划)项目(2013CB956200;2015CB453200)

基于1982—2013年逐月NCEP资料及GODAS资料,采用回归分析、合成分析以及2.5层简化海洋模式数值模拟等方法,研究了热带东印度洋的大气和海洋过程对印度洋海温偶极子(IOD,Indian Ocean Dipole)东极(IODE,IOD East pole)海温异常的影响。结果表明,IODE海温异常的演变超前IOD西极(IODW,IOD West pole)海温异常的演变,并对IOD事件的生成和发展起到关键作用。初夏,来自阿拉伯海、中南半岛地区以及孟加拉湾西南部的水汽输送,导致孟加拉湾东部出现强降水。降水释放的潜热在热带东印度形成了一个跨越赤道的经向环流,有利于加强赤道东印度洋的过赤道气流,并在苏门答腊沿岸形成偏南风异常。该异常偏南风通过影响混合层垂向夹卷混合过程和纬向平流过程,导致IODE海温迅速下降。随后赤道东南印度洋异常东南风迅速增强以及赤道中印度洋东风异常的出现,增强了自东南印度洋向西印度洋的水汽输送,削弱了向孟加拉湾的水汽输送,使西南印度洋的降水增强,孟加拉湾东部的降水减弱。因此,IOD达到盛期前孟加拉湾东部的降水通过局地经向环流在苏门答腊沿岸形成偏南风异常,导致苏门答腊沿岸迅速的降温,并最终导致IOD事件的发生。

孟加拉湾东部降水

印度洋偶极子

东极降温

印度洋海温偶极子(IOD,Indian Ocean Dipole)是赤道印度洋海温异常的一种东西向振荡模态,是发生在赤道印度洋上空比较显著的海气耦合现象。当正IOD发生时,赤道东南印度洋苏门答腊沿岸(10°S～0°,90～110°E)海表温度(SST,Sea Surface Temperature)为负异常,赤道西印度洋(10°S～10°N,50～70°E)SST为正异常(Saji et al.,1999;Webster et al.,1999;Yamagata et al.,2003)。正IOD事件的发生,往往会导致东非沿岸和西印度洋降水增多而印尼群岛出现严重干旱,甚至还可以通过影响对流层低层流场和对流层中高层青藏高原反气旋以及西太平洋副热带高压等系统,从而进一步影响亚洲夏季风(Saji et al.,1999;Li and Mu,2001a,2001b;肖子牛等,2002;Guan and Yamagata,2003;杨明珠和丁一汇,2006;晏红明等,2007;于波和管兆勇,2009)。

IOD东极(IODE,IOD East pole)海温异常和IOD西极(IODW,IOD West pole)海温异常是IOD事件的重要组成部分。IODE海温异常强度通常比IODW要大,并且其变化往往要超前于IODW(Huang and Kinter,2002;Annamalai et al.,2003)。在夏秋季节,苏门答腊沿岸的异常东南风,有利于加强底层冷水的上翻,使上层海温降低。根据Gill(1980)的理论,IODE的降温会在东南印度洋上空激发异常反气旋,使赤道东印度洋南侧海洋中出现西传暖性Rossby波,导致赤道西南印度洋的增暖。同时异常反气旋会进一步加强苏门答腊沿岸的异常东南风,导致IODE的海温进一步降低(Vinayachandran et al.,1999;Webster et al.,1999;Murtugrdde et al.,2000;Xie et al.,2002;Wang et al.,2003;Li et al.,2003;谭言科等,2008)。而IODE海温的降低,会抑制上空的对流,从而加强东印度洋局地经向环流的下沉支,有利于赤道东印度洋出现过赤道向北的水汽输送,并导致赤道东印度洋北侧地区降水的增加(Behera et al.,1999;Ashok et al.,2001;Guan and Yamagata,2003;Annamalai et al.,2003;Ashok et al.,2004;Fischer et al.,2005;Kransman and Swapna,2009;Kransman et al.,2010)。但Sun et al.(2015)的研究表明赤道东印度洋北侧,尤其是春季,孟加拉湾上空的强对流降水与印度夏季风的爆发有密切关系,随后赤道西南印度洋上空的下沉气流不断加强并向东南印度洋移动,有利于激发赤道东风,导致IODE降温而IODW升温,对独立于ENSO而发生的正IOD事件具有重要的触发作用。

上述研究表明,IODE海温的异常对IOD事件的发生和发展具有重要作用。然而,IODE降温的触发因子还并不明确,赤道东印度洋北侧尤其是孟加拉湾上空的对流降水与IODE海温异常之间的因果关系有待进一步研究。本文拟对上述问题进行探讨,文章结构安排如下:第一部分是引言;第二部分是数据和方法的介绍;第三部分重点分析了孟加拉湾上空的降水异常和IODE海温异常之间的联系;第四部分通过简化海洋模式探讨了孟加拉湾上空降水异常影响IODE海温异常的物理过程;第五部分是结果和讨论。

1　数据和方法

1.1数据

本文使用的数据主要包括:National Centers for Environmental Prediction(NCEP)提供的逐月海平面气压、风场、比湿等数据,空间分辨率为2.5°×2.5°;NOAA/OAR/ESRl提供的Global Precipitation Climatology Project(GPCP)的逐月降水资料,空间分辨率为0.25°×0.25°;Global Ocean Data Assimilation System(GODAS)提供的逐月海温、海流以及海表风应力,空间分辨率为0.34°×1°;2.5层简化海洋模式的强迫场采用NCEP提供的高斯格点再分析数据,包括10 m风场、2 m气温、海表风应力、海表比湿、海表感热、海表潜热、海表长短波辐射等要素,时间分辨率为逐月,空间分辨率为2.5°×2.5°。所有资料的时间跨度都取为1982—2013年。IOD指数采用Saji et al.(1999)的定义,IODE指数和IODW指数分别是IOD东、西两极的海温异常的区域平均值。其中IOD事件定义的标准为季节平均的IOD指数连续3个月大于0.5个标准差时,定义为一次IOD事件(1982、1987、1991、1994、1997、2006、2007、2008、2011和2012年)。

1.2方法

本文首先采用方差分析、合成分析以及回归分析等方法对大气和海洋再分析资料进行诊断分析。在此基础上,采用2.5层简化海洋模式进行数值模拟(McCreary and Kundu,1989;McCreary et al.,1993)。该模型动力框架简单,物理过程清楚,能够抓住印度洋主要的动力和热力特征,因而可较好地揭示影响IODE降温的物理过程。选取的模拟区域为(35～115°E,30°S～25°N),南边界为开边界,北边界和东西边界为闭边界,模型分辨率是0.2°×0.2°,具体的方案设计和参数设置在Gui et al.(2016)的研究中已有详细说明,这里不再赘述。本文首先利用1982年1月的强迫数据,积分5 a,使模型积分到达稳定。随后采用1982—2013年的逐月再分析资料作为强迫场进行积分,积分时间长度为1982—2013年。文中进行合成和回归分析的时候,相关物理量都进行了三个月滑动平均。

2　孟加拉湾降水异常在IOD生成中的可能作用

2.1IODE 在IOD 演变中的作用

为了揭示IODE、IODW海温异常在IOD事件中的相对作用,图1a给出了IODE、IODW和IOD指数的逐月标准差分布。可以看到:1—6月,IODE和IOD的标准差数值较小;进入7月后,IODE标准差迅速增大并在9月达到最大,10月以后迅速减小,IOD标准差也有类似变化;而IODW标准差全年都比较小且在8—10月为最小。因而,在7—11月,IODE的标准差要远远大于IODW的标准差。这说明,在IOD的发展期和成熟期,IODE对IOD的贡献都显著大于IODW对IOD的贡献。

图1　IOD、IODE以及IODW标准化指数的逐月标准差分布(a)和合成分析(b)(单位:℃)Fig.1　Monthly standard deviations and composite results of IODE(IOD East pole),IODW(IOD West pole) and IOD(units:℃):(a)monthly standard deviations;(b)composite results(standardized IODE,IODW and IOD)

对标准化的IOD、IODE和IODW进行合成分析(图1b),结果表明:IOD在当年夏季迅速加强,9月达到最强,之后逐渐减弱;IODE的变化几乎与IOD相反,在9月降温达到极低后逐渐回暖;而IODW尽管在春季已有所增暖,但变化缓慢,一直到当年11月左右才达到最强。综上可知,IODE很可能对IOD事件的形成和发展起到了更为重要的作用。那么,哪些因素会导致IODE的异常,就值得我们去深入研究。

2.2孟加拉湾上空降水异常对IODE降温的触发作用

为了揭示影响IODE降温的主要因子,计算了负IODE指数同水汽通量异常、降水异常、海表风应力异常以及SSTA的时滞回归系数。超前IODE指数4～2个月(5—7月相当于IOD事件发生年的初夏,图2a—2c),阿拉伯海、中南半岛东北部地区以及孟加拉湾西南部存在强烈的向孟加拉湾的水汽输送,孟加拉湾东部海区的降水明显增加而赤道东南印度洋海区的降水明显减少;由图2g—2i所示,孟加拉湾海区上空的西南风异常和赤道东印度洋海区附近的偏南风异常不断加强,而IODE海温逐渐减低。超前IODE指数1月—滞后1月,由图2d—2f所示,赤道东印度洋南北两侧出现两个“反气旋式”的水汽输送,阿拉伯海海区仍然存在向东的水汽输送,但东南印度洋向北的水汽输送不断减弱而向西的水汽输送不断加强,赤道东南印度洋上空的降水进一步减弱,同时孟加拉湾降水减弱,西南印度洋降水加强;由图2j—2l所示,赤道东南印度洋上空出现异常反气旋,苏门答腊沿岸异常东南风和赤道异常东风不断加强,IODE海温进一步降低。此后,赤道东风异常也进一步加大、西印度洋的降水进一步增加,IODW海温出现增暖,IOD事件开始形成。

上述结果显示,前期孟加拉湾海区上空的强降水、苏门答腊沿岸过赤道经向风与IODE的降温之间可能存在密切联系。进一步计算负IODE指数同东印度洋(90～110°E,20°S～20°N)的经向环流异常的时滞回归系数。如图3所示,发现超前IODE指数4个月(图3a),孟加拉湾海区上空存在非常显著的上升气流;超前IODE指数3个月(图3b),赤道以南上空低层的南风异常显著增加,赤道南侧出现显著下沉气流;超前IODE指数2～1月(图3c、3d),赤道以南上空低层的南风异常也进一步增强,而赤道南侧的异常下沉气流进一步增强;此后(图3e、3f),孟加拉湾海区上空的上升气流逐渐减弱直至消失,但是赤道南侧的下沉气流和10°S～0°南风异常却持续加强。

图3　IODE指数同东印度洋上空局地经向环流异常的时滞回归系数矢量分布(垂向速度放大500倍,图中仅给出通过0.05信度的显著性检验的区域)　　a.-4 mon;b.-3 mon;c.-2 mon;d.-1 mon;e.0 mon;f.1 monFig.3　Lagged regressions of wind anomalies against the negative IODE index over the eastern Indian Ocean(vertical velocity multiplied by a factor of 500;values above the 95% significance level are plotted)　　a.-4 mon;b.-3 mon;c.-2 mon;d.-1 mon;e.0 mon;f.1 mon

为了进一步考察IODE降温过程中,东印度洋(90～110°E)低层经向风异常的演变特征,计算了负IODE指数和东印度洋上空1 000 hPa经向风异常的时滞回归系数。结果如图4所示,发现在IODE降温过程中,南风异常最先出现在东印度洋赤道以北,随后开始逐渐向赤道以南扩展并不断的加强。

图4　负IODE指数与东印度洋(90～110°E)上空1 000 hPa经向风异常的时滞回归系数(单位:m·s-1,图中仅给出通过0.05信度的显著性检验的区域)Fig.4　Lagged regressions of the 1 000 hPa meridional wind anomaly against the negative IODE index over the eastern Indian Ocean(90—110°E)(units:m·s-1;values above the 95% significance level are plotted)

为了进一步诊断孟加拉湾东部上空的上升气流和苏门答腊沿岸的下沉气流之间的关系。计算了负IODE指数与印度洋850 hPa和300 hPa上空的速度势以及散度风异常的时滞回归系数。结果如图5所示,前期4～3月(图5a、5b),850 hPa上空,阿拉伯海上空速度势为负值,孟加拉湾东部上空速度势为正值,同时苏门答腊沿岸为弱的速度势负值。阿拉伯海上空为很强的辐散,孟加拉湾东部上空为很强的辐合,苏门答腊沿岸为弱的辐散。300 hPa上空(图5g、5h),阿拉伯海上空为速度势正值,而孟加拉湾上空为速度势负值,孟加拉湾上空为辐散而阿拉伯海上空为辐合。前期2月(图5c),850 hPa上空,孟加拉湾东部和中南半岛上空速度势正异常有所减弱,但苏门答腊上空的速度势负异常有所加强,苏门答腊沿岸为很强的辐散,而孟加拉湾东部上空为辐合。300 hPa上空(图5i),苏门答腊沿岸为显著的速度势正异常,孟加拉湾东部上空为速度势负异常。前期1月～后期1月(图5d—5f),850 hPa上空,苏门答腊沿岸上空为显著的速度势负异常,而热带西印度洋上空则为显著的速度势正异常,苏门答腊沿岸上空为显著的辐散,而热带西印度洋上空为显著的辐合。300 hPa上空(图5j—5l),苏门答腊沿岸上空为显著的速度势正异常,而热带西印度洋上空为显著的速度势负异常,苏门答腊沿岸上空为显著的辐合,而热带西印度洋上空为显著的辐散。

因此前期850 hPa上空,孟加拉湾东部最先表现为显著的辐合上升气流,苏门答腊沿岸为辐散下沉气流,赤道东印度洋上空存在显著的经向环流异常。随后,孟加拉湾东部上空的辐合有所减弱,但苏门答腊沿岸上空的辐散则有所加强,同时赤道西印度洋上空的为显著的辐合,此时赤道东印度洋上空的经向环流异常有所减弱,而赤道印度洋上空的纬向环流异常则不断的加强。

图5　负IODE指数与850 hPa(a—f)、300 hPa(g—l)速度势(填充色,单位:106m2·s-1)以及散度风(矢量,m·s-1)异常的超前滞后回归系数(图中仅给出通过0.1信度的显著性检验区域)a,g.-4 mon;b,h.-3 mon;c,i.-2 mon;d,j.-1 mon;e,k.0 mon;f,l.1 monFig.5　Lagged regressions of the (a—f)850 hPa and (g—l)300 hPa velocity potential(units:106 m2·s-1) along with the divergent wind anomaly(units:m·s-1) against the negative IODE index(values above the 90% significance level are plotted)　　a,g.-4 mon;b,h.-3 mon;c,i.-2 mon;d,j.-1 mon;e,k.0 mon;f,l.1 mon

以上的分析表明,孟加拉湾东侧的降水超前IODE,它们之间作用的桥梁可能是横跨赤道印度洋东部的局地垂直经向环流。但是IODE降温后却不利于孟加拉湾降水的增强,这意味着孟加拉湾东侧的降水异常对IOD事件的发生具有一定的触发作用。这种触发作用的物理机制为,在IODE达到盛期前,孟加拉湾东部海区的强降水释放大量的潜热,相当于赤道东印度洋北侧出现一个显著的非对称热源,通过Gill响应(Gill,1980),有利于加强东印度洋局地的过赤道气流(刑楠等,2014),使孟加拉湾中部的南风异常逐渐向南扩展,有利于苏门答腊沿岸的异常东南风加强,从而导致IODE海温不断的降低(Li et al.,2003;谭言科等,2008)。而IODE的降温,通过激发赤道东南印度洋上空的异常反气旋,可进一步加强苏门答腊沿岸的异常东南风。在“海气热动力”正反馈机制的调整下(Li et al.,2003),IODE的降温和赤道东风异常都进一步加强,从而有利于赤道东南印度洋的水汽向赤道西南印度洋输送,导致孟加拉湾降水减弱而赤道西南印度洋降水增强。随着赤道东风异常不断的加强,进一步削弱了赤道东印度洋上空的过赤道向孟加拉湾上空的水汽输送,抑制了孟加拉湾上空的降水。在此过程中,降水异常也由“南北”向偶极子分布型转为“东西”向偶极子分布型,同时IODW也逐渐增暖,从而导致IOD事件爆发。

值得注意的是,在苏门答腊沿岸的异常东南风被触发之后,东印度洋局地经向环流的强度是在不断减弱的,而苏门答腊沿岸的偏南风异常以及IODE降温却在不断的加强。那么,春季孟加拉湾上空的降水触发了苏门答腊沿岸的异常东南风之后,异常东南风又是通过影响哪些具体的物理过程导致IODE海温不断的降低呢?下面通过一个简单的海洋模式来进行分析。

3　影响IODE海温异常的主要物理过程分析

基于1.2节中的方法,采用2.5层简化海洋模式对热带印度洋海区的海温变化进行数值模拟,取1982—2013年的模式输出数据进行分析。从模拟的混合层流场和温度场的气候态特征(图6a)和GODAS表层50 m以浅的流场和温度场的气候态特征来看(图6b),除了模拟的春季印度洋气候态海温比GODAS资料的气候态海温稍低外,2.5层简化海洋模式还是比较准确的模拟出了印度洋不同季节气候态的环流特征以及混合层温度的特征。从模拟的IODE指数来看(图7),也与再分析资料非常一致。因此,简化海洋模式的结果是合理和可信的。

图6　混合层流场(矢量线,单位:m·s-1)和温度场(填充图,单位:℃)的气候态分布特征a.简化海洋模式模拟的混合层的结果;b.GODAS 50 m以浅平均结果Fig.6　Seasonal distributions of the mixed-layer flow field(vectors;units:m·s-1) and temperature field(shaded;units:℃) from the (a)2.5-layer dynamic upper-ocean model and (b)GODAS data above 30 m depth

图7　MIODE和IODE指数的时间演变特征(单位:℃)Fig.7　Temporal evolution of MIODE(Model IODE) and IODE(units:℃)

下面将进一步利用2.5层简化海洋模式来分析海洋动力过程和海表热力过程对IODE海温异常的相对贡献,2.5层简化海洋模式中混合层温度变化方程为:

δ[Weθ(We)(Tm-Te)/hm]-φ[Wkθ(Wk)(Tm-Tf)/hm]。

(1)

其中:Tm是混合层温度;u1模型上层的纬向速度;v1模型上层的经向速度;κt为扩散系数;Q海表净热通量;hm混合层厚度;Te第一层底部温度;Tf为化石层温度,其中δ,θ,φ等为开关变量(McCreary and Kundu,1993)。方程(1)左边为总的温度倾向,右边各项是影响温度倾向的各种因子。其中,右边第一项为纬向平流热输送项;第二项为经向平流热输送项;第三项为扩散项;第四项为海表热通量项;第五项为垂向夹卷混合项。

图8是模型模拟的MIODE(Model IODE,MIODE)指数与苏门答腊沿岸海区的混合层温度倾向方程(1)各项异常的时滞回归系数。可以看到:前期4月～后期1月,总的温度倾向都为负值,表明这个阶段MIODE持续降温;在此过程中,垂向夹卷混合和纬向平流均为负值,并且在前期有明显的增强过程,表明垂向夹卷混合过程和纬向平流过程对MIODE降温起到了重要贡献。而海表净热通量为正值,且明显增加,说明海表主要从大气获取热量,对MIODE的降温有阻尼作用。进一步分析发现,垂向夹卷混合的贡献大约为纬向平流贡献的3倍。同时在MIODE海温变化的整个过程中,经向平流和非线性扩散项都非常小,显然这两个因子对MIODE降温的作用可忽略不计。

图8　MIODE同苏门答腊沿岸的混合层温度倾向及诸因子的时滞回归系数(单位:℃/mon;X轴负值,表示MIODE前期各倾向因子的变化特征;Tm/dt是总的温度倾向异常;U_adv是纬向平流热输送异常;V_adv是经向平流热输送异常;Kt是非线性扩散项异常;Q/hm是海表热通量异常;We是垂向夹卷混合异常)Fig.8　Lagged regressions of the mixed-layer temperature tendency and individual anomaly terms against negative values of the MIODE index off the coast of Sumatra (units:℃·mon-1;positive lag indicates the MIODE index is leading;Tm/dt is the total temperature tendency;U_adv is the zonal advective heat transport anomaly;V_adv is the meridional advective heat transport anomaly;Kt is the nonlinear diffusion anomaly;Q/hm is the net surface heat flux anomaly;We is the anomalous vertical entrainment mixing)

图9所示为MIODE指数同混合层温度倾向方程(1)各项异常时滞回归系数的空间分布特征。结果表明,前期4～1月(图9a1—9a4),总的温度倾向异常沿着苏门答腊沿岸向赤道附近延伸,呈现出显著的东南西北走向的负异常,且强度不断的加强。同期0月～后期1月(图9a5、9a6),负异常强度逐渐减弱并转为正异常。详细分析发现,前期4～1月,纬向平流热输送(图9b1、9b4)和垂向夹卷混合项(图9f1、9f4),呈现出显著的东南西北走向的负异常特征,垂向夹卷混合异常项的大值区主要位于苏门答腊沿岸。纬向平流热输送异常项在位置上有所偏西。两者对赤道东南印度洋的降温起到关键作用。同期0月到后期1月,纬向平流热输送(图9b5、9b6)和垂向夹卷混合(图9f5、9f6)项的负异常强度有所减弱;而前期4～1月(图9e1、9e4),海表热通量负异常项逐渐加强,对赤道东南印度洋的降温起到阻尼的作用,随后同期0月到后期1月(图9e5、9e6),海表热通量正异常项进一步加强,对赤道东南印度洋降温的减弱以及消失起到关键的作用。而经向平流热输送(图9c1、9c6)和非线性项(图9d1、9d6)对赤道东南印度洋海温负异常的作用相对较弱,这同前一部分的分析结果一致。

因此,当苏门答腊沿岸的异常东南风被触发之后,影响IODE降温的主要物理过程,为异常强烈的东南信风加大了上层海水的垂向夹卷混合,导致表层海水迅速降温;另一方面,在东南风作用下的西向流通过纬向平流热输送使得降温的范围由沿岸向西扩展,降温的强度也进一步加大,而此时海表热通量主要起到阻尼升温的作用。随着海表热通量阻尼升温作用的不断加强,苏门答腊沿岸的降温开始减弱,并最终消失。

4　结论与讨论

本文基于NCEP再分析资料,采用回归分析、方差分析、合成分析以及2.5层简化海洋模式数值模拟等方法,分析了初夏孟家拉湾降水异常对IOD生成的可能影响以及导致IODE海温异常的海洋动力—热力过程,得到以下主要结果和结论:

IODE海温异常对IOD事件的爆发具有非常重要的作用。一方面,夏秋季节IODE和IOD的标准差都显著偏大,而IODW则相对偏小;另一方面,IODE和IOD呈明显的反相位变化,并且二者IODE于9—10月达到极强,而IODW的变化幅度较小,且于11月左右才达到极大值,明显滞后于IODE和IOD的变化。由此可见,对于IOD的发生而言,前期IODE降温有比IODW增暖更为重要的作用。

初夏孟加拉湾上空的降水,对IOD的形成起到了触发作用。前期,阿拉伯海、中南半岛东北部地区以及孟加拉湾西南部的水汽输送,导致孟加拉湾东部海区降水不断增强,释放大量的潜热,这种情况下,赤道东印度洋北侧表现为一个显著的非对称热源,有利于加强赤道东印度洋上空的过赤道气流,使孟加拉湾南部的南风异常不断向南扩展,最终触发了苏门答腊沿岸的异常东南风。随后,异常强烈的东南信风加大了上层海水的垂向夹卷混合,导致表层海水迅速降温。并且在东南风作用下的西向流,通过纬向平流热输送使得降温的范围由沿岸向西扩展,降温的强度也进一步加大。从而,IODE区域的海水通过与其上空大气间的“海气热动力”正反馈机制加速降温(Li et al.,2003)。而IODE的降温,激发赤道东南印度洋上空的异常反气旋,一方面,激发赤道东南印度洋海洋中出现西传暖性Rossby波(Li et al.,2003;Xie et al.,2002),进而对IODW的增暖也起到重要作用,并最终导致IOD事件的发生。另一方面,还会加强反气旋北侧的赤道东风异常,加强了东南印度洋向赤道西南印度洋的水汽输送而削弱了东印度洋过赤道向孟加拉湾上空的水汽输送,从而导致赤道西印度洋的降水不断增强,而孟加拉湾上空的降水则不断减少。因此,降水异常的空间分布也由“南北向”偶极子转变为“东西向”偶极子。

图9　MIODE指数同混合层温度倾向及诸因子时滞回归系数(单位:℃/mon)(a1—a6是总的温度倾向异常;b1—b6是纬向平流热输送异常;c1—c6是经向平流热输送异常;d1—d6是非线性扩散项异常;e1—e6是海表热通量异常;f1—f6是垂向夹卷混合异常,图中仅给出通过95%的显著性检验区域)　　1.-4 mon;2.-3 mon;3.-2 mon;4.-1 mon;5.0 mon;6.1 monFig.9　Lagged regressions of the mixed-layer temperature tendency and individual anomaly terms against negative values of the MIODE index off the coast of Sumatra (units:℃ mon-1):(a1—a6)total temperature tendency;(b1—b6)zonal advective heat transport anomaly;(c1—c6)meridional advective heat transport anomaly;(d1—d6)nonlinear diffusion anomaly;(e1—e6)net surface heat flux anomaly;(f1—f6)vertical entrainment mixing anomaly(values above the 95% significance level are plotted)　　1.-4 mon;2.-3 mon;3.-2 mon;4.-1 mon;5.0 mon;6.1 mon

References)

Annamalai H,Murtugudde R,Potemra J,et al.,2003.Coupled dynamics over the Indian Ocean:Spring initiation of the Zonal Mode[J].Deep Sea Research Part II Topical Studies in Oceanography,50(12/13):2305-2330.

Ashok K,Guan Z,Yamagata T,2001.Impact of the Indian Ocean dipole on the relationship between the Indian monsoon rainfall and ENSO[J].Geophys Res Lett,28(23):4499-4502.

Ashok K,Guan Z,Saji N H,et al.,2004.Individual and combined influences of ENSO and the Indian Ocean Dipole on the Indian summer monsoon[J].J Climate,17:3141-3155.

Behera S K,Krishnan R,Yamagata T,1999.Unusual ocean-atmosphere conditions in the tropical Indian Ocean during 1994[J].Geophys Res Lett,26(19):3001-3004.

Fischer A S,Terray P,Guilyardi E,et al.,2005.Two independent triggers for the Indian Ocean Dipole/zonal mode in a coupled GCM[J].J Climate,18(17):3428-3449.

Gill A E,1980.Some simple solutions for heat-induced tropical circulation [J].Quart J Roy Meteor Soc,106 (449):447-462.

Guan Z,Yamagata T,2003.The unusual summer of 1994 in East Asia:IOD teleconnections[J].Geophys Res Lett,30(10):235-250.

Gui F Y,Li C Y,Tan Y K,et al.,2016.The warming mechanism in the southern Arabian Sea during the development of Indian Ocean dipole events[J].J Trop Meteorol,22(2):159-171.

Huang B,Kinter J L,2002.Interannual variability in the tropical Indian Ocean[J].J Geophys Res Atmos,107(C11):1-26.

Krishnan R,Swapna P,2009.Significant Influence of the boreal summer monsoon flow on the Indian Ocean response during dipole events[J].J Climate,22(21):5611-5634.

Krishnan R,Sundaram S,Swapna P,et al.,2010.The crucial role of ocean—atmosphere coupling on the Indian monsoon anomalous response during dipole events[J].Clim Dyn,37(1/2):1-17.

Li C Y,Mu M Q,2001a.Influence of the Indian Ocean dipole on Asian monsoon circulation[J].CLIVAR Exchanges,6:11-14.

Li C Y,Mu M Q,2001b.The influence of the Indian Ocean dipole on atmospheric circulation and climate[J].Adv Atmos Sci,18(5):831-843.

Li T,Wang B,Chang C P,et al.,2003.A theory for the Indian Ocean dipole-zonal mode[J].J Atmos Sci,60(17):2119-2135.

McCreary J P,Kundu P K,1989.A numerical investigation of sea surface temperature variability in the Arabian Sea[J].J Geophys Res:Oceans(1978—2012),94(C11):16097-16114.

McCreary J P,Kundu P K,Molinari R L,1993.A numerical investigation of dynamics,thermodynamics and mixed-layer processes in the Indian Ocean[J].Progress in Oceanography,31(3):181-244.

Murtugudde R,McCreary J P,Busalacchi A J,2000.Oceanic processes associated with anomalous events in the Indian Ocean with relevance to 1997—1998[J].J Geophys Res,105(C2):3295-3306.

Saji N H,Goswami B N,Vinayachandran P N,et al.,1999.A dipole mode in the tropical Indian Ocean[J].Nature,401(6751):360-363.

Sun S,Lan J,Fang Y,et al.,2015.A triggering mechanism for the Indian Ocean dipoles independent of ENSO[J].J Climate,28(13):5063-5076.

谭言科,刘会荣,李崇银,等,2008.热带印度洋偶极子的季节性位相锁定可能原因[J].大气科学,32(2):197-205.Tan Y K,Liu H R,Li C Y,2008.Possible causes for seasonal phase locking of the tropical indian ocean dipole[J].Chin J Atmos Sci,32(2):197-205.(in Chinese).

Vinayachandran P N,Saji N H,Yamagata T,1999.The response of the equatorial Indian Ocean to an unusual wind event during 1994[J].Geophys Res Lett,26(11):1613-1616.

Wang B,Wu R,Li T M,2003.Atmosphere-warm ocean interaction and its impacts on Asian-Australian monsoon variation[J].J Climate,16(8):1195-1211.

Webster P J,Moore A M,Loschnigg J P,et al.,1999.Coupled ocean-atmosphere dynamics in the Indian Ocean during 1997—98[J].Nature,401(6751):356-360.

肖子牛,晏红明,李崇银,2002.印度洋地区异常海温的偶极振荡与中国降水及温度的关系[J].热带气象学报,18(4):335-344.Xiao Z N,Yan H M,Li C Y,2002.The relationship between Indian Ocean ssta dipole index and the precipitation and the temperature over China[J].J Trop Meteor,18(4):335-344.(in Chinese).

Xie S P,Annamalai H,Schott F A,et al.,2002.Structure and mechanisms of south Indian Ocean climate variability[J].J Climate,15(8):864-878.

邢楠,李建平,李耀锟,2014.热带大气对单一型赤道非对称热源的响应[J].大气科学,38(6):1147-1158.Xing N,Li J P,Li Y K,2014.Response of the tropical atmosphere to isolated equatorially asymmetric heating[J].Chin J Atmos Sci,38(6):1147-1158.(in Chinese).

Yamagata T,Behera S K,Rao S A,et al.,2003.Comments on “Dipoles,temperature gradients,and tropical climate anomalies”[J].Bull Amer Meteor Soc,84(10):1418-1422.

晏红明,杨辉,李崇银,2007.赤道印度洋海温偶极子的气候影响及数值模拟研究[J].海洋学报,29(5):31-39.Yan H M,Yang H,Li C Y,2007.Numerical simulations on the climate impacts of temperature dipole in the equatorial Indian Ocean[J].Acta Oceanologica Sinica,29(5):31-39.(in Chinese).

杨明珠,丁一汇,2006.印度洋海表温度的变化及其对印度夏季季风降水影响的诊断研究[J].海洋学报,28(4):9-16.Yang M Z,Ding Y H,2006.Diagnostic study of the variation of Indian Ocean sea surface temperature and its impact on indian summer monsoon rainfalls[J].Acta Oceanologica Sinica,28(4):9-16.(in Chinese).

于波,管兆勇,2009.亚洲夏季风环流结构与热带印度洋偶极型海温异常[J].大气科学学报,32(6):765-775.Yu B,Guan Z Y,2009.Simulated structural changes of Asian summer monsoon circulation in association with Indian Ocean dipole SSTAs[J].Trans Atmos Sci,32(6):765-775.(in Chinese).

Based on NCEP and GODAS monthly reanalysis data for the period 1982—2013,we explored the influence of atmospheric and oceanic processes on the SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean during Indian Ocean Dipole(IOD) events using regression analysis,composite analysis and a 2.5-layer dynamic upper-ocean model.Results show that the SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean,which plays a key role in the formation and maintenance of IOD events,has an advanced phase in comparison with that of the SST anomaly over the equatorial West Indian Ocean.The intensity of the SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean is stronger than that over the equatorial West Indian Ocean during the entire cycle of IOD events.The SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean matures in the fall,whereas over the equatorial West Indian Ocean it matures in winter.Strong moisture transport from the Arabian Sea,northeastern Indochina Peninsula,and southwestern Bay of Bengal,to the eastern Bay of Bengal,results in significantly increased rainfall over the eastern Bay of Bengal in early summer.Latent heat release because of the heavy rainfall anomaly over the eastern Bay of Bengal perhaps strengthens the local meridional circulation crossing the equatorial eastern Indian Ocean.The local meridional circulation crossing the equatorial eastern Indian Ocean may contribute to the southerly wind anomalies off the coast of Sumatra.The southerly wind anomalies off the coast of Sumatra may lead to a negative SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean through enhanced entrainment and zonal advection.Then,the rapid enhancement of southeast wind anomalies off the coast of Sumatra stimulated by the negative SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean and easterly wind anomalies in the central-eastern equatorial Indian Ocean,transport moisture from the equatorial Southeast Indian Ocean to the equatorial West Indian Ocean.This leads to less rainfall over the Bay of Bengal and equatorial Southeast Indian Ocean,and more rainfall over the West Indian Ocean.Westward-propagating warm Rossby waves south of the equator stimulated by anomalous anticyclones could lead to a warming SST anomaly over the Southwest Indian Ocean.Therefore,the southeast wind anomalies off the coast of Sumatra,because of the heavy rainfall anomaly over the eastern Bay of Bengal,through the local meridional circulation crossing the equatorial eastern Indian Ocean,leads to a negative SST anomaly over the equatorial Southeast Indian Ocean and contributes to the birth of an IOD event.

eastern Bay of Bengal;heavy rainfall anomaly;Indian Ocean Dipole;SST anomaly;upper-ocean model

(责任编辑：张福颖)

Possible triggering of the Indian Ocean Dipole by early summer rainfall anomalies over the eastern Bay of Bengal

GUI Fayin1,TAN Yanke1,LI Chongyin1,2,LI Xin1,CHEN Xiong1

1CollegeofMeteorologyandOceanography,PLAUniversityofScienceandTechnology,Nanjing211101,China;2LASG,InstituteofAtmosphericPhysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20160503001

引用格式：桂发银,谭言科,李崇银,等,2016.初夏孟加拉湾东部降水异常对印度洋海温偶极子的触发作用[J].大气科学学报,39(5):589-599.

Gui F Y,Tan Y K,Li C Y,et al.,2016.Possible triggering of the Indian Ocean Dipole by early summer rainfall anomalies over the eastern Bay of Bengal[J].Trans Atmos Sci,39(5):589-599.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20160503001.(in Chinese).

*联系人，E-mail:yktan@sohu.com