海气相互作用在厄尔尼诺激发的北印度洋增暖长期持续中的作用外文翻译资料

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海气相互作用在厄尔尼诺激发的北印度洋增暖长期持续中的作用

摘要 厄尔尼诺会在热带印度洋（TIO）激发出时滞一季的海盆尺度增暖。其中北IO（NIO）表现尤为明显，它产生了独特的双峰增暖模态，且第二次增暖的振幅较第一次更大，并在整个夏季都维持得很好。有研究表明，TIO增暖对西北太平洋和东亚夏季风十分重要。受其启发，本文主要运用观测数据和大气环流模式探究了NIO第二次增暖的机制。结果指出，TIO内部的海气相互作用是维持TIO增暖持续整个夏季的关键。在厄尔尼诺发生期间，通过沃克环流的调节，反气旋风旋度异常会在南TIO强迫出一支下行罗斯贝波，导致温跃层浅薄的热带西南IO（SWIO）产生SST持续增暖。在厄尔尼诺次年的春季和初夏，这种SWIO增暖会维持一种反对称大气异常模态，主要表现为赤道以北（南）有东北（西北）风异常。当NIO的平均风向在五月转为西南风时，这种东北风异常会通过减小风速和表面蒸发来强迫出能维持整个夏季的第二次增暖现象。大气环流模型试验表明，这种反对称大气模态是对TIO增暖的响应，反映了二者之间的相互作用。因此海洋动力和罗斯贝波对SWIO局部地区和赤道以北整个海盆的增暖都很重要，这一结果对气候的可预测性和预测工作具有重大意义。

1. 引言

厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）是赤道太平洋的一种海气相互作用模态， 它对全球气候有深远影响。例如，厄尔尼诺会导致热带印度洋（TIO）产生时滞一季的海表温度（SST）异常增暖（Klein等 1999；Lau和Nath 2000，2003；Alexander等 2002）。这种海盆尺度的增暖型十分显著，以至于Weare(1979)在进行早期研究时，就已经从稀疏的船舶观测数据里检测到了。印度洋海表温度方差的EOF第一模态表现为整个海盆、中国南海（SCS）以及印尼海域一致增暖（图1）。这种模态被称为印度洋海盆模态（IOBM；Yang等 2007）。印度洋海盆模态与尼诺3.4区海温指数有着很高的相关性，当其落后尼诺3.4区指数5个月时，相关系数为0.91。EOF第二模态体现出的印度洋偶极子（IOD）在西印度洋呈现微弱增暖，在爪哇和苏门答腊沿岸以西则呈现大规模冷却（Saji等 1999；Webster等 1999）。IOD涉及到的海洋动力调整机制表明了皮叶克尼斯反馈的存在。为了进一步讨论IO在季节内至年代际时间尺度的变率，本文参考了Schott等（2009）的研究。另外，Yamagata等（2004）对IOD做出了系统性的评述，Annamalai和Murtugudde（2004）关注了IO对于亚洲季风的影响，Chang等（2006）则关注了海洋动力因素在IO气候变化中的作用。

本文将主要讨论IOBM。另外，我们也尤其关注TIO异常增暖持续近一年的主导因素。图2给出了热带印度洋海表温度与尼诺3.4指数的相关系数，以及TIO海温回归11月（0）至1月（1）[ NDJ ( 0 ) ] 尼诺3.4区海温指数。这里的“0”和“1”分别表示厄尔尼诺的发展年和衰减年。尼诺3.4区海温在4～6月（1）会急剧降低，但TIO的异常增暖现象却能继续维持4～6个月之久，直到8～9月（1）才发生衰减。近期研究表明，IOBM不只是对ENSO的被动响应，还起着电容器的调节作用。ENSO正如充电过程一样影响着IOBM，而IOBM则像电容器放电一样影响气候（Yang等 2007；Xie等 2009）。事实上，TIO的SST异常可能会影响ENSO的振幅（Yu等 2005；Wu和Kirtman 2004）；Dommenget等 2006）、发展（Annamalai等 2005）和终止（Kug和Kang 2006）。TIO增暖会导致西北（NW）太平洋对流层下部在厄尔尼诺的衰减期生成异常反气旋（Watanabe和Jin 2002），也会导致印度夏季风爆发延迟（Annanalai等 2005）。次年夏季，随着赤道太平洋ENSO海温异常的消失，持续的TIO增暖强迫亚热带NW太平洋生成异常反气旋（Yang等 2007；Xie等 2009）。

表面热通量是影响TIO的一个重要机制。主要表现为ENSO诱发的大气环流变化会减少云量和蒸发，从而导致TIO海盆大部分区域都产生增暖现象（Klein等 1999；Alexander等 2002；Lau和Nath 2003；Tokinaga和Tanimoto 2004）。赤道西南IO（SWIO）却是一个例外的区域，因为在这里，海洋罗斯贝波才是增暖的主要原因（Xie等 2002；Huang和Kinter 2002）。在厄尔尼诺成熟期，沃克环流中的大气变化会使南IO产生反气旋异常，在海洋强迫出下行罗斯贝波（Masumoto和Meyers 1998；Yu等 2005）。罗斯贝波在向温跃层浅薄的南印度洋传播时，不仅使其温跃层加深，还提升了海表温度（Xie等 2002）。尽管SWIO的增暖和TIO其他部分的增暖看似独立，但我们的研究表明前者在厄尔尼诺衰减期起着维持后者的作用。

虽然触发IOBM的机制已经得到广泛研究，但是它长期持续的原因却仍鲜为人知。因此，探究TIO在6～8月[ JJA ( 1 ) ]对ENSO影响的维持作用（Xie等 2009）显得尤为重要。TIO的增暖十分复杂，在厄尔尼诺已经消退后，北IO（NIO）和SCS在JJA（1）都会产生特别的二次增暖现象（Fig. 2）。我们已知大气的大尺度环流变化导致了上述两个区域SST在夏季出现第二峰值，但尚不清楚这种大气环流变化的成因是什么。

当大气中出现反对称模态时，也就是3～5月（1）左右，NIO增暖会在冬夏峰值区之间有所减弱。同时，南（北）半球的赤道西北（东北）急流异常，降水增多（减少）（Kawamura等 2001；Xie等 2002；Wu 等 2008）。Kawamura等（2001）提出，这个大气反对称结构是由一个正的风-蒸发-海温（WES）反馈造成的。事实上，赤道两侧的信风在早春和冬季盛行，为WES反馈提供了必要条件（Xie和Philander 1994）。Wu等（2008）的全球大气环流模式（GCM）研究结论指出，ENSO遥相关通常会触发TIO的海气相互作用，因此产生了这个反对称模态。但这些研究结论仍不能解释海洋动力作用对早春TIO反对称模态形成的意义。受观测SST强迫的GCM-平板混合层耦合模式结果表明，由罗斯贝波激发的SWIO增暖会锚定这个反对称模态。但因为缺失海洋罗斯贝波的动力机制，模式无法再现南TIO增暖和厄尔尼诺次年春季的反对称风模态（Lau和Nath 2003的Fig. 3和Fig. 4）。风异常模态显然又会通过表面热通量来影响TIO随后的SST异常。

近期有研究利用观测诊断资料和海气耦合模式来探究海气过程对厄尔尼诺诱发的热带TIO增暖现象长期维持的作用。我们主要关注NIO和SCS夏季海温增暖出现第二峰值的成因机制。我们的研究结果显示，SWIO的罗斯贝波在春季激发出了反对称风模态。这个反对称风模态，尤其是赤道以北的东北急流异常，在五月偏转为西风时会减少区域内蒸发量，从而在NIO造成第二次海温异常增暖现象。因此，这个增暖现象是由IO大气内部互相作用引起的。

本篇论文的剩余部分结构如下。第二部分描述了资料、方法和大气GCM试验。第三部分分析混合层的热量收支平衡及TIO几个子区域的海温增暖机制。第四部分探究了海气相互作用对NIO增暖的影响。有猜想称：SWIO罗斯贝波会锚定春季反对称风模态和夏季海温二次增暖现象，GCM试验则证实了这一假说。第五部分探究了TIO增暖的其他可能因素，并举出了一个案例的分析。第六部分为全文总结。

1. 资料与模式

数据

本文用到了美国国家环境预测中心能源部（NCEP-DOE）的月平均再分析数据（Kanamitsu等 2002），其中包括海温、10-m风、表面潜热通量、比湿和气温资料。时间长度为1979年1月至2007年12月。地表总辐射资料来源于国际卫星云气候学计划（ISCCP），时间长度为1983年7月至2004年12月（Schiffer和Rossow 1985）。气候预测中心（CPC）合并分析降水量提供了1979年1月至2007年11月的月降雨率（Xie and Arkin 1979）。

海温、海平面高度（SSH）和混合层深度，是选用了NCEP/NCAR 1950年1月至2003年12月的日再分析资料，经地球模拟器（OFES；Masumoto等 2004；Sasaki等 2008）的全球海洋环流模型后报得到的。模式的分辨率为0.1°times;0.1°，垂直方向共54层。在上部200m层内，垂直方向的分辨率由5至15m不等。我们分析了1979年1月至2003年12月的输出结果，发现卫星高度计观测数据和OFES后报出的SSH变化的相位基本一致。

IO的季节内（Han等 2007）和年代际变化（Deser等 2004）都很强。就后者而言，从二十世纪50年代起，SST就一直保持着稳定上升的趋势（e.g.，Du 和 Xie 2008）。本文选用4-84个月的带通滤波器来提取年际异常信号。对于表面热通量，我们定义使海洋增暖的向下通量为正。

本文以尼诺3.4区NDJ月（0）平均海温指数的回归和相关为主。滤波后时间序列的典型不再相关时间略小于1.5年（Fig. 2）。对1979年至2007年的海温和降水时间序列，我们考虑到滤波器的旁瓣效应，在剔除第一年和最后一年后，得到的自由度是18。通过t检验表查到，95%置信度对应的相关系数是0.44。

潜热通量分解

潜热通量（LHF）的变化涉及到大气条件（例如风速）和海温的改变。LHF的体积公式可以表示为：

， （1）

其中表示表面空气密度，L表示蒸发潜热，表示传输系数，W表示地面风速，RH表示相对湿度，是海气温差，表示克劳修斯 - 克拉佩龙方程得到的饱和比湿。

LHF通常被视为混合层收支分析中的一种简单阻尼，但它实际上却是由大气强迫和海洋响应组合而成的。海洋的响应来源于SST与蒸发的相关关系，通过将上述体积公式线性化可以得到牛顿冷却公式：

， （2）

上划线和上撇号分别表示平均值和扰动值，且。剩余项可以看作主要由风速、相对湿度和气-海温差引起的大气外强迫。类似的分解方法也被应用于大气通过潜热通量强迫出海温变化的过程。

大气GCM

为了研究IO-大气相互作用过程，我们用到了一个基于欧洲中期数值预报中心（ECMWF）模式的全球大气环流模型——德国汉堡马克思普朗克气象研究所开发的ECHAM5模式（Roeckner等 2003）。ECHAM5有着光谱动态内核，并使用了半隐式跳跃时间差分方案。我们使用的三角形截断版本在纬向上的波数为63（T63；相当于水平分辨率为1.9°），垂直方向有19个sigma层。

此模式受观测海温和月平均态的海温驱动。我们分析了控制（CTL）模拟中一段20年长度的结果，一共进行了三次试验。在TIO组里，我们对TIO区域（20°S-20°N，40°-110°E）的海温增加1℃。另外两组分别对南TIO区域（SIO；20°S-0°，40°-110°E）和SWIO区域（20°S-0°，40°-80°E）进行了同样的SST异常处理。在这三组试验里，海温异常都不随时间变化，且一共模拟了20年。因此，试验相当于20个成员集成的运行。

1. 增暖的局地特征

图3是40°-100°E纬向平均海温回归NDJ（0）尼诺3.4海温指数图。典型回归系数是0.2-0.3℃，对应振幅约为0.3-0.45℃。TIO第一次增暖是在9-10月（0），出现在赤道附近，中心分别位于10°N和20°S（Fig. 3a）。此次增暖持续近一年，直至7-8月（1）。根据其演化特征，TIO增暖可以被分为三个不同的区域性增暖，分别是：NIO、近赤道地区（0°~15°S）和亚热带（15°~30°S）南印度洋（SIO）。SIO又可以根据SST异常的相位差异（Fig. 2）进一步分割为东、西海盆。我们将在下一部分继续阐述这一话题。

NIO增暖的特点是在10-11月（0）和JJA（1）分别出现两个峰值。通常而言，TIO的局地海温异常与大气强迫分量LHF（AtF-L）有着较好的相关关系，此时后者领先前者约1-2个月（Fig. 3b）。但海洋动力和云辐射强迫作用显著的近赤道SIO却是个例外。在厄尔尼诺成熟期，亚热带SIO东部会有反气旋生成，其带来的异常西风会削弱盛行的东南信风，造成从10月（0）持续到5月（1）的亚热带SIO强烈增暖过程（Behera和Yamagata 2001；Xie等 2002；Chiodi和Harrison 2007）。在热带东太平洋观测海温的强迫下，一个全球大气环流模型和TIO区域平板混合层模型的耦合模式捕捉到了这一亚热带的增暖现象，但未能捕捉到热带SIO区域的增暖信号（Alexander等 2002；Lau和Nath 2003）。

1. 北印度洋和中国南海

在NIO区域，AtF-L显示出与海温增暖几乎同步的两个峰值，且都与东风异常有关（Fig. 3b）。图4展现了这个在NIO和SCS呈双峰型增暖的纬向结构。与前文相似，AtF-L总体上和海温异常的相关良好，前者领先约1-2个月。9-11月[SON（0）]的增暖主要局限于阿拉伯海，此处的东北风会削弱平均西南风（Lau和Nath 2000）。之后AtF-L会出现弱降温，与东风异常一起加强东北季风。当风向在4-5月（1）转为西风时，AtF-L随东风异常变为正，导致阿拉伯海至孟加拉湾在JJA（1）出现第二次增暖。

SCS的增暖也会在12月（0）和8月（1）分别达到两次峰值。这两次增暖分别滞后NIO的增暖1-2个月。Chen等

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