南印度洋气候变率的结构和机制外文翻译资料

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南印度洋气候变率的结构和机制

SHANG-PING XIE1 AND H. ANNAMALAI 气候期刊

夏威夷大学国际太平洋研究中心，马诺阿，夏威夷檀香山

国际太平洋研究中心和夏威夷大学海洋系，马诺阿，檀香山，夏威夷

摘要

在热带南印度洋（SIO），存在一个独特的开放海洋上翻流，这是东南信风和赤道西风之间的负的风旋度造成的结果,加深了西部的温跃层。现场测量和模式同化数据的分析揭示了温跃层变率对该上升流中的海表温度（SST）的强烈影响。厄尔尼诺 - 南方涛动（ENSO）被发现是SIO温跃层变化的主要影响因素，苏门答腊和印度尼西亚的海表面温度变化，也作出了重大贡献。当发生厄尔尼诺或苏门答腊冷却事件时，赤道印度洋出现异常的东风，在热带南印度洋中迫使向西传播下沉支的罗斯贝波。与动力学罗斯贝波同位相，存在海表温度的显著传播。此外，在罗斯贝波诱发的正海表温度异常上发现正的降水异常，或者仅仅在其南侧，导致表面风场中的气旋环流，其反馈到海表温度异常。最后，这一下沉的罗斯贝波还通过其海表温度效应增加热带南印度洋中的热带气旋活动。

这种耦合的罗斯贝波提供了热带南印度洋西侧的海表温度和热带气旋的潜在可预测性。 这些结果表明，考虑到上升流的存在和罗斯贝波动力学的模型将比使用整块海洋混合层的模型具有更好的季节性预报。 滞后相关分析表明，印度尼西亚爪哇岛的海表温度异常趋向于在苏门答腊岛之前的一个季节，这一时间线可能进一步提高印度洋的可预测性。

1. 介绍

赤道太平洋的厄尔尼诺 - 南方涛动（ENSO）对全球气候产生强烈影响。在厄尔尼诺期间，大气层深对流的中心从印度尼西亚转移到中赤道太平洋，减少了赤道印度洋和西太平洋的对流。这种对流的转移驱动异常的西风，为东太平洋的异常高海表温度（SST）提供了正反馈。在印度洋，响应包括赤道附近的异常东风，随后是盆地变暖。印度洋是唯一的热带海洋，赤道上的年平均风是西风。由于风力弱，赤道温跃层平坦而深（图1）。这样的年平均气候 - 深度温跃层和赤道上升流的缺乏限制了温跃层深度变化对海表温度的影响，这是Bjerknes反馈的一个关键因素，导致印度洋不能发展其自己的年际变率， 因此必须遵循太平洋ENSO。然而，偶尔地印度洋发展赤道冷舌几个月，大气对流，风，温跃层深度和海表温度共变的方式符合Bjerknes对太平洋建议的正反馈回路。东部赤道印度洋寒冷SST的不稳定发展似乎是由印度尼西亚苏马特拉的异常季节性上升流引起的。 这种苏门答腊冷却事件并不总是与太平洋厄尔尼诺现象一致发生，从而为印度洋 - 大气发展提供独立于ENSO的变异性。有观测证据表明，印度洋某些地区的SST变异性不能被一个被动的，垂直的一维板混合层所模拟。在对1952 - 92年观测资料的分析中，Klein et al。 （1999）报告，地表热通量异常解释了大多数热带印度洋的ENSO引起的盆地变暖，但确定西热带南印度洋（SIO）是例外，表明一些尚未确定的机制在工作那里。 Lau和Nath（2000）强迫大气环流模式（AGCM）与观测到的SST的时间演变在热带气候，同时允许SST其他地方与大气层相互作用根据板混合层模型。这种部分耦合模型中基于ENSO的复合SST异常类似于北印度洋的观测，但是在赤道和热带南印度洋的观测结果较弱，有时具有相反的符号。[也参见Alexanderetal。（2001年，提交给J. Climate，下文称为ABNLLS）用于具有较大集合大小的模拟]。因此，Lau和Nath（2000）的模型结果与Klein等人的模型结果一致。 （1999），并且这些研究表明，除ENSO诱导的表面热通量变化之外的机制影响热带SIO的年际SST变异性。与这些大气研究一致，海洋模式结果（Murtugudde和Busalacchi 1999; Murtugudde等人2000; Behera等人2000; Huang和Kinter 2001）和卫星海面高度（SSH）测量的经验分析（Chambers等人 。1999）表明海洋动力过程有助于西部SIO的SST变率。在本研究中，我们使用模型同化数据集和原位/卫星测量研究SIO气候变率的机制。虽然先前对SIO变异性的研究往往集中在大气层或海洋方面的问题，在这里我们尝试构建一个物理一致的情景，从各种现象耦合海洋-全球互动的角度。我们特别感兴趣的是，地下海洋波浪过程如何影响SST，因为它们携带了过去的风力记忆，并提供潜在的可预测性。为此，我们分析了从模型数据同化中得到的三维海洋数据集（Carton et al。2000）。要研究的关键问题是海洋状态如何为地下过程影响SST的阶段，地下异常的大气强迫是什么？以及这些异常是否对大气产生了重大影响。与第二个问题相关，鉴于印度洋气候重新研究的最新进展，我们将评估ENSO和苏门答腊变化对强迫的相对重要性。我们的主要结论是，西部热带SIO的SST变异性（高达某些季节总变异的50％）的大部分不是局部强迫的，而是由于从东部传播的海洋Rossby波。我们将展示ENSO是这些Rossby波的主要强迫，并且它们在到达西洋后与大气相互作用。这种对西热带SIO的SST的地下效应通过同时存在上升流和浅温跃层而成为可能。

本文的结构如下。第2节介绍数据集。第3节描述了印度洋气候的平均状态，确定了地下海洋对SST有重大影响的地区，并将地下可变性与海洋Rossby波相关联。第4和5节分别检查这些Rossby波的强迫以及它们如何与大气球相互作用。第6节讨论了SIO其他部分的年际变率。第7节是一个总结，并讨论这项研究的影响。

1. 数据

开阔海洋中的水文测量通常在空间和时间上稀疏和不均匀分布。在20世纪80年代后期和1992年以来，卫星测高法测量极大地增强了我们在中期到年际时间尺度上推断温跃层变异性的能力。 Carton et al。 （2000）使用海洋总循环模型来将不均匀分布的海洋测量值插入到温度，盐度和当前速度的三维全局场中。这种简单的海洋数据同化（SODA）产品将是下面分析的主要数据集。它在中纬度的分辨率为18 3 18，经度纬度的纬度经度分辨率为0.458 3 18，在海面附近有15个分辨率和20个垂直高度。虽然随着更多的数据可用和同化技术的进步，这种模型同化的产品将随着时间而改进，但我们认为SODA是热带海洋的历史的合理表示，其中波动力学是地下可变性的主要机制，正向模型在受观测风力作用时给出适当的模拟（例如，Murtugudde等人2000; Behera等人2000）。我们将分析1970年至1999年的SODA，这是一个使用消耗性浴热图（XBT）和电导率 - 温度 - 深度（CTD）传感器在世界各地广泛使用的时期，导致测量数量大大增加到200米以下（Carton et 2000）。使用1950 - 99年较长记录的分析给出定性的相同结果。

图1年平均分布风应力（a）（向量在N m ²²）SST（等值线为℃）及其年际rms方差（色调）的年平均分布。 和（b）20℃等温深度（以m为单位的轮廓）及其与局部SST异常（色调）的相关性。

我们使用重复的XBT线[世界海洋循环试验（WOCE）IX-12]，它从1986年开始，从西北（11.38N，52.38E）到东南（31.78S，114.98E）印度洋-moto和Meyers 1998）。应当注意，IX-12线不完全重复，在SIO中个体观测站在经度上分布多达108个（Pigot和Meyers 1999）。在第3节中预先给出的分析中，SODA与原位XBT测量非常好地比较，并且能够在XBT线上产生平滑过渡，这表明同化不会过度拟合给观测。 SODA进一步与自1993年以来可获得的TOPEX / Poseidon（T / P）海面高度测量结果相当好地（未示出）。我们还将SODA SST与自1982年以来可用的卫星原位混合数据集（Reynolds和Smith 1994）进行比较，并且两个数据集在重叠期间（未示出）给出类似的结果。

为了研究与大气的相互作用，我们使用基于1950-92年综合海洋 - 大气数据集（COADS; da Silva等人1994）的风应力和国家环境预测中心 - 国家大气预报中心（NCEP-NCAR）再分析（Kalnay等，1996），与用作SODA的表面强迫的数据相同。为了更好地解决沿海风，我们使用欧洲遥感（ERS）卫星的风应力测量的8年（1992-99）气候学。在热带地区，地表风和深对流通常紧密耦合。本研究使用1979-99年Clipate预测中心（CPC）预处理合并分析（CMAP）数据集得出的每月降水异常（Xie和Arkin 1996）。为了研究严重的天气干扰，从1951-98（Mitchell 2001）的旋风轨道数据确定了48纬度3 58经度网格上的命名热带风暴/旋风的天数。

在我们的分析中，首先计算研究期间的月平均气候。 然后，将年际异常计算为与该气候学的差异。 除非另有说明，我们在下面的分析中使用SODA SST和温跃层深度以及合并的COADS-NCEP风应力。

1. 热带西热带SIO的热带反馈

在热带海洋中，风引起的上升流与浅的温跃层组合通常导致气候SST的局部最小值。在存在上升流的情况下，温跃层深度 △h的变化可导致SST异常，其可能与局部大气强迫不相关。这种在SST上的“温跃反馈”是ENSO的核心，它表现为SST方差最大值，从南美洲沿海沿赤道延伸到西部。我们强调，单独的上升流并不足以使该温跃反馈运行。例如，在国际日期线附近，东风风维持赤道上升流，但这个温跃层反馈只是次要的（Schiller et al。2000），因为温跃层有深（160米）。因此，上升流和浅的温跃层是该温跃反馈的必要条件（例如，Neelin等人1998; Xie等人1989）。在本节中，我们首先表明，温跃反馈在西热带SIO活跃。一般来说，我们使用208C等温深度（以下为Z20）作为温跃层深度的代表。然后，我们显示 △h有远程强迫东部的Rossby波。

1. SST和温跃层深度的变异性

图二气候风压应力向量（N m²²）和年际变化的SST的均方根（轮廓;阴影0.7℃）的偏差段沿赤道97^。E，然后沿印尼海岸东南部。 沿岸/赤道风分量显示为水平（垂直）。 SST是基于1982 - 2000年的卫星/原位混合产物和1992 - 99年的ERS散射仪测量风。

图三1998 - 2000年的自然对数是由SeaWiFS卫星测量的平均叶绿素浓度（mg m ^-3）

图1显示了年际SST变率与年平均SST和地表风应力的均方根（rms）方差。 注意，沿着赤道没有SST方差最大值。 在弱赤道西风下，温跃层在沿赤道120 m处几乎平坦。 西风与深层温跃层一起抑制了赤道SST上的温跃层反馈，造成那里没有方差最大值。

在亚洲夏季风季节，强烈的沿海上升流发生在西部的索马里和东部的印度尼西亚以外，造成这些上升流地区中的每个上升流地区的当地SST方差最大。图2给出了印度尼西亚最大值的详细视图，在印度尼西亚西海岸到97^。E之后的空间坐标上显示SST均方根方差，然后与赤道重合。沿岸风在4月开始增加，然后随着太阳和大气深对流的北移而加剧。这些沿海的东南海岸带导致沿海上升流，导致均方根SST方差增加2倍。最大SST方差首先出现在印度尼西亚爪哇海岸，4月，然后沿着最大沿岸风和沿海上升沿向西北移动。这种沿海SST变率在8月延伸到赤道。 SST方差在苏门答腊和10月赤道上峰值，然后快速衰减。

在开放的印度洋，SST方差明显大于赤道北部以南。增强的SST方差发现在西部热带SIO，从5^。到15^。S和50^。到80^。E。与北印度洋的季风相反，SIO中全年都有东南风的风。年平均东南风速度高峰在15^。和20^。S之间，而在东南信风和赤道西风之间的旋度意味着上升流区常年发生在5^。到15^。S区域。到最低阶，风旋度是区域一致的，其驱使气旋性赤道环流与温跃层向西运动（例如，Schott和McCreary 2001）。 Z20最小值在8^。S，60^。E，约70米，在赤道东太平洋1208W观测到的深度。与其他主要的上升流带不同，西部SIO上升流不会导致年平均SST的局部SST最小值，可能是因为它相对较弱，其影响被赤道SST梯度掩盖。然而，它确实表现为由海视野宽视场传感器（SeaWiFS）卫星测量的叶绿素浓度的子午最大值（图3;也参见Murtugudde等人1999）。

为了更准确地测量温跃层反馈，我们计算Z20和SST年际变率r（z，SST）之间的相关性。我们注意到，这种相关性可能低估了真实的地下影响，因为它通过上升流/夹带仅测量地下可变性的局部效应，并且可能不适当地考虑与温跃层变化相关的异常电流引起的水平平流。如预期，在索马里和印度尼西亚的季节性上升流带中发现高年际变率r（z，SST）值（图1b）。此外，西部SIO出现高度相关，与浅的温跃层和局部SST方差最大值有关。我们的结论是，这种开放式海洋上升流导致温跃层变异性增强SST变异性，其中温跃层很浅。

我们使用卫星SSH和SST测量在1999年10月至1999年12月进行了相同的相关分析，这两者都可用。 SODA-和基于卫星的结果是相似的。特别地，SIO开放海洋上升流和苏门答腊沿海上升流带中的高r（z，SST）相关性在两种分析中都显着，具有可比较的幅度和空间分布。

b.使用XBT数据验证

澳大利亚联邦科学与工业研究组织（CSIRO）海洋研究自1986年以来一直保持着一个重复的XBT线，它横跨西SIO的浅温跃层区域的东部边缘（图4的插图）。 从这个长期原位数据集，我们构建双月气候学和年际

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