2018, Vol. 34
2. 中国科学院大气物理研究所/LASG国家重点实验室，北京 100029;
3. 中国人民解放军92859部队，天津 300060;
4. 中国人民解放军61936部队，海南 海口 571100
2. LASG, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. Army 92859 of PLA, Tianjin 300060, China;
4. Army 61936 of PLA, Haikou 571100, China
印度洋偶极子(Indian Ocean Dipole，IOD)是赤道印度洋海表温度异常(SSTA)的一种东西向振荡模态。Saji等[1]将赤道西印度洋(50~70 °E, 10 °S~10 °N)和赤道东印度洋(90~110 °E, 10 °S~0 °)SSTA距平的区域平均之差定义为IOD指数。正IOD发生时，赤道西印度洋SST为正异常，赤道东南印度洋苏门答腊沿岸SST为负异常，与之相伴在苏门答腊沿岸有东南风异常，在赤道中东印度洋有东风异常；反之，负IOD事件具有相反的特征[2-3]。IOD事件是热带印度洋年际尺度的主要模态之一，具有显著的年际振荡特征[4]。IOD事件通常发生于5—6月，发展于7—8月，成熟于9—10月，衰亡于11—12月，具有明显的季节锁相特征[1, 5-6]。
IOD事件的发生会对印度洋周边地区以及全球不少地区的天气气候产生重要影响[1, 7-9]。正IOD事件有利于印度次大陆降水显著增加，而使得东亚地区经历高温干旱，澳洲季风降水异常减少[8, 10-11]。李崇银等[12]指出IOD事件不仅可以直接影响对流层底层的流场，还可以通过影响对流层上层青藏高原反气旋以及西太平洋副热带高压，影响亚洲夏季风，可以进一步导致我国气候异常。IOD事件和中国夏季汛期降水有很好的关系[13-15]，IOD事件很可能还通过导致PJ波列变化来影响我国的降水[8, 16]。
自从IOD被提出以来，IOD与ENSO的关系如何就一直存在争议。虽然Saji等[1]和Webster等[2]认为1997年的IOD事件可能不是对赤道太平洋El Niño事件的响应，而是由印度洋自身海气相互作用的结果，其中赤道印度洋东风异常和苏门答腊沿岸东南风异常对正IOD事件的形成和演变具有重要作用。但不少研究表明El Niño事件的发生会导致Walker环流减弱，有利于海洋性大陆上空出现异常下沉气流以及赤道印度洋上空出现东风异常，对于IOD事件的产生具有重要意义[17-23]。并且IOD峰值位相期间（9—11月），IOD指数和El Niño指数的相关系数高达0.53[24]，表明IOD与ENSO存在较密切的关系。有研究认为，在El Niño发展期(夏秋季)，在赤道东南印度洋区域和西北太平洋区域大气中激发出下沉异常反气旋，其中赤道东南印度洋的反气旋在苏门答腊沿岸导致强烈的上升流，在其西侧激发下沉暖性海洋Rossby波，最终导致IOD事件的发生[25-26]。在El Niño发展期，来自太平洋的ITF也会触发苏门答腊沿岸的温跃层温度异常，进而影响IOD事件的爆发[27-29]。Guo等[30]认为在El Niño衰减期间的IOD主要是由于西向传播的Rossby波，以及夏季风爆发后赤道西北印度洋上空的“风-蒸发-SST”反馈机制造成的[31-32]。
很显然，IOD事件的生成机制很可能有多种原因，El Niño的发生对IOD无疑有重要作用。那么实际存在的IOD，主要有与El Niño相联系的IOD及单独存在的IOD两类。本文将通过资料分析和简单模式结果，揭示在有无El Niño事件的情况下，IOD事件发生发展过程中，印度洋海气耦合过程的不同特征，进而深入了解IOD事件的不同机制。
2 资料与方法本文使用的数据主要是NCEP/NOAA-CIRES 20th Century Reanalysis version 2的逐月海平面气压、风场、比湿场、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、海表长短波辐射等再分析数据，时间长度为1901—2010年。同时也用到SODA的逐月海温、海流以及海表面高度资料，空间分辨率为0.5 ° × 0.5 °，时间长度为1901—2010年。
本文使用的主要方法为统计合成分析以及2.5层简化海洋模型[33-34]的数值模拟等。要素异常值的计算方法为，先求出季节气候态，然后相应月份减去相应的季节气候态数据，最后去除线性趋势得到异常值。IOD指数主要根据SODA表层5 m深度处的海温数据，采用Saji等[1, 35]的定义计算而得。当季节平均的IOD指数连续三个月以上大于(小于)0.5个标准差，且赤道东印度洋苏门答腊沿岸的海温异常和赤道西印度洋海温异常的符号相反，定义为一次IOD事件。关于El Niño事件，目前已有研究从不同角度给出定义及指数[36-38]，但为简便我们仍用传统的方法，其标准为Niño3.4指数连续5个月大于0.5 ℃定义为一次El Niño事件。本文所定义的El Niño事件与许多研究中给出的基本一致。由于一部分正IOD事件伴随El Niño事件的发生发展，一部分正IOD事件为独立发生，但也还有极少数的正IOD事件伴随La Niña事件发生发展，但此类IOD事件出现几率很小。因此，本文主要关注前两类事件，并把El Niño事件和正IOD事件同时发生的IOD定义为CO El Niño-IOD(联合IOD)，把既无El Niño也无La Niña发生时的正IOD事件定义为Pure IOD（独立IOD），把既无正IOD事件也无负IOD事件发生时，所发生的El Niño事件定义为Pure El Niño(独立El Niño)。各类事件发生的年份如表 1所示。
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表 1 El Niño事件及正IOD事件对应年份 |
这里我们首先通过分析海表大气、海洋表层和次表层物理量的时空演变特征，来揭示两类IOD事件激发演变机制的差异，以及El Niño事件对印度洋海温异常可能的影响。
3.1 不同类型IOD事件所对应的海温异常演变特征图 1给出的是对应不同类型IOD事件，其IOD和El Niño指数的时间演变特征，对于联合IOD事件，1—4月Niño3.4指数从负逐渐增加，随后转为正，且持续加强到12月；IOD指数变化相对比较缓慢，从6月才开始增强，并于10月达到极大值，随后开始减弱(图 1a)。对于独立IOD事件，其Niño3.4指数数值较小，并且其变化不是很显著；而IOD指数在5月左右才开始增强，在9月附近就已经达到极值，随后开始减弱，其强度比联合IOD要弱(图 1b)。
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图 1 不同类型事件中Niño3.4指数和IOD指数的时间演变特征 a.联合IOD；b.独立IOD。单位：℃。 |
上述结果表明，独立IOD事件发展于5月，成熟于9月左右；而联合IOD事件则发展于6月，成熟于10月左右，且联合IOD事件的强度比独立IOD事件强。
为了进一步揭示不同类型事件在印度洋几个不同关键海区(它们在IOD发生和演变过程中有重要作用)的SSTA变化特征差异，对赤道西北印度洋(Northwest：50~70 °E，0 °~10 °N)、赤道西南印度洋(Southwest：50~70 °E，0 °~10 °S)和赤道东南印度洋(Southeast：90~110 °E，0 °~10 °S)三个区域的平均SSTA进行对比分析。其结果显示(图 2)：对于联合IOD事件，1—5月印度洋海温以负异常为主，其中赤道西南印度洋和赤道西北印度洋海温异常一直维持较强的增暖趋势，赤道西北印度洋的增暖成熟于10月，赤道西南印度洋的增暖成熟于11月，两海区的海温异常强度相当；而赤道东南印度洋海温负异常发展于6月、成熟于9—10月。虽然赤道西印度洋海温异常的强度和赤道东南印度洋海温异常强度相当，但是赤道西印度洋海温异常的发展，却要早于赤道东南印度洋。因此可以认为，相对赤道东南印度洋SSTA，赤道西印度洋早期SSTA的演变，对此类IOD事件的发生发展可能起着更重要的作用(图 2a)。对于独立IOD事件，1—5月整个印度洋海温以正异常为主，赤道西北印度洋弱的海温正异常稳定少变，随后强度有所降低，赤道西南印度洋海温正异常也是直到6月才开始缓慢发展；而赤道东南印度洋SSTA出现了“由正转负”的特征，5月开始迅速下降，成熟于9月。进一步分析发现，对于独立IOD事件，IOD指数的演变特征与赤道东南印度洋SSTA的演变特征具有密切关系(图 1b)，并且同样成熟于9月。因此，可以认为相对赤道西南印度洋和赤道西北印度洋SSTA来说，赤道东南印度洋SSTA的演变可能对独立IOD的发生发展起到更关键的作用(图 2b)。
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图 2 联合IOD(a)和独立IOD(b)事件中赤道西北、西南和东南印度洋SSTA的演变特征 |
通过上述分析发现，赤道东南印度洋、赤道西南印度洋以及赤道西北印度洋的SSTA在不同类型IOD事件中扮演不同的角色，而El Niño事件的发生也必然起到十分重要的作用。那么El Niño在印度洋海温异常中究竟扮演什么角色？其对IOD事件的影响如何呢？下面通过进一步分析不同类型事件中相关物理量的空间演变特征，对上述问题给出回答。
3.2.1 海表温度异常的空间特征演变首先我们分析不同类型海温异常事件中(独立El Niño、联合IOD事件和独立IOD事件)热带印度洋SSTA的时空特征，从而揭示它们不同的演变过程。
对于独立El Niño事件(图 3a)，在4—5月赤道南印度洋最先出现SST正异常，6—7月阿拉伯海东南部(65~75 °E，0°~10 °N)海区SST也开始出现明显增暖(图 3b)，随后8—9月索马里沿岸出现显著的SST增暖(图 3c)，而赤道东印度洋SST出现降温，但海温负距平范围较小，并没有IOD模态形成。到10—11月孟加拉湾海区SST也开始出现显著的增暖(图 3d)；最后12—1月，随着孟加拉湾海区SST增暖的不断加强(图 3e)，赤道东南印度洋SST弱的降温消失，整个印度洋SST呈现出一致增暖模态。
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图 3 不同类型事件中合成SSTA(℃)的演变特征 a~e为独立El Niño事件；f~j为联合IOD事件；k~o为独立IOD事件。填充色里的白色点区域为通过0.10的显著性检验，后文做相同处理。 |
对于联合IOD事件，4—5月整个印度洋海盆SST呈现出弱的降温模态(图 3f)，但随后6—7月索马里以东海区SST出现显著的增暖(图 3g)，赤道东南印度洋SST维持海温的负异常。到8—9月(图 3h)，索马里到赤道中南印度洋都被大片SST的正距平所控制，赤道东南印度洋SST负距平显著增强，已初步形成IOD模态。随后到10—11月，赤道东南印度洋SST的降温仍然比较强，索马里沿岸和赤道西南印度洋SST的增暖范围也不断向东扩展和增强(图 3i)，IOD达到成熟。最后12月到次年1月(为便于描述，后文统称为12—1月，图 3j)，赤道西南印度洋和孟加拉湾SST的增暖进一步加强，赤道东南印度洋SST的降温不断减弱，几乎形成印度洋海盆尺度SST的一致增暖模态，IOD事件结束。
对于独立IOD事件，在4—5月整个印度洋海盆SST由西向东呈现出不同程度的增暖(图 3k)，随后6—7月，赤道东南印度洋SST出现明显的降温，索马里沿岸SST也表现为弱的降温(图 3l)。8—9月，赤道西南印度洋和阿拉伯海东南部SST增暖进一步加强，而赤道东南印度洋SST出现强烈的降温，原在索马里沿岸的SST负距平北移到阿拉伯海西南部，赤道印度洋SST异常呈现出IOD模态特征(图 3m)。到10—11月，赤道西南印度洋和阿拉伯海东南部SST仍然维持增暖，赤道东南印度洋SST负距平也依然维持显著，IOD模态继续维持(图 3n)。最后到12—1月，从阿拉伯海西部到赤道西印度洋的大片海域SST已变为负距平，热带印度洋海温异常表现为“负-正-负”形态，IOD也就终结(图 3o)。
很显然，对应于不同类型海温异常事件，印度洋SSTA的模态及其演变情况有明显不同。对应于独立El Niño事件，印度洋SSTA的演变呈现出先南后北的增暖特征，并最终形成海盆一致增暖模态；对于独立IOD事件，印度洋SSTA开始于海盆尺度的增暖模态，随后赤道东南印度洋SST剧烈降温，赤道西南印度洋和阿拉伯海东南部海区SST逐渐增暖，赤道印度洋SSTA呈现出IOD模态特征；对于联合IOD事件，印度洋SST异常开始于海盆尺度的降温模态，随后索马里沿岸SST最先开始增暖，然后阿拉伯海东部和赤道西南印度洋SST才开始逐渐的增暖，同时赤道东南印度洋SST开始出现强烈的降温，从而形成IOD模态特征。结合上节的分析可认为，对于联合IOD事件，西印度洋索马里沿岸SST的增暖，对其发生可能起到更重要的作用。而对于独立IOD事件的发生，则可能是赤道东南印度洋SST的降温，对其发生可能起到更重要的作用。
3.2.2 海表面高度异常(SSHA)的空间特征演变海表面高度异常(SSHA)也是表征海洋热力和动力特征的重要物理量，这里就进一步分析不同事件中SSHA的异常特征。
对于独立El Niño事件，4—5月南印度洋(5 °S以南)出现显著SSH正异常，赤道附近以及北印度洋出现SSH负异常(图 4a)，6—9月赤道附近以及北印度洋SSH负异常逐渐减弱(图 4b、4c)；随后10—11月，赤道东印度洋苏门答腊沿岸出现显著SSH负异常，赤道印度洋有东西反向特征(图 4d)。12—1月，赤道印度洋附近以及北印度洋海区SSH负异常重新开始加强，赤道印度洋出现南北反向特征(4e)。
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图 4 不同类型事件中合成SSHA(10-1 m)的演变特征 a~e为独立El Niño事件；f~j为联合IOD事件；k~o为独立IOD事件。 |
对于联合IOD事件，4—5月赤道西南印度洋和赤道东印度洋为显著的SSH负异常，澳大利亚西北部到赤道中南印度洋出现了一条东南西北走向的SSH正异常带(图 4f)。6—7月索马里沿岸的SSH正异常显著加强(图 4g)，随后8—9月，澳大利亚西北部到赤道中南印度洋附近的SSH正异常带不断加强并向西延伸，并与索马里沿岸SSH正异常相结合，同时赤道东南印度洋的SSH负异常明显加强，形成东西向偶极特征(图 4h)。到10—11月，赤道东印度洋苏门答腊沿岸出现剧烈的SSH负异常，且赤道西南和赤道西北印度洋SSH正异常范围进一步扩大，强度进一步加强，偶极型强度加强(图 4i)。最后，12—1月赤道西南印度洋SSH正异常继续加强，而赤道西北印度洋SSH的正异常和赤道东南印度洋SSH的负异常逐渐减弱(图 4j)。
对于独立IOD事件，4—5月赤道西南印度洋出现显著的SSH正异常，阿拉伯海中东部出现弱的SSH负异常(图 4k)，6—7月赤道东南印度洋出现显著的SSH负异常，其西南侧出现SSH正异常区；赤道中西印度洋为大片SSH正异常控制（图 4l），随后8—9月，赤道东南印度洋南侧的SSH正异常逐渐加强并向西移动，赤道印度洋偶极特征基本形成(图 4m)。到10—11月，赤道西南印度洋SSH正异常不断增强，赤道东印度洋SSH负异常有所减弱(图 4n)。最后，12—1月赤道西南印度洋仍然为显著的SSH正异常，但赤道东印度洋的SSH异常已相当弱(图 4o)。
很显然，对应不同类型海温异常事件，印度洋SSHA的模态及其演变与IOD事件的情况也有明显不同。可以初步认为，对于独立El Niño事件，赤道印度洋SSHA主要呈现出“南正北负”的特征；对于独立IOD事件，初期西印度洋赤道两侧SSHA表现出“北负南正”的特征，随后赤道西北印度洋SSH负异常减弱，而赤道东南印度洋SSH负异常迅速加强，同时赤道西南印度洋SSHA不断加强，出现同SSTA演变一致的偶极型特征，并且都成熟于8—9月(图 2b)；对于联合IOD事件，初期赤道印度洋SSHA表现为从马达加斯加北部到孟加拉湾东部的倾斜的“负-正-负”形态，随后赤道东印度洋SSH负异常急剧加强、而赤道中西印度洋的SSH正异常也加强并西伸，出现类似SSTA东西偶极模的形态特征，并成熟于10—11月(图 2a)。
3.2.3 850 hPa异常风场的空间特征演变由于海表风场在印度洋偶极子发展演变过程中起重要作用，本节首先分析印度洋海表风场异常的空间分布特征及演变。
对于独立El Niño事件，6—9月孟加拉湾中部出现风速正异常，赤道西南印度洋出现风速负异常(图 5b、5c)，随后10—11月，赤道中印度洋两侧分别出现两个弱的反气旋式环流，10 °S附近出现风速正异常带，而10 °S北部印度洋则出现大范围的风速负异常(图 5d)。到12—1月，赤道东南印度洋存在显著的反气旋式风异常，赤道印度洋10 °S以北出现大范围的风速负异常(图 5e)。
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图 5 不同类型事件中850 hPa风(矢量)和风速(m/s，填充色)异常的时空演变特征 a~e为独立El Niño事件；f~j为联合IOD事件；k~o为独立IOD事件。绿色矢量为通过0.05显著性检验(下同)。 |
对于联合IOD事件，4—5月赤道印度洋表现为明显的东风异常，赤道西印度洋两侧出现两个显著的异常反气旋；赤道印度洋为风速负异常，赤道东南印度洋为风速正异常(图 5f)。随后6—7月赤道东南印度洋上空出现显著越赤道气流，并在孟加拉湾中部转为强烈的偏西风异常，索马里沿岸为东北风异常；此时孟加拉湾和赤道东南印度洋上空为显著风速正异常，索马里沿岸为风速负异常(图 5g)。到8—9月，过赤道气流在孟加拉湾上空有所减弱，赤道西南印度洋和赤道东南印度洋分别出现了一个异常反气旋；此时赤道中东印度洋、阿拉伯海南部、索马里沿岸以及马达加斯加北部呈现出一条明显的风速负异常带(图 5h)。随后到10—11月，赤道印度洋出现显著的东风异常，赤道东印度洋南北两侧出现两个异常强大的反气旋；东南印度洋上空为显著风速正异常，赤道大部分区域为风速负异常(图 5i)。最后12—1月，赤道东印度洋南北两侧异常反气旋强度有所减弱(图 5j)。
对于独立IOD事件，4—5月孟加拉湾北部出现强烈的异常气旋，赤道东南印度洋出现显著的过赤道气流异常，两支气流在孟加拉湾中部海区汇合，形成强烈的偏西风异常；孟加拉湾中部和赤道东南印度洋为风速正异常(图 5k)。6—7月孟加拉湾中部的偏西风异常向北移动，此时印度半岛地区和阿拉伯海南部海区为西南风异常，赤道东南印度洋上空为显著的异常反气旋；孟加拉湾北部和赤道东南印度洋为显著风速正异常(图 5l)。随后8—9月，印度半岛地区和阿拉伯海南部海区的西南风异常向北移动，此时赤道东风不断加强，并在阿拉伯海东南部海区折向印度半岛汇入西南风，使阿拉伯海东南部海区上空出现了一个新的异常反气旋环流，赤道东南印度洋仍然由异常反气旋控制；阿拉伯海北部、孟加拉湾北部以及赤道南侧表现为风速正异常，而赤道附近则表现为风速负异常(图 5m)。到10—11月，赤道印度洋出现显著的赤道东风，赤道东南印度洋为显著的异常反气旋，赤道附近的风速负异常和赤道东南印度洋的风速正异常进一步加强(图 5n)。对于独立El Niño事件，赤道印度洋两侧出现两个异常反气旋，大部分印度洋海区风速减弱，对一致型增暖模态的形成具有重要作用。
进一步对比两种不同类型IOD事件的特征，发现印度洋上空风场的演变呈现出显著的差异。对于独立IOD事件，赤道东风异常主要集中在65 °E以东海区，只有当IOD成熟时，才进一步扩展到50 °E附近；而对于联合IOD事件，赤道东风异常不仅控制了65 °E以东海区，而且扩展到阿拉伯海南部和索马里沿岸海区，强度也较大。对于独立IOD事件，异常反气旋主要位于阿拉伯海东南部和赤道东南印度洋；而对于联合IOD事件，异常反气旋主要集中在赤道西南和赤道东南印度洋上空。对于独立IOD事件，孟加拉湾中部的偏西风异常由孟加拉湾北侧的异常反气旋和赤道东南印度洋的过赤道气流共同造成，这一偏西风异常不断加强并向北移动，同时印度半岛地区和阿拉伯海东南部海区有西南风异常，随后印度半岛地区和阿拉伯海东南部海区的西南风异常也逐渐向北移动；对于联合IOD事件，孟加拉湾上空的偏西风异常主要由赤道东南印度洋过赤道气流造成，没有显著的向北移动的特征，且阿拉伯海南部主要由风速负异常控制。显然，孟加拉湾西风异常向北移动的原因，可能是孟加拉湾北部的异常气旋式环流，有利于气旋南侧风速加强，使得气旋北侧的SST容易增暖而南侧的SST容易变冷，导致扰动向北移动[28]。
对于独立IOD事件，春季孟加拉湾北部的异常气旋是如何产生的呢？大家知道，在热带地区的对流加热反馈，有利于激发出气旋式环流，因此孟加拉湾北部上空异常气旋环流的出现极大可能是对流凝结潜热的激发反馈结果。而对于联合IOD，春季赤道印度洋的东风异常又是如何而来的呢？这与El Niño的发生有一定关系，因为赤道太平洋异常Walker环流的出现，就会导致赤道印度洋Walker环流的异常，从而出现异常东风。
3.2.4 赤道印度洋-太平洋Walker环流的演变特征Walker环流是赤道大气的重要环流系统，它的变化和异常对太平洋ENSO和印度洋IOD的形成和发展都有重要作用，因此这里将进一步分析它在不同事件中的特征。对于独立El Niño事件，4—9月Walker环流负异常逐渐加强，但主要集中在太平洋海区(图 6a~6c)；随后10—1月，Walker环流负异常进一步加强，并开始向印度洋扩展(图 6d~6e)。对于联合IOD事件，4—5月赤道印度洋地区最先出现东风异常，赤道太平洋仅出现弱的西风异常(图 6f)；随后6月到次年1月，赤道太平洋上空的Walker环流负异常不断加强，赤道东印度洋上空出现显著的下沉气流，赤道印度洋上空出现显著的东风异常(图 6g~6j)。对于独立IOD事件，赤道太平洋上空无显著的Walker环流异常，赤道印度洋上空东风异常出现于6—11月(图 6l~6n)。很显然，对于独立El Niño事件，Walker环流的影响以太平洋为主，10月之后，赤道印度洋才开始出现东风异常。对于独立IOD事件，太平洋上空无明显的风场异常，且印度洋上空的东风异常出现于6月，消失于11月。对于联合IOD事件，虽然赤道印度洋上空风场异常发生的时间较赤道太平洋上空发生的时间稍早，赤道印度洋东风异常强度也较独立IOD事件强；但是Walker环流在太平洋上空发展得更快更强。
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图 6 不同类型事件中赤道(5 °S~5 °N)印度洋-太平洋Walker环流异常情况 垂直速度放大了300倍。a~e为独立El Niño事件；f~j为联合IOD事件；k~o为独立IOD事件。 |
对于不同事件，在印度洋的局地经向环流也存在不同特征。对于独立El Niño事件，6—9月孟加拉湾上空出现显著的上升气流，但是其南侧并没有显著的南风异常(图 7b、7c)，即孟加拉湾的降水对赤道东南印度洋的影响相对较小；对于联合IOD事件，4—5月5 °S附近和赤道北印度洋上空出现了显著的下沉气流(图 7f)，6—7月5 °S~10 °N区域底层出现了显著的南风异常，孟加拉湾上空出现上升气流(图 7g)，随后8—9月，虽然赤道南印度洋上空下沉气流显著加强，但是孟加拉湾上空上升气流有所减弱(图 7h)，而在10—11月孟加拉湾上空则以显著的下沉气流为主(图 7i)，并消失于12—1月(图 7j)；对于独立IOD事件，4—5月孟加拉湾上空出现显著的上升气流，其南侧底层出现显著的南风异常(图 7k)，6—7月孟加拉湾上空的对流有所减弱，而赤道南印度洋上空的下沉气流却不断加强(图 7l)，随后8—9月，赤道南印度洋上空的下沉气流达到最大值(图 7m)，到10—11月孟加拉湾上空的上升气流消失，赤道南印度洋上空的下沉气流也开始减弱(图 7n)。
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图 7 不同类型事件中热带东印度洋(80~110 °E平均)局地经向环流异常情况 垂直速度放大了300倍。a~e为独立El Niño事件；f~j为联合IOD事件；k~o为独立IOD事件。 |
需要特别强调指出，对于联合IOD事件和独立IOD事件，它们在热带东印度洋的局地经向环流有两个明显差异。其一是对于联合IOD事件，自6月开始其环流上升支有逐渐向南移动到15 °S的特征；而独立IOD事件，其环流上升支基本存在于10 °S左右，且强度相对较弱。其二是对于联合IOD事件，在孟加拉湾上空有时会出现上升气流；而独立IOD事件，孟加拉湾上空基本上为弱的下沉气流控制。这样的差异，一方面与联合IOD事件强度较强相联系，同时也可能使得联合IOD事件的天气气候影响会强于独立IOD事件。
3.2.6 水汽通量和降水率的空间特征演变比较分析不同类型IOD事件所对应的水汽通量和降水率发现，对于独立IOD事件，孟加拉湾上空的降水开始于春季，其水汽主要来自赤道东南印度洋，导致孟加拉湾对流层低层出现强烈的水汽辐合，有利于出现强烈的上升运动，使孟加拉湾上空出现显著的降水。强降水的出现会释放大量的潜热，相当于赤道东印度洋北侧出现一个非对称热源，这一方面容易在其西北侧印度半岛上空大气低层激发出异常气旋式环流，从而加强气旋南侧的偏西风异常，有利于加强阿拉伯海南侧和印度半岛上空的西南季风(图略)，使阿拉伯海海区和印度半岛地区上空6—9月出现了强降水；另一方面也会加强赤道东印度洋上空的过赤道气流，从而有利于加强苏门答腊沿岸的东南风异常。但对于联合IOD事件，春季孟加拉湾上空却没有显著的降水，夏季赤道东南印度洋出现显著的过赤道水汽输送，孟加拉湾上空才开始出现强降水；同时由于阿拉伯海南部的强东风异常(图略)，导致在阿拉伯海上空并没有出现强烈降水。
因此，孟加拉湾和阿拉伯海上空的降水对于不同类型IOD事件的发展演变，有可能起到完全不同的作用。
4 2.5层简化海洋模式的模拟结果分析上面的资料分析，初步揭示了不同类型IOD事件的海气耦合特征及其发生发展机制。下面将通过2.5层简化海洋模式的模拟结果，讨论在IOD发展过程中，海洋混合层中的一些具体物理过程及其对IOD的相对贡献，进一步揭示海洋过程在IOD发展中的重要作用。
4.1 模式简介我们用的是McCreary等[26]设计的包含海洋动力和热力作用的热带2.5层简化海洋模型，该模型垂向结构主要分为上层(sufface layer)、下层(lower layer)和深层(deep layer)三部分。在某些情况下，上层又被进一步分为湍流混合较均匀的混合层(mix layer)和湍流混合较弱的化石层(fossil layer)。图 8a为第一种情况，混合层深度和上层深度相当，化石层消失，上层速度V1、深度h1、温度T1，上层和下层之间通过夹卷速度We进行质量、动量和热量的交换。下层速度V2、深度h2、温度T2，可以用来模拟温跃层的特征。深层温度为Td。图 8b为第二种情况，上层被进一步分为混合层和化石层、混合层温度Tm、深度hm。化石层温度Tf，深度hf。混合层和化石层之间通过夹卷速度Wk进行质量、动量和热量的交换。混合层和化石层的平均温度为T1，代表上层的平均温度，混合层和化石层的速度为V1。因此热力上混合层和化石层存在垂向差异，但在动力上他们是一致的。其中夹卷速度的计算主要采用Kraus-Turner的一维海洋混合层模式，夹卷过程的强弱主要与海表风的搅拌和上层浮力通量有关。当出现强烈的卷入或者存在沿岸上翻流情况时，化石层可以被卷入混合层。关于模式方程的详细介绍，读者可以进一步参考文献[26]。
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图 8 2.5层简化海洋模型示意图 a.第一种情况; b.第二种情况。 |
模式积分的驱动场采用由NCEP提供的逐月海表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、海表长短波辐射等高斯格点的再分析数据，时间长度为1901—2010年。考虑到模型的适用性，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 °，模拟前首先进行10年的Spin up，待模型稳定后开始进行正式模拟。积分时间长度为1901—2010年，诊断分析中，选取1901—2010年的数据进行分析。
为了验证简化模型的模拟效果，图 9a和9b分别给出了2.5层简化海洋模型模拟输出的混合层流场和混合层温度场，以及SODA表层50 m以浅的混合层流场和温度场的气候态分布特征。两者比较可以看到，2.5层简化海洋模型的结果可以相当好地模拟出印度洋的温度场和流场，因此用其结果进行相关的诊断分析是可信的。
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图 9 2.5层模式(a)和SODA资料(b)给出的混合层流场(m/s)和温度场(填充，℃)的季节分布特征 2.5层简化海洋模型输出数据和SODA数据统一插值到2 °×2 °的网格点上。 |
图 10为2.5层简化海洋模型模拟的IOD(用MIOD表示)指数和再分析资料计算得到的IOD指数的时间演变特征。不难发现，尽管MIOD指数的振幅比IOD指数略微偏小，但二者的变化趋势和特征都比较相近，尤其是极大值(IOD正位相)都是一致出现的。因此，可以认为2.5层简化模型能较好地模拟出IOD事件的发生发展特征。
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图 10 MIOD和IOD指数的时间演变 单位：℃。 |
下面进一步对2.5层简化海洋模型模拟的混合层温度Tm进行合成分析，其结果如图 11所示。同图 3相比较可以发现，三种类型事件中印度洋混合层温度的演变特征和海表SSTA的演变特征虽然有所差异，但是主要的特征基本一致。简化模型的结果进一步显示赤道西北印度洋索马里沿岸和阿拉伯海东南部海区的混合层温度增暖在两类IOD事件中存在明显差异。对于联合IOD事件(图 11f~11i)，索马里沿岸最先出现增暖，随后阿拉伯海东南部和赤道西南印度洋才开始逐渐增暖。对于独立IOD事件(图 11k~11n)，索马里沿岸附近最先表现为显著的降温，阿拉伯海东南部和赤道中南印度洋则表现为较早的增暖。而在赤道东南印度洋两种IOD事件都较早存在降温，只是对于联合IOD事件那里的降温更显著、范围更大一些。
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图 11 2.5层简化海洋模型得到的不同类型事件中混合层温度Tm(℃)的合成分析结果 a~e为独立El Niño事件；f~j为联合IOD事件；k~o为独立IOD事件。白色点区域为通过0.05的显著性检验(下同)。 |
这里我们将用如下公式来计算分析不同IOD事件中混合层的热力-动力特征：
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其中Tm是混合层温度，u1是模型上层的纬向速度，v1是模型上层的经向速度，Q是海表净热通量，hm是混合层厚度，Te是第一层底部温度，Tf是Fossil layer层温度，其中δ、θ、φ等为开关变量。其方程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异常项；第二项为经向平流热输送异常项；第三项为扩散异常项；第四项为海表热通量异常项；第五项为垂向夹卷混合异常项, 它主要与海表风速大小、上下层温度差以及海洋波动等因素有关。
图 12给出了联合IOD事件中混合层热收支分析结果。可以看到对于混合层热收支变化，在索马里沿岸，4—5月存在比较显著的正倾向(图 12a1)，6—7月出现了一定程度的负倾向(图 12a2)，随后8—11月，仍然以正倾向为主(图 12a3、12a4)。进一步分析表明，其纬向平流热输送（图 12b1~12b4）和海表热通量(图 12e1、12e3、12e4)对索马里沿岸的增暖起重要作用，而经向平流热输送主要表现为负的贡献(图 12c1~12c4)，及垂向夹卷混合的贡献的作用则不是很显著。
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图 12 联合IOD事件中的混合层热收支(℃/mon)情况 a1~a5为混合层温度倾向；b1~b5为纬向平流热输送；c1~c5为径向平流热输送；d1~d5为非线性项；e1~e5为海表热通量；f1~f5为垂向夹卷混合。 |
在阿拉伯海东南部(图 12a1~12a4)，正倾向开始主要集中在印度半岛西南部沿岸附近，随后在不断加强的同时，还向西(阿拉伯海南部)扩展。对比分析发现，经向平流热输送和垂向夹卷混合对阿拉伯海东南部的增暖起重要作用（图 12c1~12c4、图 12f1~12f4），而纬向平流热输送和海表热通量则表现为负的贡献(图 12b1~12b3、图 12e1~12e4)。在赤道西南印度洋，4—5月正倾向最先出现在马达加斯加北部海区(图 12a1)，到6—7月马达加斯加北部出现了负倾向，而赤道中南印度洋表现为正倾向(图 12a2)，随后8—11月赤道中南印度洋的正倾向比较显著(图 12a3、12a4)。对比分析发现，纬向平流热输送贡献相对较弱(图 12b1~12b4、12c1~12c4)；海表热通量对赤道西南印度洋的增暖起到重要作用(图 12e2、12e3)，但后期则主要起到降温的作用(图 12e4、12e5)；而垂向夹卷混合表现为一正一负，两个中心共存的一种特征(图 12f2、12f3)，后期更多的起到增暖的作用(图 12f4、12f5)；径向平流热输送对赤道中南印度洋的增暖也起到一定作用(图 12c2~12c4)。
在赤道东南印度洋，4—5月混合层热收支的负倾向强度较弱，范围较小(图 12a1)。6—7月负倾向范围最大，强度也较强(图 12a2)，随后8—9月负倾向虽然强度较大，但是范围大大减小(图 12a3)，10月到次年1月，那里主要由正倾向控制(图 12a4、12a5)。对比分析发现，纬向平流热输送和垂向夹卷混合对赤道东南印度洋的降温具有重要贡献(图 12b2~12b4、12f2~12f4)，经向平流热输送强度较弱，作用有限(图 12c2~12c4)，而海表热通量则主要起到阻尼升温的作用(图 12e2~12f4)。
对于独立IOD事件中混合层热收支进行分析(图 13)表明，其演变机制与联合IOD的结果有些差异。在索马里沿岸，正倾向最先出现在春季，随后负倾向开始出现，并于10—11月强度和范围达到最大。对比分析发现，纬向平流热输送和垂向夹卷混合对前期的变冷起一定作用；海表通量前期主要对增暖起阻尼的作用，但后期海表热通量对索马里沿岸的降温则起决定性的作用，其他项的作用均无显著贡献。在阿拉伯海东南部，正倾向开始于春季，随后在印度半岛西南部沿岸海区不断加强增暖的同时，逐渐向阿拉伯海中南部扩展。对比分析发现，春季，海表热通量对阿拉伯海东南部的增暖起到比较重要的作用，而其他各项贡献较弱；经向平流热输送和垂向夹卷混合在其后有较大贡献，且垂向夹卷混合对阿拉伯海中南部的增暖起比较重要的作用；而纬向平流热输送和海表热通量主要为负贡献。
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图 13 同图12，但为独立IOD事件 |
在赤道西南印度洋，正倾向春季比较显著，随后强度有所减弱，范围较小，分布比较集中。对比分析发现，4—5月垂向夹卷混合和海表热通量对赤道西南印度洋的增暖起到一定的贡献，其他各项贡献较小；随后赤道西南印度洋的增暖主要由垂向夹卷混合造成；径向平流热输送对赤道西南印度洋的增暖起到一定作用；海表热通量主要为阻尼降温的作用，其他各项贡献较小。在赤道东南印度洋，负倾向开始于4—5月，6—7月达到最强，随后逐渐变为正倾向。对比分析发现，4—5月海表热通量对负倾向的贡献较显著，其他项较弱；随后6—7月纬向平流热输送和垂向夹卷混合的贡献较大；而海表热通量主要表现为阻尼升温的作用；其他项相对较弱。
上述关于模式结果的分析表明，在各个海区的热力、动力过程对于不同IOD事件有着不同的作用。例如在索马里沿岸海区：对于联合IOD事件，由于西印度洋赤道东风异常和索马里沿岸东北风异常，有利于索马里沿岸出现纬向平流热输送和海表热通量的正异常，导致索马里沿岸增暖。而对于独立IOD事件，由于阿拉伯海上空的强西南风异常，加强了索马里沿岸底层冷水的上翻和海表的热通量损失，导致前期纬向平流和夹卷混合的负异常，以及后期海表热通量的负异常，使得索马里沿岸海水变冷。
在阿拉伯海东南部海区：对于联合IOD事件，因其东风异常，有利于赤道海区的暖水通过向北的经向Ekman输送，进而影响阿拉伯海东南部海区的温度异常；同时阿拉伯海南部的风速负异常抑制了底层冷水的上翻，有利于那里产生夹卷混合的正异常；这些对阿拉伯海东南部的增暖起到重要作用，海表热通量主要起阻尼降温的作用。对于独立IOD事件，阿拉伯海东南部的异常反气旋，有利于赤道海区表层的暖水通过经向平流作用向阿拉伯海东南部海区辐合，同时异常反气旋南侧的偏东风异常，抑制了风速对底层冷水的搅拌作用，导致夹卷混合正异常，这样就有利于阿拉伯海东南部出现显著的增暖，海表热通量主要起阻尼降温的作用。
在赤道西南印度洋海区：对于联合IOD事件，那里6—9月其上空出现明显风速负异常，垂向夹卷混合和径向平流热输送为正异常，但海表热通量正异常的贡献为主；后期，赤道东南印度洋西传的暖性Rossby波，有利于夹卷混合正异常，对赤道西南印度洋的增暖起关键作用；而纬向东风异常的存在，有利于径向平流热输送正异常，此时海表热通量主要表现为被动的阻尼降温作用。对于独立IOD事件，4—5月起上空也出现了明显风速负异常，海表热通量为显著的正异常；同时垂向夹卷也为正异常，从而导致表层增暖；随后赤道东南印度洋西传的暖性Rossby波，也会导致夹卷混合正异常，加之经向平流热输送正异常，使表层增暖；而海表热通量以阻尼降温为主。
在赤道东南印度洋海区：对于联合IOD事件，由于赤道东风异常的出现，会激发冷性Klevin波，导致东印度洋出现显著的降温；随后通过纬向平流热输送和垂向夹卷混合负异常的作用，导致赤道东南印度洋海区出现显著的增暖，海表热通量主要起阻尼升温的作用。对于独立IOD事件，4—5月因局地经向环流异常的出现，赤道东南印度洋出现显著的过赤道气流，海表热通量负异常对赤道东南印度洋的降温起到一定的作用；随后在TAS正反馈机制[5]的调整下，通过纬向平流热输送和垂向夹卷混合的作用，迅速降温；海表热通量主要起阻尼升温的作用。
5 结论与讨论基于NCEP、SODA等再分析资料的分析和2.5层简化海洋模型数值模拟等方法，本文分析了El Niño和正IOD事件的不同配置情形下印度洋海温异常的演变特征，重点讨论了联合IOD和独立IOD事件中，印度洋偶极子在关键海区的海温异常发展演变及其可能机制，主要结论如下。
(1) 不同类型IOD事件中，热带印度洋SSTA和SSHA的演变特征与机制有明显差别。一是前期印度洋海温场形势不同：独立IOD事件发生前表现为弱的一致变暖模态，而联合IOD事件发生前表现为弱的一致变冷模态。二是发生发展过程有明显区别：独立IOD事件的发生首先表现为东南印度洋的SST显著变冷与赤道西南印度洋增暖，但索马里沿岸SST有所降低，随后IOD迅速发展；而联合IOD事件的发生则首先呈现出索马里沿岸SST迅速增暖，随后这种增暖向西扩展并伴随着赤道东南印度洋海温加速变冷，IOD迅速形成并增强。三是不同类型IOD事件的强度和盛期时间有所不同：联合IOD事件一般在深秋季节(10—11月)达到最强，明显晚于独立IOD事件(9月)，并且联合IOD事件东西两极海温异常尤其是西极海温增暖的幅度明显比独立IOD要强。从上述演变过程可以认为，赤道西印度洋索马里沿岸的增暖可能对联合IOD的发生起到激发作用；而对于独立IOD事件的发生，则可能是赤道东南印度洋的降温起到更加重要的作用。
(2) 对于不同类型IOD事件，孟加拉湾上空降水异常所起的作用也不一样。对于独立IOD事件，春季印度次大陆上空的显著气旋式风异常，有利于孟加拉湾上空出现强降水，进而释放大量的潜热，相当于赤道东印度洋北侧出现一个非对称的热源，从而使此类IOD事件的西极增暖主要出现在赤道西南印度洋和中印度洋，阿拉伯海西部和南部并无明显增温。对于联合IOD事件，夏季孟加拉湾的强降水主要由赤道东南印度洋过赤道水汽输送决定，更多的表现为被动地对IOD事件的响应；由于强烈的Walker环流负异常起着支配性的作用，阿拉伯海南部海区东风异常的强度和范围都比较大，因而孟加拉湾上空的强降水并不能激发阿拉伯海上空的异常气旋来加强西南季风，而是使阿拉伯海南侧出现偏东风异常，导致西南季风减弱。
(3) 混合层热收支分析表明，对于不同类型IOD事件，印度洋不同海区混合层温度异常的演变机制也有显著不同。例如在赤道西南印度洋：对于联合IOD事件，在6—9月，其增暖主要与该区域上空风速负异常导致的海表热通量正异常和垂向夹卷混合正异常有关；随后，赤道东南印度洋西传暖性Rossby波动导致的夹卷混合，以及同赤道东风异常密切相关的径向平流热输送，对增暖起重要作用；对于独立IOD事件，4—5月，该区域的增暖主要与海表热通量和次表层增暖导致的夹卷混合正异常有关；随后，赤道东南印度洋西传暖性Rossby波动和径向平流热输送对增暖起到重要作用。
(4) 基于2.5层简化海洋模式结果的分析表明，各个海区的热力、动力过程在不同IOD事件有不同的作用。例如在索马里沿岸海区：对于联合IOD事件，由于西印度洋赤道东风异常和索马里沿岸东北风异常，有利于索马里沿岸出现纬向平流热输送和海表热通量的正异常，导致索马里沿岸增暖。而对于独立IOD事件，由于阿拉伯海上空的强西南风异常，加强了索马里沿岸底层冷水的上翻和海表的热通量损失，导致前期纬向平流和夹卷混合的负异常，以及后期海表热通量的负异常，使得索马里沿岸海水变冷。
本文只讨论了El Niño所对应的联合IOD与IOD(正位相)的情况，有关La Niña的情况未涉及，它也是值得进一步研究的问题。
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