孫莎莎,胡瑞金

(中國海洋大學物理海洋實驗室和海洋-大氣相互作用與氣候?qū)嶒炇?山東青島266100)

基于Argo的熱帶印度洋上層海溫研究*

孫莎莎,胡瑞金

(中國海洋大學物理海洋實驗室和海洋-大氣相互作用與氣候?qū)嶒炇?山東青島266100)

利用2004年1月—2008年8月的月平均Argo再處理資料和NCEP風場資料,對熱帶印度洋2.5～500 m深度范圍內(nèi)的海溫時空變化特征與機制進行了研究。結(jié)果表明:表層的阿拉伯海、孟加拉灣和赤道東印度洋是海溫高值中心,同時是海溫標準差低值中心,海溫高的地方海溫變化小,兩者的分布型一致。在次表層,西南熱帶印度洋是海溫高值區(qū),赤道東西印度洋是海溫低值區(qū),次表層的海溫變化最大,尤其在10°S～10°N之間的赤道印度洋。熱帶印度洋不同區(qū)域和深度的海溫的顯著周期不同,主要有1和0.5 a的顯著周期。熱帶印度洋表層海溫年周期變化主要受太陽輻射的影響,而0.5 a周期與季風有關(guān)。次表層以下海溫變化主要是熱帶印度洋自身內(nèi)部的動力作用,其1 a周期除了與太陽輻射和風有關(guān),還與Rossby波和沿岸Kelvin波有關(guān);其0.5 a周期除了季風這個主要因素,還與Wyrtki急流有關(guān)。海表面風場和La Na是影響2006和2007年的正偶極子強度不同的重要因素。

熱帶印度洋;海溫;Argo;海表面風場

熱帶印度洋海溫不僅影響印度、澳大利亞和非洲等周邊國家的氣候,還與西太平洋副熱帶高壓、亞洲季風,以及我國的夏季降水有顯著的相關(guān)[1]。因此相關(guān)研究歷來受到人們的重視。

不少作者[2-3]分析了熱帶印度洋SST的多年平均和季節(jié)變化,對其基本特征有了較為一致的認識。就多年平均而言,10°S以北,除阿拉伯海西北部以外,SST的主要特征就是一個暖池,10°S以南等溫線大致與緯帶平行,且有很強的經(jīng)向梯度;就季節(jié)變化而言,整個北印度洋SST在每年的4,5月最高,西南季風爆發(fā)后,SST迅速下降,一直到9月才開始上升。

在年際變化尺度上,很多學者分析了熱帶印度洋SST年際變化[4],并且認為印度洋上層海溫是對ENSO的被動的響應(yīng)[5]。Saji等[6]提出偶極子的概念,指出在某種異常情況影響下,熱帶印度洋可以發(fā)展類似ENSO,但獨立于ENSO的變率,其中的海洋動力過程是重要的[7],之后關(guān)于印度洋的研究迅速增加[8-12]。

總的來說,已有研究涉及比較多的是SST,海洋內(nèi)部的海溫由于實際觀測資料的缺乏研究較少,而Argo觀測正好可以在一定程度上填補這種空白。

Argo計劃是新一代全球海洋觀測網(wǎng)計劃的簡稱,即地轉(zhuǎn)海洋學實時觀測陣,也是1種自律式的拉格朗日環(huán)流剖面觀測浮標的代名詞。Argo浮標資料被廣泛地運用在海洋溫躍層和混合層等研究上。例如孫振宇等利用Argo資料和Krig差值對熱帶印度洋海盆尺度的混合層深度空間特征和季節(jié)變化規(guī)律進行了討論,結(jié)果表明,Argo資料可以很好地應(yīng)用在熱帶印度洋的研究上[13]。蘆靜等利用Argo資料計算準全球海洋夏季的混合層深度,并與Levitus資料計算所得的混合層深度進行了比較,結(jié)果發(fā)現(xiàn),Argo資料分層較細,計算結(jié)果比較準確[14]。王彥磊等基于Argo浮標溫度剖面資料,計算溫度躍層特征參數(shù),判定躍層的類型,繪制了世界大洋四季溫度躍層特征分布圖,并初步揭示了世界大洋溫度躍層深度和強度的分布規(guī)律及其冬、夏2季的變化規(guī)律[15]。本文利用Argo再處理資料對熱帶印度洋的海溫變化規(guī)律進行全面研究。由于海洋大氣是1個耦合系統(tǒng),在研究印度洋海溫的同時,還利用NCEP風場資料對海溫變化與風的關(guān)系進行探討。

1 資料與處理

采用的Argo資料來自Scripps Institution of Oceanography,是經(jīng)過處理的月平均格點溫鹽數(shù)據(jù),時間從2004年1月—2008年8月。該資料水平分辨率為1(°)×1(°),垂直方向共有58層,為非等間距分布。為了進行對比,本文還分析了多年氣候月平均Levitus海溫資料,其水平分辨率為1(°)×1(°),垂直方向共有19層。所用的風場資料為月平均的NECP資料,時間從1948—2009年3月,水平分辨率為2.5(°)×2.5(°)。研究所關(guān)注的區(qū)域是500 m以上的熱帶印度洋。研究方法主要有平均分析、均方差分析、相關(guān)分析和功率譜分析等。

2 結(jié)果與分析

2.1 熱帶印度洋不同深度的平均海溫及其均方差分布

Argo資料層數(shù)較多,難以逐層分析,經(jīng)過分析比較,選取2.5,50,100,150,200,300,400和500 m比較有代表性的深度共8層進行研究。2.5 m層是Argo資料的最上層,其海溫代表SST。圖1給出的是Argo資料的8個代表層平均海溫分布。由圖可見,在2.5和50 m深度,西北阿拉伯海海溫等值線與海岸線平行,阿拉伯海東南、西南孟加拉灣和赤道東印度洋存在明顯的高值中心,10°S以南等溫線大致與緯帶平行。在100 m深度,海溫高值中心位于阿拉伯海中部和赤道東印度洋,5°S～10°S附近的西南印度洋存在1個顯著的低溫中心,10°S以南等溫線與緯帶有更好的平行性,20°S以南海溫隨緯度升高而減小。在150～500 m深度,海溫最低出現(xiàn)在以5°S附近為中心的帶狀區(qū)域,最高則出現(xiàn)在以20°S中心的副熱帶環(huán)流西部區(qū)域,10°S附近的海溫經(jīng)向梯度最大,阿拉伯海海溫的經(jīng)向分布減弱,海溫隨緯度升高而增大,孟加拉灣的海溫等值線很稀疏,在200 m以下的整個熱帶印度洋海溫梯度則隨深度增加而減小。

圖1 熱帶印度洋8個代表層4 a的平均海溫分布(根據(jù)Argo資料)Fig.1 4-years mean sea temperature in eight different depths of the tropical Indian Ocean(from Argo)

圖2給出的是根據(jù)Argo資料計算的8個代表層的海溫標準差分布。由圖可見,2.5,50和100 m深度海溫標準差較大,最大值在2℃以上。在2.5 m深度上,西北阿拉伯海的海溫標準差等值線沿海岸線分布,東南阿拉伯海、西南孟加拉灣和赤道東印度洋存在海溫標準差低值中心,海溫標準差最大值位于30°S左右。對比圖1可見,在此深度上,平均海溫高的地方,海溫標準差小,反之亦然,兩者的分布型基本一致。在50 m深度上,海溫標準差等值線較密,高值中心位于5°S～10°S附近的西南印度洋,阿拉伯海東南部、孟加拉灣和赤道東印度洋仍然是低值中心。在100 m,海溫標準差值最大達2.7℃,等值線最密,高值中心位于西南阿拉伯海、赤道東印度洋和5°S～10°S附近的帶狀區(qū)域。150和200 m深度的海溫標準差高值中心位于西南阿拉伯海。其余3個深度的海溫標準差等值線很稀疏,值也小。整體看來,次表層的海溫變化最大。

作為對比,本文還給出了基于Levitus資料計算的平均海溫和海溫標準差分布。結(jié)果表明,兩者之間差別最大的深度出現(xiàn)在50～150 m。為簡潔起見,在此僅給出100 m深度的比較結(jié)果(見圖3)。其中圖3a是Argo資料與Levitus資料100 m深度平均海溫之差,圖3b是根據(jù)Levitus資料計算的100 m深度海溫標準差。由圖可見,在此深度上平均海溫差是比較大的,最大值達到-1℃以上,基于Levitus的海溫標準差分布與Argo資料有很大不同,標準差數(shù)值也明顯小于后者。這表明Argo資料與Levitus資料在反映基本海溫特征時也有所不同,以下的分析將僅對Argo資料進行。

圖2 熱帶印度洋8個代表層的海溫標準差分布(根據(jù)Argo資料)Fig.2 Standard deviation of sea temperature in eight different depths of the tropical Indian Ocean(from Argo)

圖3 100 m深度的平均海溫之差(Argo資料減Levitus資料)(a)和由Levitus資料計算的100 m深度海溫標準差(b)Fig.3 Annual mean sea temperature difference(Argo minus Levitus)at 100 m(a)and standard deviation of sea temperature at the same depth from Argo(b)

2.2 熱帶印度洋不同區(qū)域海溫變化特征

為了進一步研究熱帶印度洋上層海溫的時空變化規(guī)律,根據(jù)海溫平均和海溫標準差的分布特點,選取了2對有代表性的區(qū)域進行分析,它們分別是阿拉伯海和孟加拉灣、印度洋東部和西部區(qū)域,水平范圍分別為50°E～77°E,7°N～30°N和77°E～100°E,7°N～25°N,90°E～110°E,10°S～10°N和50°E～70°E,10°S～10°N。

圖4給出的是阿拉伯海和孟加拉灣不同深度海溫的季節(jié)變化特征。這里的季節(jié)變化利用氣候平均的12個月海溫減年平均海溫表示,這樣可以更好地看出哪些月份的海溫高于年平均,哪些月份低于年平均,也可以方便地看出哪個深度海溫季節(jié)變化幅度大,哪個深度小。由圖4可見,在50 m以上,阿拉伯海和孟加拉灣冬季和夏季海溫低,春季和秋季海溫高,都以0.5 a為顯著周期,尤其是阿拉伯海更顯著,但變化并非完全對稱,冬季的溫度要低于夏季,春季則高于秋季。在50～200 m,阿拉伯海春季和夏季海溫高,秋季和冬季海溫低,孟加拉灣則是冬季和春季海溫高,夏季和秋季海溫低,都以1 a為顯著周期。不同季節(jié)最大海溫變化出現(xiàn)的深度可能不同,而且阿拉伯海和孟加拉灣不完全一致。在阿拉伯海,從冬季到夏季SST變化最大,而在11月份,100 m深度的海溫變化最大;在孟加拉灣,冬春季的SST變化最大,但3月份左右100 m深度的海溫變化也很大,至于夏秋季節(jié),則是100 m深度的海溫變化明顯大于SST。

為了研究阿拉伯海和孟加拉灣海溫之間的關(guān)系,計算了2個區(qū)域海溫原序列之間的超前滯后相關(guān)系數(shù)(見圖5)。由圖可見,在50 m以上的深度,阿拉伯海與孟加拉灣海溫變化基本同步,相關(guān)系數(shù)在0.7以上,50～150 m之間,阿拉伯海海溫變化超前孟加拉灣的3～4個月負相關(guān)達最大。在150 m以下,在阿拉伯海海溫變化超前孟加拉灣的2個月負相關(guān)達最大。

圖4 阿拉伯海和孟加拉灣不同深度海溫的季節(jié)變化特征Fig.4 Seasonal cycle of sea temperature averaged over the Arabian Sea and the Bay of Bengal,as a function of depth and time

圖5 阿拉伯海和孟加拉灣海溫超前滯后相關(guān)的深度-時間分布圖Fig.5 The leading and lag correlation between regional mean sea temperature in the Arabian Sea and that in the Bay of Bengal

圖6給出的是印度洋東西部區(qū)域不同深度海溫的季節(jié)變化特征。需要說明的是,西部區(qū)域的范圍與Saji等[6]定義的相同,東部區(qū)域則有差別。由圖可見,在50 m以上,西部區(qū)域冬季和夏季海溫低,春季和秋季海溫高,呈現(xiàn)半年顯著周期;東部區(qū)域則是秋季和冬季海溫低,春季和夏季海溫高,以1 a為顯著周期。在50～200 m深度,東西區(qū)域海溫皆呈現(xiàn)明顯的半年周期變化,但位相有所不同。西部區(qū)域2月和3月以及7月到9月海溫高,4,5和10～1月海溫低;東部區(qū)域則是1～3月和8～10月海溫低,而在4～7月和11～12月海溫高。200～500 m深度的海溫變化較小,但位相與50～200 m深度的基本相同。除個別月份,1 a中最大海溫變化皆出現(xiàn)在100 m深度附近。

圖7給出的是東西部區(qū)域海溫原序列之間的超前滯后相關(guān)系數(shù)。由圖可見,在50 m以上,西部區(qū)域海溫超前東部海溫的1個月達最大正相關(guān);在50 m以下,這2個區(qū)域的海溫在同期有最大負相關(guān);而在100 m以下,2個區(qū)域的海溫在相距3個月時有最大的正相關(guān)。從此圖也可以看出顯著的0.5 a周期。

圖6 同圖4,但為印度洋西部(a)與東部區(qū)域(b)Fig.6 Same as Fig.4,but for the western(a)and eastern(b)region

7 同圖5,但為印度洋西部與東部海溫之間的超前滯后相關(guān)Fig.7 Same as Fig.5,but for the leading and lag correlations between regional mean sea temperature in the western region and that in the eastern region

2.3 熱帶印度洋海溫顯著周期的水平分布

為了進一步揭示熱帶印度洋海溫變化的規(guī)律,利用連續(xù)功率譜方法對上述8層海溫進行了分析(見圖8)。圖中的等值線表示計算的譜與理論譜的比值,此值>1表明周期顯著,且數(shù)值越大顯著周期越可信。

圖8 不同深度的海溫1 a和0.5 a周期空間分布Fig.8 Spatial distribution of significant period of sea temperature in the tropical Indian ocean at different depths

圖8顯示,熱帶印度洋海溫存在顯著的1和0.5 a周期變化,但顯著周期的空間分布有很大不同。從圖8a中看出1 a周期顯著的區(qū)域有:2.5 m的西北孟加拉灣、赤道中東印度洋和5°S以南的熱帶印度洋,50 m以下的東南阿拉伯海和100 m以下的西北孟加拉灣,以及2.5～500 m的熱帶東南印度洋。海溫1 a周期最顯著的區(qū)域是2.5 m的70°E～90°E,10°S以南的熱帶印度洋。從圖8b中看出海溫以0.5 a為顯著周期的區(qū)域有:2.5 m的阿拉伯海、西孟加拉灣和赤道西印度洋,50 m的西北阿拉伯海,50～500 m的赤道東西印度洋。海溫0.5 a周期最顯著的區(qū)域是2.5 m的阿拉伯海。在50°E～70°E,5°S～10°S區(qū)域50 m海溫也呈現(xiàn)顯著的0.5 a周期,此區(qū)域即為西南印度洋“穹窿”位置;它是整個熱帶印度洋溫躍層最淺的地方,因而是次表層影響海表溫度的關(guān)鍵區(qū)域[16]。

2.4 有關(guān)機制分析

本文已經(jīng)從時間與區(qū)域平均、均方差、相關(guān)分析和功率譜分析等方面對熱帶印度洋上層海溫的時空變化進行了分析,下面對有關(guān)機制進行一些探討。

在影響海溫分布與變化的諸多因子中,海洋環(huán)流起重要作用[1-3]。為此本文首先利用Argo溫度和鹽度資料計算了地轉(zhuǎn)流(參考面取為1 000 m),并初步分析了它在海溫分布中的作用。作為例子,僅給出年平均的100 m深度的地轉(zhuǎn)流分布圖,為方便起見,同時疊加上此深度年平均的海溫(見圖9)。

圖9 熱帶印度洋年平均100 m深度的地轉(zhuǎn)流(cm/s)和海溫分布圖Fig.9 Annual mean geostrophic flow(cm/s)and sea temperature at 100 m depth in the tropical Indian Ocea n

由圖9可以看出,地轉(zhuǎn)流與海溫有比較好的配置關(guān)系。例如阿拉伯海的海溫高值中心對應(yīng)反氣旋式的順時針環(huán)流,赤道中部附近的強的東向流對赤道東印度洋暖池的形成有重要作用,在5°S附近的西南印度洋海溫低值中心對應(yīng)氣旋式的順時針環(huán)流,10°S附近大的經(jīng)向溫度梯度對應(yīng)強的緯向流,以及南印度洋副熱帶環(huán)流與海溫高值區(qū)域等均有較好的對應(yīng)。不僅如此,海洋環(huán)流的變化可以引起海溫很大的變化,例如圖2中100～200 m深度海溫均方差在索馬里沿岸附近的高值中心就與那里的西邊界流有大的變化密切相關(guān)[17]。

分析熱帶印度洋海溫變化顯著周期的形成原因:首先是年周期,赤道以南的熱帶印度洋基本都是廣闊的海洋,陸地影響小,表層的溫度變化主要受太陽輻射的影響,由于太陽輻射高度角的年變化,太陽輻射隨季節(jié)呈現(xiàn)有規(guī)律的變化,熱帶印度洋接收的輻射也發(fā)生年變化,因此形成1 a的顯著周期;赤道東印度洋、東南阿拉伯海和西北孟加拉灣表層海溫的年周期也主要受太陽輻射的影響;表層以下具有年周期的海區(qū)其年變化應(yīng)該跟風關(guān)系密切,因為熱帶海洋上層的海溫主要取決于海水的垂直混合,在上升流處,海溫較低,在下沉處,海溫較高,而海水的垂直運動由水平流場的輻合輻散決定,所以熱帶印度洋上層海溫的年變化與風場有密切關(guān)系。由于東南熱帶印度洋海表異常東風會激發(fā)產(chǎn)生西傳的下沉Rossby波,本文推斷東南阿拉伯海和西北孟加拉灣表層以下其余深度海溫的年周期可能與Rossby波和沿岸Kelvin波也密切相關(guān)[18-19]。

阿拉伯海和孟加拉灣西部表層海溫具有0.5 a顯著周期與印度季風密切相關(guān)[1]。夏季熱帶印度洋盛行西南風,由于阿拉伯海和孟加拉灣的東南方向上是寬闊的海洋,強烈的西南季風引起了東南向的Ekman輸運,表層下面的冷水上涌,使得這2個區(qū)域表面海溫比較低。同時強的蒸發(fā)冷卻和多的云量也有利于海溫降低。1年4季中春季和秋季海溫比較高,夏季海溫反而比較低,冬季海溫更低,所以在表層這2個區(qū)域海溫的顯著周期是0.5 a。

赤道西印度洋表層海溫的0.5 a顯著周期仍然主要受季風影響,而赤道東西印度洋表層以下海溫的0.5 a周期,可能與Wyrtki急流有關(guān)。這個急流出現(xiàn)在春秋過渡季節(jié),與印度洋赤道緯向西風相聯(lián)系[17],在季風和Wyrtki急流造成的赤道水位半年波動共同驅(qū)動下,較深層的赤道東西印度洋海溫形成0.5 a的顯著周期。

2.5 2006和2007年熱帶印度洋海溫變化與表面風場的關(guān)系

在Argo觀測期間的2006年和2007年,熱帶印度洋連續(xù)發(fā)生了正偶極子事件。這是十分少見的現(xiàn)象[20],值得研究。圖10給出的是2006年和2007年的海表面異常風場、旋度場和海溫異常場的季節(jié)分布。這里的異常場是指去掉2004—2008年的平均態(tài)后的場。由圖可以清楚地看到這2 a秋季東南赤道印度洋的海表面異常風速較大,2006年秋季東南印度洋和赤道盛行東風異常,而2007年秋季東南印度洋和赤道盛行西風異常。從圖10a中看出,東南熱帶印度洋對應(yīng)的風場是強的異常東南風并且出現(xiàn)海溫負異常,這存在1個正反饋過程[21]。該海區(qū)表層海水向西進行Ekman輸運,東南風和赤道地區(qū)弱的西風之間的負渦度使下層的冷水上翻從而導(dǎo)致海洋溫躍層變淺,海區(qū)海溫降低,上空對流減弱,致使對大氣的加熱減弱,從而激發(fā)下沉Rossby波,并在低層產(chǎn)生異常反氣旋環(huán)流,這將加強氣候平均的東南風,通過表面蒸發(fā)、垂直混合和沿岸上翻流的加強,使東南熱帶印度洋的海表溫度進一步降低。這樣的正反饋過程使海溫變化東冷西暖的形式更加顯著。冬季,東南熱帶印度洋主要受西北風控制,對應(yīng)的負反饋過程[21]大大削弱了夏秋季海溫變化東冷西暖的分布。從圖10b中看出,由于東南熱帶印度洋對應(yīng)的風場是西風異常,雖然也對應(yīng)海溫負異常,這同樣可以看作是一個負反饋的過程,因而2007年熱帶印度洋東西部海溫反相變化不如2006年的大,即2007年的正偶極子強度弱于2006年的。從以上分析可知赤道異常東風會促進海溫變化東冷西暖的分布;赤道異常西風會削弱海溫變化東冷西暖的分布,海表面風場的分布是造成2006和2007年偶極子強度不同的一個主要因素。

圖10 2006,2007年4個季節(jié)海表面風與旋度及2.5 m深度溫度的異常場Fig.10 Anomalies of sea surface wind,its curl and sea temperature at 2.5 m in four seasons of 2006 and 2007

圖11是印度洋偶極子區(qū)域[6]海溫異常隨深度和時間變化分布圖。由圖可以看出2006年和2007年在表層以下深度的海溫變化也有很大不同,而且總的來說,偶極子?xùn)|部區(qū)域海溫變化最大的幅度要大于西部區(qū)域,且出現(xiàn)的深度要深,前者約為100 m,而后者約為75 m。這可能與氣候平均的溫躍層深度的差異[21]有關(guān)。

圖11 2004—2008年的印度洋偶極子區(qū)海溫異常隨深度的變化Fig.11 The vertical distribution of anomalies of sea temperature from 2004 to 2008

3 結(jié)論

利用Argo再處理資料和NCEP風場資料對熱帶印度洋2.5～500 m深度的海溫變化的時空變化特征,以及與風場的關(guān)系進行分析研究,得到一些有意義的結(jié)論:

(1)次表層的海溫變化最大,尤其在10°S～10°N之間的赤道印度洋。

(2)表層的阿拉伯海與孟加拉灣海溫變化基本同步,表層以下的阿拉伯海海溫變化超前孟加拉灣的2～4個月。表層的偶極子西部區(qū)域海溫變化超前東部的1個月;表層以下,這2個區(qū)域海溫變化同步。

(3)熱帶印度洋海溫存在顯著的年周期和半年周期。年周期主要存在于:2.5 m的西北孟加拉灣、赤道中東印度洋和5°S以南的熱帶印度洋,50 m以下的東南阿拉伯海和100 m以下的西北孟加拉灣,以及2.5～500 m的熱帶東南印度洋。海溫1 a周期最顯著的海區(qū)是2.5 m的70°N～90°N,5°S以南的熱帶印度洋。0.5 a周期主要存在于:2.5 m的阿拉伯海、西孟加拉灣和赤道西印度洋,50 m的西北阿拉伯海,50～500 m的赤道東西印度洋。海溫0.5 a周期最顯著的海區(qū)是2.5 m的阿拉伯海。

(4)海溫變化存在年周期主要受太陽輻射年變化的影響,還與風場分布有關(guān),與Rossby波和沿岸Kelvin波也密切相關(guān)。表層海溫的半年周期與季風和Wyrtki急流有關(guān)。

(5)2007年正偶極子強度弱于于2006年的主要原因之一是這2 a尤其是秋季海表面異常風場不同,另1個主要原因則可能是2007年發(fā)生了La Ni?na事件,對偶極子有一定的影響。

最后,本文需要討論的一個問題是2007年的正偶極子和La Ni?na同時發(fā)生,并且在2006年正偶極子之后,這是十分少見的現(xiàn)象,在已有的歷史記錄上僅有2次,1次是1967年正偶極子和La Ni?na連續(xù)發(fā)生,另1次是1913年和1914年正偶極子連續(xù)發(fā)生。根據(jù)以上研究,本文推斷2007年的正偶極子的發(fā)生可能是2006年發(fā)生正偶極子時,從蘇門答臘島傳出的沿岸上升Kelvin波變成了上升Rossby波,這兩種上升波向赤道輻合,并傳播到偶極子中心地區(qū),這加強了該中心區(qū)域的上升流,改變了海溫梯度從而形成的。

致謝:感謝在研究中提供幫助的老師和同學,以及在百忙之中審稿的專家。

[1] Hu R J,Liu Q Y,Meng X F,et al.On the mechanism of the seasonal variability of SST in the tropical Indian Ocean[J].Advances in Atmospheric Science,2005,22(3):451-462.

[2] 陳烈庭,金祖輝,羅紹華.印度洋和南海海溫變化的特征及其與大氣環(huán)流的某些聯(lián)系[J].海洋學報,1985,7(1):103-110.

[3] Rao R R,Sivakumar R.Observed seasonal variability of heat content in the upper layers of the tropical Indian Ocean from a new global ocean temperature climatology[J].Deep Sea Research,Part I,1998,45:67-89.

[4] Cadet D L,Dhiel B C.Interannual variability of surface fields over the Indian Ocean during recent decades[J].Mon Wea Rev,1984,112:1921-1935.

[5] Tourre Y M,White W B.ENSO signals in global upper ocean temperature[J].J Phys Oceangr,1995,25:1317-1332.

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

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

[8] Saji N H,Yamagata T.Structure of SST and surface wind variability during Indian Ocean dipole mode events:COADS observations[J].J Climate,2003,16:2735-2751.

[9] Saji N H,Yamagata T.Possible impacts of Indian Ocean dipole mode events on global climate[J].Climate Res,2003,25:151-169.

[10] 譚言科,張人禾,何金海.熱帶印度洋海溫的年際異常及其海氣耦合特征[J].大氣科學,2003,27(1):53-66.

[11] 晏紅明,楊輝,李崇銀.赤道印度洋海溫偶極子的氣候影響及數(shù)值模擬研究[J].海洋學報,2007,29(5):31-39.

[12] 袁媛,李崇銀.熱帶印度洋偶極子與ENSO事件關(guān)系的年代際變化[J].科學通報,2008,53(12):1429-1436.

[13] 孫振宇,劉琳,于衛(wèi)東.基于Argo浮標的熱帶印度洋混合層深度季節(jié)變化研究[J].海洋科學進展,2007,25(3):280-288.

[14] 蘆靜,喬方利,魏澤勛,等.夏季海洋上混合層深度分布研究-Argo資料與Levitus資料的比較[J].海洋科學進展,2008,26(2):145-155.

[15] 王彥磊,黃兵,張韌,等.基于Argo資料的世界大洋溫度躍層的分布特征[J].海洋科學進展,2008,26(4):428-435.

[16] 亢興,劉秦玉.基于SODA數(shù)據(jù)的印度洋表層和次表層熱含量變化及其與ENSO的關(guān)系[J].熱帶海洋學報,2008,27(4):52-58.

[17] Schott F,McCreary J P.The monsoon circulation of the Indian Ocean[J].Progress in Oceanography,2001,51:1-123.

[18] Brandt P,Stramma L,Schott F,et al.Annual Rossby waves in the Arabian Sea from TOPEX/POSEIDON altimeter and in-situ data[J].Deep-Sea ResearchⅡ,2002,49:1197-1210.

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

[20] Behera S K,Luo J J,Yamagata T,et al.Unusual IOD event of 2007[J].Geophys Res Lett,2008,35,L14S11,doi:10.1029/2008GL034122.

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

[22] Chie I,Kushnir Y,Cane M A.Warming trend of the Indian O-cean SST and Indian Ocean dipole from 1880 to 2004[J].J Climate,2008,21:2035-2046.

[23] Behera S K,Luo J J,Masson S,et al.A CGCM study on the interaction between IOD and ENSO[J].J Climate,2006,19:1688-1705.

[24] Saji N H,Xie S P,Yamagata T.Tropical Indian Ocean variability in the IPCC twentieth-century climate simulations[J].J Climate,2006,19:4397-4417.

Study on the Sea Temperature of the Tropical Indian Ocean by Using Argo Data

SUN Sha-Sha,HU Rui-Jin
(Physical and Environmental Oceanography Laboratory and Atmosphere Interaction and Climate Laboratory,Ocean University of China,Qingdao 266100,China)

Based on the Argo data and the NCEP surface wind data,the spatial distribution of sea temperature,the significant periods of it and the relationship between sea temperature anomaly and surface wind in tropical Indian Ocean are studied.It is showed that in the surface,Arabian Sea,Bay of Bengal and the equatorial eastern Indian Ocean are not only warm center but also low-value center of standard deviation.Overall,the sea temperature anomaly of sea surface temperature in areas with high sea temperature is small,and the two distribution patterns are consistency.In the subsurface and deeper layers,the southwest tropical Indian Ocean is warm.On the contrary,East-west equatorial Indian Ocean is cold.Compared with surface and deeper layers,subsurface has the biggest sea temperature anomaly in the tropical Indian ocean.Sea temperature of the tropical Indian Ocean has significant periods,and in different areas and depths there are different significant periods.The sea temperature anomalies of surface and subsurface are formed of the interaction between the atmosphere and the ocean.The one-year significant period is effected by the solar radiation、Rossby waves and coastal Kelvin waves;the half-one-year significant period is related with monsoon and Wyrtki Jet.The sea temperature anomaly in the deep layer has some important relationship with the Indian Ocean internal dynamic interactions such as currents.Both sea surface wind and La Nina are the causes of the different positive dipole intensity in 2006 and 2007.

tropical Indian Ocean;sea temperature;Argo;surface wind

P732.3

A

1672-5174(2010)09-015-09

國家重點基礎(chǔ)研究規(guī)劃項目(2007CB816004);國家自然科學基金項目(40830106,40921004,41076004)資助

2009-07-07;

2009-10-10

孫莎莎(1985-),女,碩士生。E-mail:sunss-08@163.com

責任編輯 龐 旻