張福穎，郭品文，程軍

(南京信息工程大學大氣科學學院，江蘇南京210044)

熱帶太平洋與印度洋相互作用的年代際變化及其數(shù)值模擬

張福穎，郭品文，程軍

(南京信息工程大學大氣科學學院，江蘇南京210044)

利用全球海表溫度資料和NCEP/NCAR再分析資料，發(fā)現(xiàn)熱帶印度洋偶極子事件與熱帶太平洋ENSO事件存在相互作用，但其相互作用關系在1961年前后發(fā)生了明顯的躍變。通過CCM3(community climate model version 3)模式，研究了不同年代熱帶太平洋和熱帶印度洋SST(sea surface temperature)變化對其上空大氣環(huán)流影響的變化，結果表明:1961年后，熱帶印度洋發(fā)生正偶極子事件時，兩大洋的垂直環(huán)流異常的耦合很強，熱帶太平洋上空大氣環(huán)流對印度洋偶極子事件的響應，給太平洋暖事件的異常發(fā)展提供了有利條件;同樣，熱帶太平洋暖事件通過對熱帶印度洋上空大氣環(huán)流的影響，給印度洋偶極子的異常發(fā)展提供了有利條件。

印度洋偶極子;ENSO;年代際;數(shù)值模擬

0 引言

隨著Tourre and White(1995)提出全球海洋的ENSO(El Ni～no/Southern Oscillation，厄爾尼諾和南方濤動)信號后，人們逐漸把全球海洋聯(lián)系起來。研究(Bell and Halpert，1998;Anderson，1999;Saji et al.，1999;Webster et al.，1999)指出，赤道印度洋海表溫度(sea surface temperature，SST)的變化存在一種偶極子振蕩。熱帶海洋海溫的變化并不是一個孤立的現(xiàn)象，印度洋偶極子事件與太平洋ENSO事件緊密聯(lián)系(吳國雄和孟文，1998;李崇銀等，2001;晏紅明等，2001)。譚言科等(2004)發(fā)現(xiàn)，與El Ni～no事件從發(fā)展到衰減相聯(lián)系的熱帶西太平洋海氣耦合作用在印度洋海溫距平從偶極到單極的演變過程中起著非常重要的作用。殷永紅等(1998)發(fā)現(xiàn)印度洋偶極子事件存在年代際變化，20世紀80年代偶極子的變化特征不明顯，90年代則比較明顯，90年代太平洋ENSO的增強可能受印度洋偶極子加強的影響。范伶俐和郭品文(2005)提出，1978年后ENSO信號在熱帶印度洋減弱的原因是由于熱帶太平洋上升支的東移，導致兩洋的垂直環(huán)流異常耦合減弱。

熱帶印度洋變率與熱帶太平洋ENSO通過印尼貫穿流的輸送可能存在聯(lián)系，但熱帶印度洋和太平洋受馬來半島及印度尼西亞等島嶼阻隔，且海洋過程為慢過程，因此，這兩個海盆間的聯(lián)系很大程度上依賴于Lau and Nath(1996)首先提出的“大氣橋”機制。Stephene et al.(1999)根據(jù)觀測資料分析提出了“熱帶大氣橋”思想，他們認為與ENSO有關的大氣環(huán)流異常導致蒸發(fā)和云量的異常，從而影響了進入其他海盆的凈熱通量變化并產生了局地的海表溫度異常;在El Ni～no期間，Walker環(huán)流減弱使得印尼附近產生了異常的下沉氣流，減少了云量并增強了海洋對太陽輻射的吸收，使得熱帶北印度洋和南海SST異常增高。由此可見，熱帶太平洋和印度洋的相互作用主要通過二者上空的大氣聯(lián)系，某個海盆海溫異常影響另一個海盆上空大氣各要素的變化，進而影響另一個海盆海溫的變化。前人的研究主要針對熱帶太平洋影響其他海洋，而對熱帶印度洋影響熱帶太平洋的研究較少。

基于以上考慮，本文分析了熱帶太平洋與印度洋的相互作用及其不同年代二者作用關系的變化，并利用一個大氣環(huán)流模式，研究了在不同的年代下，熱帶太平洋和熱帶印度洋SST變化對其上空大氣環(huán)流影響的變化，以此來確定不同年代熱帶海盆通過“熱帶大氣橋”的相互作用的變化及其可能機理。

1 資料、方法和模式

1.1 資料和方法

采用1911年1月—2001年12月英國氣象局Hadley氣候預測和研究中心的全球海表溫度資料(GISST)，而1948年1月—2001年12月大氣風場資料來自NCEP/NCAR再分析資料。其中海表溫度資料的網格距為1°×1°，風場資料的格距是2.5°×2.5°。主要采用了SVD(singular value decomposition，奇異值分解)和滑動相關的方法。

1.2 模式

采用的NCAR CCM3(community climate model version 3)是NCAR的第4代公共氣候模式，有關CCM3詳細介紹見CCM3技術文檔(Kiehl et al.，1996，1998)。許多研究(余建銳和董敏，2001;徐海明和何金海，2002;高學杰和林萬濤，2004)表明，CCM3對大氣環(huán)流具有較強的模擬能力。通過比較模式模擬和實際的熱帶大氣氣候降水場和850 hPa氣候風場(圖略)，發(fā)現(xiàn)模擬結果和實際結果的主要差異有:1)模式模擬的北印度洋上空東風要比實際大氣的弱;2)模式模擬的印度洋上空的降水強度比實際的強，且降水中心偏西;3)模擬的西太平洋菲律賓群島上空的降水中心比實際的強。除了以上差異，模式對熱帶太平洋—印度洋的降水分布及其上空的低層大氣環(huán)流有較強的模擬能力，能夠滿足本文研究的要求。

2 熱帶太平洋與印度洋海溫異常的相互作用關系

計算表明，秋季偶極子指數(shù)與Nino3指數(shù)的相關最高，相關系數(shù)為0.438 8，通過0.001信度的顯著性檢驗，因此主要討論秋季太平洋與印度洋的關系。下文如無特指均是指秋季。

為了討論兩大洋之間的關系，以熱帶中東太平洋區(qū)域(150°E～180°～90°W，20°S～20°N)的海溫距平場為SVD分析的右場，以熱帶印度洋區(qū)域(40～110°E，20°S～20°N)的海溫距平為SVD分析的左場，對兩大洋的關系進行SVD分析。結果表明，第一對奇異向量通過了蒙特卡羅檢驗。由圖1a可見，印度洋海溫異常表現(xiàn)出較弱的偶極子形態(tài)，熱帶印度洋區(qū)域基本是正相關，最大相關區(qū)在阿拉伯海區(qū)域，相關系數(shù)達0.7，在東南印度洋區(qū)域(90～110°E，20～5°S)為負相關，相關系數(shù)為－0.2。與此相關的右奇異相關場則表現(xiàn)了El Ni～no的形態(tài)(圖1b)，其最大相關區(qū)在東太平洋，相關系數(shù)達0.6。綜上所述，印度洋正偶極子型對應秋季太平洋El Ni～no型，這表明印度洋偶極子事件與太平洋ENSO事件存在聯(lián)系。

3 熱帶太平洋與熱帶印度洋相互作用的年代際變化

3.1 熱帶太平洋與熱帶印度洋海溫異常的年代際關系

圖1僅僅反映了熱帶印度洋與熱帶太平洋海溫異常在1911—2001年期間的總體相關性。

但是隨著長時間的演變，熱帶太平洋與熱帶印度洋二者間的相關關系可能會發(fā)生變化，因此參照徐建軍和王東曉(2000)用的滑動相關分析，計算了熱帶太平洋的Nino3指數(shù)與熱帶印度洋的偶極子指數(shù)的滑動相關，其滑動窗口長度均為23 a。

圖2為1911—2001年偶極子指數(shù)與Nino3指數(shù)的23 a滑動相關系數(shù)。由圖2可以看出，秋季偶極子指數(shù)與秋季Nino3指數(shù)的關系有明顯的年代際變化特征。20世紀60年代初到90年代二者正相關顯著，其相關系數(shù)均超過了0.1信度的顯著性檢驗，即秋季印度洋偶極子在60年代初到90年代與秋季太平洋的ENSO事件聯(lián)系緊密;而30年代到60年代初二者相關關系很弱。以上表明，印度洋偶極子事件和太平洋ENSO事件之間的關系有明顯的年代際變化特征。

綜上所述，熱帶印度洋偶極子事件與熱帶太平洋ENSO事件相互作用關系在1961—1962年發(fā)生了明顯的變化(1930年前通過顯著性檢驗的時間段較短，這里不予討論)，1961年前，印度洋偶極子與ENSO事件相互作用關系弱，而1961年后，二者的關系明顯加強。因此，下面通過對比分析熱帶太平洋ENSO事件和熱帶印度洋偶極子事件在1930—1961年和1962—2001年兩個時段內的關系，來說明此二者間年際異常相互作用的年代際變化。

圖1 1911—2001年秋季熱帶印度洋與太平洋SVD左(a)、右(b)異類相關(陰影區(qū)表示通過0.05信度的顯著性檢驗)Fig.1 (a)Left and(b)right singular vectors of the SVD1 of SSTs of tropical Indian Ocean/Pacific Ocean in autumn(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level)

3.2 熱帶太平洋與熱印度洋相互作用的年代際變化

圖3是不同年代下，熱帶印度洋與太平洋的奇異值分解。圖3a是1961年前熱帶印度洋分布型，可以看出印度洋區(qū)域呈現(xiàn)為整體正相關型，最大相關在阿拉伯海和西南印度洋處，而太平洋區(qū)域呈現(xiàn)為El Ni～no模態(tài)(圖略)，最大正相關在東南太平洋。圖3b是1961年后熱帶印度洋分布型，可以看出印度洋區(qū)域呈現(xiàn)為明顯的偶極子模態(tài)，東南印度洋90～110°E區(qū)域是負相關，最大正相關區(qū)在阿拉伯海，這比1911—2001年的總相關(圖1)要強，而太平洋區(qū)域呈現(xiàn)的仍是El Ni～no模態(tài)(圖略)，最大正相關在赤道東太平洋。比較圖3a、b可以看出，1961年前印度洋偶極子模態(tài)與太平洋ENSO模態(tài)的關系很弱，1961年后則二者關系緊密。這與圖2的結果是一致的，即在1961年前后熱帶印度洋偶極子事件與熱帶太平洋ENSO事件二者相互作用關系發(fā)生了明顯的變化。

圖2 1911—2001年秋季偶極子指數(shù)與秋季Nino3指數(shù)的23 a滑動相關(黑直線為相關系數(shù)達到0.1信度的顯著性檢驗的臨界值)Fig.2 Running correlation coefficients of Nino3 indices with Dipole indices in autumn from 1911 to 2001(The black line denotes the significance at 90%confidence level)

圖3 1930—1961年(a)和1962—2001年(b)秋季熱帶印度洋與秋季太平洋SVD左異類相關(陰影區(qū)通過0.05信度的顯著性檢驗)Fig.3 Left singular vectors of the SVD1 of SSTs of tropical Indian Ocean and Pacific Ocean in autumn from(a)1930 to 1961，and(b)1962 to 2001(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level)

4 熱帶印度洋與熱帶太平洋相互作用年代際變化的數(shù)值模擬

4.1 數(shù)值試驗方案設計

通過分析發(fā)現(xiàn)在不同年代熱帶海洋海溫變化劇烈的區(qū)域，海溫變化的強度以及海溫的氣候場都有所不同，因此在控制實驗中用實際月平均海溫代替原來模式提供的氣候平均態(tài)的海溫驅動模式運行，這樣可以體現(xiàn)不同的年代際背景場下，熱帶印度洋與熱帶太平洋海溫異常對熱帶大氣影響的不同，與實際情況更為接近。

控制試驗1:用1930—1961年實際海溫的12個月的氣候平均值作為下邊界將模式積分3 a，然后用第3個模式年的9月1日00時的結果作為控制試驗的初始場再積分3個月，分別取模式最后的1、2、3月的平均作為控制試驗1的結果。

控制試驗2:同控制試驗1相比，用1962—2001年實際海溫的12個月的氣候平均值作為下邊界將模式積分3 a，其他同控制試驗1。

為了檢驗秋季印度洋東、西海溫異常及秋季東太平洋海溫異常對同期秋季熱帶印度洋—太平洋上空大氣環(huán)流的影響，設計以下4個敏感性試驗。

1930—1961年熱帶印度洋海溫敏感性試驗1:采用與控制試驗1相同的初始場，從9月1日00時開始在印度洋西異常區(qū)(50～70°E，10°S～10°N)加入海溫異常+0.2℃，在印度洋東異常區(qū)(90～110°E，10°S～0°)加入海溫異常－0.4℃，直到12月00時結束，其他同控制試驗1。

1962—2001年熱帶印度洋海溫敏感性試驗2:采用與控制試驗2相同的初始場，從9月1日00時開始在印度洋西異常區(qū)(50～70°E，10°S～10°N)加入海溫異常+0.5℃，在印度洋東異常區(qū)(90～110°E，10°S～0°)加入海溫異常－0.6℃。直到12月00時結束，其他同控制試驗2。

1930—1961年熱帶太平洋海溫敏感性試驗3:采用與控制試驗1相同的初始場，從9月1日00時開始在太平洋異常區(qū)(150～90°W，5°S～5°N)加入海溫異常+1.0℃，直到12月00時結束，其他同控制試驗1。

1962—2001年熱帶太平洋海溫敏感性試驗4:采用與控制試驗2相同的初始場，從9月1日00時開始在太平洋異常區(qū)(150～90°W，5°S～5°N)加入海溫異常+2.0℃，直到12月00時結束，其他同控制試驗2。

4.2 不同年代熱帶印度洋海溫異常對熱帶印度洋—太平洋上空大氣環(huán)流影響的數(shù)值試驗

圖4a、b分別是敏感性試驗1與控制試驗1、敏感性試驗2與控制試驗2的降水和850 hPa矢量風的差值場。從風場上可以看出，在1930—1961年的海溫背景場下，當秋季東印度洋海溫負異常、西印度洋海溫正異常時，赤道西太平洋(120°E～180°)上空低層大氣也出現(xiàn)了強的東風異常;熱帶太平洋上空降水最強的地方在西太平洋處，這說明對流活動強的地方在西太平洋上空，中東太平洋上空的降水弱，即中東太平洋上空的對流活動弱，這均不利于太平洋ENSO事件的發(fā)生。同時熱帶印度洋SSTA(sea surface temperature anomaly，海表溫度異常)所引起的熱帶印度洋上空低層大氣中出現(xiàn)東風異常，印度洋上空降水最強的地方在赤道西印度洋處，即赤道西印度洋上空的對流活動強，這與偶極子發(fā)生時對應的對流情況是一致的。

圖4 敏感性試驗1與控制試驗1(a)、敏感性試驗2與控制試驗2(b)的降水(mm/d)和850 hPa矢量風(m/s)的差值場Fig.4 The difference fields in precipitation(mm/d)and 850 hPa zonal wind(m/s)(a)between sensitive experiment 1 and control experiment，and(b)between sensitive experiment 2 and control experiment 2

而在1962—2001年的海溫背景場下，當秋季東印度洋海溫負異常、西印度洋海溫正異常時，中東印度洋上空出現(xiàn)強的東風異常，同期的赤道西太平洋上空出現(xiàn)了強的西風異常，赤道東太平洋上空出現(xiàn)弱的西風異常，西太平洋上空的西風異常有利于把西太平洋暖池的暖水向東太平洋輸送，使得東太平洋海溫異常升高，有利于El Nin～o事件的異常發(fā)展。赤道西太平洋的降水中心東移到180°，說明在印度洋偶極子事件的影響下，赤道西太平洋上空的對流中心東移到赤道中太平洋，同時赤道東太平洋上空也出現(xiàn)了弱的降水，即出現(xiàn)了弱的對流活動。

圖5 敏感性試驗1與控制試驗1(a)和敏感性試驗2與控制試驗2(b)的緯向風、ω矢量差值的垂直高度—經度剖面(對5°S～5°N范圍求緯向平均;單位:m/s)Fig.5 The height-longitude section of the zonal wind，omega differences in(a)sensitive experiment 1 and control experiment 1，and(b)sensitive experiment 2 and control experiment 2(5°S—5°N is averaged;units:m/s)

緯向風、ω矢量差值的垂直高度—經度剖面(圖5)進一步體現(xiàn)了赤道地區(qū)太平洋上空的Walker環(huán)流、印度洋上空的緯向季風環(huán)流的異常。由圖5a可以看出，在1930—1961年的海溫背景場下，印度洋出現(xiàn)偶極子時，熱帶東印度洋上空是下沉支，西印度洋上空是上升支，低空是東風異常，高空是西風異常，形成了反緯向季風環(huán)流。太平洋上空沒有明顯的異常環(huán)流圈，但可以看出，在西太平洋上空主要是異常上升運動，中東太平洋是異常下沉運動。而由圖5b可以看出，在1962—2001年的海溫背景場下，赤道西印度洋上空是上升支，下沉支在120°E附近的海洋性大陸處，低空是東風異常，高空是西風異常，形成了反緯向季風環(huán)流，同時太平洋上空出現(xiàn)了反Walker環(huán)流，上升支在中東太平洋上空，下沉支也在120°E附近的海洋性大陸處，低空是西風異常，高空是東風異常。印度洋上空的反緯向季風環(huán)流與太平洋上空的反Walker環(huán)流耦合得很好，二者在120°E附近的海洋性大陸處耦合，二者關系緊密。

通過上面兩組數(shù)值試驗可以看出，1930—1961年熱帶印度洋偶極子對熱帶太平洋暖事件的影響很弱。而1961年后，熱帶印度洋偶極子給太平洋暖事件的異常發(fā)展提供了有利的條件。當出現(xiàn)東印度洋海溫異常冷、西印度洋海溫異常暖的偶極子，赤道西印度洋東西兩側緯向風輻合，有利于對流上升產生印度洋的反緯向季風環(huán)流，在印度洋東邊界及西太平洋產生下沉輻散區(qū)，赤道西太平洋產生西風距平，赤道西太平洋上空的對流中心東移到赤道中太平洋，形成熱帶太平洋反Walker環(huán)流，使中東太平洋正SSTA加強，從而引起El Ni～no事件的異常發(fā)展。

4.3 不同年代熱帶太平洋海溫異常對熱帶印度洋—太平洋上空大氣場影響的數(shù)值試驗

圖6a、b分別是敏感性試驗3與控制試驗1、敏感性試驗4與控制試驗2的降水和850 hPa矢量風的差值場。由圖6a可以看出，在1930—1961年的海溫背景場下，當秋季東太平洋海溫正異常時，太平洋上空出現(xiàn)大范圍的西風異常，同期的赤道西印度洋上空出現(xiàn)東風異常，赤道東印度洋上空出現(xiàn)西風異常;降水中心在東印度洋，即東印度洋對流活動強烈，海表溫度異常高，這是不利于熱帶印度洋偶極子事件發(fā)生發(fā)展的。由圖6b可以看出，在1962—2001年的海溫背景場下，當秋季東太平洋海溫正異常時，太平洋上空出現(xiàn)大范圍的西風異常，同期的赤道東印度洋上空東風異常，東印度洋上空的東風異常有利于把東印度洋的暖水向西印度洋輸送，使得西印度洋海溫異常升高，東印度洋海溫異常降低;同時對應太平洋暖事件，西印度洋出現(xiàn)降水中心，即西印度洋對流活動強烈，海表溫度異常升高，這有利于印度洋偶極子的產生。

圖6 敏感性試驗3與控制試驗1(a)、敏感性試驗4與控制試驗2(b)的降水(mm/d)和850 hPa矢量風(m/s)的差值場Fig.6 The difference fields in precipitation(mm/d)and 850 hPa zonal wind(m/s)(a)between sensitive experiment 3 and control experiment 1，and(b)between sensitive experiment 4 and control experiment 2

圖7a、b分別是敏感性試驗3與控制試驗1、敏感性試驗4與控制試驗2的緯向風、ω矢量差值的垂直高度—經度剖面。由圖7a可以看出，在1930—1961年海溫背景場下，當熱帶太平洋出現(xiàn)暖事件時，赤道印度洋上空出現(xiàn)的仍是正緯向季風環(huán)流，即在赤道東印度洋是上升支，赤道西印度洋是下沉支，高空是東風異常，低空是西風異常，西印度洋的表層暖水向東印度洋輸送，東印度洋暖水堆積，這不利于熱帶印度洋偶極子的發(fā)生，對應的太平洋上空是反Walker環(huán)流，下沉支在西太平洋，上升支在中東太平洋，這與El Ni～no事件發(fā)生時太平洋上空對應的環(huán)流形式是一致的。同時由圖7a可以看出，太平洋上空的反Walker環(huán)流的下沉支在150°E，而印度洋上空的上升支在100°E處，二者無法耦合。而在1962—2001年的海溫背景場下(圖7b)，當熱帶太平洋出現(xiàn)暖事件時，印度洋上空出現(xiàn)的是反緯向季風環(huán)流，即在赤道東印度洋是下沉支，赤道西印度洋是上升支，高空是西風異常，低空是東風異常，這樣就把東印度洋的暖水向西印度洋輸送，西印度洋暖水堆積，從而引起熱帶西印度洋海溫異常升高，東印度洋海溫異常降低，這樣利于印度洋偶極子的生成。太平洋上空是反Walker環(huán)流，上升支在中東太平洋，下沉支在120°E附近的海洋性大陸處。太平洋上空的反Walker環(huán)流和印度洋上空的反緯向季風環(huán)流很好地耦合在一起。

圖7 敏感性試驗3與控制試驗1(a)、敏感性試驗4與控制試驗2(b)的緯向風、ω矢量差值的垂直高度—經度剖面(對5°S～5°N范圍求緯向平均;單位:m/s)Fig.7 The height-longitude section of the zonal wind，omega differences in(a)sensitive experiment 3 and control experiment 1，and(b)sensitive experiment 4 and control experiment 2(5°S—5°N is averaged;units:m/s)

通過上面兩組數(shù)值試驗可以看出，1930—1961年太平洋El Ni～no事件對熱帶印度洋偶極子事件發(fā)生的影響很弱。而1962—2001年，熱帶太平洋暖事件對印度洋偶極子事件的發(fā)生發(fā)展提供了有利的條件，對于東太平洋海溫異常增高的太平洋El Ni～no事件，赤道中東太平洋緯向風輻合，有利于對流上升產生太平洋上空的反Walker環(huán)流，在印度洋東邊界及西太平洋產生下沉輻散區(qū)，赤道東印度洋產生東風距平，西印度洋上空為對流區(qū)，易于形成熱帶印度洋上空的反緯向季風環(huán)流，使西印度洋產生正的SSTA，從而在熱帶印度洋產生偶極子事件。

5 結論

1)熱帶印度洋偶極子事件與熱帶太平洋ENSO事件存在相互作用，但其相互作用關系在1961—1962年發(fā)生了明顯的躍變，1961年前與熱帶太平洋El Ni～no模態(tài)相對應的熱帶印度洋上不是偶極子模態(tài)，而1961年后印度洋則是很明顯的偶極子模態(tài)。

2)數(shù)值試驗結果表明，1961年后，熱帶印度洋偶極子通過對熱帶太平洋上空大氣環(huán)流的影響，給太平洋暖事件的異常發(fā)展提供了有利條件;熱帶太平洋暖事件通過對熱帶印度洋上空大氣環(huán)流的影響，給印度洋偶極子的異常發(fā)展提供了有利條件。

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ZHANG Fu-ying，GUO Pin-wen，CHENG Jun

(School of Atmospheric Sciences，NUIST，Nanjing 210044，China)

Interaction between El Ni～no of the tropical Pacific and Indian Ocean Dipole was studied on the basis of the monthly NCEP/NCAR reanalysis dataset and GISST data.There was an obvious jump in this interaction relationship between Dipole and ENSO events before and after 1961.The analysis results based on the CCM3(community climate model version 3)model are summarized as follows:the interaction of El Ni～no upon Indian Ocean Dipole mode was very weak during the phase between 1930 and 1961.But from 1962 to 2001，Indian Ocean Dipole mode provided favorable conditions for Pacific warm events.The Walker circulation over the tropical Pacific and the vertical zonal monsoon circulation over the tropical Indian Ocean coupled well over the oceanic continent.The warm events over the Pacific also provided favorable conditions for Indian Ocean Dipole mode from 1962 to 2001.

Dipole;ENSO;decadal;numerical simulation

P732

A

1674-7097(2012)01-0032-09

2011-06-12;改回日期:2011-10-26

國家自然科學基金資助項目(41105096)

張福穎(1981—)，女，江蘇興化人，博士生，研究方向為海氣相互作用，hare1981_37@tom.com.

張福穎，郭品文，程軍.2012.熱帶太平洋與印度洋相互作用的年代際變化及其數(shù)值模擬［J］.大氣科學學報，35(1):32-40.

Zhang Fu-ying，Guo Pin-wen，Cheng Jun.2012.Interdecadal change of the interaction between tropical Pacific and tropical Indian Ocean by diagnosis analysis and its numerical simulations［J］.Trans Atmos Sci，35(1):32-40.

(責任編輯:劉菲)