近几十年印度洋偶极子变化趋势及其对我国夏季降水的影响

Variation of Indian Ocean Dipole and Its Effect on Summer Precipitation of China during Recent Decades

摘要: 利用1961~2016年月降水量资料以及NCEP/NCAR月平均再分析资料进行了夏季印度洋偶极子(Indian Ocean Dipole, IOD)变化趋势及其对与同期中国降水的影响。研究发现，1961~2017年夏季IOD指数具有显著年际变化特征，整体呈现波动趋势，IOD与我国华南沿海及西北东部地区夏季降水间有较好的正相关关系。对大气环流分析表明，500 hPa位势高度场上我国东北到日本海低压槽强度减弱，低压槽控制区域降水减少；而副热带高压异常造成我国长江流域降水减少；此外，IOD还可通过影响东亚地区低层大气造成我国夏季降水产生异常。

Abstract: In this paper, we use the monthly precipitation and reanalysis data to analyze the variation of In-dian Ocean Dipole (IOD) and its effect on summer precipitation of China. The results showed that the summer IOD index has obviously fluctuation during the summer during 1961-2017, and there is a significant positive correlation between IOD and summer precipitation over the eastern part of the northwestern China and South China Sea. The analysis on atmospheric circulation shows that the high 500 hPa geopotential height field, the intensity of the trough weakened, the precipitation in the south-northeast area controlled by the trough decreased, the subtropical high weakened which caused decreasing of precipitation over Yangtze River basin. Moreover, IOD can also cause abnormal summer precipitation in China by affecting the lower atmosphere over East Asia.

1. 引言

海洋相对于大气的主要作用是将水汽和热量输送到大气中为大气运动提供能量，在各种尺度的气候变化过程中，海洋都扮演了极其重要的角色，成为了全球气候的主要控制因子。海洋加热的异常通常会导致区域乃至全球气候产生异常，因此一直是国内外学者关注的重点 [1] 。海表温度(Sea surface temperature, SST)异常大气环流演变有着重要的影响，SST异常可通过对大气环流的影响进而导致局地乃至大尺度区域降水发生显著变化 [2] 。

印度洋SST存在多时空尺度变化特征。部分学者对赤道印度洋SST异常进行EOF分析，发现了赤道东西印度洋存在一种海表温度异常的反位相振荡信号，即印度洋偶极子(Indian Ocean Dipole, IOD)，并定义热带西印度洋(10˚S~10˚N, 50˚E~70˚E)与东南印度洋(10˚S~0˚, 90˚E~110˚E)的SST距平之差为印度洋偶极子指数 [3] [4] 。此后许多学者对IOD进行了研究，发现IOD对东非短期降水有影响，尤其是排除ENSO的影响后，这一影响更为显著 [5] 。IOD的作用也体现在印度和东亚夏季降水中 [6] [7] [8] 。在IOD的变化方面，研究也发现IOD型振荡信号存在于赤道印度洋海温的年际变化中，其中负位相型IOD的平均强度比正位相型IOD的平均强度要低，且印度洋IOD在1~4月最弱，9~11月最强 [9] ；此外，热带印度洋偶极子分为单一型偶极子和偶极型偶极子。此外，已有研究认为印度洋SST在近几十年中存在由冷到暖的年代际变化 [10] 。

我国是西南季风主要影响区域，而西南季风的异常变化主要受印度洋热力状况的影响，因此，印度洋SST影响我国天气气候的变化重要因子之一。以往研究多关注秋季IOD对我国降水的影响，对夏季IOD与我国同期降水的研究相对较少，因此开展相关研究具有重要意义。

2. 资料和方法

2.1. 资料

大气环流资料采用美国国家环境预报中心NCEP和国家大气研究中心NCAR联合处理的月平均再分析数据集，具体包括空间分辨率为2.5˚ × 2.5˚的500 hPa位势高度场、850 hPa纬向风场再分析资料 [11] 。

降水量资料采用降水资料是基于2416个气象台站得到的空间分辨率为0.5˚ × 0.5˚的月降水资料(CN05.1格点化观测数据集) [12] 。

SST资料采用美国国家海洋和大气管理局NOAA提供的空间分辨率为2˚ × 2˚的海表面温度资料(Extended reconstruction sea surface temperature, ERSST) [13] 。

2.2. 方法

研究IOD变化特征时选取Saji [4] 等定义的IOD指数来表征赤道热带印度洋西部和东部的异常海温差值强弱的变化。

采用相关分析研究IOD对我国夏季降水的影响。相关分析是研究两个或两个以上处于同等地位的随机变量间的相关关系的统计分析方法，相关系数计算公式如下所示

$r_{kl}=\frac{1}{n}{\displaystyle \underset{i=1}{\overset{n}{\sum }}\left(\frac{x_{ki}-x_k}{s_k}\right)}\left(\frac{x_{li}-x_l}{s_l}\right)$ (1)

其中 $x_k$ 和 $x_j$ 分别表示第k，第l个变量，而 $s_k$ 和 $s_l$ 分别表示第k，第l个变量的标准差， $r_{kl}$ 的绝对数值越大，表示两者的关系越密切。

3. 夏季IOD变化特征及其与我国降水的关系

3.1. 夏季IOD的长期变化

图1给出了1961~2016年夏季IOD指数年际变化曲线。由图中可见，近几十年中夏季IOD在年代际尺度上存在一定的变化趋势，总体上表现为1970年代中期之前振荡增强；1970年代中后期有所减弱，并在1990年代中期达到最弱；1990年代末至今，其主要变化特征表现为振荡增加的趋势。同时，IOD指数具有较大的年际变化特征，主要体现为正负值波动出现，其中最大正值出现在1972年，为2.07，最大负值出现在1992年，为−2.03。

Figure 1. Summer IOD index for 1961-2016

图1. 1961~2016年夏季IOD指数年际变化曲线

由于IOD指数具有年代际冷暖态，进一步分析了不同年代夏季IOD指数变化特征。从图2(a)中可知，1961~1980年夏季IOD指数整体趋于正值，主要表现为暖态。该时段IOD指数平均值为0.27，最大值出现在1972年，达到2.08；最小值在1969年，仅为−1.17。1981~2000年间夏季IOD指数整体趋于负值，主要表现为冷态(图2(b))，IOD指数平均值为−0.23，最大值出现在1983年，为1.71，最小值在1992年，为−2.03。到了2001~2016年主要表现为冷暖过渡态(图2(c))，该时段IOD指数平均值为−0.08。

3.2. 夏季IOD与我国降水的关系

IOD是影响我国夏季降水的重要因素，首先采用相关分析研究夏季IOD对我国降水的影响。从夏季IOD与我国降水的相关系数分布(图3)中可以看出，我国西北地区东部、华北和东北部分地区、华南以及淮河流域为主要的正相关区；西北地区西部、长江流域、华北中部以及东北地区大部为主要的负相关区，通过95%的显著性检验。

Figure 2. Summer IOD index for (a) 1961-1980, (b) 1981-2000 and (c) 2001-2016

图2. 夏季IOD指数年际变化曲线：(a) 1961~1980，(b) 1981~2000 and (c) 2001~2016

Figure 3. The correlation coefficient distribution between summer IOD and precipitation in China

图3. 夏季IOD与同期中国夏季降水量相关系数分布

由于IOD的正负位相年对降水的影响存在差异，因此选取夏季IOD正负位相年分析其位相对中国夏季降水的影响。以IOD指数绝对值 > 0.5的年份为正负位相年，其中正位相年有15年，分别为1963，1966，1967，1972，1975，1976，1977，1982，1994，1997，2003，2007，2008，2012，2015年；负位相年有21年，分别为1962，1964，1969，1971，1981，1984，1985，1989，1990，1992，1995，1996，1998，2001，2002，2005，2009，2010，2013，2014，2016年。图4为夏季正负位相年IOD指数与我国同期降水相关系数分布。由图4(a)可见，在IOD正位相年，相关系数从南到北表现为“负–正–负–正”带状相关分布，相关系数一般都能通过95%的显著性检验。而在IOD负位相年时(图4(b))，相关系数从南到北则表现为与正位相年相反的“正–负–正–负”带状分布特征。这表明IOD的位相变化对我国同期降水有较大影响。

Figure 4. The correlation coefficient distribution between summer IOD and precipitation in China: (a) Positive years and (b) negative years

图4. 夏季IOD与同期中国夏季降水量相关系数分布：(a) 正位相年和(b)负位相年

3.3. IOD影响我国夏季降水的可能原因

从本质来看，IOD引起的大气环流异常是导致我国夏季降水变化的根本原因，因此本文将从该角度来探讨IOD对我国夏季降水的影响。图5为夏季IOD与同期大气环流的相关系数分布图。由图5(a)中可见，以90˚E为界孟加拉湾以西为正相关区，以东为负相关区，此模态为正IOD模态。在180˚E~90˚W之间的海域内，15˚S~30˚N之间为正相关区，15˚S~30˚S之间为负相关区。在夏季IOD与同期500 hPa高度场相关系数分布图(图5(b))上可见，我国除东北地区东部为正相关区外，其余地区均为负相关区。我国东北地区的正相关区表明位于该区域的东亚大槽减弱，造成我国东北地区降水减少。此外，西太平洋地区为负相关区，说明IOD变化将造成副热带高压强度较弱使得我国长江流域降水减少。在夏季IOD与同期850 hPa经向风相关系数分布图(图5(c))上可以发现，以100˚E为界，相关系数主要表现为以南北方向上的带状分布，即100˚E以东至西太平洋地区为大范围正相关区，对应南方增强；而以西地区至印度洋西部则为负相关区，对应北风增强。而由夏季IOD与同期850 hPa纬向风相关系数分布(图5(d))上可知，印度洋、孟加拉湾以及我国华南低层均为一致的正相关区，对应西风气流增强，有利于印度洋暖湿水汽到达我国华南，使得华南地区降水增加。而我国华北至中纬度太平洋为负相关区，说明该地区主要为东风分布，有利于来自海洋的暖湿气流与高纬的干冷空气相交汇于华北地区造成降水偏多。由此可见，IOD对我国夏季降水的影响并不是由单一因素造成，而是多个影响因素复杂作用的共同结果。

4. 结论

本文利用1961~2016年月降水量资料以及NCEP/NCAR月平均再分析资料对夏季IOD变化趋势及其对与同期中国降水的影响进行了分析，得到以下结论。

Figure 5. The correlation coefficient distribution IOD and atmospheric circulation fields: (a) SST, (b) 500 hPa geopotential height, (c) 850 hPa zonal and (d) Meridional wind

图5. 夏季IOD与同期环流场相关系数分布：(a) 海温，(b) 500 hPa高度场，(c) 850 hPa纬向风和(d)经向风

1) 近几十年来，近几十年中夏季IOD在年代际尺度上存在一定的变化趋势，总体上表现为1970年代中期之前振荡增强；1970年代中后期有所减弱，并在1990年代中期达到最弱；1990年代末至今，其主要变化特征表现为振荡增加的趋势。同时，IOD具有明显的年际变化特征，主要体现为正负值波动出现。

2) 夏季IOD与我国同期降水的相关关系主要表现为我国西北地区东部、华北和东北部分地区、华南以及淮河流域为主要的正相关区，而西北地区西部、长江流域、华北中部以及东北地区大部为主要的负相关区。

3) 对大气环流分析表明，500 hPa位势高度场上我国东北到日本海低压槽强度减弱，低压槽控制区域降水减少；而副热带高压异常造成我国长江流域降水减少；IOD还可通过影响东亚地区低层大气造成我国夏季降水产生异常。

基金项目

成都信息工程大学2018年本科质量工程、2018年研究生教改项目以及2018~2020年校级第一阶段教改项目(JY2018012)共同资助。

参考文献