印度洋偶極子及其可預(yù)報(bào)性研究進(jìn)展＊

劉華鋒，章向明，唐佑民，3，陳大可

（1．衛(wèi)星海洋環(huán)境動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，浙江 杭州 310012；2．國(guó)家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012；3．北不列顛哥倫比亞大學(xué) 環(huán)境科學(xué)與工程學(xué)院，加拿大不列顛哥倫比亞省 喬治王子城 V2N4Z9）

在年際尺度，熱帶印度洋海表溫度（SST）存在2種主要的異常結(jié)構(gòu)。一種是整個(gè)熱帶印度洋海盆同相的SST異常，稱為印度洋海盆模（IOBM，Indian Ocean Basin Mode）；另一種是東西熱帶印度洋反相的SST異常，稱為印度洋偶極子（IOD，Indian Ocean Dipole）。其中，IOBM是熱帶印度洋SST對(duì)厄爾尼諾—南方濤動(dòng)（ENSO）的響應(yīng)［1－2］。而對(duì)于IOD的成因，學(xué)界有不同觀點(diǎn)。一種觀點(diǎn)認(rèn)為它同樣受控于 ENSO［3－5］，另一些學(xué)者則強(qiáng)調(diào)它由印度洋內(nèi)部的海氣相互作用產(chǎn)生［6－7］。表1按季節(jié)列出了這兩種異常占熱帶印度洋SST異常的比重，更長(zhǎng)時(shí)間尺度SST變率的貢獻(xiàn)也一并列出［8］。

表1 東、西熱帶印度洋長(zhǎng)期趨勢(shì)、年代際異常、IOBM、IOD對(duì)SST變率的相對(duì)貢獻(xiàn)率［8］（%）Table 1 Percent variance contributed by the linear trend，the interdecadal anomaly，IOBM，and IOD to the SST variability over western and southeastern tropical Indian Ocean［8］（%）

大量研究證明，ENSO是引起世界多個(gè)地區(qū)的氣候異常甚至極端氣候的重要因素之一［9］。雖然熱帶印度洋SST的年際變率并沒(méi)有ENSO那么強(qiáng)，但它對(duì)全球氣候的影響同樣不容忽視。特別是IOD，它東西反相的異常變化會(huì)迫使大氣作相應(yīng)調(diào)整，從而導(dǎo)致印度洋周邊地區(qū)、南美中部、非洲南端、澳大利亞?wèn)|南部、東北亞等區(qū)域出現(xiàn)氣候異常，并使印度季風(fēng)發(fā)生變化［9－15］。IOD還能通過(guò)調(diào)節(jié)印度季風(fēng)和東亞季風(fēng)影響我國(guó)多個(gè)地區(qū)的氣溫和降雨［16］。因此正確認(rèn)識(shí)IOD的結(jié)構(gòu)特征、觸發(fā)和演變機(jī)制，準(zhǔn)確模擬和預(yù)報(bào)IOD，對(duì)提高上述地區(qū)的氣候預(yù)報(bào)水平有重要意義。

1 熱帶印度洋海溫年際變率特征

1．1 印度洋海盆模

IOBM為整個(gè)熱帶印度洋海表滯后于厄爾尼諾約3～5個(gè)月的異常升溫［1，3，17］。暖異常通常先出現(xiàn)在西印度洋，然后沿赤道向東傳播，進(jìn)入東印度洋后向東南擴(kuò)展［3］。它約占熱帶印度洋SST年際變率總方差的30%［3，6］。IOBM 的SST異常一般為0．2～0．3℃，極端事件可以達(dá)到0．5℃［1］。

在熱帶印度洋的不同區(qū)域，IOBM的直接主導(dǎo)因子不盡相同，但都離不開(kāi)ENSO的遙相關(guān)作用。觀測(cè)和模式結(jié)果表明，東熱帶印度洋的升溫主要與太陽(yáng)輻射通量有關(guān)，中熱帶印度洋的SST異常則主要受潛熱通量和海水的垂向混合控制［1－2］。在厄爾尼諾期間，印尼的強(qiáng)對(duì)流區(qū)域東移，東印度洋的太陽(yáng)輻射通量增加，長(zhǎng)波輻射輸出卻因熱帶大氣邊界層的高濕度而變化不大，東印度洋因而出現(xiàn)SST正異常。在中北熱帶印度洋和東南信風(fēng)區(qū)，厄爾尼諾引起的風(fēng)應(yīng)力減小使蒸發(fā)減弱、水汽輸出減少。這一潛熱流失減弱控制了該區(qū)域的海表升溫。同時(shí)，這一區(qū)域風(fēng)速下降引起的海水垂向混合減弱也有利于SST異常上升。

1．2 印度洋偶極子

IOD是蘇門答臘附近海域SST異常下降和同期的西印度洋SST異常上升現(xiàn)象。它約占熱帶印度洋SST年際變率總方差的12%［6］。表1顯示，IOD事件通常發(fā)生在夏秋季節(jié)，其相應(yīng)異常在春、冬季很弱。早在20世紀(jì)80年代，一些研究者已經(jīng)發(fā)現(xiàn)熱帶印度洋SST的類似偶極結(jié)構(gòu)［18－19］。但對(duì)其深入的研究主要出現(xiàn)在1994年和1997年這兩次顯著的IOD事件之后。近年來(lái)，IOD的頻率和強(qiáng)度都有增加的趨勢(shì)［20］。Saji等［6］將西熱帶印度洋（10°S～10°N，50°～70°E）與東南熱帶印度洋（10°S～0°，90°～110°E）的SST距平之差定義為印度洋偶極指數(shù)（DMI，Dipole Mode Index），并以此來(lái)表示IOD強(qiáng)度。表2列出了1873—2000年的強(qiáng)IOD事件（年平均DMI超出一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差）［21］。其中，黑體的年份同時(shí)出現(xiàn)正IOD和厄爾尼諾事件，或同時(shí)出現(xiàn)反IOD和拉尼娜事件；1992年加下劃線表示該年有反IOD事件卻是厄爾尼諾年。

表2 1873－2000年強(qiáng)IOD事件的年份［21］Table 2 The strong IOD events during 1873－2000［21］

圖1是用典型正IOD年的SST距平和海表風(fēng)異常資料合成的結(jié)果，圖中可通過(guò)90%顯著性雙側(cè)T檢驗(yàn)的SST距平和海表風(fēng)異常已分別用陰影和黑體箭頭表示［6］。如圖所示，正IOD事件通常從5、6月開(kāi)始出現(xiàn)，隨后增強(qiáng)，到10月份達(dá)到最大。5—6月，龍目海峽附近海域首先出現(xiàn)SST異常下降，同時(shí)東南熱帶印度洋區(qū)域的東南風(fēng)出現(xiàn)異常。隨后幾個(gè)月，冷的異常沿著印尼海岸向赤道擴(kuò)展，西熱帶印度洋開(kāi)始異常升溫。中熱帶印度洋的赤道西風(fēng)開(kāi)始減弱甚至轉(zhuǎn)向，蘇門答臘的沿岸風(fēng)也出現(xiàn)相應(yīng)異常。IOD在10月達(dá)到最大后，整個(gè)結(jié)構(gòu)迅速瓦解。次年夏秋季節(jié)通常會(huì)出現(xiàn)反IOD事件［6］。

Saji等［6］提出以下機(jī)制（圖2）來(lái)解釋IOD的演變過(guò)程。在通常年份的夏季風(fēng)季節(jié)，赤道西風(fēng)通過(guò)赤道、沿岸沉降流開(kāi)爾文波使暖水積聚在蘇門答臘岸外。在季風(fēng)轉(zhuǎn)換時(shí)，蘇門答臘沿岸風(fēng)會(huì)通過(guò)增強(qiáng)蒸發(fā)、上升流和海洋熱平流使SST略為下降。若有一個(gè)內(nèi)部或外部的因素使SST的降溫超過(guò)正常水平，海表氣壓場(chǎng)會(huì)發(fā)生顯著變化。東南信風(fēng)向下游延伸，阻斷侵入的赤道流，使得蘇門答臘附近海域被降溫過(guò)程控制。在SST下降的同時(shí)，溫躍層也在變淺，上升流的降溫作用將更為顯著。這一系列正反饋過(guò)程將推動(dòng)?xùn)|熱帶印度洋SST持續(xù)下降。擴(kuò)展的東南信風(fēng)向更西邊的區(qū)域輸送水汽并輻合。熱帶海洋輻合區(qū)隨之西移，導(dǎo)致西印度洋風(fēng)速下降、蒸發(fā)減弱、降雨增加，繼而引起西印度洋SST異常上升。海洋混合作用隨降雨增加而減弱、溫躍層因東向輸送減弱而加深都利于西印度洋升溫。SST異常也對(duì)風(fēng)和降雨異常產(chǎn)生正反饋，使東、西熱帶印度洋的SST異常都不斷增大。而進(jìn)入冬季風(fēng)季節(jié)后，赤道風(fēng)和蘇門答臘沿岸風(fēng)都會(huì)相應(yīng)減弱。海洋動(dòng)力過(guò)程對(duì)東南熱帶印度洋SST的影響減弱。由于IOD年該海域蒸發(fā)較弱、云量較少，太陽(yáng)輻射輸入高于正常年份。加上冷的SST異常使得混合層較薄，東南熱帶印度洋的SST可迅速恢復(fù)到正常水平，IOD瓦解。

圖1 典型IOD年的SST和海表風(fēng)場(chǎng)異常［6］Fig．1 Evolution of composite SST and surface wind anomalies of typical IOD years［6］

圖2 IOD的一種可能的動(dòng)力機(jī)制示意圖［6］Fig．2 Schematic diagram of a possible dynamic mechanism of IOD［6］

Rao等［21］與Feng和 Meyers［22］發(fā)現(xiàn)，IOD是一個(gè)準(zhǔn)兩年周期的循環(huán)過(guò)程，它的相位反轉(zhuǎn)與次表層作用密切相關(guān)。因?yàn)楹Ｑ蟠伪韺拥牟▌?dòng)主要由區(qū)域風(fēng)異常激發(fā)的行星波控制，而熱帶印度洋赤道風(fēng)只有在IOD期間才會(huì)出現(xiàn)顯著異常，熱帶印度洋的次表層變率主要隨IOD變化而不受IOBM的影響。在IOD年的夏、秋季，赤道風(fēng)異常分別通過(guò)羅斯貝波和開(kāi)爾文波使西印度洋溫躍層加深、東印度洋溫躍層變淺，其后暖的SST異常沿赤道東向傳播，加深中東熱帶印度洋溫躍層深度，次表層IOD相位反轉(zhuǎn)。在下一年印尼沿岸的上升流季節(jié)，上升流的降溫作用因溫躍層異常而減弱，使得東南熱帶印度洋SST高于往年，一個(gè)與IOD發(fā)展過(guò)程相反的正反饋?zhàn)饔脤⑼苿?dòng)反IOD發(fā)展。

Fischer等［23］比較一組包含和不包含ENSO過(guò)程的模式結(jié)果，提出了兩種相互獨(dú)立的IOD觸發(fā)機(jī)制。第一種機(jī)制由由厄爾尼諾驅(qū)動(dòng)。在厄爾尼諾時(shí)期，西太平洋對(duì)流和降雨中心向東偏移，使得東南印度洋出現(xiàn)異常沉降流和降雨減少，并使印度洋沃克環(huán)流減弱。這些大氣異常也會(huì)通過(guò)SST—風(fēng)應(yīng)力—溫躍層正反饋觸發(fā)IOD。另一種機(jī)制則熱帶印度洋的異常哈德雷環(huán)流引起。如果冬季東南熱帶印度洋的風(fēng)應(yīng)力異常增強(qiáng)，SST會(huì)低于往年。其后大氣對(duì)流中心會(huì)相應(yīng)向北偏移。在次年春季，一個(gè)異常的哈德雷環(huán)流將會(huì)出現(xiàn)，南半球的東南信風(fēng)提前越過(guò)赤道。接下來(lái)，東南熱帶印度洋的冷SST、赤道東風(fēng)異常一起觸發(fā)前文所述SST—風(fēng)應(yīng)力—溫躍層正反饋驅(qū)動(dòng)IOD發(fā)展。他們認(rèn)為這是一種獨(dú)立于ENSO的觸發(fā)機(jī)制。

此外，印度洋亞熱帶偶極子（IOSD，Indian Ocean Subtropical Dipole）［24］與滯后9個(gè)月的IOD有強(qiáng)的正相關(guān)［25］，而IOSD東極的SST異常是IOD的先兆［23，26］。Feng等［27］認(rèn)為，IOSD也可以通過(guò)馬斯克林高壓觸發(fā)IOD。在IOSD成熟期，西南印度洋SST異常會(huì)增強(qiáng)馬斯克林高壓，而高壓又會(huì)通過(guò)遙相關(guān)影響赤道大氣。馬斯克林高壓與季風(fēng)槽的壓強(qiáng)梯度增加，阿拉伯海和印度半島出現(xiàn)反氣旋環(huán)流，赤道出現(xiàn)東風(fēng)異常，進(jìn)而觸發(fā)IOD［23，27－29］。

以上IOD的觸發(fā)和演變機(jī)制都可以在觀測(cè)資料和模式結(jié)果中找到證據(jù)，但實(shí)際的IOD機(jī)制可能更為復(fù)雜。一些IOD事件并不能從以上機(jī)制中產(chǎn)生，如1979年的IOD［30］。Yamagata等［31］發(fā)現(xiàn)，即使正反饋的各海氣狀態(tài)都已建立，一些IOD事件（如2003年）也會(huì)在即將成熟的時(shí)候突然消失。IOD可能還受到海洋表層和次表層的其他一些聯(lián)系機(jī)制以及大氣、海洋季節(jié)內(nèi)的擾動(dòng)等影響。

2 IOD與ENSO的關(guān)系

ENSO是地球系統(tǒng)最強(qiáng)的年際變率，它對(duì)全球大氣、海洋異常都有重要的影響。熱帶印度洋SST年際變率IOD是受控于ENSO，還是獨(dú)立于ENSO而由印度洋內(nèi)部的海氣相互作用維持，一直是個(gè)爭(zhēng)論熱點(diǎn)。本節(jié)將分別介紹支持不同觀點(diǎn)的主要證據(jù)，然后介紹IOD和ENSO的相互作用。

2．1 觀點(diǎn)一：IOD受控于ENSO

一些研究者認(rèn)為，熱帶印度洋內(nèi)部的海氣相互作用不足以產(chǎn)生“翹翹板式”的正反饋過(guò)程，IOD并不是一個(gè)獨(dú)立的異常結(jié)構(gòu)。Baquero－Bernal等［32］發(fā)現(xiàn)東南熱帶印度洋和西熱帶印度洋的SST距平?jīng)]有顯著的負(fù)相關(guān)，它們僅在秋季才有較高的負(fù)相關(guān)。而厄爾尼諾年合成的秋季印度洋SST距平正是東負(fù)西正的偶極結(jié)構(gòu)。在去除熱帶印度洋SST距平的ENSO信號(hào)后，東南熱帶印度洋和西熱帶印度洋SST距平在秋季的負(fù)相關(guān)也變得不顯著。在他們的“無(wú)ENSO”模式中，熱帶印度洋也沒(méi)有出現(xiàn)IOD。因此，他們認(rèn)為，IOD是ENSO引起的熱帶印度洋SST年際變率的一部分，厄爾尼諾在熱帶印度洋引起的SST距平在秋季為東負(fù)西正的偶極結(jié)構(gòu)，在其他季節(jié)為整個(gè)海盆的暖異常。

對(duì)熱帶印度洋SST距平作經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)（EOF，Empirical Orthogonal Function）分解所得的第一模態(tài)（EOF－1）是整個(gè)海盆同相的IOBM，而第二個(gè)模態(tài)（EOF－2）是東負(fù)西正的偶極結(jié)構(gòu)。Saji等［6］認(rèn)為這一結(jié)果可以佐證IOD獨(dú)立于IOBM和ENSO。但有相當(dāng)一部分學(xué)者不以為然。Tourre和White［3］發(fā)現(xiàn)EOF－1的時(shí)間系數(shù)和EOF－2的時(shí)間系數(shù)相錯(cuò)9～15個(gè)月會(huì)有顯著相關(guān)性。他們認(rèn)為，EOF－2并不是獨(dú)立的結(jié)構(gòu)，EOF的前兩個(gè)模態(tài)反映的是ENSO引起的IOBM最先在西熱帶印度洋出現(xiàn)，然后沿赤道東向傳播。Dommenget和Latif［33］通過(guò)一些低維的例子說(shuō)明EOF總是強(qiáng)迫變量作正交分解，當(dāng)EOF－1是整個(gè)海盆的單極結(jié)構(gòu)，EOF－2就會(huì)是偶極形式。因此EOF的中心不一定是真實(shí)物理過(guò)程的中心。旋轉(zhuǎn)EOF方法所得模態(tài)并沒(méi)有重現(xiàn)IOD的兩極，即東南熱帶印度洋和西熱帶印度洋的SST距平?jīng)]有負(fù)相關(guān)。因此他們認(rèn)為，IOD是EOF產(chǎn)生的假象而不是一個(gè)獨(dú)立的物理現(xiàn)象。

2．2 觀點(diǎn)二：IOD獨(dú)立于ENSO

另一些研究者堅(jiān)持認(rèn)為，IOD可以由印度洋內(nèi)部的海氣相互作用產(chǎn)生，它獨(dú)立于ENSO。Behera等［34］指出，EOF的結(jié)果只是IOD的證據(jù)之一，IOD有其他的一系列證據(jù)和物理機(jī)制支持。Saji等［6］用合成分析清楚地揭示了IOD的結(jié)構(gòu)和演變過(guò)程，發(fā)現(xiàn)IOD可能主要是由印度洋內(nèi)部海氣相互作用所激發(fā)的，它與熱帶印度洋的風(fēng)異常有很好的線性關(guān)系。Rao等［21］發(fā)現(xiàn)熱帶印度洋次表層年際變率直接受控于IOD，也進(jìn)一步證明IOD是熱帶印度洋內(nèi)部固有的年際振蕩。此外，熱帶印度洋的長(zhǎng)波輻射輸出［35］和海表氣壓都有相應(yīng)的偶極異常。東南熱帶印度洋和西熱帶印度洋的相關(guān)不顯著主要是因?yàn)樨?fù)相關(guān)被ENSO引起的IOBM掩蓋了。在去除長(zhǎng)期趨勢(shì)、年代際變率和IOBM后，東南熱帶印度洋和西熱帶印度洋SST距平相關(guān)系數(shù)達(dá)－0．5［8］。

Saji和Yamagata［8］比較了1958—1997年的DMI、中印度洋赤道風(fēng)應(yīng)力和 Ni?o－3的特征，以論證“IOD獨(dú)立于ENSO”。他們發(fā)現(xiàn)，40年里獨(dú)立出現(xiàn)的“純IOD”稍多于與ENSO共同出現(xiàn)的“共生IOD”，且“純IOD”占DMI總方差的43%，“共生IOD”只占26%。DMI與Ni?o－3指數(shù)的相關(guān)很大程度是由少數(shù)幾次共同出現(xiàn)的強(qiáng)ENSO和強(qiáng)IOD引起。DMI與印度洋赤道風(fēng)異常的相關(guān)性要遠(yuǎn)高于DMI與Ni?o－3的相關(guān)性。小波分析顯示IOD在1960s和1990s較強(qiáng)，而ENSO在1970s和1980s較強(qiáng)，兩者的強(qiáng)弱時(shí)期正好相反。去掉ENSO信號(hào)后赤道風(fēng)異常的波譜卻和IOD的波譜很相似。這都說(shuō)明熱帶印度洋內(nèi)部的海氣耦合對(duì)IOD演變的作用比外部ENSO的作用重要得多。

另外，F(xiàn)ischer等［23］和Behera等［36］都利用一個(gè)抑制了ENSO的模式在熱帶印度洋模擬出了與實(shí)際相近的IOD結(jié)構(gòu)，證明了熱帶印度洋內(nèi)部的海氣相互作用可以在不受外部強(qiáng)迫的情況下獨(dú)自生成IOD。這與Baquero－Bernal等［32］的模式結(jié)果不同。

2．3 IOD與ENSO的相互作用

盡管IOD的獨(dú)立性存在很大爭(zhēng)論，但無(wú)可否認(rèn)的是IOD和ENSO之間存在重要的相互作用。如前文所述，F(xiàn)ischer等［23］提出IOD可以由兩種不同機(jī)制觸發(fā)，其中一種與ENSO引起的印度洋沃克環(huán)流異常有關(guān)。Behera等［36］通過(guò)比較有ENSO和無(wú)ENSO的模式里IOD的特征發(fā)現(xiàn)，ENSO可通過(guò)控制沃克環(huán)流來(lái)調(diào)節(jié)IOD出現(xiàn)的頻率，而且在有ENSO的模式中有更多的IOD可以在春季時(shí)不利的海氣狀況下生成。ENSO的作用可以使印度洋海氣狀況變得有利于IOD發(fā)展。

另一方面，Behera和Yamagata［37］發(fā)現(xiàn)DMI和其后一個(gè)月的達(dá)爾文站（南方濤動(dòng)的西極）氣壓、中西熱帶太平洋（160°～180°E，6°S～6°N）海表氣壓都有顯著相關(guān)。Luo等［38］也發(fā)現(xiàn)，不考慮印度洋，無(wú)法對(duì)1994、1997和2006年的厄爾尼諾的啟動(dòng)作出有效預(yù)報(bào)，但印度洋對(duì)那些沒(méi)有IOD共生的厄爾尼諾的模擬影響不大。這表明IOD也是影響ENSO啟動(dòng)的非線性作用之一。他們認(rèn)為，IOD也能對(duì)太平洋的海氣狀況產(chǎn)生顯著影響，使它有利于ENSO啟動(dòng)和發(fā)展。

Chen等［39－40］進(jìn)一步指出，由于暖池和沃克環(huán)流將熱帶印度洋和印度太平洋緊密聯(lián)系在一起，可以用“印太三極子（IPT）”來(lái)統(tǒng)一這兩個(gè)海盆的海氣振蕩過(guò)程——IOD和ENSO。他們用典型厄爾尼諾年的SST、風(fēng)和降雨異常合成出了明顯的IPT結(jié)構(gòu)。用那些所謂“純IOD”年［6］各季節(jié)的SST、風(fēng)和降雨異常作合成分析同樣可以得到類似的三極結(jié)構(gòu)。只是東邊的暖SST異常較弱且僅伸展到日界線附近而沒(méi)有進(jìn)入東太平洋。這表明，IOD和ENSO都是IPT的一部分，IPT既可以被ENSO驅(qū)動(dòng)也能被IOD驅(qū)動(dòng)。其中，IOD驅(qū)動(dòng)的IPT可能是由異常強(qiáng)的亞洲夏季風(fēng)觸發(fā)，它的太平洋部分通常表現(xiàn)為弱的暖池厄爾尼諾。

3 印度洋偶極子可預(yù)報(bào)性的研究進(jìn)展

可預(yù)報(bào)性研究可分為評(píng)價(jià)模式實(shí)際預(yù)報(bào)技巧和估算潛在可預(yù)報(bào)性兩部分。當(dāng)前針對(duì)IOD的可預(yù)報(bào)性研究主要是在討論某一模式的預(yù)報(bào)技巧，如 NSIPP［41－42］、NCEP CFS［42－43］、SINTEX－F［44］、POAMA［45］等。他們所得結(jié)果比較接近，IOD西極（10°S～10°N，50°～70°E）SST距平的預(yù)報(bào)時(shí)效通常為6～9個(gè)月，而東極（10°S～0°，90°～110°E）的預(yù)報(bào)時(shí)效則是5～6個(gè)月。至于DMI的預(yù)報(bào)時(shí)效僅有3～4個(gè)月，少數(shù)的強(qiáng)IOD事件（如2003年和2006年）的預(yù)報(bào)時(shí)效可以達(dá)到6個(gè)月左右。Shi等［46］比較了ECMWF Sys3、SINTEX－F、NCEP CFSv2、POAMA等模式對(duì)IOD的預(yù)報(bào)技巧（圖3），結(jié)果和之前的研究結(jié)果一致，模式之間的差別也很小。這些動(dòng)力模式的預(yù)報(bào)技巧與僅用太平洋SST作為預(yù)報(bào)因子的統(tǒng)計(jì)模式的預(yù)報(bào)技巧［47］也沒(méi)有顯著差別。模式對(duì)IOD的預(yù)報(bào)技巧過(guò)低可能主要是因?yàn)槭芟抻谀Ｊ轿茨苡行M印度洋內(nèi)部的海氣動(dòng)力過(guò)程，或未能正確反映IOD和ENSO的關(guān)系等［46］。

由于熱帶印度洋主要受季風(fēng)驅(qū)動(dòng)而不是受行星風(fēng)驅(qū)動(dòng)，IOD的演變過(guò)程被嚴(yán)格限定在特定季節(jié)，DMI的持續(xù)預(yù)報(bào)和動(dòng)力預(yù)報(bào)技巧都有明顯的季節(jié)性差異。Wajsowicz［42－43］發(fā)現(xiàn)，IOD兩極都有弱的春季預(yù)報(bào)障礙，西極在夏末秋初也有預(yù)報(bào)障礙，而東極的預(yù)報(bào)障礙還出現(xiàn)在春末夏初和冬季。其中春季障礙和ENSO有關(guān)。夏季障礙則是發(fā)生在SST距平符號(hào)轉(zhuǎn)變的時(shí)候，此時(shí)海氣耦合很弱而季風(fēng)噪聲阻礙了SST的有效預(yù)報(bào)。冬季障礙也是跟海氣耦合弱、海洋的動(dòng)力不穩(wěn)定性強(qiáng)有關(guān)。而DMI本身的主要預(yù)報(bào)障礙是冬季障礙［44］。其時(shí)，緯向SST梯度較小、區(qū)域風(fēng)很弱，海氣相互作用不穩(wěn)定，而溫躍層很厚、垂向溫度梯度也較小，溫躍層反饋也較弱。強(qiáng)的動(dòng)力不穩(wěn)定性有利于誤差快速增長(zhǎng)而使預(yù)報(bào)技巧顯著下降。

總的來(lái)說(shuō)，在預(yù)報(bào)IOD方面，現(xiàn)有的主要模式都還需作進(jìn)一步改進(jìn)。那么模式的改進(jìn)空間還有多大，預(yù)報(bào)技巧的上限是多少？這是潛在可預(yù)報(bào)性研究要回答的問(wèn)題。大氣海洋系統(tǒng)的可預(yù)報(bào)性主要受限于兩種因素。一種是因非線性和隨機(jī)因素造成的影響。這種預(yù)報(bào)誤差和不確定性是耦合系統(tǒng)固有的，客觀存在而不可消除的。另一種是當(dāng)前的預(yù)報(bào)能力，如因耦合過(guò)程認(rèn)識(shí)的局限性、模式和觀測(cè)的不確定性以及計(jì)算資源的局限性等造成的預(yù)報(bào)不確定性。這種限制因素隨著預(yù)報(bào)能力的提高可以減少，甚至消除。潛在可預(yù)報(bào)性研究正是為了區(qū)分這兩種預(yù)報(bào)誤差。系統(tǒng)地評(píng)價(jià)潛在可預(yù)報(bào)性（又稱潛在預(yù)報(bào)率），客觀度量第一種誤差，定量估計(jì)不同尺度變率的最大可預(yù)報(bào)時(shí)效是發(fā)展模式預(yù)報(bào)系統(tǒng)的重要理論基礎(chǔ)之一。只有深入考察分析了潛在可預(yù)報(bào)性，了解了提高預(yù)報(bào)能力的空間有多大，才能在發(fā)展預(yù)報(bào)系統(tǒng)、設(shè)計(jì)預(yù)報(bào)目標(biāo)、選擇可預(yù)報(bào)性時(shí)限等方面有堅(jiān)實(shí)的科學(xué)指導(dǎo)和理論基礎(chǔ)。

圖3 一些模式對(duì)IOD兩極海區(qū)SST距平的預(yù)報(bào)技巧［46］Fig．3 Several models′prediction skill of SST anomaly on the two poles of IOD［46］

圖4 集合預(yù)報(bào)和潛在可預(yù)報(bào)性示意圖Fig．4 Schematic diagram of the ensemble prediction and the potential predictability

估算潛在可預(yù)報(bào)性較常用的方法有信噪比法和信息熵法［48］。如圖4，3組不同顏色的實(shí)線代表從3個(gè)不同初始條件作出的集合預(yù)報(bào)，3條虛線代表3組預(yù)報(bào)各自的平均值。信噪比法將不同初始條件引起的結(jié)果差異視為信號(hào)的影響，而將初值的微小擾動(dòng)造成的結(jié)果差異視為噪聲的作用，比較兩者的相對(duì)大小來(lái)衡量預(yù)報(bào)對(duì)象的潛在可預(yù)報(bào)性。而信息熵法則用集合預(yù)報(bào)產(chǎn)品的熵（即混亂程度）來(lái)估算潛在可預(yù)報(bào)性。如圖4，當(dāng)不區(qū)分初始條件而把所有預(yù)報(bào)放在一起的時(shí)，預(yù)報(bào)結(jié)果較為混亂。而同一初始條件所作的預(yù)報(bào)相互之間一般差別不大，明顯更為有序。它們的熵差可以反映出初始條件在預(yù)報(bào)中的有效性，也就客觀度量了上述不可消除的隨機(jī)誤差的大小，用以估算潛在可預(yù)報(bào)性。

Wajsowicz［42］對(duì)NSIPP集合預(yù)報(bào)資料作分析的結(jié)果表明，IOD西極SST距平的潛在預(yù)報(bào)時(shí)效在11個(gè)月以上，夏季預(yù)報(bào)障礙可以通過(guò)改進(jìn)模式加以消除，東極的潛在預(yù)報(bào)時(shí)效也有5～10個(gè)月。而Zhao和Hendon［45］分析POAMA集合預(yù)報(bào)資料所得的結(jié)果顯示，DMI本身的潛在預(yù)報(bào)時(shí)效也可達(dá)6個(gè)月以上。但由于模式對(duì)潛在可預(yù)報(bào)性的估算會(huì)有一定影響，分析單一模式所得的結(jié)論難免有所偏差，例如過(guò)高的模式誤差會(huì)使所得結(jié)果高估真實(shí)的潛在可預(yù)報(bào)性水平［42，45］，在IOD的可預(yù)報(bào)性方面還需要更多、更深入的研究。

4 展 望

IOD是熱帶印度洋最主要的SST年際變率之一。正IOD事件，東南熱帶印度洋出現(xiàn)冷異常，西熱帶印度洋出現(xiàn)暖異常，并伴隨有中印度洋的赤道風(fēng)異常和次表層的20℃等溫線偶極型異常。它通常在厄爾尼諾年的夏季開(kāi)始出現(xiàn)，在12月之前消失。最近十幾年，很多學(xué)者對(duì)IOD的時(shí)空特征、演變機(jī)制等做了大量研究，但關(guān)于IOD的形成機(jī)制以及它與ENSO的關(guān)系等問(wèn)題仍然存在很大爭(zhēng)論。一種觀點(diǎn)認(rèn)為，IOD與IOBM一樣是ENSO遙相關(guān)的結(jié)果，并不能自發(fā)從印度洋產(chǎn)生。另一種觀點(diǎn)認(rèn)為，IOD是熱帶印度洋的溫躍層周期性變化和內(nèi)部的海氣相互作用共同產(chǎn)生的，獨(dú)立于ENSO。但不管怎樣，不可否認(rèn)的是IOD和ENSO有顯著的相互作用。Chen等［39－40］提出應(yīng)把熱帶印度洋和熱帶太平洋作為一個(gè)整體來(lái)研究，可以用IPT的概念來(lái)統(tǒng)一IOD和ENSO。這為IOD的動(dòng)力機(jī)制、氣候作用等研究提供了一個(gè)新的視角。在此基礎(chǔ)之上的進(jìn)一步研究不僅有望揭示更多有關(guān)IOD的信息，同時(shí)有可能加深我們對(duì)ENSO的認(rèn)識(shí)。

雖然目前已經(jīng)有一定數(shù)量的研究開(kāi)始關(guān)注IOD的可預(yù)報(bào)性，并取得了一些比較一致的重要結(jié)論，但我們?nèi)匀恍枰?、更深入的研究。前人的研究普遍存在有樣本?shù)不足的問(wèn)題（資料一般為最近二三十年或少數(shù)強(qiáng)IOD年），這樣不僅無(wú)法考察可預(yù)報(bào)性的年代際變化，分析IOD可預(yù)報(bào)性來(lái)源、討論ENSO對(duì)IOD可預(yù)報(bào)性的影響等研究也無(wú)法給出統(tǒng)計(jì)穩(wěn)健的結(jié)論。我們需要覆蓋更長(zhǎng)時(shí)間的資料來(lái)開(kāi)展相關(guān)研究工作。另一方面，以單一模式的集合預(yù)報(bào)資料來(lái)估算潛在可預(yù)報(bào)性，可能會(huì)因模式誤差而使結(jié)果被一定程度地高估。用多模式集合預(yù)報(bào)產(chǎn)品估算潛在可預(yù)報(bào)性是更好的選擇。這些可預(yù)報(bào)性的研究工作可以為發(fā)展和改進(jìn)IOD或熱帶印度洋的預(yù)報(bào)系統(tǒng)指明方向，并為相關(guān)業(yè)務(wù)預(yù)報(bào)提供科學(xué)指導(dǎo)。

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