索馬里流系區域海溫的年際變化*

趙 芳，胡瑞金

（中國海洋大學物理海洋實驗室 山東省高校海洋－大氣相互作用與氣候重點實驗室，山東 青島266100）

索馬里流系是熱帶印度洋越赤道經向翻轉環流最重要的分支，在南北半球質量與能量交換和再分配中起重要作用，并影響熱帶印度洋海溫結構［1－3］。在夏季，索馬里流攜帶赤道以南次表層的水進入阿拉伯海，在索馬里和阿曼沿岸產生上升流；上升的冷水引起阿拉伯海西部海表溫度（Sea Surface Temperature，SST）的降低，并通過平流等過程影響其它區域，從而對印度洋暖池、季風降水和大尺度環流有重要影響［4］。在冬季，變暖的水沿索馬里流向南越過赤道，并通過南赤道逆流向東輸送，改變了印度洋的熱收支和SST［5］。此外，索馬里流系區域的海溫還包括赤道西印度洋，其SST的變化有重要的氣候學意義，因為它直接影響赤道印度洋東西溫度梯度，從而可以影響大尺度的Walker環流［6］，對之進行研究也有利于理解它在熱帶印度洋偶極子（Indian Ocean Dipole，簡稱IOD［7］）中的作用。

在年際變化尺度上，索馬里流系區域SST通常被認為與熱帶印度洋SST 2個主要變化模態一致［4］。一個是與太平洋El Nino相關的變暖信號，通常在春季達到最大，另一個是與正的熱帶印度洋偶極子模態相關的變暖信號，在秋季達到最大［7－9］。但 Hu等［10］發現，IOD指數定義的西部區域內部SST異常有時并非單一符號，原因之一可能是由于IOD西部區域的范圍與索馬里流系區域并不相同，另1個可能的原因是索馬里流系獨特的海洋動力過程起重要作用，且其夏季產生的SST異常可以在后面的季節里影響其它區域。

總的來說，對索馬里流系區域夏季SST的年際變化研究得比較少。由于亞洲夏季風降水對這里的SST變化非常敏感［11］，開展有關工作是很有必要的。本文利用SODA （Simple Ocean Data Assimilation）資料對索馬里流系區域海溫的年際變化進行研究。

1 資料與方法

研究使用的是月平均的SODA海溫和海面風應力資料。此資料來自美國馬里蘭大學，時間從1958年1月～2007年12月共50年，水平分辨率是0.5（°）×0.5（°），垂直方向上為不等間距，共40層，最大深度5 375m，上 20 層 深 度 分 別 為 5.01，15.07，25.28，35.76，46.61，57.98，70.02，82.92，96.92，112.32，129.49，148.96，171.4，197.79，229.48，268.46，317.65，381.39，465.91和579.31m。

此外，為了說明SODA資料的可靠性，本文還使用了Argo海溫資料。該資料來自法國Coriolis中心，是周平均的格點化資料，時間從2003年1月1日～2008年12月31日共6年，經向分辨率為0.5°，緯向分辨率在赤道附近是0.5°，隨緯度緩慢升高，垂直方向上共有59層，也呈非等間距分布，其中第1層5m；第2～7層10～60m，間距10m；第8～20層80～320m，間距20 m；第21～52層360～1 600m，間距40m；最后7層深度為1 650～1 950m，間距50m。

本文研究區域主要位于4°S～10°N附近離岸6個經度內的索馬里流區，但最大范圍包括38°E～115°E、30°S以北的熱帶印度洋，海溫垂直深度取400m以上。研究方法主要有相關分析及合成分析。

1.1 SODA資料的可靠性

SODA資料時間長，空間分辨率較高，可以用來研究熱帶印度洋季節及以上時間尺度得變化。不少學者利用此資料開展了相關研究工作。例如Schott等［3］和Xie等［12］分別利用SODA資料對印度洋經向翻轉流和溫躍層進行了研究，并證實了SODA資料的可信性［13］。為了進一步說明此資料能否用于索馬里區域海溫的研究，作者將之與Argo資料進行了比較。Argo資料基于浮標實測數據，較為準確，被廣泛應用于對海溫的研究上［14］。圖1給出的是根據2種資料計算的索馬里區域平均的SST結果，時間選為同時段的2003—2007年。由圖可見，SODA海溫與Argo海溫均呈現明顯的半年周期變化，其中春秋季海溫高，冬夏季低，最高和最低分別出現在春季和夏季；2條曲線比較接近，兩者的相關系數可達0.93，大大超過99%的置信度，這說明SODA資料用于索馬里區域海溫的研究是可行的，尤其在8月份附近更是如此。下面的分析均基于SODA。

圖1 SODA資料和Argo資料計算的索馬里流域SST比較Fig.1 Comparison of SST near Somalia coast between SODA and Argo data

2 索馬里流系區域海溫的年際變化

2.1 區域差異性

從圖1中可以看出索馬里區域平均的SST也存在明顯的年際變化；為了進行細致的分析，作者將0°～10°N范圍的沿岸區域等間距分成5個區，即一區0°～2°N，二區2°N～4°N，三區4°N～6°N，四區6°N～8°N，五區8°N～10°N。逐月計算每個區的SST與整個區域的SST之間的相關系數，結果如表1所示。由表可見，除了夏季，每個區的SST與區域平均的SST相關系數都很高，表明在冬春季和秋季，索馬里流系區域的SST可以作為1個整體來進行研究，而在夏季，不同區域SST的變化規律可能很不相同，必須分區進行研究。冬春季和秋季海溫變化的一致性可以分別歸因于太平洋ENSO和印度洋偶極子的影響，這與許多研究者的結論是一致的［4－5］。

表1 5個區的SST與整個區域SST之間的相關系數Table 1 The correlate coefficients between regional mean temperature of each of 5regions and that of average of them

鑒于夏季海溫的特殊性，以及研究相對較少，本文將僅分析索馬里流系區域夏季海溫的年際變化，且為簡潔起見，僅分析SST，并以8月份代表夏季。圖1的結果表明，利用SODA資料分析夏季的海溫尤其是可行的。為了方便起見，首先給出8月份索馬里流系區域SST的空間分布（見圖2）。由圖可見，溫度范圍基本從22～26°C。并且在4°N以北區域SST東西溫度梯度大，結構復雜。在4°N以南區域SST較高，分布單一。

圖2 8月份索馬里流系區域SST（℃）分布Fig.2 SST（℃）distribution near the Somalia coast in August

Mafimbo和Reason［15］發現在西南季風期間位于4°N～5°N和10°N處的上升流表現明顯，并使得這兩處的SST降低到大約22°C；根據表1中8月份相關系數的分布可以看出，第一、二2個區的結果與其它3個區之間存在較為顯著的差別。為分析簡單起見，結合圖2的結果，本文以4°為界，將索馬里流系區域分成南北2個區進行研究。圖3給出的是2個區50年8月份SST的異常（南北兩區的平均溫度分別是25.4和24.8°C）。兩者的相關系數為0.46，雖然通過了顯著性檢驗（99%信度），但從圖3中可以看出還存在很多不一致的年份，說明這2個區域的SST可能存在各自的變化規律。

圖3 8月份索馬里流系區域南區（紅色）和北區（藍色）SST（°C）異常Fig.3 The SST anomalies（°C）in the southern（red）and northern（blue）regions of the Somalia coast in August

為此，本文統計了南北2個區域8月份SST異常的具體情況。結果表明，在50年中，2區SST異常符號相同的年份有35年，占70%，不相同的有15年，占30%。在符號相同年份中，全區正異常型和負異常型分別出現16和19年，而符號不同年份中，北正南負異常型和北負南正異常型則分別出現8和7年。表2列出了各自出現的年份。

2.2 夏季海溫與ENSO、IOD及印度季風的關系

為探尋夏季索馬里流系區域SST不同變化類型的形成原因，本文分析了它們與ENSO指數（Nino3.4）、IOD［16］指數及印度季風指數（IMI）［17－18］的對應關系。結果分別列于表3、表4和表5。其中IMI以U850（40°E～80°E，5°N～15°N）與 U850（70°E～90°E，20°N～30°N）之差來計算，并以1倍標準差來定義強弱季風年。

表2 南北2個區域SST異常的分類統計Table 2 Statistics according to the patterns of SST anomalies in the southern and northern regions

由表3可見，在El Nino年，全區SST正異常型年份偏多，北正南負型年份不存在；La Nina年中，正好與El Nino年相反，全區負異常年最多北負南正型最少。在沒有ENSO事件的年份里全區負異常年份最多。表4則表明，在負的IOD年，全區SST負異常型的年份最多，北負南正型年份最少；正的IOD年中與負的IOD年表現相反，全區正異常型的年份最多，北正南負的年份沒有。而從表5可見，在負的IMI年，全區SST負異常型年份最多，其它類型的年份都很少，沒有北負南正型年份；在正的IMI年，全區正異常型年份最多，其它類型年份也很少，沒有全區負異常型年份。上述結果表明，索馬里流系區域SST的變化與ENSO、IOD和印度季風均有一定的聯系，但是對應關系是比較復雜的，可能存在其它因素的影響，值得深入研究。

表3 ENSO指數與4種類型年份的統計關系Table 3 Statistics according to the ENSO index and four patterns of SST anomalies in the southern and northern regions

表4 IOD指數與4種類型年份的統計關系Table 4 Statistics according to the IOD index and four patterns of SST anomalies in the southern and northern regions

表5 印度季風指數與4種類型年份的統計關系Table 5 Statistics according to the IMI and four patterns of SST anomalies in the southern and northern regions

2.3 夏季海溫與熱帶印度洋風應力的關系

2.3.1 全區一致型海溫分布 為了探究影響夏季索馬里流系區域SST變化的具體過程，根據表2的統計，首先對符號相同的兩類典型年的SST進行合成分析。圖4給出的是8月份索馬里流系區域全區正異常和全區負異常年的SST異常場和原始場的合成結果。由圖4可見，正異常年SST異常的分布在空間上并不是均勻的，在5°N附近有1個高值中心，量值在0.6°C以上，在9°N略北也是1個高值區，而其它地方正異常值較小。負異常年與其類似。在6°N和9°N略北SST負異常明顯，量值在－0.6°C以下，而其它地方負異常的絕對值較小（見圖4a）。從SST原始場看（見圖4b），等溫線基本與海岸線平行的特征在4°N以北表現更為明顯，且在9°N的沿岸附近有明顯的冷中心，尤其在負異常年，中心值在22.5°C以下。

其次，本文利用SODA風應力資料計算了整個熱帶印度洋的風應力旋度和風應力大小，并用這2個量與索馬里流系區域8月份SST分別進行超前－滯后相關分析。圖5給出的是6月份風應力旋度和風應力大小與8月份索馬里流系區域平均的SST相關系數的空間分布，為清晰起見，僅繪制了過信度部分（99%信度）。由圖5可見，在5°S～10°S的西印度洋，6月份的風應力旋度與8月份索馬里流系區域的SST呈顯著正相關，而風應力大小呈顯著負相關。有趣的是，在6°N～9°N附近的索馬里沿岸風應力大小與索馬里流系區域平均的SST也呈顯著負相關關系。

為了直觀，本文同時給出了6月份熱帶印度洋風應力對應8月份索馬里區域SST異常全區一致型的2類典型年的合成結果（見圖6）。其中圖6a反映的是風應力旋度異常，圖6b為風應力矢量和風應力大小異常。由圖可見，在2類典型年中，熱帶西南印度洋、索馬里沿岸和阿拉伯海的風應力呈現相反的變化特點。在全區正（負）異常年，熱帶西南印度洋和6°N以南的索馬里沿岸風應力旋度為正（負）異常，風應力大小為負（正）異常，風應力矢量則分別表現為西北（東南）風和東（西）風異常的形式，其中的風應力大小和風應力矢量異常分界緯度還可北推至10°N附近。尤其是熱帶西南印度洋風應力呈現相反的變化特點與圖3的相關分析結果相互印證。

可以這樣來解釋上述結果：設6月份西南印度洋風應力旋度為正（負）異常，則有利于那里大氣的輻合上升（輻散下沉）活動，從而引起其西北側的西北風（東南風）異常，這種異常有利于向南（向北）的越赤道氣流，從而導致赤道以北至10°N附近的東風（西風）異常的出現。由于6月份包括整個夏季的風場在赤道以南為東南信風，在赤道以北為西南季風（圖略），與異常風向的方向相反（相同），這樣就使得實際風場減弱（增強），從而使得索馬里沿岸SST升高（降低）。這種升高（降低）一方面是由于風速減小（增大）引起蒸發減弱（增強），尤其在6°N以南的索馬里沿岸，是SST升高（降低）的主要原因；另一方面是由于上升流的減弱（增強），尤其在6°N～10°N的索馬里沿岸，那里風速減小（增大）引起的蒸發減弱（增強）也對其SST升高（降低）有貢獻。這就解釋了圖5b中有關風應力大小的負相關分布。圖5a中有關風應力旋度的正相關分布也很好理解，因為圖5a中西南印度洋的風應力旋度的符號可以很容易地從圖6b中的風應力矢量異常分布看出。需要說明的是，與8月份索馬里沿岸SST異常對應關系最好的并不是同期8月的風應力，而是6月份，這可能是由于海洋的反應需要一定的時間，尤其對于上升流引起的SST的變化。Izumo［11］在研究西阿拉伯海與印度季風降水關系中發現當晚春時期的印度洋西南季風弱（強）時，會使得索馬里和阿曼附近的上升流減弱，從而使該地區夏季的SST升高（降低）。

圖4 8月份索馬里流系區域南北區域SST異常符號相同時的2類典型年異常場（a）和原始場（b）的合成（°C）Fig.4 The composites of SST anomalies（a）and SST （b）near the Somalia coast for two typical years with the same sign of SST anomaly between southern and northern region（°C）in August

圖5 6月份熱帶印度洋風應力旋度（左）和風應力（右）大小與8月份索馬里區域平均的SST相關系數的空間分布（SODA資料）Fig.5 The correlation coefficients between the curl（left）as well as the magnitude（right）of wind stress of the tropical Indian Ocean in June and the regional mean SST of the Somalia region in August

2.3.2 南北反位相型海溫分布 對南北兩區SST異常符號不同的2類典型年進行相應的合成分析。首先是8月份索馬里流系區域的SST異常（見圖7）。由圖可見，北正南負和北負南正2類典型年的差異很明顯，而且南北區的分界線確實在4°N附近（見圖7a）。這進一步證實了本文前面以4°N分區的可行性，也說明此時的索馬里流系區域SST不能作為1個整體來研究。在北正南負年，在9°N附近有1個SST正異常中心，中心值在0.8°C以上，而在3°N附近有1個負異常中心，中心值在－0.3°C以下。在北負南正年，在8°N附近有1個SST負異常中心，離岸稍遠，正異常在赤道附近。可見兩類典型年中的SST異常分布并非完全反對稱。從SST原始場看（見圖7b），4°N分界的特點也比較明顯，且等溫線在4°N以北更接近于與海岸線平行。

圖7 同圖4，但為索馬里流系南北區域SST異常符號不同Fig.7 Same as Fig.4，but the sign of SST anomaly between southern and northern region being opposite

圖7 給出的是5月份熱帶印度洋風應力對應8月份南北兩區SST異常符號不同的兩類典型年的合成結果。選擇5月份的原因是由于此時風應力變化信號最明顯，這與前述風應力出現在6月份是不同的。由圖可見，在北正（負）南負（正）年，在4°N左右熱帶印度洋風應力旋度基本為負（正）異常，風應力大小為正（負）異常，而在10°S，50°E～70°E附近的西南印度洋風應力旋度和風應力大小基本都為正（負）異常。與此同時，風應力旋度在東南印度洋為負（正）異常，風應力大小還在赤道中東印度洋為負（正）異常。風應力矢量從南（北）到北（南）則分別表現為從東南（東北）風到西南（西北）風異常的順（逆）時針環流形式，其中在赤道中東印度洋為東（西）風異常。當然兩類典型年中的風應力異常分布并非完全反對稱。例如在索馬里沿岸，風應力矢量在北負南正年較北正南負要強很多。由于5月份的風場也在赤道以南為東南信風，在赤道以北為西南季風（圖略），這樣，北正（負）南負（正）年中的南區SST異常可以像前面那樣利用上升流和蒸發異常進行解釋，但北區的SST異常利用風場就很難解釋，其它因素應該起主導作用，作者推測可能與大渦旋（Great Whirl）［6］有關。此外，西南印度洋的作用似乎沒有全區一致型的明確。這些皆與全區一致型很不相同，具體原因和過程值得深入研究。

3 結論

利用SODA資料分析了索馬里流系區域SST的年際變化及影響因素，主要結論如下：

（1）春、秋季和冬季的索馬里流系區域SST呈現全區一致型的變化，但是夏季除了有全區一致型的變化外，還存在南北反位相的變化。

（2）夏季索馬里流系區域SST的2種變化類型與ENSO、IOD及印度季風均有一定的聯系，但是對應關系比較復雜，可能存在其它因素的影響。

圖8 同圖6，但為索馬里南北區域SST異常符號不同Fig.8 Same as Fig.6，but the sign of SST anomaly between southern and northern region being opposite

（3）合成分析表明，索馬里流系區域夏季SST在全區一致型變化時，6月份熱帶西南印度洋、索馬里沿岸的風應力旋度和大小與阿拉伯海均呈現相反的變化特點，夏季索馬里流系區域海溫變化主要受上升流和蒸發共同影響；在南北反位相型時，5月份的風應力變化信號最明顯，且顯著區域的位置和大小與全區一致型時的6月份不完全對應，夏季索馬里流系南區SST異常可以利用上升流和蒸發異常進行解釋，但北區的SST異常并非如此，具體原因和過程值得深入研究。

［1］ 胡瑞金.熱帶印度洋熱收支與經向環流的研究［D］.青島：中國海洋大學，2003.

［2］ 胡瑞金，劉秦玉，武術.北印度洋越赤道經向翻轉環流的年際變化研究［J］.中國海洋大學學報：自然科學版，2005，35（5）：697－702.

［3］ Schott F，Dengler M，Schoenefeldt R.The shallow overturning circulation of the Indian Ocean［J］.Progr Oceanogr，2002，53：57－103.

［4］ Annamalai H，Murtugudde R.Role of the Indian Ocean in regional climate variability，in Earth’s Climate：The Ocean－Atmosphere Interaction［M］／／Wang C，Xie S－P，Cartoneds J A，Eds.Geophys Monogr Ser，Washington D C：AGU，2004：213－246，

［5］ Vecchi G A，Xie S P，Fischer A S.Ocean－atmosphere co－variability in the western Arabian Sea［J］.J Climate，2004，17：1213－1224.

［6］ Jochum M，Murtugudde R.Internal variability of Indian Ocean SST ［J］.J Climate，2005，18：3726－3738.

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

［8］ Webster P J，Moore A M，Loschnigg J P，et al.Coupled ocean－atmosphere dynamics in the Indian Ocean during 1997－1998［J］.Nature，1999，401：356－360.

［9］ Behara S K，Salvekar P S，Yamagata T.Simulation of interannual SST variability in the tropical Indian Ocean［J］.J Climate，2000，13（19）：3487－3499.

［10］ Hu Ruijin，Liu Qinyu，Li Chongyin.A heat budget study on the mechanism of SST variations in the Indian Ocean dipole regions［J］.J OUC，2005，4（4）：334－342.

［11］ Izumo T，Montegut C B，Luo J J，et al.The role of the western Arabian Sea upwelling in Indian monsoon rainfall variability［J］.J Climate，2008，21：5603－5623.

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

［13］ 曹宗元，胡瑞金.索馬里流系的三維結構及其季節變化特征［J］.中國海洋大學學報：自然科學版，2013，43（5）：8－18.

［14］ 魏萌，胡瑞金.Argo資料的全球上層海溫年和半年周期振蕩的空間分布特征［J］.中國海洋大學學報：自然科學版，2012，42（6）：24－33.

［15］ Mafimbo A J，Reason C J C.Air－sea interaction over the upwelling region of the Somali coast［J］.J Geophys Res，2010，115，C01001，doi：10.1029／2009JC005439.

［16］ Meyers G，McIntosh P，Pigot L，et al.The years of El Nino，La Nina，and interactions with the tropical Indian Ocean［J］.J Climate，2007，20：2872－2880.

［17］ Wang B，Fan Z.Choice of South Asian summer monsoon indices［J］.Bull Amer Meteor Soc，1999，80：629－638.

［18］ Wang B，Wu R，Lau K M.Interannual variability of Asian summer monsoon：Contrast between the Indian and western North Pacific－East Asian monsoons［J］.J Climate，2001，14：4073－4090.