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印度夏季风极端降水，ENSO和赤道印度洋振荡

Sulochana Gadgil,^1,2 P.N.Vinayachandran,¹ P.A.Francis,¹ and Siddhartha Gadgil³

¹Center for Atmospheric and Oceanic Sciences,Indian Institute of Science,Bangalore,India.²Also at Center for Ecological Sciences,Indian Institute of Science,Bangalore,India.³Stat-Math Unit,Indian Statistical Institute,Bangalore,India.

2004年2月16日收稿，2004年5月14日改回，2004年6月29日出版

众所周知，印度夏季风降水（ISMR）异常与厄尔尼诺—南方涛动（ENSO）有关。本文说明了ISMR显著异常与赤道印度洋涛动（EQUINOO）也有关。EQUINOO存在于赤道印度洋大气对流西部增强、东部减弱或西部减弱、东部增强模态和赤道纬向风异常的相关变化之间，是耦合印度洋偶极子模式的大气部分。ISMR显著异常与一个综合指数存在很紧密的联系；该综合指数，是一个通过指数的小（大）值来表征各季节ENSO和EQUINOO指数明显偏小（偏大）的线性组合。然而，ISMR在一个标准差内的变化更为复杂，但这可能与该综合指数无关。 索引项：3374气象学与大气动力学：热带气象学；1812水文学：干旱；4215海洋学：常规：气候及年际变化（3309）；4522海洋学：物理：厄尔尼诺；9340地理区域相关信息：印度洋。引用：Gadgil,S.,P. N. Vinayachandran,P. A. Francis,and S. Gadgil(2004),

Extremes of the Indian summer monsoon rainfall,ENSO and equatorial Indian Ocean oscillation,

Geophys.Res.Lett.,31,L12213,doi：10.1029/2004GL019733.

1. 引言

印度6-9月四个夏季月的降水量对该国经济至关重要。据估计，2002年印度夏季风降水量偏少19%，其造成的损失高达数十亿美元。因此，印度夏季风降水的预测（即，印度地区6-9月的平均降水量[Parthasarathy等，1995]（以下简称ISMR））仍需引起重视。在80年代，ISMR与ENSO的紧密联系得到确立，其表现为厄尔尼诺或此涛动暖位相期间的少雨趋势加强，以及厄尔尼诺反位相即拉尼娜期间的多雨趋势加强[Sikka,1980;Pant and Parthasa-

rathy,1981;Rasmusson and Carpenter,1983]。例如，1958-1988年，所有厄尔尼诺事件年都发生干旱（ISMR的偏少量超过一个标准差），且所有拉尼娜事件年都与ISMR偏多有关。然而，从1988年开始连续14年，尽管发生过厄尔尼诺现象，但却并未出现干旱。而且，在本世纪最强厄尔尼诺发生的1997年，ISMR值高于长期均值，这表明近几十年来印度季风与ENSO的关系减弱[Kumar等，1999]。尽管2002年厄尔尼诺将发展，但并未预报2002年印度季风降水明显偏少[Gadgil等，2002]。1997年和2002年的事实表明，我们还没有充分了解季风对厄尔尼诺的响应。还应指出，在没有发生厄尔尼诺/拉尼娜时，印度夏季风降水量确会出现明显（此后定义为超过一个标准差）的偏少/偏多。事实上，1871-2001年间发生的22（19）次ISMR明显负（正）异常中，只有11（8）次与厄尔尼诺（拉尼娜）有关[Kumar等，2002]。

2002年季风的一个显著特征是，在季风降水达到峰值的7月，降水量史无前例地偏少了49%，这导致ISMR明显偏少。图1呈现了2002年7月与1997年7月（厄尔尼诺发生但季风降水接近正常值），1986年8月（降水量偏少），1994年8月（降水量偏多）OLR及地面风模式异常场的对比。2002年和1997年的模式异常不仅在印度显著不同，而且在赤道印度洋也有显著不同。2002年和1986年OLR在赤道印度洋西部为正异常，东部为负异常，中部沿赤道为西风异常。1997年和1994年的模式则呈反位相分布，OLR在赤道印度洋西部为负异常，中部为东风异常。1986年和1994年季风季节降水偏少和偏多的OLR模式的对比表明，ISMR可能与赤道印度洋的对流变化有关。

图1. (a)2002年7月，(b)1997年7月；(c)1986年8月，(d)1997年7月

OLR（Wm^-2）和表面风异常（ms^-1）模式

从热带辐合带（TCZ）向北传播对印度地区夏季风降水的贡献来看，我们认为赤道印度洋上空的对流给季风带来的影响非常重要[Sikka and Gadgil，1980；Gadgil，2003]。但是，因为海洋性TCZ与大陆性TCZ相互对抗，赤道印度洋上空的对流也可能对其产生不利影响[Gadgil，2003，及其参考文献]。由7、8月赤道印度洋西部和东部上空OLR的相关性（图2a和图2b）可知，1986年和1994年的OLR模式表明赤道印度洋西部的对流对季风有利，而其东部的对流对季风不利。

图2. 7、8月(a)WEIO和(b)EEIO上空OLR与OLR平均值的相关系数（times;100）

大于28的值通过了95%的显著性检验

东（西）部对流的抑制（增强）和赤道地区表面风纬向分量的东（西）风异常是印度洋偶极子（IOD）模式正（负）位相的特征[Saji等，1999；Webster等，1999]。这种耦合模式的特点是赤道印度洋西部（50°-70°E，10°S-10°N，下文记作WEIO）和东部（90°-100°E，0°-10°S，下文记作EEIO）海表温度（SST）和海表高度（SSH）的反相异常。图1中的模式表明偶极子模式在1994年、1997年（1986年、2002年）存在正（负）相。基于WEIO与EEIO海温异常的差异，我们利用偶极子模式指数（DMI）研究了印度洋及其周围陆地区域IOD模式与降水的关系。虽然DMI与非洲东部和赤道印度洋西部的降水量高度相关，但其与印度地区的降水量相关性较差[Saji等，1999]。有研究观测到1994年和1997年出现了正偶极子，而且这造成了1997年厄尔尼诺影响的减弱[Ashok等，2001]。然而，偶极子模式的负位相对ISMR的影响尚未得到揭示。

ENSO对印度洋及印度地区对流的影响是其抑制了厄尔尼诺期的对流，并加强了拉尼娜期的对流（如图3所示的1988年拉尼娜现象）。ENSO与IOD模式的相互作用可能导致赤道印度洋SST和OLR异常的不同模式（取决于两种模式的位相和强度），同时对印度季风产生不同影响。本文给出了对1958-2003年ISMR年际变化与赤道印度洋和ENSO间大气对流/环流之间联系的研究结果。

图3. 1988年8月OLR异常模式（Wm^-2）

1. 数据

本文中使用的数据集来自（i）[Parthasarathy等，1995]以及印度热带气象研究所网站（http://www.tropmet.res.in/）ISMR及其更新数据；2002年印度气象部门气候诊断公报的降水量运行数据（ii） 从美国国家大气研究中心气候分析部门（http://www.cgd.ucar.edu/）获得的Nintilde;o3.4指数，即Nintilde;o3.4地区的海温异常（120°-170°W，5°S-5°N）（iii）美国气候诊断中心（http://www.cdc.noaa.gov/）的OLR数据（iv）国家环境预报中心（http://www.cdc.noaa.gov/）的表面风数据[Kalnay等，1996]（v）http://www.jamstec.go.jp的DMI数据。我们使用Nintilde;o3.4指数而不是Nintilde;o3指数，因为Nintilde;o3.4指数与ISMR相关性更好。我们将ENSO指数作为Nintilde;o3.4指数的负值，用标准差进行归一化，使ENSO指数的正值代表对季风有利。

1. IOD和EQUINOO

在每个夏季风月份，EEIO上的OLR与WEIO上的OLR都呈负相关，且这两个区域的OLR异常趋于反号。海平面气压和沿赤道表面风纬向分量异常与OLR异常一致。因此，当西部地区对流增强（IOD模态呈正位相）时，压力梯度异常指向西，且纬向风出现东风异常（例如图1中的1994年、1997年）。另一方面，当东部地区对流增强（IOD模态呈负位相）时，赤道纬向风出现西风异常（例如图1中的1986年、2002年）。ENUINOO正是存在于这两种形势之间的涛动。我们使用ENUINOO的一个指数，它是由标准差归一化的赤道表面风（60°-90°E，2.5°S-2.5°N）纬向分量负异常。这一纬向风指数（记为EQWIN）和WEIO与EEIO的OLR差异呈显著相关（相关系数0.81）。

在海气耦合系统中，风、OLR和海表温度的异常均相关。EQUINOO是IOD耦合模式的大气分量。EQWIN和DMI是该模式不同方面的测度，它们在1958-1997年的6-9月也呈显著相关（相关系数0.56）。然而，这种相关主要来自于1961年、1994年和1997年正偶极子事件中两个指数的高正值。如果忽略这些年份，则这两个指数在大部分年份将变号（尤其是EQWIN的负位相）且其相关系数将下降到0.32。该差异可能是由导致偶极海温异常发展的物理过程造成。这些异常由沿赤道风异常引起[Vinayachandran等，1999年；Murtugudde等，2000年]。典型偶极子事件在夏季风过后的秋季达到峰值[Saji等，1999]。然而，在夏季风期间，每次风的显著异常事件发生后，海温异常并没有增强到偶极子阶段。例如，2003年夏季的风的显著异常并没有导致IOD事件。还需要注意的是，由于海温对上升流和下降流的不对称响应，负偶极子事件的海温异常通常比正偶极子事件的弱[Vinayachandran等，2002年]。

1958-1997年，当ISMR与EQWIN显著相关（相关系数0.42）时，ISMR与DMI相关性较差（相关系数-0.035）。因此我们在本研究中使用EQUINOO的EQWIN指数。

1. ISMR，ENSO和EQUINOO

考虑ISMR异常和EQUINOO指数（EQWIN）与ENSO指数6-9月平均值的关系，我们发现，ISMR与ENSO指数（相关系数0.52）和EQWIN（相关系数0.43）显著相关。ENSO指数与EQWIN相关性较差（相关系数-0.09）。ISMR与EQWIN的偏相关系数（消除了ENSO的影响后）为0.56，而与ENSO指数的偏相关系数（消除了EQWIN的影响后）为0.63。

在图4中，ENSO指数和EQWIN的相平面显示了1958-2003年各季节ISMR的分类。我们首先考虑极端降水年份，即ISMR明显偏多或偏少（干旱）的年份。[Gadgil等，2003]指出1979-2002年ISMR每次显著正（负）异常都与ENSO或EQUINOO或两者的有利（不利）位相有关；而且当这两种模式相互增强时，ISMR的最大异常就出现了。这一结论在1958-2003年也成立。

图4. 1958-2003年每个季节都在6-9月ENSO指数（Nintilde;o3.4指数的负数）和EQWIN均值的相平面上显示。用不同符号来表示ISMR的相对异常（经标准差归一化）：大于1.5（小于-1.5）的值用深蓝色（红色）大圆点表示；在1（-1）到1.5（-1.5）之间的值用蓝色（红色）圆点表示；在0.25（-0.25）到1（-1）之间的值用黑色（橙色）小圆圈表示；在-0.25到0.25之间的值用灰色小圆圈表示。

在由多雨年和相平面所确定的一条直线（图4中的直线L）上方，所有多雨年中的偏少情况之间存在明显的分离，这是极端降水年最显著的分布特征。这表明一个合适的指数应当是由ENSO指数和EQWIN线性组合的综合指数。为了研究这个综合指数与ISMR之间的关系，我们使用了顺序统计[Feller，1967]，即根据综合指数对年份进行整理。如果ISMR与这个综合指数相关，则估计少雨年份的综合指数值会较低。为了得到一个定量的估计，我们考虑了所有可能的年份对，每对年份包括有一个显著多雨的年份和一个显著少雨的年份。然后，我们发现部分年份对的干旱年综合指数低于多雨年。

我们第一个主要结论由综合指数排序找出的极端年份而得。我们发现，在11个干旱年份中，每一年的综合指数都低于7个多雨年份。此类事件偶然发生（即，ISMR与综合指数无关）的概率是(7!*11!)/(18!)，即0.00314%，非常小。因此，综合指数与极端ISMR事件之间存在着非常显著的关系。但是，为了使用由验证数据得出的指数，我们需要对综合指数的估计意义进行修正。为此，我们应该估计（在不考虑相关的情况下）由EQWIN和ENSO指数的某个线性组合得出的在所有多雨年之前对所有干旱年进行排序的概率。我们对此做了一个非常保守的修正。我们注意到能够给出这种极端排序的直线并不唯一，任何一个斜率在7.49°区域内的点都能给出这种排序（图4）。我们得

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