作为气候系统的一个重要参量,海气界面的热通量是表征海洋与大气之间能量和水汽交换的关键指标。热带印度洋地理位置十分特殊,是沃克环流和季风环流的交汇地,该区域的海气相互作用非常活跃,相关物理过程对季风、区域降水、太平洋海温、极地海冰等都存在显著影响(Webster et al.,1999;Hu et al.,2011;余斌等,2011;Liu and Chan,2012;王子谦等,2015;Lee and Seo,2019;Abid et al.,2021;Xu et al.,2021),因此,印度洋地区海表面热通量的变化及影响因子是值得大家关注的问题。

已有研究表明,印度洋海气热通量受诸多因子影响。如周天军和张学洪(2002)指出,在印度洋中东部及印度洋西北部地区,冬季潜热通量变化与海温变化呈负相关关系,体现了海洋对大气的强迫作用。Cyriac et al.(2016)的研究表明孟加拉湾感热通量的季节变化与障碍层厚度、海温存在联系,在夏季风爆发前,障碍层厚度对感热通量的贡献较大,而在季风期间及冬季,海温对感热通量的贡献较大。Feng(2003)指出在澳大利亚西海岸附近海域年平均热量损失较大,主要是由于Leeuwin Current逆风向南流动带来热带地区的暖水从而引起大量蒸发冷却所致。Shinoda and Hendon(2002)发现当热带大气季节内振荡对流活跃区位于热带印度洋时,热带印度洋以南的大部分地区海洋以潜热的形式向大气输送能量,这与大气季节内振荡引起的海表面风速增加有关。Girishkumar et al.(2017)在研究季风季节内振荡与孟加拉湾表面热通量关系时发现,在对流系统的下沉区,干冷的下沉气流降低了近地面空气温度和湿度,引起海洋潜热和感热损失增加。

印度洋海气热通量还受到印度洋外遥相关因子的影响。其中厄尔尼诺和南方涛动(El Niño and Southern Oscillation,ENSO)是年际尺度海气相互作用最强信号之一。有研究指出,在ENSO暖位相期间,随着印度尼西亚上空强对流系统向东移动,印度洋东部地区对流活动减少,辐射通量表现为大气向海洋输送热量(Chertock et al.,1991;Klein et al.,1999)。同时,南印度洋形成异常反气旋性环流,赤道侧风速降低使得海洋潜热损失减少(Alexander et al.,2002;Lau and Nath,2003)。此外,Pang et al.(2019)指出太平洋年代际振荡可以通过Walker环流对热带印度洋净热通量产生影响,当太平洋年代际振荡为正位相时,Walker环流的印度洋分支偏弱,孟加拉湾东南部上空的低层西南风偏弱,海气界面净热通量增加。He et al.(2019)认为夏季青藏高原和伊朗高原的热强迫,能显著影响阿拉伯海和孟加拉湾北部地区的近地面风,进而引起这些区域海洋潜热通量的相应变化。

这些对印度洋热通量变化的研究,多强调局地或相邻区域气候因子的影响,而对中、高纬度环流因子的关注相对较少。北大西洋涛动(North Atlantic Oscillation,NAO)是北半球中高纬重要的大尺度环流模态,与印度洋地区的海温、降水以及季风等有着重要联系(L'Heureux and Higgins,2008;Lin et al.,2009;Lin and Brunet,2011;Syed et al.,2012;Gong et al.,2014,2017;吴玲玲等,2018)。在季节内时间尺度上,NAO可以作为大气季节内振荡发生的前兆信号,其相关的大气扰动可以导致印度洋对流层高层纬向风变化从而影响大气季节内振荡(Lin et al.,2009;Lin and Brunet,2011)。在年际时间尺度上,NAO主要通过波列沿着副热带急流传播至印度洋北部上空,使得西印度洋地区的降水增加(Gong et al.,2014)。在多年代际尺度上,NAO可能通过湍流热通量影响了大西洋年代际振荡,进而通过大西洋-印度洋多年代际遥相关影响印度洋地区的净长波辐射,使得热带印度洋海温发生变化(Xie et al.,2021)。

过去有少量研究注意到NAO影响下印度洋海气热通量的变化,如Gong et al.(2014)指出在冬季AO正位相期间,热带印度洋区域太阳辐射入射量减少,向上的净长波辐射减少,10°S以北区域蒸发作用增强。不过对于大气或者海洋过程的相对重要性讨论较少。基于此,本文将对NAO相关的海气界面热通量变化特征及其可能的影响机制进行细致探讨。考虑到NAO在冬季最活跃,本文主要关注冬季NAO与同期印度洋海气热通量的联系。

1 资料和方法

本文所用的海气热通量资料为法国Pierre Simon Laplace研究所与印度国家海洋研究所合作开发的TropFlux资料,该资料仅限于热带地区(30°S~30°N),空间分辨率为1°×1°(Kumar et al.,2012)。TropFlux资料融合了ERA-Interim再分析数据(包括距离地面10m的风速,2m处气温,2m相对湿度,海温和辐射通量)和国际卫星云气候计划(International Satellite Cloud Climatology Project,ISCCP)的短波辐射通量,使用COARE 3.0算法估算潜热通量和显热通量,并且通过浮标观测值进行了偏差估算和校正。本文使用的海气净热通量、感热通量、潜热通量、短波辐射、长波辐射均定义向下为正,代表海洋获得热量。

分析使用的大气环流资料为欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts,ECMWF)的ERA5再分析资料,所用变量包括海平面气压、位势高度、水平风和垂直速度,空间分辨率为1°×1°(Hersbach et al.,2020)。降水资料为美国国家海洋和大气管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration,NOAA)的气候预测中心合成分析降水(CPC Merged Analysis of Precipitation,CMAP)资料,空间分辨率为2.5°×2.5°(Xie and Arkin,1997)。海温资料为英国Hadley中心的HadISST资料,空间分辨率为1°×1°(Rayner,2003)。使用该资料计算了Niño3.4区(170°E~120°W,5°S~5°N)区域平均的海温异常时间序列来表征ENSO的时间变化。此外,NAO指数采用的是基于直布罗陀和冰岛西南地区两站气压差定义的NAO指数,由英国East Anglia大学气候研究所(Climatic Research Unit,CRU)提供(https://crudata.uea.ac.uk/cru/data/nao/)。由于使用到的TropFlux数据时间跨度较短,为1979—2018年,因此本研究中所有资料所选时段为1979—2017年北半球冬季(12月—次年2月)。所有数据分析前处理为距平值,并取1981—2010年作为参考气候态。

使用的统计分析方法包括合成分析、回归分析、相关分析以及t检验等,考虑到线性回归和相关分析方法可能忽视大气海洋中的非线性过程,主要采用的方法为合成分析。异常NAO年的选取基于标准化处理后的冬季平均NAO指数和Niño3.4区海温指数,当NAO指数大于0.5倍标准差时,认为是NAO正位相事件(PNAO),当小于-0.5倍标准差时,认为是NAO负位相事件(NNAO)。同时,在挑选出的年份中去除Niño3.4区海温指数超出±1个标准差的年份,最后我们挑选出的PNAO年为1983、1989、1992、1994、2006、2011、2013和2014年,共8a;NNAO年为1981、1985、1987、1995、1996、2000、2003、2005和2008年,共9a。

2 NAO不同位相下海表热通量的变化特征

为了讨论冬季北大西洋涛动和同期印度洋海气净热通量的关系,给出了冬季NAO正、负位相年对应的净热通量距平分布(图1)。从图1a可看出,当NAO为正位相时,在东南印度洋地区冬季海气净热通量为正异常,即大气进入海洋的热量增多,其中显著变化区覆盖的范围较小,仅位于印度尼西亚以南海域,量值约为4~16W/m²。而在西印度洋至孟加拉湾区域净热通量为负异常,即海洋失去的热量增多,其中显著变化区有两个,一个位于孟加拉湾,覆盖范围大体包括80°~100°E、0°~20°N,另一个位于热带西印度洋,覆盖范围大体包括50°~80°E、10°S~20°N,量值约为4~16W/m²。从图1b可看出,当NAO为负位相时,情况基本相反,东南印度洋为不显著的得热区,西北印度洋为显著的失热区,但孟加拉湾地区海气净热通量的变化幅度较NAO正位相年较小,显著区域范围也较小。Gong et al.(2014)基于ERA-Interim再分析资料,计算了1979—2009年期间冬季印度洋表面净热通量对AO指数的回归系数,得到的分布特征与本文结果有较高的相似度,这也说明了本研究结果较为可靠。

对比NAO正、负位相年海气净热通量合成场可以发现,热带西印度地区海气净热通量的变化最为显著,因此,将热带西印度洋50°~70°E、10°S~10°N(矩形框所示)关键区区域平均值作为海气净热通量指数(Qnet)。图2为冬季Qnet指数和NAO指数随时间的变化,为了方便比较,所有时间序列均已标准化。结果表明,Qnet和NAO指数为负相关关系,它们的相关系数为-0.47,显著水平达到0.01,与之前的结果一致。逐年波动上看,二者的对应关系也很明显,其中Qnet为正值的20a里有13a的NAO指数为负值,占65.0%,Qnet指数为负值的16a里有13a的NAO指数为正值,占81.2%。

NAO与净热通量可能存在滞后的联系,进一步分析了NAO正、负位相对应的1—3月、2—4月和3—5月海气净热通量距平分布特征(图略)。在NAO正位相年,表面净热通量距平值从滞后+1个月到滞后+2月逐渐减少,通过显著性检验的区域缩小,在滞后+3个月,西印度洋地区变化的信号变得不显著。NAO负位相分布则与之相反。这说明冬季NAO对印度洋海气净热通量的影响在同期最强,随时间后移逐渐减弱。此外,我们还计算了冬季NAO指数与时间滞后的Qnet指数的相关系数,NAO与滞后+1个月Qnet指数的相关系数为-0.44,与滞后+2个月Qnet指数的相关系数为-0.29,与滞后+3个月Qnet指数的相关系数仅为-0.03,与前面结果相似,同期相关明显强于滞后相关。

海表净热通量由短波辐射、长波辐射、潜热通量和感热通量四个分量构成,为进一步探究NAO异常年4个分量对净热通量异常的贡献大小,给出了NAO正、负位相年对应的冬季海气净热通量各分量变化(图3)。为方便比较,热通量4个分量均以向下为正。当NAO为正位相时(图3a—d),除印度尼西亚以南海域短波辐射为显著正距平外,印度洋大部分地区均为负距平,在热带印度洋50°~90°E附近为显著变化区,说明在NAO正位相事件影响下,整体上由大气进入印度洋的能量减少,减幅最高达8W/m²。与净热通量对比可以发现,二者在关键区的变化较为一致。长波辐射变化幅度较小,通过显著性检验的区域仅位于马达加斯加西部和北部海域以及澳大利亚北部海域附近,与净热通量变化特征相反。潜热通量表现为西北-东南反位相变化,显著负距平位于阿拉伯海海域及孟加拉湾,正距平区位于东南印度洋,从印度洋中南部向苏门答腊岛倾斜。负距平值约为-2~-8W/m²,正距平值约为2~6W/m²。感热通量除孟加拉湾南部外,与潜热通量分布基本类似,其量值仅为潜热通量五分之一。从感热和潜热通量的量值大小和变化范围推断,潜热通量是对海气净热通量影响较大的一个分量,而感热通量的影响不大。当NAO为负位相时(图3e—h),各分量的变化与上述情况大致相反,对应海气净热通量显著变化区域,短波辐射和潜热通量变化幅度较大。

为更直观地分析净热通量各分量项的贡献,选取了海气净热通量显著变化区域(50°~70°E,10°S~10°N),使用区域平均标准化协方差量化该区域各分量对净热通量的相对贡献,公式如下:

其中:Q′_net、Q′_SWR、Q′_LWR、Q′_LHF和Q′_SHF分别代表净热通量、短波辐射、长波辐射、潜热通量和感热通量距平。结果表明,当NAO偏强时,潜热通量对净热通量变化的贡献最大,为72.96%,短波辐射次之,为61.48%,感热通量为10.96%,而长波辐散通量的贡献为负,为-3.18%。当NAO偏弱时,潜热通量的贡献最大,为71.72%,短波辐射次之,为57.06%,感热通量为10.01%,长波辐射为1.68%。通过以上分析可以发现,NAO相关的印度洋海表净热通量异常主要是由潜热通量和短波辐射的变化决定的。

3 海表热通量异常的主导因子诊断分析

上文分析表明冬季NAO对热带印度洋净热通量的影响,主要与短波辐射和潜热通量的异常有关,那么短波辐射和潜热通量又是哪些过程和变量主导的呢?

首先分析了短波辐射相关的变量。过去的研究表明,考虑到云量和水汽压建立的短波辐射参数化方案估算效果较好(Dobson and Smith,1988)。因此分析了冬季总云量和整层水汽通量在NAO正、负位相年的合成差值分布(图4)。NAO正位相事件期间,在印度尼西亚与澳洲的交界海域总云量显著偏低2%~10%,在西印度洋5°S~15°N区域总云量显著偏高2%~8%。整层水汽通量表现为南北反向分布,在印度半岛-南海区域偏低0.5~3.5kg/m²,在印度洋东南部以及西印度洋区域偏高0.5~3.0kg/m²。将图4与图3a对比可以发现,在西印度洋关键区,短波辐射为负值,总云量和整层水汽通量均为正值,说明短波辐射和总云量、整层水汽通量呈负相关关系。当NAO为正位相时,西印度洋地区水汽增多、云量增加,云对短波辐射的反射和散射作用增强,海洋获得的短波辐射随之减少。

接下来分析了潜热通量相关因子的变化。潜热通量可由基于COARE 3.0算法的公式计算(Fairall et al.,1996,2003):

式中:Q_lh为潜热通量;U为10m风速;q_s为海表饱和比湿;q_a为2m空气比湿,其中海表饱和比湿通过海温计算得到;海水密度ρ;蒸散耗热L_e和潜热通量传输系数C_e均为常数,分别取值为1 022.4kg·m^-3,2.44×10⁶ J·kg^-1和1.2×10³。由式(2)可知,潜热通量与10m风速、海表饱和比湿和2m空气比湿有关。这些因子对潜热通量变化的贡献,通常进一步通过小扰动法线性化估算:

其中:Q′_lh、q′_s、q′_a和U′分别代表潜热通量、海表饱和比湿、2m空气比湿和风速的距平; $\overline{q_{\mathrm{s}}}$, $\overline{q_{\mathrm{a}}}$和$\stackrel{-}{U}$分别代表海表饱和比湿、2m空气比湿和风速的气候平均场。$U^{\mathrm{\text{'}}}\left(q^{\mathrm{\text{'}}}{}_{\mathrm{s}}-q^{\mathrm{\text{'}}}{}_{\mathrm{a}}\right)$和$\overline{U^{\mathrm{\text{'}}}\left(q_{\mathrm{s}}^{\mathrm{\text{'}}}-q_{\mathrm{a}}^{\mathrm{\text{'}}}\right)}$为小扰动项,可忽略,Q′_wind、Q′_qs和Q′_qa项代表10m风速、海表饱和比湿和2m空气比湿变化对潜热通量变化的贡献(Tanimoto,2003)。

因此,根据式(3)分别分析了NAO正、负位相合成的海面饱和比湿、2m空气比湿和10m风速项差值分布。由于本文潜热通量以向下为正,在计算三个控制因子时均乘以-1。结果如图5所示,当NAO为正位相时,海面饱和比湿项在印度洋大部分区域为负距平,显著区域位于东南印度洋,在南亚以及东非沿岸海域为正距平,变化幅度较小并且未通过显著性检验。2m空气比湿项分布与海面饱和比湿分布大致相反,在东南印度洋表现为显著的正距平,在东非沿岸海域、阿拉伯海以及孟加拉湾为不显著的负距平。10m风速项在西印度洋15°S~25°N区域表现出显著的负距平,在孟加拉湾为不显著的负距平,印度洋中部和东部均为正距平,其中印度尼西亚以南区域是显著的。综合来看,海面饱和比湿和2m空气比湿相互抵消,而10m风速项显著负值区域与潜热通量显著负值区域有较好的对应关系。说明在NAO正位相事件期间,印度洋北部偏北风偏强,海面蒸发加强,使得向上的潜热通量增加。

4 大气环流场的相关变化

第3节分析表明,北大西洋涛动增强的情况下,热带西印度洋地区偏北风增强是海水蒸发增加的主要原因,云量和水汽增加是下行短波辐射减少的主要原因。显然这些影响因子与大尺度大气环流密切相关。

进一步对200hPa纬向风场、500hPa位势高度场以及850hPa水平风场进行合成分析(图6)。当NAO指数偏强时,在200hPa纬向风上,印度洋北部区域存在正负两个变化中心,以20°N为界,异常偏西风位于中东至南亚区域,异常偏东风位于阿拉伯海及周边,与这种异常相对应,该区域有明显的反气旋性切变。在500hPa高度场上,阿拉伯海及周边中东地区为显著的正位势高度异常,风场上对应着异常反气旋性环流。可见,阿拉伯海及阿拉伯半岛地区,对流层中高层均存在异常反气旋环流,体现出准正压的特征。与这个反气旋相对应,在850hPa水平风场上,西印度洋0°~10°N区域为显著的异常东北风。一方面,异常东北风叠加气候态上的东北风背景,意味着绝对风速的加强,另一方面,异常东北风越过赤道,可增强赤道辐合带的强度,从降水分布上(图7)可以看到降水正距平中心位于赤道附近区域,二者是吻合的。

进一步检查大气垂直运动特征,图7给出NAO异常年500hPa垂直运动场的合成差值分布。可以看出,赤道附近存在显著的上升运动,显著区域大体位于5°S~5°N、50°~85°E,与总云量以及降水的相关极值中心分布一致,而沙特阿拉伯王国至阿拉伯海北部存在显著的下沉运动,与异常反气旋性环流对应。为更细致地分析整个对流层垂直环流特征,将NAO指数分别与区域平均的纬向风、经向风和垂直风场做合成分析(图8)。因为60°~70°E区域大体是海气净热通量变化显著区域,所以我们选择该区域将所有经度进行平均。结果表明,当NAO指数偏强时,在南印度洋有异常的上升气流,显著区从850hPa向上延伸至200hPa,也与对流活跃区域相吻合。同时注意到,在印度洋北部20°~30°N,500hPa至200hPa存在显著的异常下沉运动。异常西风带出现在20°~30°N,从700hPa延伸至对流层顶,最大异常风速超过4m/s,位于200~300hPa。异常东风带位于赤道以北至20°N,500~200hPa之间的异常值约为0~-2m/s,200hPa以上最大值约为4m/s,对流层高层有明显的辐合。显著下沉区及高层辐合区与图6中的异常反气旋是吻合的,说明这种气旋性质的环流特征可以从对流层中层维持到对流层高层。

三维大气环流异常显示,热带印度洋大气环流最突出的特征是北部存在的准正压性的异常反气旋,该反气旋与区域性的近地面风速、对流层垂直运动等变化有密切关系。那NAO是如何影响热带印度洋区域的大气环流呢?为阐明NAO与印度洋异常环流之间的动力学机制,我们进一步对NAO正、负位相年200hPa波活动通量场和流函数场合成差值分布进行分析。由图9可见,NAO引起了由格陵兰岛向欧亚大陆传播的遥相关波列结构,北支波列经北大西洋地区,向东转向经北欧影响至俄罗斯地区,南支波列从北大西洋地区经过西欧,向南传播至中东、阿拉伯海地区,并可以一直延伸至东亚地区,沿中高纬路径传播的遥相关结构相对于沿中低纬路径传播的遥相关结构较弱。南支波列的异常反气旋环流中心位于阿拉伯海北部,与图6的环流异常中心对应。Watanabe (2004)指出,冬季NAO会激发以副热带急流为波导的罗斯贝波从而影响至东亚地区,其讨论的波列结构与本研究中沿中低纬路径传播的波列类似。因此,南支波列可能是联系冬季NAO与印度洋地区海气净热通量的纽带。

5 结论与讨论

以上分析表明,冬季北大西洋涛动对同期印度洋海气净热通量有显著影响。冬季NAO与印度洋净热通量总体呈负相关,超过90%置信度水平的区域主要位于热带西印度洋(50°~70°E,10°S~10°N),该区域平均海气净热通量时间序列与NAO指数的相关系数为-0.47。NAO与印度洋海气净热通量的强相关主要集中在同期,随时间后移相关性减弱。

为量化海气净热通量各分量对净热通量的相对贡献,计算了海气净热通量显著变化区区域平均标准化协方差。在NAO正位相事件期间,短波辐射、潜热通量、长波辐射和感热通量的贡献依次为61.48%、72.96%、-3.18%和10.96%,在NAO负位相事件期间,贡献依次为57.06%、71.72%、1.68%和10.01%。可见,净热通量变化主要取决于短波辐射和潜热通量变化。

NAO可能通过Rossby波列影响印度洋地区局地大气环流进而影响海气热通量。当NAO为正位相时,南支波列从格陵兰岛出发,经北大西洋地区向南传播至中东、印度洋地区,在阿拉伯海北部对流层高层触发异常反气旋环流,反气旋性环流叠加在气候背景上加强了东北风以及越赤道气流,一方面有利于海水蒸发,另一方面,可导致水汽、云量以及热带辐合带降水的增多,不利于海表下行短波辐射增加。

需要指出的是,由于全球海气热通量长时间序列资料缺乏,本文的分析是基于TropFlux资料,该数据仅融合了ERA-interim再分析数据和ISCCP卫星数据,若今后出现长时间序列且质量较好的资料将进一步探讨。而有关冬季北极涛动对同期印度洋海气热通量的影响机制也有待通过数值实验方法进一步验证。

参考文献