自Bjerkness^[1-2]对ENSO现象进行研究以来，很多学者从不同角度对ENSO现象进行分析，揭示了其发生、发展、维持和消亡各阶段的特征^[3]及其形成的动力学机理^[4-6].在这些研究中，大家已逐渐注意到在热带海域除ENSO事件外，西太平洋暖池、印度洋海温也存在着明显的年际异常变化，而且这种海温的异常变化对大气环流和天气气候异常都有重要影响.自1999年Saji等^[7]发现在赤道印度洋还存在东西反相变化的海温偶极模态（IOD）以来，许多学者开始关注印度洋的海温变化^[8-11]，并探讨了它与ENSO的关系.尽管到目前为止ENSO与IOD两者之间究竟有什么样的关系尚未形成完全统一的认识，但大量研究已经表明太平洋和印度洋的海温及其海气系统都有着密切联系^{[9, 12-20]}.因此，在研究太平洋与印度洋海温异常对天气气候的影响时，应将太平洋与印度洋作为一个统一的整体来考虑.

李崇银等通过对海温场的EOF分解，发现其第一模态表现为印度洋中西部和赤道中东太平洋大范围地区的海表温度与赤道西太平洋和东印度洋地区有相反的特征，于是提出了太平洋-印度洋海温异常综合模的概念^[21-22]，并定义了该模态的指数.杨辉等通过资料分析指出，综合模能更好地反映热带海表温度的东西差异；并且综合模和ENSO模对中国夏季降水和气候的影响很不一样；数值试验也表明考虑综合模得到的模拟结果与观测资料更为一致^[23].其他研究也表明了太平洋-印度洋海温异常综合模的存在^[24].最近，吴海燕等^[25]通过对1958-2001年SODA海温资料的分析，进一步研究了综合模的时空演变特征，指出综合模既有年际变化也有年代际变化，还有显著的年变化；并初步探讨了综合模演变过程中次表层海温的变化和传播规律.

上述关于太平洋-印度洋海温异常综合模及其指数的定义和研究主要是基于海表温度资料进行的.然而，大量研究已经表明次表层尤其是温跃层上的海温异常信号比表层要强烈得多，一些重要的海洋现象都最先表现在温跃层上、并沿温跃层深度传播.李崇银和穆明权^[26]研究指出，赤道西太平洋暖池次表层海温异常的东传是导致厄尔尼诺发生的重要原因.Li和Mu^[27]进一步研究表明，西太平洋暖池次表层海温异常与整个ENSO循环都密切相关，并指出两者是相互作用、相互影响的.巢纪平等^[28]的研究结果则表明：除ENSO外，印度洋偶极子在次表层的表现也比表层更为突出；东、西印度洋海温在海温距平极值曲面（MSTA）上表现出真正物理意义上的Dipole，而不只是在东、西温度距平上呈现年际的正、负号变化.另一方面，由于海表温度的变化除受风应力影响外，还受到感热、潜热及降水、蒸发等影响，使海表温度变化的原因较为复杂，对一定时间尺度的信号来讲杂音较多；而用温跃层上的海温距平（thermocline ocean temperature anomalies，简称TOTA）来代替通常用的海表温度距平（SSTA）在物理学上更能反映大气通过低空风应力及其旋度影响温跃层深度来引起海温变化的作用.因此，本文拟用次表层海温资料，从温跃层上来定义太平洋-印度洋海温异常联合模，旨在更清楚地揭示两大洋海温异常的共变特征，进而深入探讨联合模的演变与TOTA信号传播以及与大气环流异常之间的联系.

本文用到的资料主要有：由美国马里兰大学提供的逐月SODA海温再分析资料，水平分辨率为0.5°×0.5°，时间跨度为1958年1月到2007年12月；法国AVISO数据中心发布的1993年1月到2011年12月的逐周卫星遥感海面高度异常资料，空间分辨率为0.25°×0.25°；美国国家环境预测中心和国家大气研究中心（NCEP/NCAR）提供的逐月风场再分析资料，垂向上包括海面和17个标准气压层，水平分辨率为2.5°×2.5°（时段选取与海温资料一致）.

考虑到次表层海温异常信号主要体现在温跃层曲面上，因而温跃层曲面深度的选取就显得非常重要.前人在取温跃层深度时，为了计算方便，多取阶梯状的温跃层深度和厚度，例如吴海燕等^[25]在40.25°E-79.25°E取82~112m的平均，在80.25°E-119.75°E取95~129m的平均，这在反应温跃层深度的空间差异上很不够；也有一些研究取20℃等温层的深度为温跃层深度，但这又有很大局限性，因为在东太平洋冷舌区，往往整层都小于20 ℃，也有一些浅水区域在夏季整个垂直剖面都大于20℃，使得温跃层深度与20 ℃等温层深度往往会不一致.近来，很多研究都倾向于用垂向最大海温异常曲面来作为温跃层曲面，并发现与温跃层深度吻合得比较好^[28-32].本文根据海洋学中对温跃层的定义，采用垂直梯度法^[33]计算海洋温跃层深度，并在逐月的温跃层曲面上展开分析，以期最大程度与温跃层的真实变化相接近.对温跃层深度异常的时间序列（图 1）分析发现，它有明显的年际和年代际变化以及季节变化特征，进一步表明在逐月的温跃层曲面上展开次表层海温异常的分析更加科学、合理.

图 1

Fig. 1

图 1 赤道西太平洋区域（5°S-5°N，130°E-140°E）平均温跃层深度异常的时间变化 Fig. 1 Time series of average thermocline dept hanomalies in the equatorial tropical Pacific and Indian Ocean (5°S-5°N, 130°E-140°E)

我们对热带太平洋和印度洋温跃层曲面上的海温异常进行EOF分解，发现其第一模态充分体现了热带印度洋和太平洋的共变特征（图 2）：即当中西印度洋大部分海域与中东太平洋大部分海域偏暖（偏冷）时，东印度洋和西太平洋大部分海域则偏冷（偏暖），形如一个三极模态，也就是太平洋-印度洋温跃层海温异常联合模（Pacific-Indian Ocean thermocline ocean temperature anomoly mode，记为PITM）.进一步分析发现，PITM在太平洋的形态与El Niño十分相似，而在印度洋则在一定程度上表现出IOD的形态.也就是说在两大洋分别有一对纬向偶极子（Dipole），并形成反向的组合；该联合模解释了约33.9%的方差，说明此联合模较为显著.此外，联合模的时间系数与Niño3指数的相关系数约为0.92（通过了99%的信度检验），说明该联合模与El Niño具有很好的相关性，时滞相关分析表明El Niño与PITM同位相.另一方面，联合模的时间系数与印度洋偶极子指数（IODI）的最大时滞相关达到0.45（通过了99%的信度检验）；IOD超前TOTA联合模2个月左右.

图 2

Fig. 2

图 2 热带太平洋-印度洋温跃层海温异常的EOF分解第一模态（a）及其时间系数（b） Fig. 2 Time-space distributions of the first mode of the tropical Pacific and Indian Ocean thermocline temperature anomalies (a) and corresponding time series (b)

利用卫星观测的逐周海面高度异常资料进行EOF分解，其第一模态也表现出同样的形式（图略），说明太平洋-印度洋温跃层海温异常联合模（PITM）确实是一个重要模态，它能很好地反映出热带太平洋和印度洋次表层的海温变化特征.

统计逐月温跃层曲面上海温异常的方差，并绘制方差分布图（图 3），则可以清楚看到：方差较大区域主要集中在赤道东太平洋、西太平洋，赤道西南印度洋以及赤道东印度洋的小块区域，它们正好与前面EOF分解中的大值区域相对应（图 2）.

图 3

Fig. 3

图 3 热带太平洋-印度洋温跃层海温异常标准差分布（单位：℃） Fig. 3 Standard deviation distribution of tropical Pacific-Indian Ocean thermocline temperature anomaly (℃)

进一步分析两大洋东西两个区域的TOTA，发现所选区域的温度距平确实呈现反相变化特征（图略）.其相关系数分别达到-0.70（太平洋）和-0.55（印度洋），远远超过99%的信度检验.因而，我们依据图 2和图 3所显示的情况，选择其显著变化区域来定义太平洋-印度洋温跃层海温异常联合模指数（PITMI）.即：

其中IOI为印度洋指数，系指印度洋西部区域平均温跃层海温异常与东部区域平均温跃层海温异常之差；POI为太平洋指数，为太平洋东部区域平均温跃层海温异常与西部区域平均温跃层海温异常之差.

从上述指数的时间序列上看（图 4），POI和IOI多数时间变化趋势相同，从而使得联合模指数振幅大为加强；但也有少数情况是两者变化相反，导致联合模指数大为减弱.用PITMI分别与Niño3.4指数和IOD指数进行相关分析发现，PITMI与Niño3.4指数具有很好的同时相关性，相关系数达0.87；同时PITMI与IOD指数也具有很好的时滞相关性，当PITMI落后IOD指数两个月左右时，相关系数可达0.58.说明太平洋-印度洋温跃层海温异常联合模可以很好地反映太平洋ENSO的活动，也在相当程度上可以反映印度洋IOD的活动.对PITMI进行Morlet小波分析可知，PITMI具有显著的准两年周期和3~5年周期，也存在约140个月（11~12年）的年代际周期（图 5）.

图 4

Fig. 4

图 4 指数PITMI（粗实线）和IOI（细实线）、POI（虚线）的时间变化 Fig. 4 Time evolutions of PITMI (thick solid), IOI (thinsolid)、POI (dotted line) indices

图 5

Fig. 5

图 5 PITMI的小波局地功率谱（阴影区为通过95%的显著性检验区域，虚线为边界影响区域） Fig. 5 Wavelet powe rspectrum of PITMI, where the thick line is the curve of cone of influence and shaded areas are for greater than the 95% confidence level

为了检验我们前面定义的联合模指数是否显著，我们分别利用印度洋、太平洋以及太平洋-印度洋的海温异常指数与整个区域上各点做相关性分析，发现其他海温异常模指数只能反映TOTA联合模态的部分信息（图 6a和图 6b），而联合模指数PITMI则较为完整地包含了其它模态的信息（图 6c）.相关系数的空间分布形态与EOF分解第一模态特征十分相似，并且整个热带太平洋-印度洋的大部分区域都通过了95%的信度检验，充分说明本文中所定义的联合模指数是科学合理的，与其他海温异常模指数相比也具有一定优势.

图 6

Fig. 6

图 6 太平洋指数（a）、印度洋指数（b）、综合模指数（c）与太平洋-印度洋TOTA的相关性分布阴影区表示通过了95%的信度检验. Fig. 6 Spatial distribution of the correlation between (a) POI, (b) IOI, (c) PITMI and tropical Pacific-Indian Ocean thermocline temperature anomalies Shading denotes the region above 95% significance level.

从EOF分解的时间系数以及联合模指数的时间序列都可以看到太平洋-印度洋温跃层海温异常联合模存在一种正负位相的年际振荡，同时在一些年份上也存在联合模很弱或很不明显的现象.为了进一步揭示联合模的发生发展及演变特征，本文选取PITMI大于一个标准差（3.8）且持续时间在3个月以上的年份作为强正指数年，PITMI小于-3.8且持续时间两个月以上的年份作为强负指数年，而把PITMI绝对值小于0.95且持续时间6个月以上，或全年的PITMI都不超过1个标准差且总计有6个月小于0.95的年份作为弱模态年.分别对1959-2007年强正指数年（1963、1965、1972、1982、1992、1994、1997、2002、2006年）、强负指数年（1970、1971、1973、1975、1984、1988、1996、1998、1999）以及弱模态年（1967、1968、1979、1980、1986、1990、2004、2005）的前一年、当年和后一年共36个月进行合成分析，事件前一年的1月作为第1个月，事件后一年的12月作为第36个月.得到太平洋-印度洋温跃层海温异常综合模指数的强度演变过程（图 7）.从图中曲线可以清楚看到，弱模态年的指数接近于零，它在前一年和当年一般都为很弱的负值，到后一年转为很弱的正值.而正（负）强模态爆发前一年为强度较弱的负（正）指数，在爆发当年春季出现正（负）指数，随后不断增强，在11月达到最强，之后逐渐减弱，正负指数一般都持续到次年5、6月.显然，PITM的演变也存在极其明显的锁相特征，其振幅在11月会达到最强.此外，从强度上来看，正指数合成要明显强于负指数，表明PITM还存在振幅不对称现象.

图 7

Fig. 7

图 7 太平洋-印度洋温跃层海温异常联合模的时间变化 Fig. 7 Composite monthly evolution of PITM

前文中已经提到，海温异常信号在次表层尤其是在温跃层上最为强烈.许多研究都指出次表层海温异常（SOTA）主要沿温跃层传播，并且这种异常信号的传播对海洋中的许多现象和过程都有重要影响^{[26-31, 34]}.关于SOTA的传播路径，许多学者也进行了相关研究.李崇银等^[6]通过资料分析指出正（负）海温距平由暖池地区沿赤道东传到达赤道东太平洋，然后沿着10°N纬度带西传到达西太平洋，再南传到赤道西太平洋，然后正（负）海温距平又开始东传，形成一个循环过程，并指出南半球也有类似的传播路径.巢纪平等^[28]也认为赤道太平洋与南、北纬10°N附近各有一条传播回路，只是南半球回路不如北半球明显.然而，近来一些研究却认为南太平洋并不存在SOTA信号的传播通道^{[32, 35]}，并指出可能和与南北太平洋不对称的海陆分布和信风强度^[32]以及温跃层分布^[35]有关.相比太平洋，印度洋中次表层海温的传播情况则更为复杂.Webster等^[8]对1997-1998年间印度洋海面高度异常所进行的分析表明，在热带南印度洋（尤其是10°S附近）有明显的西传Rossby波，并提及了沿赤道东传的下沉Kevin波.Rao等^[36]对T/P海面高度异常资料和模式上层热含量资料进行分析后指出：印度洋次表层海温异常信号沿5°S、12°S、5°N纬度带上的西传是Rossby波的一种表现，而沿赤道纬度带的东传则是下沉Kevin波所致.Qian等^{[29, 31]}对热带印度洋的垂向最大温度异常（MSTA）进行分析，认为赤道外印度洋有向西传播的信号，且沿10°S向西传播的信号比沿10°N向西传播的信号清楚，而沿赤道印度洋MSTA传播的信号并不明显.蔡怡等^[37]却认为印度洋的SOTA信号是从赤道东印度洋出发，向赤道西北印度洋移动，和赤道中南印度洋组成一个逆时针回路.显然，学者们对印度洋中SOTA信号的传播通道存在较大分歧.此外，对两大洋次表层海温的传播和联系，尽管已有学者进行了研究^{[28, 31, 37]}，但在其传播通道的分析上也未形成统一认识.因此，下文将结合综合模的演化过程，重点探讨热带太平洋-印度洋TOTA的传播情况，以期对两大洋次表层海温的传播与联系有一个新的认识.

从联合模指数的时间序列上看到，1996-1998年经历了一次联合模正负相位相互转换的演变过程.那么，在这个过程中TOTA是如何变化和传播的呢？

通过分析赤道经度-深度剖面上TOTA的变化我们发现：在联合模由负转为正的过程中，赤道西太平洋地区正的TOTA非常明显地沿温跃层向东向上传播，并且强度逐渐增强；而赤道印度洋地区则主要表现为温跃层深度振荡引起的TOTA异号（图 8（a-c））.当正的TOTA到达赤道东太平洋时，赤道东印度洋区域也因温跃层的抬升使得TOTA由正转负，于是一次正指数事件爆发（图 8c）；随后，东太平洋和西印度洋正的TOTA进一步增强，而东印度洋和西太平洋区域负的TOTA也变得更加明显，到1997年深秋联合模达到最强（图 8d）.此后，西太平洋负的TOTA开始向东向上传播，而西太平洋区域正的TOTA则向东向下迅速扩展（图 8（e-g））.到1998年夏季，再次形成联合模正相位形态（图 8h）.对其他纬度带上进行的分析（图略）则表明：当赤道西太平洋有正的TOTA向东传播时，东太平洋有负的TOTA沿南北纬10°附近（主要沿10°N-14°N以及6°S-10°S）向西传播；同时，东印度洋有正的TOTA沿赤道外海域（主要沿8°S-12°S附近）向西传播.两大洋之间TOTA信号传播的这种联系与Qian^[31]等的研究结论较为一致，但本文对TOTA沿赤道印度洋的传播有更清晰的认识.

图 8

Fig. 8

图 8 一次PITM正位相过程中次表层异常海温的经度-深度剖面（单位：℃） （a）1996年12月；（b）-（d）依次为1997年3月，7月，11月；（e）-（h）依次为1998年2月，4月，6月，8月.图中空白区域为地形阻隔. Fig. 8 Longitude-time profile of subsurface temperature anomaly (℃) in one positive phase progress of PITM (a) Dec.1996, (b) Mar.1997, (c) Jul.1997, (d) Nov.1997, (e) Jan.1998, (f) Apr.1998, (g) Jun.1998, (h) Aug.1998.The blank area represent land.

那么，上面的分析结果究竟是一种特殊情况还是一种普遍现象和规律呢？通过分析1958 -2007年逐月的经度-深度剖面，我们发现：一般情况下，当有海温正距平从西太平洋沿赤道温跃层向东传播时，在赤道外南印度洋往往也会有海温正距平自东向西传播；但有时也会出现两大洋次表层独自变化的情况，总体而言相互联系的事件略多于相互独立事件（在50年中，有28次相互联系，25次相对独立）.

分析TOTA沿不同纬度带的经度-时间剖面，同样发现在联合模正负位相的演变过程中，TOTA均有上述的变化和传播规律.在太平洋，TOTA沿赤道的东传极其明显（图 9a），而沿10°N左右的西传（图 9b）比沿10°S附近的西传（图 9c）更清楚；在印度洋，沿10°S附近（8°S-12°S）的西传（图 9c）比沿10°N左右的西传（图 9b）更明显，而沿赤道的东传则主要集中在1.25°S-1.25°N的狭窄纬度带（图 9a）.这种特征在海平面高度异常的经度-时间剖面上也体现得十分明显（图 9（d-f））.这进一步说明，综合模正负位相的形成与发展和TOTA的这种变化和传播有着密切联系.

图 9

Fig. 9

图 9 TOTA（单位℃）沿（a）赤道1.25°S-1.25°N（b）10°N-12.5°N（c）12.5°S-10°S纬度带的经度-时间剖面；（d）、（e）、（f）为SSHA（单位：cm）沿对应纬度带的经度-时间剖面. Fig. 9 Longitude-time profile of TOTA (unit:℃) along (a)1.25°S-1.25°N (b)10°N-12.5°N (c)12.5°S-10°S; (d)-(f) sameas (a)-(c), butforSSHA (unit:cm)

进一步，我们对正指数事件的前一年11月，当年5、8、11月以及后一年5、8、11月的TOTA进行合成分析，其TOTA的水平形势演变如图 10所示.它可以更加清楚地揭示联合模演变过程中温跃层曲面上TOTA变化与传播的一般规律.在前一年秋季，TOTA还表现为弱的负指数形态（图 10a）；到正指数爆发当年3月，西太平洋正的TOTA加强，并开始沿赤道向东传播，而此时印度洋中也有正的TOTA从东印度洋沿赤道外海域向西传播（图 10b）.在正指数爆发当年春末夏初，太平洋的正TOTA已传到中东太平洋且强度继续增加，在10°N附近有负TOTA西传现象；而印度洋正的TOTA明显减弱，东印度洋开始出现负的TOTA，此时联合模指数恰好处于迅速上升阶段（图 10c）.随后（当年夏秋季节），西太平洋开始出现负的TOTA，中东太平洋正的TOTA则进一步加强东传，在10°N和10°S附近都有负TOTA明显西传；与此同时，东印度洋负的TOTA变得更加明显，而赤道中南印度洋正的TOTA也开始加强（图 10d）.到当年11月份，东印度洋和西太平洋的负TOTA、西印度洋和东太平洋的正TOTA都达到最强，并且东太平洋正TOTA已向北传播到10°N附近，此时联合模指数达到最大（图 10e）.随后，太平洋的正TOTA开始沿赤道外海域（8°N-14°N和6°S-10°S附近）向西传播，西太平洋的负TOTA开始沿赤道向东传播；而赤道中南印度洋的正TOTA则沿8°S-12°S附近继续向西传播（图 10f）.到了后一年春末夏初，正的TOTA已有部分沿10°N附近到达西太平洋，负的TOTA则沿赤道到达了中东太平洋，这个阶段印度洋的正负TOTA持续减弱；随后，更多的正TOTA到达西太平洋并向赤道扩展汇聚（图 10g）.到后一年秋末冬初，两大洋TOTA再次形成负指数模态.很显然这里存在着一种TOTA的循环演变过程，特别是在热带太平洋（图 10h）；而且这里的演变过程和图像都与李崇银等^[23-24]所指出的次表层海温异常（SOTA）的循环非常一致.

图 10

Fig. 10

图 10 正指数情况所合成TOTA的水平分布及演变（单位：℃） （a）前一年11月；（b）-（e）依次为当年3、5、8、11月；（f）-（h）依次为后一年5、8、11月. Fig. 10 Distribution and evolution of composite TOTA (unit:℃) (a) Nov.inprevious year; (b)-(e) Mar., May, Aug., Nov.in that year; (f)-(h) May, Aug., Nov. in the follow year of positive years.

对负指数情况的前一年、当年、后一年TOTA进行合成分析，其变化和传播情况十分类似，只是TOTA符号相反，合成的幅度和传播信号明显比正指数时要弱一些.

上述分析澄清了以往关于太平洋-印度洋SOTA信号传播通道的不确定性：一是南太平洋赤道外海域也有SOTA信号的向西传播通道，只是强度要比北太平洋弱一些，这与李崇银等^[6]和巢纪平等^[28]的研究结果较为一致，而不是像文献[32]和[35]所指出的那样在南太平洋不存在SODA的传播通道；并进一步明确了南、北太平洋SOTA信号传播通道的位置主要在6°S-10°S和8°N-14°N，表现出一定的南北不对称性.二是沿赤道印度洋的确有东传的SOTA信号，只是传播通道局限在一个较窄的范围（1.25°S-1.25°N）.这与Webster等^[8]和Rao等^[36]的观点较为接近，而不同于Qian等^{[29, 31]}的研究结论.对于SOTA信号沿赤道外印度洋的传播，我们的分析结果清晰地表明SOTA信号主要沿8°S-12°S向西传播，与Webster^[8]等和Qian等^[31]的分析较为一致，而与其他一些观点^{[29, 37]}有所不同.

在上一节中，我们提到在联合模演变过程中，热带太平洋-印度洋的TOTA存在一种正负相位交替变化的传播现象.从正指数合成和负指数合成TOTA沿赤道的经度-时间剖面（图 11），我们可以更清楚地看到TOTA正负相位相互转化的过程.前者（正指数合成情况）是正TOTA沿赤道从西太平洋向东太平洋传播和加强，同时负TOTA沿赤道从西印度洋向东印度洋传播和加强，最后形成PITM的正位相（图 11a）.后者（负指数合成情况）是负TOTA沿赤道从西太平洋向东太平洋传播和加强，同时正TOTA沿赤道从西印度洋向东印度洋传播和加强，最后形成PITM的负位相（图 11b）.从图 11我们还可以看到，赤道西太平洋的正（负）TOTA似乎是与赤道东印度洋的正（负）TOTA相衔接的，这进一步说明研究太平洋-印度洋温跃层海温异常联合模的意义和重要性.

图 11

Fig. 11

图 11 联合模正指数（a）和负指数（b）合成的TOTA沿赤道（1.25°S-1.25°N）的经度-时间剖面（单位：℃）图中空白区域为地形阻隔. Fig. 11 Longitude-time profile of composite TOTA (unit:℃) along the equator (1.25°S-1.25°N) (a) Positive PITM years; (b) Negative PITM years.The blank area represent land.

基于以上的分析，我们可以把联合模从最初的弱负（正）指数模态向正（负）指数模态发展，再由正（负）指数模态回复到弱（负）指数模态的过程称之为联合模的循环.这种联合模的循环与两大洋TOTA的变化和传播有密切联系.联合模的循环的大体特点可归纳如下：（1）在太平洋，TOTA从西太平洋沿赤道向东传播，到达太平洋东岸以后折向北，然后沿8°N-14°N西传，到达西太平洋后加强并向赤道扩展，形成一条闭合回路；南太平洋也存在类似的回路，但强度较弱，且位置在6°S-10°S左右.（2）在印度洋，TOTA则主要沿8°S-12°S向西传播，到达西岸后折向北，然后迅速沿赤道（1.25°S-1.25°N）向东扩展，形成一条闭合回路；北印度洋的这种传播信号则非常微弱.这可能是由于北印度洋宽度较小，海陆地形复杂，从而导致系统比较凌乱，移动路径不清晰.温跃层海温异常联合模的这种循环进一步揭示了太平洋和印度洋的紧密联系（通过印度尼西亚贯穿流及大气异常Walker环流的作用）.此外，从图 11上我们还发现，TOTA可以从赤道西印度洋开始向东传播并加强，一直到赤道东太平洋.这样的TOTA传播过程，也表明印度洋的TOTA对ENSO的生成有一定的影响.

许多研究^{[11, 16]}表明，大气环流（尤其是Walker环流）是赤道印度洋和太平洋海温之间相联系的主要原因之一.因而，联合模的正负变化必然在大气环流上有所体现.下面将对二者之间究竟有怎样一种对应关系进行分析.

前人在研究中已经指出，海面风场将通过热力、动力等作用直接影响表层和次表层的海温.我们利用NCEP/NCAR的表面风场再分析资料，分别对PITM强正指数和强负指数以及弱模态的前一年、当年、后一年各个季节的海面风场进行了合成.其结果表明，在正指数年的前一年冬季，赤道印度洋已经出现弱的东风异常，而赤道西太平洋广大区域则为明显的西风异常（图 12a），但此时联合模仍表现为弱负指数，直到当年春季才开始转为正指数，说明海面风场异常超前TOTA联合模3个月左右；到当年秋季，东、西风异常都达到最强（图 12b），联合模指数在此期间则快速增长；随后，东、西风异常逐渐减弱并在第二年夏季出现正负异常的转换，即赤道印度洋以西风异常为主，而赤道太平洋尤其是西太平洋区域则为显著的东风异常（图 12c），联合模也随即由正相位向负相位转变.对应负指数所合成的情况则几乎与正指数情况相反，但异常风的强度要比正指数时小（图略）.此外，对弱模态年份的合成分析可以看到在各个不同阶段，海面风异常的信号都十分微弱，没有构成明显系统性（图略），表明所对应的大气风场异常也非常弱.

图 12

Fig. 12

图 12 PITM正指数合成的海面风场异常 （a）前一年冬季；（b）当年秋季；（c）后一年夏季. Fig. 12 Composite sea surface wind for positive and negative of PITM, respectively (a) Winter of the previous year; (b) Autumn of that year; (c) Summer of the follow year of positive index years.

根据吴国雄和孟文^[16]以及巢纪平等^[28]的研究，印度洋、太平洋上空距平Walker环流的齿轮式耦合变化是联系两大洋海温异常的纽带.因而，我们猜测联合模的演变过程与这种异常Walker环流密切相关.那么，联合模的演变与Walker环流异常有着怎样的联系呢？

我们对赤道平均的异常纬向垂直环流进行合成.结果表明：在联合模正相位前一年秋季，赤道东印度洋和西太平洋有异常的上升运动，而西印度洋和中东太平洋则有异常下沉运动，说明两大洋上空的Walker环流加强（图 13a），此时联合模表现为弱的负指数模态；此后，Walker环流正异常减弱并逐渐转换为负异常（图略）；到了当年秋季，赤道西印度洋和中东太平洋上空有强烈的异常上升运动，而赤道东印度洋和西太平洋则有较强的异常下沉运动，Walker环流负异常达到最大（图 13b），促使联合模进入强盛期；进入后一年春季，这种异常的上升、下沉运动迅速减弱，并逐渐向反方向转变（图略）；到了后一年秋季，赤道印度洋再次为顺时针转动的异常Walker环流所控制，而赤道太平洋则为逆时针转动的异常Walker环流所控制（图 13c），此时联合模再次呈现出弱的负指数模态.

图 13

Fig. 13

图 13 联合模正指数合成的赤道（10°S-10°N）印度洋-太平洋异常Walker环流 （a）前一年秋季；（b）当年秋季；（c）后一年秋季. Fig. 13 Composite equatorial (10°S-10°N) Indo-Pacific anomaly Walker circulation (a) Winter of the previous year; (b) Autumn of that year; (c) Summer of the follow year of positive PITMy ears.

大量研究已表明ENSO和IOD的形成与异常纬向风密切相关，李崇银和穆明权^[23-24]早在1999年就指出赤道太平洋区域的西风异常是造成西太平次表层海温正（负）距平东传的重要原因，次表层海温异常的传播又与ENSO循环有着密切的相互作用；而Webster等^[8]和Qian等^{[29, 31]}的研究则表明印度洋海温异常的传播同样与纬向风异常密切相关.因而，在联合模演变过程中，两大洋上东、西风异常的变化和传播将是下面要分析研究的问题.

分别对联合模正、负指数位相的前一年、当年、后一年赤道纬向风距平进行合成（图 14），其结果表明：对于正指数情况，在前一年春季西印度洋地区出现异常西风，并向东传播；到前一年冬季异常西风到达东印度洋和西太平洋并继续东传，此时西印度洋开始出现东风距平并东传加强；到当年春季，几乎整个赤道印度洋850hPa都为东风距平控制，而此时西风异常已到达赤道中太平洋.随后，印度洋的东风距平进一步加强；而太平洋的西风异常则进一步加强东扩，到当年夏末东、西风异常均达到最大.此后，东、西风异常开始减弱，但仍然在继续东传.到后一年秋末冬初，东风异常已到达中东太平洋，西风异常则仅在东太平洋小范围区域出现，而此时印度洋大部分海域为西风异常所控制.对于负指数的情况，异常纬向风的传播则刚好相反，但远不及正指数时显著和系统.这些结果进一步说明，对应太平洋-印度洋温跃层海温异常联合模的循环，850hPa的纬向风异常也存在一种东、西风相位的循环，而且纬向风异常一般都从西印度洋沿赤道向东一直传播到东太平洋.将图 14和图 11进行对比，我们发现850hPa异常纬向风传播的相位一般超前联合模相位2~3个月左右.这在一定意义说明850hPa纬向风异常是导致联合模演变的重要因子.

图 14

Fig. 14

图 14 联合模正指数（a）和负指数（b）合成的风场距平经度-时间剖面（单位：℃） Fig. 14 Longitude-time profile of composite zonal wind anomaly (℃) (a) Positive PITM years; (b) Negative PITMy ears.

总结以上分析，可以得到如下结论：

（1）采用垂直梯度法计算海洋温跃层深度并在逐月的温跃层上展开分析，可以最大程度地反映温跃层海温异常（TOTA）的情况以及次表层海温的变化信息，也更为合理和科学.

（2）对1958-2007年逐月的热带太平洋-印度洋温跃层海温异常进行EOF分解和对1992-2011年逐周的海面高度异常进行EOF分解，其第一模态都显示出类似的特征，即当中西印度洋大部分海域与中东太平洋大部分海域偏暖（偏冷）时，东印度洋和西太平洋大部分海域则偏冷（偏暖），形如一个三极模态，这即是本文中所指的热带太平洋-印度洋温跃层海温异常联合模（PITM）.该联合模与ENSO和IOD都表现出很好的相关性，最大程度地反映了热带太平洋和印度洋次表层海温异常的共变特征.

（3）相关分析和显著性检验表明，本文所定义的联合模指数能很好地反映联合模的变化情况和特征.对该指数的小波分析表明联合模具有准两年和4年左右的显著年际变化周期，也存在12年左右的年代际变化周期，与观测事实相符.合成分析则显示：对应强正（负）模态，其爆发前一年为强度较弱的负（正）指数，在爆发当年1月（4月）出现正（负）指数，随后不断增强，最强出现在11月，之后逐渐减弱，正（负）指数一般持续到次年5月（6月）；对于弱模态情况，其前一年和当年一般都为很弱的负指数，到后一年转为很弱的正指数，弱模态的指数一般接近于零.

（4）联合模演变过程与TOTA信号的传播有着密切联系.当正的TOTA信号从赤道西太平洋和赤道东印度洋分别沿赤道太平洋和赤道外（8°S-12°S）印度洋到达赤道东太平洋和赤道西南印度洋时，联合模从负相位转变为正相位.随后，赤道东太平洋正的TOTA信号开始沿赤道外（10°N-14°N和6°S-10°S）太平洋向西传播，此时联合模逐渐减弱.当TOTA信号到达西太平洋后，迅速向赤道西太平洋传播汇聚，而西印度洋的TOTA信号则在西边界发生反射并迅速沿赤道向东扩展，赤道西太平洋和赤道东印度洋以及赤道东太平洋和赤道西南印度洋的TOTA符号再次发生反转，联合模也由正相位再次回到负相位，看上去如同完成了一个循环.

（5）联合模的循环演变与大气环流异常尤其是纬向垂直环流（Walker环流）异常密切相关.联合模的正（负）位相对应着印度洋上顺（逆）时针转动的Walker环流异常以及太平洋上逆（顺）时针转动的Walker环流异常.

（6）联合模演变过程中TOTA的传播发展与异常纬向风的传播发展有很好的相关.当异常西（东）风从赤道西印度洋传到赤道东太平洋时，就完成了一次联合模从负（正）相位转到正（负）相位的循环过程.

以上主要从资料分析结果阐述了热带太平洋-印度洋温跃层海温异常联合模（PITM）的演变过程及其与异常海温传播和大气环流异常变化的内在联系.上述结果是否能用海-气耦合模式给以成功模拟，是需要进一步考虑的问题.另外，大气环流异常及其传播是如何引起温跃层海温变化和传播的，温跃层海温异常又能否反过来对大气环流产生影响，也是需要我们深入探讨的问题.

感谢李佳讯博士对本文写作提供的一些帮助，感谢审稿专家对本文提供了很好的建议.