Межгодовая изменчивость теплозапаса верхнего слоя экваториальной зоны Индийского океана и индоокеанский диполь

Анализ результатов наблюдений и методы расчета гидрофизических

полей океана

УДК 551.465

А.Б. Полонский, Г. Мейерс, A.B. Торбинский

Межгодовая изменчивость теплозапаса верхнего слоя экваториальной зоны Индийского океана и индоокеанский диполь

Целью настоящей работы является изучение характеристик межгодовой изменчивости теплозапаса верхнего слоя экваториальной зоны Индийского океана по ХВТ-данным, полученным с 1983 по 2003 гг., для оценки роли различных физических факторов, определяющих про-странственно-временную структуру индоокеанского диполя в подповерхностном слое. Подтверждается значительное влияние интенсивных событий Эль-Ниньо на индоокеанский диполь. Эти события генерируют максимальные возмущения термической структуры верхнего слоя восточной части Индийского океана, которые затем распространяются на запад со скоростью от 3-4 до 8 см/с.

Введение. Индоокеанский диполь (ИД) представляет собой одну из основных мод, характеризующих межгодовую изменчивость крупномасштабного взаимодействия океана и атмосферы в экваториальной зоне Мирового океана. Диполь проявляется в виде противофазных межгодовых колебаний характеристик взаимодействия океана и атмосферы в западной и восточной частях экваториальной зоны Индийского океана. В качестве примера на рис. 1 приведены коэффициенты D\ - D$ вейвлет-разложения январских турбулентных потоков тепла, рассчитанные по данным реанализа NCEP за 1950 - 2001 гг. для центральной и восточной частей экваториальной зоны Индийского океана. Эти коэффициенты ярко демонстрируют противофазный характер изменчивости турбулентных потоков тепла в рассматриваемых районах на временных масштабах от нескольких до десяти лет. Индоокеан-ская изменчивость этого типа формирует существенную долю межгодовых флюктуаций климатических характеристик не только в прилегающих к Индийскому океану районах, но и в Атлантико-Европейском регионе [1-5]. Именно поэтому исследованию ИД уделяется в последние годы значительное внимание. В ряде работ [1,2] ИД рассматривается в качестве независимой моды экваториальной изменчивости Индийского океана. Другие авторы [3, 4, 6] считают, что ИД взаимосвязан с Эль-Ниньо - Южным колебанием (ЭНЮК), главным образом через индоокеанскую и тихоокеанскую экваториальные ячейки Уокера.

© А.Б. Полонский, Г. Мейерс, A.B. Торбинский, 2007 ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. жури., 2007, № 3

20

а 0

5

-20

20

а ♦ 0

¿0

50

♦ 0

18

* 0

¿0

50

О а 0

1 4

50

1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000

Годы а

1

0.5 0

0.5 -1

0.5

Я.5

^-функция

-ь

0.5

0

4.5

1

Wii

1

0.5 О

-0.5 -1

0.5

-0.5

-1

у/- функция

-ч

10 20 30 40 50 60 О

б

10 20 30 40 50 60

Р и с. 1. Коэффициенты - вейвлет-разложения январских турбулентных потоков тепла, рассчитанные по данным реанализа ЫСЕР за 1950 - 2001 гг., в центральной

В подповерхностном слое ИД проявляется в поле температуры [7]. Однако характеристики межгодовой изменчивости этого поля изучены гораздо хуже, чем изменчивость атмосферных параметров и температуры поверхности океана. Это обусловлено значительно меньшим объемом океанографических данных по сравнению с метеорологическими. Ясно вместе с тем, что изменчивость океанографических характеристик в подповерхностном слое экваториальной зоны Индийского океана решающим образом определяет пространственно-временные характеристики ИД. Это следует из некоторой аналогии между ИД и соответствующей по масштабу изменчивостью в Тихом океане (т.е. ЭНЮК). Действительно, и в том и в другом случае динамика океана в экваториальной зоне навязывает системе океан - атмосфера основной временной масштаб явления. Он зависит от скорости распространения аномалий верхнего слоя океана в зональном направлении. Из-за меньшего размера Индийского океана (по сравнению с Тихим) можно ожидать наличия во временной изменчивости ИД более интенсивных относительно высокочастотных флюктуаций, чем в характеристиках ЭНЮК. В некоторой степени это подтверждается опубликованными данными [3,4], а также рис. 1, из которого следует, что максимальная амплитуда межгодовых - десятилетних изменений турбулентных потоков тепла на поверхности приходится на наиболее высокочастотные компоненты (ср. Di и D2 с D3 и Z)4).

На протяжении последних 25 лет в Индийском океане выполняются регулярные ХВТ-наблюдения. Они проводятся в районах рекомендованных курсов коммерческих судов и позволяют надежно выделить межгодовые колебания температуры верхнего слоя океана на фоне более высокочастотной (сезонной, синоптической и мезомасштабной) изменчивости.

Целью настоящей работы является изучение характеристик межгодовой изменчивости теплозапаса верхнего слоя экваториально-тропической зоны Индийского океана по А7?Г-данным, полученным с 1983 по 2003 гг., для оценки роли различных физических факторов, определяющих пространственно-временную структуру ИД в подповерхностном слое.

Характеристика использованного материала. Методика обработки. В работе были проанализированы данные А7?7-зондирований, выполненных в Индийском океане в 1983 - 2003 гг. Причем использовались только те ХВТ-данные, которые охватывали большую часть года, что позволило отфильтровать сезонную изменчивость. К сожалению, это привело к уменьшению длины анализируемых рядов, так как до 1986 г. выполнено слишком мало зондирований. Максимальная глубина зондирований - 800 м. Основная часть анализируемых измерений выполнялась на двух разрезах (рис. 2). Оба разреза берут начало от юго-западной оконечности Австралии. Один из них пересекает весь Индийский океан в направлении с юго-востока на северо-запад до северо-восточной оконечности п-ова Сомали, другой простирается до западной оконечности о. Ява. На первом разрезе было выполнено 10625 зондирований, а на втором - 13100. Будем называть их разрезами № 1 и № 2 соответственно. ХВГ-данные, полученные на обоих разрезах в окрестности 7-15° ю.ш., привлекались для анализа фазовых сдвигов между изменчивостью термических характеристик верхнего слоя в различных частях экваториально-тропической зоны Индийского океана, ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. жури., 2007, № 3

а так^и^ят0^енки базовой

Морского гидрофизического института HAH Украины

17

скорости распространения возмущений в зональном направлении. Количество Л7?Г-зондирований, выполненных с 1986 по 2003 гг. на анализируемых разрезах и использованных для дальнейшего анализа, приведено в табл. 1, 2 и 3. Видно, что на восточном разрезе было выполнено большее количество зондирований. Здесь в среднем за год число зондирований чаще всего изменялось от одного до нескольких десятков, тогда как на западном - не превышало 15. Всего при анализе было использовано 13639 ЛЖГ-зондирований.

Р и с. 2. Географическое положение ЛТГЛразрезов п Индийском океане, выполненных в период с 1983 по 2003 гг.

По данным каждого конкретного зондирования вычислялась средняя температура (Гсред) верхнего 260-метрового слоя для каждого года, а далее по формуле д - рСрТсрсдИ - теплозапас этого слоя. Здесь И = 260 м, а

рСр = 1(г- кал)/(см3 -град)(р - плотность морской воды, Ср - удельная теплоемкость при постоянном давлении). Для выявления механизма формирования межгодовых аномалий теплозапаса проводилось сравнение скорости изменения геплозапаса сК^/сН с вариациями турбулентных потоков тепла Н + ЬЕ (Н - явный поток тепла, Ь - удельная теплота парообразования, Е - интенсивность испарения) на нижней границе атмосферы в западной, центральной и восточной частях экваториальной зоны Индийского океана. Для анализа влияния событий ЭНЮК на ИД привлекались также индексы ЮК. Сведения о ежемесячных потоках тепла заимствовались из данных реанализа Национального центра предсказания климата и Национального центра атмосферных исследований США (ЫСЕР/ИСАК) за временной промежуток с 1950 по 2001 гг. После чего они усреднялись по каждому году.

и

£ §

Uj

s

Оо •te,

Го £

О с

45

JC

NJ

О >1

Таблица!

Количество ЛЖГ-измерений на разрезе 22 - 6° ю.ш., 105° в.д. за 1986 - 2003 гг.

ю.ш.

Год 22-21 21-20 20- 19 19- 18 18-17 17-16 16-15 15-14 14-13 13-12 12-11 11-10 10-9 1 9-8 8-7 | 1,-.

1986 22 18 8 12 9 13 13 10 13 9 12 12 9 9 7 9

1987 38 36 15 19 17 18 20 16 14 16 22 18 15 20 6 5

1988 31 31 17 16 19 18 21 16 18 19 20 18 22 12 9 3

1989 31 29 16 16 15 15 20 15 12 17 11 16 14 9 4 1

1990 35 33 24 23 16 24 16 19 16 21 19 19 15 23 10 3

1991 32 27 33 21 18 17 17 22 17 17 21 15 21 17 12 14

1992 36 30 20 23 25 17 21 24 18 21 20 17 24 20 17 24

1993 42 44 26 30 25 25 23 27 25 25 25 28 20 27 18 26

1994 52 56 28 25 28 29 25 29 26 26 27 28 27 25 16 27

1995 81 78 54 44 43 50 41 44 46 47 47 34 51 51 24 44

1996 44 45 26 21 23 25 25 21 23 20 23 21 16 25 12 22

1997 52 47 29 27 25 23 28 27 27 28 25 28 23 26 15 30

1998 34 27 18 14 16 16 17 15 18 18 16 16 18 16 17 18

1999 45 39 28 23 26 25 27 22 20 23 21 24 25 25 17 25

2000 46 37 24 29 16 28 29 24 22 23 28 22 25 28 14 26

2001 42 34 19 23 18 18 14 14 21 21 14 18 14 15 8 7

2002 50 42 21 27 26 26 31 28 21 24 23 25 19 27 13 27

2003 19 16 19 21 15 18 22 23 22 17 13 25 22 17 4 19

Таблица2

Количество ХВГ-измерений на разрезе 6° ю.ш. -11° с.ш., 60° в.д. за 1986 - 2003 гг.

Год

6-4 4-3 3-2 2-1 1-0 0-1 1-2 2-3 3-4 4-5 5-6 6-7 7- 8 8-9 9-10 10-11

1986 7 7 4 6 6 4 6 6 6 7 6 5 7 3 7 2

1987 25 19 22 24 20 23 21 23 20 23 20 25 21 25 27 7

1988 18 16 17 19 19 18 17 17 17 14 15 12 17 15 14 6

1989 15 9 13 13 15 11 14 14 16 15 14 18 14 10 15 5

1990 12 10 11 6 13 12 1 13 7 13 9 12 9 10 8 10

1991 12 11 15 15 14 13 15 И 22 19 16 12 18 15 21 6

1992 19 16 11 9 18 16 И 16 17 14 19 10 13 12 12 8

1993 15 12 20 14 14 15 16 21 13 15 17 15 17 18 17 10

1994 11 10 10 13 10 14 14 9 11 10 9 И 15 13 12 12

1995 И И 11 12 12 13 12 13 12 12 14 15 12 12 18 16

1996 14 12 9 10 10 11 И 10 И 12 12 9 11 13 11 12

1997 14 12 7 14 15 14 14 12 14 13 13 10 15 13 14 9

1998 14 12 12 12 12 12 12 14 13 12 10 11 13 14 12 11

1999 5 6 5 6 6 5 4 6 7 7 3 8 7 5 7 4

2000 13 1 11 15 10 11 13 12 12 13 12 11 14 16 10 8

2001 12 И 15 14 12 11 14 15 13 11 16 13 15 12 11 10

2002 14 13 13 12 14 13 13 13 18 12 17 15 13 10 11 4

ТаблицаЗ

Количество Х2?Г-измерений за 1986 - 2003 гг.

Год 7-8 °ю.ш. 8 - 9°ю.ш. 10- 11 °ю.ш. 12- 13°ю.ш. 14- 15°ю.ш.

77°в.д. 105°в.д. 79°в.д. 105,5°в.д. 81°в.д. 106°в.д. 84°в.д. 106°в.д. 86°в.д. 108°в.д.

1986 13 14 2 9 6 12 6 9 4 10

1987 38 7 21 20 19 18 18 16 18 16

1988 33 15 9 12 10 18 16 19 12 16

1989 25 4 5 9 10 16 8 17 7 15

1990 21 10 6 23 7 19 6 21 7 19

1991 22 22 9 17 7 15 11 17 7 22

1992 31 36 4 20 8 17 И 21 11 24

1993 25 36 5 27 9 28 12 25 4 27

1994 23 35 9 25 5 28 9 26 6 29

1995 30 60 10 51 14 34 16 47 13 44

1996 17 28 12 25 7 21 13 20 7 21

1997 27 35 9 26 14 28 13 28 13 27

1998 31 18 8 16 9 16 10 18 12 15

1999 12 31 2 25 2 24 1 23 2 22

2000 21 32 11 28 9 22 И 23 6 24

2001 35 19 6 15 4 18 2 21 1 14

2002 27 39 4 27 5 25 1 24 2 28

2003 26 22 8 17 5 25 7 17 3 23

Для вейвлет-разложения использовался пакет МайаЪ (версия 6.5). Разложение производилось с применением материнского вейвлета Мейера (рис.1, б).

Результаты и их обсуждение. На рис. 3 представлен временной ход теп-лозапаса верхнего 260-метрового слоя для двух ХВТ-разрезов Индийского океана: с координатами 22 - 6° ю.ш., 105 - 110° в.д. и 6° ю.ш. - 11° с.ш., 52 -73° в.д. Типичная величина теплозапаса на восточном разрезе составляет 350 ккал/см2, а на западном - 330 ккал/см2. Причем на разрезе, ограниченном координатами 6° ю.ш. - 11° с.ш., 52 - 73° в.д., выделяется положительный тренд (около 2,5 ккал/см2 за 10 лет), что свидетельствует о медленном повышении температуры в рассматриваемом регионе Индийского океана. Вместе с тем на более восточном разрезе явно наблюдается резкое падение величины теплозапаса между 1994 и 1998 гг., достигающее почти 40 ккал/см2. Минимальная величина теплозапаса приходится на 1998 г. (около 313 ккал/см2), когда в Тихом океане наблюдалась зрелая фаза одного из наиболее интенсивных ЭН за весь период инструментальных наблюдений. При этом в центральной и западной частях экваториальной зоны Индийского океана наблюдаются небольшие положительные аномалии.

370 360

Сй

330 320 310

19&* 1986 1338 1990 1992 1994 1996 1998 2030 2002 2004

Р и с. 3. Межгодовая изменчивость теплозапаса на западном

Более наглядно влияние события ЭНЮК 1997 - 1998 гг. проявляется на графиках изменчивости теплозапаса в приэкваториальном районе Индийского океана (рис.4 - 6). Отметим, что из других событий ЭНЮК по временному ходу теплозапаса экваториальной зоны Индийского океана хорошо идентифицируются ЭНЮК 1986 - 1987 гг. и 1994 - 1995 гг. Другое событие ЭНЮК, наблюдавшееся между 1991 и 1994 гг. и характеризующееся невысокой ин-

тенсивностью, проявляется не так явно. Это лишь в некоторой степени подтверждает вывод авторов работы [7] о наличии значимой взаимосвязи ЭНЮК и ИД: только примерно в 35% всех событий ЭНЮК. Эти авторы отмечали, что наряду с индуцируемыми ЭНЮК вариациями гидрофизических полей в экваториальной зоне Индийского океана наблюдаются собственные квазипериодические изменения, обусловленные процессами в системе океан - атмосфера. Вместе с тем на взаимодействие ЭНЮК и ИД оказывает влияние тихоокеанская декадная осцилляция, модулирующая межгодовую изменчивость. В результате периоды, характеризующиеся значимой связью ЭНЮК с ИД, перемежаются с периодами, когда отмеченная связь не выделяется. Типичная продолжительность каждого из периодов составляет от 10 до 20 лет [8].

1985 1967 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2ШЭ 2Ю5

Р и с. 4. Изменения теплозапаса слоя 0 - 260 м на 7 - 8° ю.ш., 77° в.д.

Для анализа взаимосвязи поверхностных и подповерхностных процессов в экваториальной зоне Индийского океана обратимся к рис. 4, 5 и 6. На них приведены графики межгодовых изменений теплозапаса в центральной и восточной частях региона (соответственно на 7 - 8°ю.ш., 77°в.д. и на 7 -8°ю.ш. 105°в.д.), скорости его изменения, а также графики межгодовых вариаций турбулентных потоков тепла на поверхности океана и индекса ЮК. Видно, что изменения величины теплозапаса, вычисленные для 7 - 8°ю.ш. на 77°в.д., синфазны с изменениями индекса ЮК и противофазны для 7 - 8°ю.ш. на 105°в.д. На рис. 5 и 6 обнаруживается зависимость изменений теплозапаса от вариаций локальных турбулентных потоков тепла на поверхности океана. При усилении теплоотдачи (увеличении Я + LE) чаще всего происходит уменьшение теплозапаса верхнего слоя океана. Однако явно видно, что изменения теплозапаса не могут быть объяснены только изменениями потоков

тепла, так как первые не только существенно превышают последние по абсолютной величине, но в ряде случаев даже совпадают по знаку. Можно заключить, таким образом, что эти изменения в значительной степени обусловлены адвекцией тепла, связанной с динамикой экваториальной зоны Индийского океана.

Р и с. 5. Межгодовые изменения

Р и с. 6. Межгодовые изменения dQ/dí

Из рис. 4 видно, что сдвиг фаз между вариациями теплозапаса, наблюдаемыми в центральной и восточной частях региона, составляет примерно 2 года. Причем если считать, что аномалии теплозапаса распространяются с

востока на запад, и полагать, что межгодовая изменчивость теплозапаса определяется главным образом адвекцией тепла Южным Пассатным течением, то можно заключить, что скорость распространения возмущения в зональном направлении составляет около 4 см/с. Более точную оценку фазовой скорости можно получить, анализируя взаимные спектры изменений теплозапаса в центральной и восточной частях региона. Эта оценка в среднем для всего периода наблюдений получилась равной около 2,7 года. Таким образом, более точная оценка скорости распространения возмущения в зональном направлении составляет 3 см/с. Это в целом согласуется с оценками скорости переноса термических аномалий верхнего слоя экваториальной зоны Индийского океана, полученными по спутниковым данным (см., например, [9]). С удалением от экватора фазовая скорость распространения возмущений в зональном направлении вначале резко возрастает до 7,7 см/с на 8 - 9°ю.ш., а затем монотонно убывает до 3,5 см/с на 14 - 15°ю.ш. (рис. 7). Эти оценки получены по сдвигу фаз между изменениями теплозапаса на двух разрезах для ЭН 1997 - 1998 гг.

14я ю.ш.

Р и с. 7. Изменение фазовой скорости распространения возмущений в зональном направлении, оцененной по изменению теплозапаса на разрезах вдоль кругов широты в период ЭН 1997- 1998 гг.

Таким образом, распространение выделенного сигнала в зональном направлении с востока на запад в окрестности 7-8° ю.ш связано не столько с генерацией экваториально захваченных волн в период событий ЭН, сколько с аномальным переносом тепла зональными экваториальными течениями. Действительно, экваториально захваченные волны Россби характеризуются значительно (на порядок) большими фазовыми скоростями, чем волны Россби в субтропиках и средних широтах. Они достигают десятков сантиметров в се-

кунду. Однако, учитывая наличие в экваториальной зоне струйных зональных течений с большими скоростями, направленных на запад в поверхностном слое (в рассматриваемой области широт это прежде всего Южное Пассатное течение) и на восток в подповерхностном слое (Экваториальное противотечение - течение Тареева), волны Россби, а также волны Янаи (смешанные Россби-гравитационные волны) часто разрушаются в критических слоях. Здесь фазовая скорость планетарных волн совпадает со скоростью среднего течения и волновая энергия поглощается последним. Экваториальные волны Кельвина значительно более быстрые. Их фазовые скорости направлены на восток и достигают для первых мод 10-15 м/с, что существенно больше скорости средних течений. Поэтому волны Кельвина должны наблюдаться по экспериментальным данным практически без изменений. Причем во многих работах показано, что их роль в экваториальной динамике, и в частности в развитии событий Эль-Ниньо, очень велика [3, 4, 6, 10]. Однако по анализируемым изменениям теплозапаса распространение сигнала с запада на восток с такой скоростью обнаружить практически невозможно. Это обусловлено недостаточным временным разрешением анализируемых данный для выделения быстрых волн Кельвина. При дискретности временных рядов 1 год и типичной скорости волн Кельвина изменения теплозапаса в двух анализируемых точках в экваториальной зоне (на 7 - 8°ю.ш.), разделенных расстоянием около 2600 км, должны проявляться как синфазные колебания, если они действительно вызваны волнами Кельвина.

Заключение. Подтверждается влияние ЭНЮК на индоокеанский диполь в восточной, центральной и западной частях экваториальной зоны Индийского океана. В частности, это проявилось в резком уменьшении теплозапаса (до 313 ккал/см2) верхнего 260-метрового слоя в восточной части региона, приходящемся на 1998 г. - год ЭН. При этом в западной части экваториальной зоны наблюдались положительные термические аномалии. Теплозапас изменяется в одной фазе с изменением индекса ЮК (с точностью до года) в западной части экваториальной зоны Индийского океана и в противофазе - в восточной части этой зоны.

Наблюдается зависимость изменений теплозапаса от локального теплообмена. Однако аномалии турбулентных потоков тепла не могут объяснить межгодовую изменчивость теплозапаса, которая в значительной степени определяется адвекцией. Скорость адвективного переноса аномалий теплозапаса в зональном направлении (с востока на запад), оцененная по сдвигу фаз (1<2Ш между центральным и западным районами экваториально-тропической зоны Индийского океана, изменяется от 3-4 до 8 см/с. Это много меньше скорости экваториально захваченных волн Россби и Янаи. Вместе с тем полученная оценка согласуется с оценками скорости переноса термических аномалий верхнего слоя экваториальной зоны Индийского океана Южным Пассатным течением, что свидетельствует о неволновом характере переноса аномалий и о вероятном поглощении волновой энергии планетарных волн в критическом слое, формирующемся между Южным Пассатным течением и Экваториальным противотечением (течением Тареева).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Rao S.A., Behera S.K. Subsurface influence on SST in the tropical Indian Ocean: structure and interannual variability // Dyn. Atmos. Ocean. - 2005. - №39. - P. 103 - 135.

2. Saji N.H., Goswami B.N., P.N. Vinayachandran et al. A dipole mode in the tropical Indian Ocean // Nature. - 1999. - 401. - P. 360 - 363.

3. Ashok K., Guan Z., Yamagata T. A look at the relationship between the ENSO and the Indian Ocean Dipole // J. Met. Soc. Japan. - 2003. - 81, №1. - P. 41 - 56.

4. Behera S.K., Yamagata T. Influence of the Indian Ocean dipole on the Southern Oscillation // Ibid. - 2003. - 81, № 1. - P. 169 - 177.

5. Bader J., Latif M. North Atlantic Oscillation response to anomalous Indian Ocean SST in a Coupled GCM // J. Climate. - 2005.- 18, № 24. - P. 5382 - 5389.

6. Tourre Y.M., White W.B. Evolution of the ENSO signal over the Indo-Pacific domain // J. Phys. Oceanogr. - 1997. - 27. - P. 683 - 696.

7. Yamagata Т., Behera S.K., Rao S.A. et al. Comments on «Dipoles, temperature gradient, and tropical climate anomalies» // Bull. Amer. Met. Soc. - 2003. - № 84. - P. 1418 - 1422.

8. Murtugudde R., McCreary J.P. Effect of preconditioning on extreme climate events in the Tropical Indian Ocean // J. Climate. - 2005. -J8, № 17. - P. 3450 - 3469.

9. Climate Diagnostic Bulletin // US Department of Commerce, 1997 - 1999.

10. Thong A., Hendon H.H., Alves O. Indian Ocean variability and its association with ENSO in a Global Coupled Model // J. Climate. - 2005.- 18, № 17. - P. 3634 - 3649.

Морской гидрофизический институт HAH Украины, Материал поступил

Севастополь в редакцию 13.01.06

Департамент океанографии CSIRO, После доработки 25.01.06 г. Хобарт, Австралия

ABSTRACT The objective of the paper is to study the characteristics of inter-annual variability of heat content of the upper layer of the Indian Ocean equatorial zone based on XBT data obtained in 1983 - 2003 for estimating the role of various physical factors determining the spatial-temporal structure of the Indian Ocean Dipole in the sub-surface layer. Significant influence of the El Nino intensive events upon the Indian Ocean Dipole is confirmed. These events generate maximum disturbances of the upper layer thermal structure of the eastern Indian Ocean which then propagate westward with the speed from 3-4 to 8 cm/sec.