王 毅 崔鳳娟

(1.中國海洋大學(xué)海洋環(huán)境學(xué)院 青島 266100; 2. 美國國家大氣暨海洋總署 太平洋海洋環(huán)境實(shí)驗(yàn)室 西雅圖 98115)

在 21世紀(jì)之前, 人們認(rèn)為印度洋對氣候變化的貢獻(xiàn)主要在于其對季風(fēng)的影響: 由于面積小、北半球緊靠陸地邊界等特征, 印度洋相比于太平洋與大西洋, 對氣候的影響并不顯著。這種觀點(diǎn)在最近得到了改變, 尤其是1997年以來, 越來越多的證據(jù)證明, 印度洋海表面溫度(SST)與環(huán)流特征不僅在印度洋周邊區(qū)域, 甚至在全球的氣候變化中, 都起著至關(guān)重要的作用(Nagura et al, 2008; McPhaden et al, 2009; Schott et al, 2009)。

由于特殊的地理位置與條件, 加之季風(fēng)的影響,熱帶印度洋的大氣、海洋環(huán)流特征與太平洋、大西洋大不相同(Hsiung et al, 1987; Saji et al, 1999; Webster et al, 1999; Schott et al, 2009)。而印度洋的大規(guī)模海洋觀測興起于21世紀(jì)初(McPhaden et al, 2009), 較另外兩大洋晚10余年。因此對熱帶印度洋環(huán)流特征的現(xiàn)有研究仍不夠完善。另外, 國內(nèi)外對印度洋的研究多致力于分析異常海氣相互作用現(xiàn)象如印度洋偶極子(IOD)、Madden-Julian濤動(MJO)或厄爾尼諾-南方濤動(ENSO)發(fā)生時, 印度洋海洋異?，F(xiàn)象的特征和機(jī)制, 對赤道印度洋環(huán)流氣候態(tài)的季節(jié)變化及動力機(jī)制的研究較為匱乏(Saji et al, 1999; 李崇銀等,2001; Vialard et al, 2008; Gnanaseelan et al, 2012; 王晶等, 2013)。由于資料的缺乏, 大部分已有的工作都采用少量實(shí)測資料矯正數(shù)值模式, 設(shè)計數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)進(jìn)行分析的研究方法, 所得到的結(jié)論相對缺少觀測上的證據(jù)支持(Nagura et al, 2008; McPhaden et al,2009; Schott et al, 2009)。

非洲-亞洲-大洋洲季風(fēng)系統(tǒng)分析與預(yù)測研究錨定觀測陣列項(xiàng)目(Research Moored Array for African-Asian-Australian Monsoon Analysis and Prediction,RAMA)于2008年8月起在赤道中印度洋在0°, 80.5°E布設(shè)了錨系A(chǔ)DCP, 對200米以淺的上層海洋進(jìn)行海流觀測(McPhaden et al, 2009)。本文分析處理了長達(dá)4年的RAMA實(shí)測海流數(shù)據(jù), 對赤道中印度洋上層海流的季節(jié)變化特征進(jìn)行了初步的探討。

1 資料處理

本研究所采用的水平海流數(shù)據(jù)來自位于 0°,80.5°E的錨系A(chǔ)DCP。儀器被固定于水深300—400m的浮體上, 通過向上發(fā)射聲波信號測量海水流速。錨系儀器布放與收回時間間隔6個月至兩年不等。海流數(shù)據(jù)時間序列基本覆蓋了2008年8月至2012年8月。由于布放期間儀器故障或者儀器布放失敗等原因,存在缺測數(shù)據(jù)。

采集流速數(shù)據(jù)的儀器是 RDI出產(chǎn)的 75kHz Longranger ADCP。儀器測量間隔為90s, 將40次測量數(shù)據(jù)整體進(jìn)行平均得到的逐小時水平流速作為原始數(shù)據(jù)保存。原始數(shù)據(jù)垂向分辨率為 8m。水平海流對應(yīng)的深度數(shù)據(jù)在記錄中表現(xiàn)為與 ADCP傳感器所在位置的相對深度, 而ADCP傳感器深度由一個壓力傳感器和 ADCP所在浮體上的壓力傳感器共同測量獲得。結(jié)合 CTD歷史資料, 原始數(shù)據(jù)被插值到分辨率為5米的垂向標(biāo)準(zhǔn)層上, 以供進(jìn)一步研究。儀器布放的時間序列與傳感器深度見表1。

表1 錨系A(chǔ)DCP布放與回收信息Tab.1 Specifications of deployment and retrieval of ADCP mooring

接近表層的流速數(shù)據(jù)受到聲波在海氣界面反向散射的嚴(yán)重影響。因此, 接近海表的上20—40m數(shù)據(jù)測量結(jié)果可信度極低, 不可采信。采用深層數(shù)據(jù)外插插值來填補(bǔ)上層數(shù)據(jù)的空缺時, 為評估不同的插值方法效果, 本研究同時用到位于0°, 80.5°E處表層錨系固定的Sontek表層 ATLAS與 ADCP所做的 10m深處海流記錄。RDI錨系 ADCP布放時目標(biāo)深度為300m, 但實(shí)際操作中, 真實(shí)傳感器所在深度為 299—316m不等, 因此200m以深流速時間序列就存在更多的缺測以及接近儀器盲區(qū)產(chǎn)生的不可信數(shù)據(jù)。本文通過外插插值方法填補(bǔ) 30m以淺流速數(shù)據(jù), 并使用Sontek海流記錄在10米深度上流速數(shù)據(jù)進(jìn)行矯正。通過相鄰位置上其他 ADCP數(shù)據(jù)線性插值的方法填補(bǔ)時間序列中缺測數(shù)據(jù), 并采用線性正交回歸分析方法進(jìn)行評估。圖1給出了通過插值方法得到的流速估計值與實(shí)測流速的對比。超過0.8的相關(guān)系數(shù)與接近1的回歸曲線斜率, 證明填補(bǔ)后缺測時間估計流速數(shù)據(jù)很好地再現(xiàn)了真實(shí)流速。圖2給出了經(jīng)過質(zhì)量控制后0°, 80.5°E處的流速時間序列。

圖1 真實(shí)流速數(shù)據(jù)與填補(bǔ)缺測流速數(shù)據(jù)對比圖Fig.1 The comparison between actual velocity and estimated velocity

2 赤道中印度洋上層環(huán)流結(jié)構(gòu)

2.1 緯向流結(jié)構(gòu)

圖3a給出了2008年8月至2012年8月4年平均的緯向流在0°, 80.5°E的剖面圖。200m以淺, 平均流向向東。表層不超過0.2m/s的流速, 遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于赤道太平洋與赤道印度洋年平均狀態(tài)下南赤道流(SEC)。這是因?yàn)槌嗟烙《妊鬀]有穩(wěn)定常年存在的緯向風(fēng)。多年平均狀態(tài)下, 赤道潛流在赤道中印度洋不存在, 印證了 McPhaden(1982)的結(jié)論。多年平均的緯向流結(jié)構(gòu)與赤道上層年平均狀態(tài)下的西風(fēng)相符。資料分析所得到的結(jié)論基本都與現(xiàn)有研究結(jié)果一致, 為赤道中印度洋上層平均緯向流的研究提供了觀測上的支持(Schott et al, 2009)。

圖2 錨系A(chǔ)DCP海流數(shù)據(jù)在0°, 80.5°E.時間序列Fig.2 The time series of the ADCP data at 0°, 80.5°E

圖3 0°, 80.5°E平均海流剖面圖Fig.3 Annual mean profiles of the current at 80.5°E section

2.2 經(jīng)向流結(jié)構(gòu)

圖 3b展示了 0°, 80.5°E從 2008年 8月至 2012年8月4年平均經(jīng)向流的剖面圖。從圖中可以看出經(jīng)向流平均過程產(chǎn)生的標(biāo)準(zhǔn)誤差小于緯向流。這是因?yàn)楸M管進(jìn)行平均的數(shù)據(jù)由于顯著強(qiáng)烈的季節(jié)變化能產(chǎn)生很大的方差, 但相比緯向流速, 經(jīng)向流速有較高的自由度, 因此標(biāo)準(zhǔn)誤差很小, 一定程度上證明了平均結(jié)果基本可信。經(jīng)向流表層的北向分量與次表層南向分量證明了在平均狀態(tài)下赤道上存在一個上層翻轉(zhuǎn)環(huán)流(Equatorial Roll)結(jié)構(gòu)。北向海流存在于40m水深以淺, 最大流速在表層為 0.04m/s, 而次表層南向流流速在60—70m深度達(dá)到峰值, 也為0.04m/s左右。年平均狀態(tài)下的負(fù)風(fēng)應(yīng)力旋度, 在赤道地區(qū)向上層海洋輸入負(fù)的位勢渦度。由于低緯度β效應(yīng)強(qiáng), 海水產(chǎn)生南向的Sverdrup輸運(yùn), 以保證自身的渦度守恒。同時海表經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力為北向, 年平均狀態(tài)下在海表驅(qū)動起淺層的北向流(Schott et al, 2002; Miyama et al,2003; Schott et al, 2004; Horii et al, 2011)。前人指出,表層北向流由于其范圍小, 且深度上幾乎完全位于混合層內(nèi), 因此對上層海水熱收支以及氣候變化不會產(chǎn)生多大的影響(Schott et al, 2004)。

圖4 0°, 80.5°E氣候態(tài)平均的緯向流速(m/s)Fig.4 Climatological annual variation of zonal velocities at 0°, 80.5°E

3 赤道中印度洋上層環(huán)流季節(jié)變化特征

圖5 上150m層沿經(jīng)向單位寬度流量變化Fig.5 Zonal transport per unit length along meridional direction in the upper 150m

3.1 緯向流季節(jié)變化特征

圖4展示了0°, 80.5°E氣候態(tài)平均緯向流的年變化。表層半年周期的信號與次表層年周期信號控制了赤道中印度洋緯向流季節(jié)變化。在每年 4—5月份和10—11月份的季風(fēng)轉(zhuǎn)換季節(jié), 伴隨赤道上短暫的西風(fēng)暴發(fā), 赤道中印度洋上層出現(xiàn)東向的射流 Wyrtki Jets(WJs)(Wyrtki, 1973)。北半球春季表層流速約為0.4m/s, 秋季約為0.7m/s。可以看出北半球秋季的WJs其流速以及持續(xù)時間都遠(yuǎn)超過春季, 這與 WJs春季較弱而冬季較強(qiáng)的觀點(diǎn)相符合(Qiu et al, 2009)。

本文首次從觀測角度發(fā)現(xiàn)并證實(shí)了次表層流速顯著的年周期變化特征。3—4月份在100m深度左右出現(xiàn)東向流峰值, 流速達(dá)到 0.4m/s, 與北半球春季表層 WJs在時間上有所重疊。因此盡管 4月份的表層流速幾乎是11月份的一半, 對150m以淺的緯向流流速進(jìn)行積分得到的單位寬度流量將卻與 10—11月份相差不大(圖5)。北半球秋季西風(fēng)暴發(fā)強(qiáng)度大于春季,而WJs在秋季幾乎無法達(dá)到100m深度, 因此可以認(rèn)為3—4月份次表層?xùn)|向流并非與WJs一樣由風(fēng)應(yīng)力直接驅(qū)動。初步推斷可能WJs在11月份西風(fēng)消退后以開爾文波的形式向東傳播, 在東邊界反射生成西傳的羅斯貝波, 從而影響了 3月份赤道中印度洋次表層緯向流速。但其詳細(xì)的動力機(jī)制還有待進(jìn)一步研究。

3.2 經(jīng)向流季節(jié)變化特征

圖6給出氣候態(tài)平均經(jīng)向流在0°, 80.5°E處的季節(jié)變化。經(jīng)向流基本出現(xiàn)在 100m以淺的上層海洋,季節(jié)變化明顯。北半球的夏季幾乎全場流速向南, 冬季向北。由于在北半球的冬季和夏季赤道中印度洋區(qū)域風(fēng)應(yīng)力經(jīng)向分量都與海洋上層體積輸運(yùn)方向相反,因此表層會間歇性出現(xiàn)與次表層反向的海流, 形成赤道上層翻轉(zhuǎn)流的經(jīng)向流結(jié)構(gòu)。即使表層冬季反向海流很少出現(xiàn), 由于同樣的原因, 垂向上最大流速也常常不在表層。表層附近與混合層底附近由于垂向上經(jīng)向流梯度方向相反, 經(jīng)向流流核一般出現(xiàn)在20—80m之間的次表層。

北半球夏季經(jīng)向流表現(xiàn)出與多年平均經(jīng)向流相同的垂向結(jié)構(gòu), 冬季與之相反。積分100m以淺經(jīng)向流速, 可以得到緯向單位寬度上的質(zhì)量輸運(yùn)。采用Tropflux海表面風(fēng)應(yīng)力數(shù)據(jù), 可以計算得到風(fēng)應(yīng)力旋度。圖7展示出二者顯著相關(guān)。北半球的夏季季風(fēng)在赤道以北呈西風(fēng)分量, 赤道以南呈東風(fēng)分量, 海表面風(fēng)應(yīng)力旋度向海洋輸入負(fù)渦度, 帶來南向 Sverdrup輸運(yùn); 冬季季風(fēng)反向, 風(fēng)應(yīng)力向海洋輸入正渦度, 產(chǎn)生北向Sverdrup輸運(yùn)。由于印度洋中夏季季風(fēng)強(qiáng)于冬季季風(fēng), 因此夏季季風(fēng)主導(dǎo)了多年平均的上層經(jīng)向輸運(yùn)。

圖6 0°, 80.5°E氣候態(tài)平均的經(jīng)向流速Fig.6 Climatological annual variation of meridional velocities at 0°, 80.5°E

圖7 0°, 80.5°E上100m層沿緯向單位寬度經(jīng)向質(zhì)量輸運(yùn)與Tropflux風(fēng)應(yīng)力驅(qū)動Sverdrup輸運(yùn)Fig.7 Meridional mass transport per unit length along zonal direction and the Sverdrup transport computed from Tropflux wind stress at 0°, 80.5°E

4 討論與結(jié)論

本文分析了長達(dá)4年的ADCP實(shí)測海流資料, 展示了赤道中印度洋上層環(huán)流結(jié)構(gòu)與多年平均的季節(jié)變化特征。

根據(jù)數(shù)據(jù)分析結(jié)果, 赤道中印度洋緯向流受西風(fēng)直接驅(qū)動的影響, 多年平均狀態(tài)下從表層 0.2m/s流速開始隨深度增加而逐漸減弱。150m深度以深, 平均緯向流基本減弱為0。氣候態(tài)平均的緯向流季節(jié)變化在表層被半年周期的東向射流 WJs所主導(dǎo), 季節(jié)鎖相發(fā)生在北半球春季和秋季。秋季 WJs強(qiáng)度和范圍都超過春季的結(jié)論在本文中得到更進(jìn)一步的實(shí)測資料支持(Qiu et al, 2009)。次表層100m左右深度, 緯向流半年周期信號減弱, 年周期信號加強(qiáng)。每年3—4月在赤道中印度洋出現(xiàn)次表層?xùn)|向流, 峰值流速與春季W(wǎng)Js相當(dāng), 達(dá)到0.4m/s。次表層流速與春季W(wǎng)Js在4月份互相疊加, 使得上層150m以淺緯向流量在北半球春季與秋季大小接近。赤道中印度洋春季次表層的東向流首次在觀測數(shù)據(jù)中給予詳細(xì)的展示, 可以初步該次表層流并非由海表面緯向風(fēng)應(yīng)力直接驅(qū)動產(chǎn)生。其動力機(jī)制有待進(jìn)一步研究。

經(jīng)向流速數(shù)據(jù)的分析結(jié)果顯示, 多年平均的經(jīng)向流在赤道上存在表層向北次表層向南的上層翻轉(zhuǎn)環(huán)流, 次表層流核位于 60—80m深度。經(jīng)向流年周期變化顯著, 夏季在赤道中印度洋上層出現(xiàn)南向輸運(yùn), 而冬季則方向相反。由前人的結(jié)論可知, 赤道印度洋關(guān)于赤道近似反對稱的風(fēng)場產(chǎn)生強(qiáng)風(fēng)應(yīng)力旋度的同時幾乎不產(chǎn)生壓強(qiáng)梯度力。由此出發(fā), 經(jīng)向流流速幾乎完全由 Ekman流速提供(Miyama et al,2003)。在無限接近于赤道的緯度, 因?yàn)榫曄蝻L(fēng)應(yīng)力數(shù)量級遠(yuǎn)大于經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力, 且風(fēng)應(yīng)力隨緯度變化趨勢與科氏參數(shù) f幾乎一致, 所以緯向風(fēng)應(yīng)力除以科氏參數(shù)得到的 Ekman流基本等于風(fēng)應(yīng)力旋度除以 f沿 y方向上的導(dǎo)數(shù) β, 即 Ekman流的形式等同于Sverdrup流動。資料分析所展示的經(jīng)向海流與質(zhì)量輸運(yùn) 和通過風(fēng)應(yīng)力旋度計算得到的 Sverdrup輸運(yùn)結(jié)果一致。證明了這一理論在赤道中印度洋上層主導(dǎo)了經(jīng)向流的動力機(jī)制。

本文所揭示的赤道印度洋上層海流結(jié)構(gòu)與季節(jié)變化, 為印度洋赤道季風(fēng)環(huán)流理論的研究提供實(shí)測資料的支持, 并可以為數(shù)值模式的矯正提供幫助, 為研究上層環(huán)流季節(jié)季節(jié)變化動力機(jī)制以及異常海氣相互作用發(fā)生時赤道中印度洋海流奠定基礎(chǔ)。

致謝美國國家海洋與大氣總署(NOAA)太平洋海洋環(huán)境實(shí)驗(yàn)室(PMEL)為本文提供ADCP資料, PMEL的Michael James McPhaden教授在本文的完成過程中給予熱情指導(dǎo)與幫助, 在此一并致謝。

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