馬天, 齊義泉, 程旭華

赤道東印度洋和孟加拉灣障礙層厚度的季節(jié)內(nèi)和準半年變化

馬天1, 2, 齊義泉3, 程旭華3

1. 熱帶海洋環(huán)境國家重點實驗室(中國科學院南海海洋研究所), 廣東 廣州 510301; 2. 中國科學院大學, 北京 100049;3. 河海大學海洋學院, 江蘇 南京 210098

利用2002—2015年ARGO網(wǎng)格化的溫度、鹽度數(shù)據(jù), 結(jié)合衛(wèi)星資料揭示了赤道東印度洋和孟加拉灣障礙層厚度的季節(jié)內(nèi)和準半年變化特征, 探討了其變化機制。結(jié)果表明, 障礙層厚度變化的兩個高值區(qū)域出現(xiàn)在赤道東印度洋和孟加拉灣北部。在赤道區(qū)域, 障礙層同時受到等溫層和混合層變化的影響, 5—7月和11—1月受西風驅(qū)動, Wyrtki急流攜帶阿拉伯海的高鹽水與表層的淡水形成鹽度層結(jié), 同時西風驅(qū)動的下沉Kelvin波加深了等溫層, 混合層與等溫層分離, 障礙層形成。在灣內(nèi), 充沛的降雨和徑流帶來的大量淡水產(chǎn)生很強的鹽度層結(jié), 混合層全年都非常淺, 障礙層季節(jié)內(nèi)變化和準半年變化主要受等溫層深度變化的影響。上述兩個區(qū)域障礙層變化存在關(guān)聯(lián), 季節(jié)內(nèi)和準半年周期的赤道緯向風驅(qū)動的波動過程是它們存在聯(lián)系的根本原因。赤道東印度洋地區(qū)的西風(東風)強迫出向東傳的下沉(上升)的Kelvin波, 在蘇門答臘島西岸轉(zhuǎn)變?yōu)檠匕禟elvin波向北傳到孟加拉灣的東邊界和北邊界, 并且在緬甸的伊洛瓦底江三角洲頂部(95°E, 16°N)激發(fā)出向西的Rossby波, 造成灣內(nèi)等溫層深度的正(負)異常, 波動傳播的速度決定了灣內(nèi)的變化過程滯后于赤道區(qū)域1~2個月。

障礙層; 季節(jié)內(nèi)變化; 準半年變化; 孟加拉灣; 赤道東印度洋

在海洋上層, 通常存在風攪拌和熱對流等過程, 這些過程將會引起海水垂向混合, 形成混合層和等溫層。障礙層是指介于混合層底到等溫層底之間的水層。在這層水中, 溫度趨近于不變, 密度隨深度而迅速增加。障礙層在垂向熱量交換中起到了“熱障”作用, 減弱了混合層內(nèi)夾卷的冷卻效應, 使混合層和溫躍層之間無法進行有效的熱量交換, 將更多的能量束縛在混合層內(nèi)(Godfrey et al, 1989; Lukas et al, 1991)。

孟加拉灣位于南亞季風區(qū), 夏季盛行西南風, 冬季盛行東北風, 同時受到印度低壓和赤道低壓的影響。孟加拉灣有大量的徑流和豐富的降雨帶來的淡水, 灣東部以及北部沿岸的雅魯藏布江(Brahmaputra)、恒河(Ganges)以及伊洛瓦底江(Irrawady)是流入孟加拉灣的主要徑流, 它們的年均徑流量依次為510km3、410km3和375km3(Varkey et al, 1996)。降雨和徑流注入的大量淡水使得孟加拉灣表層鹽度層化加強, 給障礙層的形成提供了必要的條件(Vinayachandran et al, 2002)。孟加拉灣是印度洋–太平洋暖池的重要組成部分, 受到多尺度海洋–大氣相互作用過程的共同影響, 是亞洲夏季風最早建立的海區(qū), 其春季海表面溫度異常在夏季風爆發(fā)和演變過程中有重要的作用(李奎平等, 2013)。季風變化與我國的氣候變化, 如南海季風異常、云南降水異常和江南地區(qū)的汛期異常等密切相關(guān)(晏紅明等, 2004; Ding et al, 2012; Huang et al, 2012)。障礙層對海洋上層熱力結(jié)構(gòu)有著重要影響, 因此, 研究孟加拉灣障礙層的變化有利于加深對季風爆發(fā)過程的認識, 為我國短期氣候預報提供參考。

近十多年來, 國內(nèi)外科學家對孟加拉灣和赤道東印度洋的障礙層變化開展了一系列的研究工作。Masson等(2002)等利用航次資料和模式資料發(fā)現(xiàn)蘇門答臘島以西有障礙層存在, 最大值出現(xiàn)在11月, 厚度超過40m, 并向西延伸1500km。Wyrtki (1973)急流攜帶赤道西印度洋次表層高鹽水向東輸送, 同時加深了等溫層, 鹽度高值區(qū)出現(xiàn)在次表層。與此同時, 在赤道以南向北的表層流攜帶著降水導致的低鹽水在(0°N, 90°E)附近與次表層的高鹽水形成鹽度層結(jié), 混合層變淺, 從而形成障礙層。Vinayachandran等(2002)等評估了河流沖淡水在障礙層形成過程中的貢獻, 并且指出風生環(huán)流決定淡水平流的路徑, 成為控制障礙層出現(xiàn)位置的關(guān)鍵因素。Thadathil等(2007)利用地轉(zhuǎn)海洋學實時觀測陣(Array for Real-time Geostrophic Oceanography, ARGO)浮標、印度海洋數(shù)據(jù)中心(IODC)和世界海洋圖集(WOA01)的溫、鹽剖面資料(2002—2006年)分析了孟加拉灣內(nèi)障礙層的季節(jié)變化和空間分布, 指出障礙層受到夏季風和冬季風時期Ekman漂流的影響顯著, 還受到沿岸Kelvin波激發(fā)出的Rossby波的調(diào)控。隨后, Girishkumar等(2011)用印度洋觀測系統(tǒng)的錨碇浮標(Research Moored Array for African- Asian-Australian Monsoon Analysis and Prediction, RAMA)的溫、鹽剖面數(shù)據(jù)(2006—2009年)分析了孟加拉灣內(nèi)障礙層厚度的季節(jié)內(nèi)變化, 指出等溫層深度變化對障礙層的貢獻顯著大于混合層深度變化的貢獻。赤道印度洋緯向風的遙強迫造成了灣內(nèi)等溫層的季節(jié)內(nèi)變化。林小剛等(2014)利用東印度洋航次資料分析了3—5月孟加拉灣灣口區(qū)域的水文特征, 其結(jié)果顯示此區(qū)域障礙層具有明顯的空間差異和時間變化, 赤道東印度洋的障礙層僅在蘇門答臘島西部沿岸降雨帶較強。Kumari等(2018)利用再分析網(wǎng)格化的月平均資料(1993—2012年)分析了孟加拉灣障礙層的季節(jié)變化和年際變化, 結(jié)果顯示孟加拉灣北部障礙層厚度變化最大, 障礙層厚度在3—4月達到全年最小值, 在12—2月達到最大值, 且年變化和半年變化尤其強烈。在年際變化中, 孟加拉灣內(nèi)的障礙層厚度和印度洋偶極子事件(IOD)有一定的超前滯后關(guān)系, 負的IOD年對應障礙層厚度的極大值。

對于東印度洋和孟加拉灣海域的障礙層已經(jīng)有了一定的研究基礎(chǔ)。然而之前的浮標實測數(shù)據(jù)較少, 而且資料的時間序列不長, 這導致插值計算出的障礙層在時空分布上可能會有一定的誤差。近些年, ARGO計劃的實施為研究提供了更多的溫鹽剖面觀測資料, 從2002年開始, 在孟加拉灣附近能收集到的ARGO浮標觀測剖面已經(jīng)超過33000個。除此之外RAMA在90°E上布放了數(shù)枚實時傳輸?shù)腻^碇浮標(圖1), 這將為我們研究障礙層厚度的時空變化提供新的機遇。

圖1 ARGO浮標(紅點)和RAMA浮標(黃色五角星)分布圖

1 資料與方法

1.1 資料

ARGO的溫度、鹽度資料采用法國空間和物理海洋實驗室(Laboratoire d'Océanographie Physique et Spatiale, LOPS)通過第7版現(xiàn)場分析系統(tǒng)(in situ analysis system, ISAS)重構(gòu)的月平均網(wǎng)格化資料(Gaillard et al, 2016)。該系統(tǒng)將溫度和鹽度獨立估計, 使用最優(yōu)插值算法將ARGO浮標原始的溫度和鹽度剖面數(shù)據(jù)插值到0.5°×0.5°的網(wǎng)格點上, 在0~2000m之間分152層, 1~10m之間分為1m, 3m, 5m, 10m; 10~100m之間每隔5m一個數(shù)據(jù); 100~800m之間每隔10m一個數(shù)據(jù); 800~2000m之間每隔20m一個數(shù)據(jù)。時間段為2002年1月—2015年12月(http://www. umr-lops.fr/)。

位于(90°E, 0°N)和(90°E, 15°N)的2個RAMA浮標提供了每天一次的溫度、鹽度實測資料, 時間段為2008年1月—2015年12月, 鹽度垂向分層為1m, 5m, 10m, 20m, 40m, 60m, 100m, 140m; 溫度垂向分層為1m, 5m, 10m, 13m, 20m, 40m, 43m, 60m, 80m, 100m, 120m, 140m, 180m, 300m, 500m (McPhaden et al, 2009)。在某些時間段上浮標觀測受人為或自然條件的破壞較為嚴重, 資料存在一定程度的缺失, 本文僅提取了其可利用資料(https://www. pmel.noaa.gov/tao/rama/)。

原始溫度、鹽度剖面資料來自世界海洋數(shù)據(jù)集(World Ocean Database 2013, WOD2013)。其中主要包括漂流浮標(PFL)、錨碇浮標(MRB)、滑翔機數(shù)據(jù)(GLD)和高分辨率CTD/XCTD提供的原始溫度、鹽度剖面, 時間范圍為2002年1月—2017年12月(https://www.nodc.noaa.gov/OC5/SELECT/dbsearch/dbsearch.html)。

海表面流場數(shù)據(jù)來自海洋表層流場實時分析資料(Ocean Surface Currents Surface Analyses Real Time, OSCAR), 其水平分辨率為0.33°×0.33°, 時間分辨率為月, 從2002年1月—2015年12月。

蒸發(fā)、降雨數(shù)據(jù)來自歐洲中尺度天氣預報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)提供的大氣、陸地和海洋全球再分析數(shù)據(jù)集(ERA-Interim), 水平分辨率為0.5°×0.5°, 時間范圍為2002年1月—2015年12月(http://apps.ecmwf. int/datasets/data/interim-full-moda/)。

歐洲航天局于2006年10月19日發(fā)射的歐洲氣象衛(wèi)星Metop-A上搭載的散射計(Advanced Scatterometer, ASCAT)提供海面10m高度的風場數(shù)據(jù), 水平分辨率為0.25°×0.25°, 時間分辨率為每天, 從2007年1月1日—2016年12月31日(http://marine. copernicus.eu/)。

海面高度異常資料來自網(wǎng)格化融合衛(wèi)星海洋資料(Archiving, Validation, and Interpretation of Satellite Oceanographic Data, AVISO)。水平分辨率為0.25°×0.25°, 時間分辨率為天, 從2002年1月— 2015年12月(http://www.aviso.oceanobs.com/)。

1.2 方法

為方便處理, 本文首先對WOD的所有剖面進行質(zhì)量控制, 處理方法參考世界海洋圖集(World Ocean Atlas, WOA)數(shù)據(jù)所采用的質(zhì)量控制方法(Levitus, 1982)。獨立計算出每一條剖面的障礙層厚度, 按照月份平均到12個月份中, 之后再進行二維插值, 處理成網(wǎng)格化數(shù)據(jù), 分辨率為0.5°×0.5°, 最后進行二維平滑處理。

鹽度收支方程參照Feng等(1998), 在忽略水平擴散的情況下可以表示為:

1.3 ARGO網(wǎng)格化資料驗證

本文用ARGO網(wǎng)格化資料分析孟加拉灣障礙層的變化, 首先驗證ARGO網(wǎng)格化資料的可靠性。圖2顯示, 從4月份開始, 整個灣內(nèi)幾乎不存在障礙層。5—6月, 隨著夏季風的爆發(fā), 灣內(nèi)的東側(cè)區(qū)域出現(xiàn)一小塊障礙層。7—9月, 灣內(nèi)東北部沿岸區(qū)域障礙層厚度平均達到20m, 高值區(qū)厚度平均超過40m。10月至次年2月, 超過40m厚的障礙層逐漸向北向西轉(zhuǎn)移, 整個孟加拉灣沿岸都出現(xiàn)厚度超過20m的障礙層。1月份, 灣北部障礙層厚度達到全年最高, 平均超過60m。2—3月, 障礙層厚度高值區(qū)逐漸向灣的中部轉(zhuǎn)移, 沿岸障礙層逐漸消失。這與前人結(jié)果大致相同(Thadathil et al, 2007; Kumari et al, 2018)。在赤道區(qū)域, 4—6月和10—12月蘇門答臘島以西障礙層厚度逐漸增加, 其中12月份達到全年最大值, 厚度平均超過40m, 高值區(qū)平均超過60m。而在1—3月和7—9月, 障礙層逐漸消失。ARGO網(wǎng)格化資料揭示的障礙層分布與WOD資料計算出的較為一致。

圖2 ARGO網(wǎng)格化資料(左)和WOD資料(右)氣候態(tài)月平均障礙層空間分布

為了進一步驗證資料, 將ARGO網(wǎng)格化資料與RAMA浮標實測資料進行對比。由于RAMA資料存在一定程度的缺失, 故僅選取資料連續(xù)的時間段與ARGO做對比。分別選取(90°E, 0°N)(圖3a~3c)和(90°E, 15°N)(圖3d~3f)兩點的混合層、等溫層和障礙層作對比。在(90°E, 0°N)處, RAMA浮標和ARGO資料的等溫層深度時間序列的相位和振幅都非常相似, 相關(guān)系數(shù)均超過0.9, 混合層深度和障礙層厚度的相關(guān)系數(shù)也均超過0.5。北邊站點障礙層厚度的相關(guān)系數(shù)(0.88)高于南邊站點(0.57)。這些資料對比驗證表明, 采用ARGO網(wǎng)格化資料研究赤道東印度洋和孟加拉灣障礙層厚度的時空變化切實可信。

圖3 ARGO網(wǎng)格化數(shù)據(jù)(實線)與RAMA浮標數(shù)據(jù)(虛線)計算得到的障礙層(BLT)、等溫層(ILD)、混合層(MLD)時間序列 a、b、c位于(90°E, 0°N); d、e、f 位于(90°E, 15°N)

Fig. 3 Barrier layer thickness (BLT), isothermal layer depth (ILD), and mixed layer depth (MLD) derived from gridded ARGO data (solid curves) and RAMA data (dashed curves) at (90°E, 0°) (a, b, c) and at (90°E, 15°N) (d, e, f)

2 障礙層、等溫層和混合層的時空分布特征

2.1 等溫層和混合層空間分布

等溫層的空間分布如圖4 (左側(cè))所示, 整體上來說與障礙層的空間分布相似, 在赤道區(qū)域1—3月和7—9月等溫層深度和范圍同時減小; 4—6月和10—12月等溫層深度和范圍同時增加, 最高值出現(xiàn)在12月, 超過90m。在灣內(nèi)等溫層最大值出現(xiàn)在1—2月, 平均超過60m, 3—4月等溫層最淺。在赤道區(qū)域混合層深度平均超過40m, 7月份達到最大值, 超過60m; 灣內(nèi)北部區(qū)域混合層較淺, 平均不超過30m (圖4右側(cè))。

圖4 基于ARGO網(wǎng)格化資料的氣候態(tài)月平均等溫層(左側(cè))和混合層(右側(cè))空間分布

2.2 障礙層季節(jié)內(nèi)和準半年變化的空間分布

圖5為7個月高通濾波后障礙層厚度的均方差分布。可以看到整個孟加拉灣和赤道東印度洋區(qū)域都有顯著的高頻信號存在。高值區(qū)域分別位于孟加拉灣內(nèi)中、北部區(qū)域(83°—97°E, 12°—22°N)和蘇門答臘島西岸附近向西延伸的帶狀區(qū)域, 變化均超過10m, 在蘇門答臘島西側(cè)赤道附近存在一塊顯著的高值中心, 平均變化超過15m。由于RAMA浮標位于(90°E, 0°N)和(90°E, 15°N), 同時也位于方差變化的高值區(qū), 故僅選取A、B區(qū)域作為研究區(qū)域。

圖6為區(qū)域A和區(qū)域B障礙層厚度的功率譜分布。兩個區(qū)域都存在3、4和6個月的顯著周期, 均通過了95%的信度檢驗, 這說明在兩個區(qū)域都有顯著的季節(jié)內(nèi)和準半年變化。RAMA浮標數(shù)據(jù)計算出的障礙層厚度同樣具有顯著的季節(jié)內(nèi)和準半年變化(圖略)。圖7為障礙層、等溫層和混合層在不同頻段上方差的空間分布。第一行(圖7a~7c)為5~7個月帶通濾波結(jié)果。障礙層和等溫層的方差分布較為一致, 在蘇門答臘島以西和孟加拉灣中、北部較大, 平均振幅超過10m, 高值區(qū)超過15m?；旌蠈釉跂|北部和蘇門答臘島西北變化較小, 在斯里蘭卡東南側(cè)有一塊振幅在6~10m之間的高值區(qū), 其他區(qū)域的混合層與等溫層變化大致相同但振幅略小。第二行(圖7d~7f)為2.5~4.5個月的帶通濾波結(jié)果, 季節(jié)內(nèi)變化相比于準半年變化較弱。等溫層變化與障礙層變化較為相似, 混合層在灣內(nèi)基本沒有變化。在赤道, 混合層方差高值從蘇門答臘島以西一直延伸到斯里蘭卡南部。圖7表明, B區(qū)域障礙層厚度變化主要受等溫層深度變化的影響, 而A區(qū)域障礙層厚度變化同時受到等溫層和混合層深度變化的影響。

圖5 障礙層厚度均方差空間分布(7個月高通濾波) 圖中黑色方框A和B為研究區(qū)域

圖6 區(qū)域A平均(a)和區(qū)域B平均(b)的障礙層厚度功率譜(7個月高通濾波) 虛線表示95%信度水平

2.3 障礙層、等溫層和混合層隨時間的變化

圖8給出了溫度、鹽度廓線和障礙層、等溫層、混合層隨時間的變化。在(90°E, 0°N), 大約在2—6月海表面溫度升高(圖8a), 向下延伸到60m左右, 在其他月份溫度變化不大。等溫層深度(黑色實線)在3月和9月達到極小值, 6月和12月達到極大值, 其中12月達到最深。等溫層深度變化幅度非常大, 在20m~130m之間。在3—4月、9—10月表層鹽度降低(圖8b), 其中9—10月達到一年中的最低值, 向下延伸到50m左右; 5—7月、12月—1月鹽度升高, 其中12月—1月達到一年中的最高值。混合層深度(黑色虛線)的大致趨勢和等溫層保持一致, 受表層淡水影響非常顯著, 在表層為低鹽的月份變得非常淺, 而在表層為相對高鹽的月份變深, 與等溫層較為一致。圖8c中紅線為障礙層厚度5~7個月的帶通濾波結(jié)果, 6月和12月障礙層厚度為極大值, 3月和9月障礙層厚度為極小值; 藍線為障礙層厚度2.5~4.5個月的帶通濾波結(jié)果, 季節(jié)內(nèi)變化的振幅與準半年變化相當。

圖8 溫度、鹽度(填色)廓線和等溫層深度(黑色實線)、混合層深度(黑色虛線)、障礙層厚度隨時間變化 a、b、c位于(90°E, 0°N); d、e、f位于(90°E, 15°N)。圖c和圖f中紅線為障礙層厚度5~7個月帶通濾波結(jié)果, 藍線為障礙層厚度2.5~4.5個月帶通濾波結(jié)果

相對來說, 站點(90°E, 15°N)的障礙層厚度的變化要穩(wěn)定得多。4—5月和9—11月表層溫度升高(圖8d), 其中4—5月達到一年中最高值, 超過30°C; 1—2月、7—8月表層溫度降低, 其中1—2月達到一年中的最低值。等溫層深度有兩個極大值(2月、7月), 其中2月最深(80m左右); 兩個極小值出現(xiàn)在4月和10月, 其中4月最淺(20m左右)。從鹽度廓線(圖8e)的時間變化來看, 表層鹽度一年降低兩次, 大概在9月至次年3月之間。受表層淡水的影響, 混合層在表層鹽度降低時變淺。圖8f中紅線為障礙層厚度5~7個月的帶通濾波結(jié)果。2月和7月障礙層厚度為極大值, 5月和10月障礙層厚度為極小值, 藍線為障礙層厚度2.5~4.5個月的帶通濾波結(jié)果。季節(jié)內(nèi)變化的振幅略小于準半年變化。

3 等溫層和混合層變化的主要物理過程

3.1 等溫層

在赤道印度洋海域, 年平均風場為弱西風, 在季風轉(zhuǎn)換季4—5月和10—11月會出現(xiàn)強勁的西風, 在風應力的強迫下, 赤道東印度洋季節(jié)內(nèi)和準半年信號非常顯著。Han等(1999, 2011)認為第二斜壓模在90d和準半年周期發(fā)生海盆共振, 增強了90d和180d左右周期的波動信號。蘇門答臘島和孟加拉灣邊界附近陸架較淺, 幾乎沒有ARGO浮標經(jīng)過(圖1), 插值計算出的溫度可能不太準確。在東印度洋, 海面高度變化較好反映了溫躍層的波動(Girishkumar et al, 2013), 因此本文用海面高度異常來近似的代替等溫層的波動。圖9a為5~7個月帶通濾波后的海面高度和等溫層深度的時間序列, 可以看到區(qū)域A的海面高度(藍色實線)和等溫層深度(黑色實線)的相位有一個很好的對應, 同期相關(guān)系數(shù)達到0.69。區(qū)域B的等溫層深度相位(紅色實線)滯后于區(qū)域A的等溫層深度1個月, 相關(guān)系數(shù)達到0.87 (圖10中的實線), 且兩者振幅也較為一致。圖9b為2.5~4.5個月濾波后的海面高度和等溫層深度的時間序列, 反映季節(jié)內(nèi)變化。區(qū)域A的海面高度(藍色實線)和等溫層深度(黑色實線)同期相關(guān)系數(shù)達到0.63, 區(qū)域B的等溫層深度相位(紅色實線)滯后于區(qū)域A等溫層深度2個月的相關(guān)系數(shù)達到0.53 (圖10中的虛線)。這說明區(qū)域A和區(qū)域B等溫層變化可能存在一定關(guān)系, 而且可以用海面高度異常近似地代替等溫層深度去研究等溫層季節(jié)內(nèi)和準半年周期的變化。

圖9 海面高度異常(SLA)和等溫層深度(ILD)時間序列 a. 5~7個月帶通濾波結(jié)果; b. 2.5~4.5個月帶通濾波結(jié)果。圖例中SLA表示區(qū)域A海面高度異常; ILD-A表示區(qū)域A等溫層深度; ILD-B表示區(qū)域B等溫層深度

圖10 區(qū)域A、B等溫層超前滯后相關(guān) 實線表示5~7個月帶通濾波結(jié)果, 虛線表示2.5~4.5個月帶通濾波結(jié)果

赤道緯向風應力(1°S—1°N經(jīng)向平均)有顯著的準半年周期變化(圖11a), 4—6月和10—12月為正異常(西風異常), 1—3、7—9月為負異常(東風異常), 且有向東傳播的趨勢, 區(qū)域A滯后于西部(75°E)一個月, 正(負)異常的緯向風應力在赤道海域驅(qū)動下沉(上升)的Kelvin波, 造成了區(qū)域A等溫層深度的正(負)異常。圖11b為各個站點上海面高度異常隨時間的變化, 橫坐標與圖12中的序號相對應，此路徑的選取參考了Cheng等(2013)的工作。波動信號到達東邊界后(蘇門答臘島西側(cè))變成沿岸Kelvin波環(huán)繞孟加拉灣邊界傳播, 并且在緬甸的伊洛瓦底江三角洲頂部(95°E, 16°N)激發(fā)出向西的Rossby波, 進而影響孟加拉灣內(nèi)等溫層的變化(Yu et al, 1991; Cheng et al, 2017), 波動傳播過程決定了灣內(nèi)區(qū)域等溫層變化滯后于赤道區(qū)域1~2個月。和準半年變化相似, 赤道緯向風的季節(jié)內(nèi)振蕩通過沿岸的Kelvin波和西傳Rossby波造成了灣內(nèi)B區(qū)域等溫層的季節(jié)內(nèi)變化(圖11c、11d), 同時局地的中尺度渦旋運動也會對之產(chǎn)生一定的影響。(Cheng et al, 2013, 2018)。同樣, 區(qū)域B的等溫層深度變化滯后于區(qū)域A等溫層1~2個月。

圖11 斷面緯向風應力和各站點海面高度異常隨時間變化圖 a. 緯向風應力(170~190d帶通濾波); b. 海面高度異常(170~190d帶通濾波); c. 緯向風應力(75~135d帶通濾波); d. 海面高度異常(75~135d帶通濾波)

圖12 波動傳播路徑圖 綠色方框表示經(jīng)向平均的緯向風應力區(qū)域; 藍線表示波動傳播路徑, 紅點表示各站點位置; 黑色方框分別為研究區(qū)域A、B

3.2 混合層鹽度

混合層深度的變化和表層鹽度有著密切的關(guān)系,強烈的鹽度層化會使混合層變淺, 從而使混合層與等溫層分離形成障礙層(Rao et al, 2003)。為了更好地了解赤道東印度洋區(qū)域和孟加拉灣內(nèi)混合層的變化, 我們分別對區(qū)域A和區(qū)域B混合層內(nèi)的鹽度做了診斷分析。雖然OSCAR的流場數(shù)據(jù)僅代表表層30m流速, 但是在赤道A區(qū)域混合層內(nèi)的流速變化不大(已用RAMA浮標資料驗證), 而B區(qū)域混合層深度平均不超過30m (圖4), 所以用OSCAR流場并不會影響最終診斷結(jié)果。

在區(qū)域A, 混合層的半年變化受表層鹽度影響顯著(圖13a), 表層鹽度升高(降低), 混合層變深(淺), 鹽度變化率為0時, 混合層深度達到極值。鹽度收支方程左側(cè)的海表鹽度變化率(黑線)與方程右側(cè)各項之和(紅線)的相位大致相同, 但振幅存在一定的誤差。數(shù)據(jù)資料的來源不同以及空間分辨率不統(tǒng)一等可能是存在殘余項的主要原因, 對最終的結(jié)果不會有太大的影響。海洋平流(綠線)的變化與鹽度變化基本一致, 而淡水通量(降水–蒸發(fā), 紅線)與鹽度變化呈反相位關(guān)系(圖13b)。這說明該海區(qū)表層鹽度變化主要來源于平流, 更準確地說, 是來源于緯向平流(圖13c)?；旌蠈拥募竟?jié)內(nèi)變化與表層鹽度變化率較為一致(圖13d)。

圖13 區(qū)域A鹽度收支與混合層深度變化 a、b、c為5~7個月帶通濾波結(jié)果; d、e、f為2.5~4.5個月帶通濾波結(jié)果。圖例中MLD表示混合層深度; ds/dt表示鹽度月變化率; SUM表示鹽度收支方程右側(cè)各項之和; fwf表示淡水通量; adv表示水平平流和垂向夾卷之和; adv-x/y/z分別表示緯向輸運、經(jīng)向輸運和垂向輸運

在區(qū)域B, 混合層的半年變化同樣受到海表鹽度的影響, 鹽度變化率與各項之和非常一致(圖14a)。淡水通量和平流對鹽度變化的貢獻相當, 經(jīng)向平流對鹽度變化的貢獻略大于緯向平流(圖14b、14c)。灣內(nèi)混合層季節(jié)內(nèi)變化并不是特別顯著, 振幅非常小(圖14d)。灣內(nèi)表層蒸發(fā)受季風影響顯著, 季風轉(zhuǎn)換期間蒸發(fā)較弱, 夏季風和冬季風期間蒸發(fā)加強, 但是在夏季風期間大量的降雨造成淡水通量為負的貢獻, 鹽度降低。對于平流來說, 9—11月, 經(jīng)向流自南向北, 將西南季風漂流從阿拉伯海帶來的高鹽水向灣內(nèi)運輸, 造成鹽度增加; 11—12月東北季風期間, 表層Ekman流向西, 緯向自東向西的流攜帶著沿岸的低鹽水, 造成鹽度降低(邱云, 2007; 林新宇等, 2016)。雖然鹽度收支有正有負, 造成混合層深度一定程度的變化, 但相對來說, 孟加拉灣內(nèi)充沛的降雨和徑流帶來大量的淡水, 使得灣內(nèi)北部表層鹽度非常低, 在垂向上存在很強的層化, 所以混合層全年都非常淺, 在等溫層受到赤道傳過來的波動的影響而下沉時, 障礙層則變得較厚(圖8e)。

圖14 區(qū)域B鹽度收支與混合層變化 a、b、c為5~7個月帶通濾波結(jié)果; d、e、f為2.5~4.5個月帶通濾波結(jié)果。圖例中MLD表示混合層深度; ds/dt表示鹽度月變化率; SUM表示鹽度收支方程右側(cè)各項之和; fwf表示淡水通量; adv表示水平平流和垂向夾卷之和; adv-x/y/z分別表示緯向輸運、經(jīng)向輸運和垂向輸運

4 結(jié)論

本文利用2002—2015年期間的ARGO網(wǎng)格化的溫度、鹽度數(shù)據(jù), 并結(jié)合衛(wèi)星遙感資料, 探討了赤道東印度洋和孟加拉灣內(nèi)障礙層的季節(jié)內(nèi)變化和準半年變化特征。我們發(fā)現(xiàn)障礙層厚度變化在蘇門答臘島以西和孟加拉灣北部存在高值。在A區(qū)域, 障礙層厚度變化同時受到等溫層和混合層變化的影響; 在B區(qū)域障礙層無論是季節(jié)內(nèi)變化還是準半年變化都主要受等溫層變化的影響。

兩個區(qū)域的等溫層變化在動力上存在聯(lián)系, 季節(jié)內(nèi)和準半年周期的赤道緯向風驅(qū)動的波動過程是它們存在聯(lián)系的根本原因, 波動傳播過程決定了灣內(nèi)區(qū)域滯后于赤道區(qū)域1~2個月。灣內(nèi)混合層受表層淡水影響, 全年都較淺, 所以灣內(nèi)障礙層的季節(jié)內(nèi)和準半年周期變化同樣滯后于赤道區(qū)域1~2個月。

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Intraseasonal-to-semiannual variability of barrier layer thickness in the eastern equatorial lndian Ocean and Bay of Bengal

MA Tian, QI Yiquan, CHENG Xuhua

1. State Key Laboratory of Tropical Oceanography (South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences), Guangzhou 510301, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. Hohai University, Nanjing 210098, China

Based on the gridded temperature and salinity data of ARGO and satellite observations from 2002 to 2015, the intraseasonal-to-semiannual variability of barrier layer (BL) in the eastern equatorial Indian Ocean (EEIO) and Bay of Bengal (BOB) is revealed, and its variation mechanism is discussed. The results show that strong variation of barrier layer thickness (BLT) is located in the EEIO and northern BOB. In the equatorial region, the variability in BLT is affected by both isothermal layer depth (ILD) and mixing layer depth (MLD). From May to July and from November to January, driven by westerly winds, the Wyrtki jet carries high-salinity water from the Arabian Sea to the eastern equatorial region, forming salinity stratification with fresh water on the surface. The downwelling Kelvin wave, which is also driven by westerly winds, deepens the isothermal layer. Then, the isothermal layer separates from the mixed layer. The barrier layer is formed.In the northern BOB, a large amount of fresh water brought by abundant rainfall and runoff produces strong salinity stratification near the surface, which causes the mixed layer to be very shallow all year round. The intraseasonal-to-semiannual variability in BLT is mainly controlled by ILD. A dynamic correlation exists between the two high value regions. The equatorial westerly (easterly) winds force the downwelling (upwelling) Kelvin wave to spread eastward, and it turns into a coastal Kelvin wave when arriving at Sumatra Island; then, the waves propagate northward to the eastern and northern boundaries of the BOB. In addition, at the top of Burma's Irrawaddy Delta, the coastal Kelvin wave radiates Rossby waves that cause positive (negative) anomalies of ILD in the bay. The wave speed determines the change in the bay, which lags the equatorial region by 1~2 months.

barrier layer thickness; intraseasonal variability; semiannual variability; eastern equatorial Indian Ocean; Bay of Bengal

date: 2018-11-29;

date: 2019-03-03.

National Key Research Development Program of China (2018YFA0605702); Natural Science Foundation of China (41522601, 41876002, 41876224); Fundamental Research Funds for the Central Universities (2017B04714, 2017B04114)

QI Yiquan. E-mail: qiyiquan@hhu.edu.cn

P731.1

A

1009-5470(2019)05-0018-14

10.11978/2018132

http://www.jto.ac.cn

2018-11-29;

2019-03-03。

殷波編輯

國家重點研發(fā)計劃課題(2018YFA0605702); 國家自然科學基金(41522601、41876002、41876224); 中央高校基本科研業(yè)務費項目(2017B04714、2017B04114)

馬天(1994—), 男, 海南省?？谑腥? 碩士研究生, 研究方向是物理海洋學和海洋熱力與動力過程。E-mail: 412847469@qq.com

齊義泉。E-mail: qiyiquan@hhu.edu.cn

Editor: YIN Bo