赤道中印度洋上層環(huán)流結(jié)構(gòu)與季節(jié)變化特征分析*

王 毅 崔鳳娟

(1.中國(guó)海洋大學(xué)海洋環(huán)境學(xué)院 青島 266100; 2. 美國(guó)國(guó)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(duì)氣候變化的貢獻(xiàn)主要在于其對(duì)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(duì)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(cè)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(duì)熱帶印度洋環(huán)流特征的現(xiàn)有研究仍不夠完善。另外, 國(guó)內(nèi)外對(duì)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(dòng)(MJO)或厄爾尼諾-南方濤動(dòng)(ENSO)發(fā)生時(shí), 印度洋海洋異?，F(xiàn)象的特征和機(jī)制, 對(duì)赤道印度洋環(huán)流氣候態(tài)的季節(jié)變化及動(dòng)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(cè)資料矯正數(shù)值模式, 設(shè)計(jì)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(duì)缺少觀測(cè)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(cè)研究錨定觀測(cè)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(duì)200米以淺的上層海洋進(jìn)行海流觀測(cè)(McPhaden et al, 2009)。本文分析處理了長(zhǎng)達(dá)4年的RAMA實(shí)測(cè)海流數(shù)據(jù), 對(duì)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(hào)測(cè)量海水流速。錨系儀器布放與收回時(shí)間間隔6個(gè)月至兩年不等。海流數(shù)據(jù)時(shí)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(cè)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(cè)量間隔為90s, 將40次測(cè)量數(shù)據(jù)整體進(jìn)行平均得到的逐小時(shí)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(duì)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(duì)深度, 而ADCP傳感器深度由一個(gè)壓力傳感器和 ADCP所在浮體上的壓力傳感器共同測(cè)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(shí)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(cè)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(shí), 為評(píng)估不同的插值方法效果, 本研究同時(shí)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(shí)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(shí)間序列就存在更多的缺測(cè)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(shí)間序列中缺測(cè)數(shù)據(jù), 并采用線性正交回歸分析方法進(jìn)行評(píng)估。圖1給出了通過插值方法得到的流速估計(jì)值與實(shí)測(cè)流速的對(duì)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(cè)時(shí)間估計(jì)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(shí)間序列。

圖1 真實(shí)流速數(shù)據(jù)與填補(bǔ)缺測(cè)流速數(shù)據(jù)對(duì)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(cè)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(shí)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(gè)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(shì)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(shí)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(dòng)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(duì)上層海水熱收支以及氣候變化不會(huì)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(hào)與次表層年周期信號(hào)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?？梢钥闯霰卑肭蚯锛镜腤Js其流速以及持續(xù)時(shí)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(cè)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(shí)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(duì)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(dòng)。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(dòng)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(chǎng)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(huì)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(jì)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(dòng)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(zhǎng)達(dá)4年的ADCP實(shí)測(cè)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(dòng)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(cè)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(hào)減弱, 年周期信號(hào)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(cè)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(dòng)產(chǎn)生。其動(dòng)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(duì)稱的風(fēng)場(chǎng)產(chǎn)生強(qiáng)風(fēng)應(yīng)力旋度的同時(shí)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(jí)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(shì)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(dòng)。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(jì)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(dòng)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(cè)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(dòng)力機(jī)制以及異常海氣相互作用發(fā)生時(shí)赤道中印度洋海流奠定基礎(chǔ)。

致謝美國(guó)國(guó)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。

王 晶, 袁東亮, 2013. 1998～1999年間負(fù)位相印度洋偶極子事件的長(zhǎng)波動(dòng)力機(jī)制研究. 海洋科學(xué), 37(2): 112—117

李崇銀, 穆明權(quán), 2001. 印度洋海溫偶極子和太平洋海溫異常.科學(xué)通報(bào), 46(20): 1747—1751

Gnanaseelan C, Deshpande A, McPhaden M J, 2012. Impact of Indian Ocean dipole and el ni?o/southern oscillation

wind-forcing on the wyrtki jets . Journal of Geophysical Research: Oceans (1978—2012): 117(C8), http://dx.doi.org/10.1029/2012JC007918

Horii T, Masumoto Y, Ueki I et al, 2011. Intraseasonal vertical velocity variation caused by the equatorial wave in the central equatorial Indian Ocean. Journal of Geophysical Research: Oceans (1978—2012), 116(C9), http://dx.doi.org/10.1029/2011JC007081

Hsiung J, Newell R E, Houghtby T, 1987. Annual variation of heat transport in the Pacific and Indian Oceans. Nature,325(6104): 518—520

McPhaden M J, 1982. Variability in the central equatorial Indian Ocean. I. Ocean dynamics. Journal of Marine Research, 40:157—176

McPhaden M J, Meyers G, Ando K et al, 2009. RAMA: The research moored array for African—Asian—Australian monsoon analysis and prediction. Bulletin of the American Meteorological Society, 90(4): 459—480

Miyama T, McCreary J P Jr, Jensen T G et al, 2003. Structure and dynamics of the Indian-Ocean cross-equatorial cell.Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography,50(12—13): 2023—2047

Nagura M, McPhaden M J, 2008. The dynamics of zonal current variations in the central equatorial Indian Ocean.Geophysical Research Letters, 35(23), http://dx.doi.org/10.1029/2008GL035961

Qiu Y, Li L, Yu W D, 2009. Behavior of the Wyrtki Jet observed with surface drifting buoys and satellite altimeter.Geophysical Research Letters, 36(18), http://dx.doi.org/10.1029/2009GL039120

Saji N H, Goswami B N, Vinayachandran P N et al, 1999. A dipole mode in the tropical Indian Ocean. Nature, 401(6751):360—363

Schott F A, Dengler M, Schoenefeldt R, 2002. The shallow overturning circulation of the Indian Ocean. Progress in Oceanography, 53(1): 57—103

Schott F A, Mccreary J P, Johnson G C, 2004. Shallow overturning circulations of the tropical-subtropical oceans.In: Wang C, Xie S P, Carton J A eds. Earth's Climate.Washington, DC: American Geophysical Union, 261—304

Schott F A, Xie S P, McCreary J P, 2009. Indian Ocean circulation and climate variability. Reviews of Geophysics,47(1), http://dx.doi.org/10.1029/2007RG000245

Vialard J, Foltz G R, McPhaden M J et al, 2008. Strong Indian Ocean sea surface temperature signals associated with the Madden-Julian Oscillation in late 2007 and early 2008.Geophysical Research Letters, 35(19), http://dx.doi.org/10.1029/2008GL035238

Webster P J, Moore A M, Loschnigg J P et al, 1999. Coupled ocean—atmosphere dynamics in the Indian Ocean during 1997—98. Nature, 401(6751): 356—360

Wyrtki K, 1973. An equatorial jet in the Indian Ocean. Science,181(4096): 262—264