2005—2009年、2011年和2013年南海東北部120°E斷面秋季體積輸運(yùn)的年際變化*

侯華千 謝 強(qiáng) 陳更新 何云開 舒業(yè)強(qiáng) TILAK Priyadarshana 姚景龍 王東曉

(1. 中國科學(xué)院南海海洋研究所熱帶海洋環(huán)境國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 廣州 510301; 2. 中國科學(xué)院大學(xué) 北京 100049; 3. 中國科學(xué)院三亞深海科學(xué)與工程研究所 三亞 572000; 4. Faculty of Fisheries and Marine Sciences & Technology University of Ruhuna,Matara, Sri Lanka)

呂宋海峽位于臺(tái)灣島和呂宋島之間, 其寬度大約為350km, 海檻深度在2400—2600m之間, 是連接中國南海與西太平洋的唯一深水通道。南海與西太平洋在呂宋海峽存在顯著的水交換, 呂宋海峽體積輸運(yùn)強(qiáng)弱能影響整個(gè)南海, 特別是南海北部的環(huán)流結(jié)構(gòu)(Wyrtki et al, 1961; Nitani, 1972; Qiu et al, 1996; Hu et al, 2000; Yaremchuk et al, 2009; Chen et al, 2011a,2014; Nan et al, 2014; Su et al, 2014)。

呂宋海峽體積輸運(yùn)存在顯著的季節(jié)和年際變化,主要被黑潮入侵、ENSO、中尺度渦和季風(fēng)等四種因素所控制(Qu, 2000; Centurioni et al, 2004; Zhao et al,2009; Chen et al, 2011a, b)。東北季風(fēng)利于黑潮入侵南海, 因而冬季體積輸運(yùn)普遍高于夏季(Wyrtki, 1961;Fang et al, 2005)。Qu等(2004, 2006)的模式研究表明,呂宋海峽體積輸運(yùn)在El Ni?o年份相對(duì)較高, La Ni?a年份相對(duì)較低。Rong等(2007)基于多年的海表高度數(shù)據(jù)和World Ocean Atlas 2001(WOD01)海溫?cái)?shù)據(jù), 得到了多年冬季和春季的呂宋海峽體積輸運(yùn), 指出ENSO能夠影響整個(gè)南海的海表高度和海表溫度, 進(jìn)而影響南海和周圍大洋的水體交換, 包括呂宋海峽水輸運(yùn)。亞熱帶的模態(tài)水由于存在太平洋年代際震蕩(PDO)的影響, 同樣影響呂宋海峽次表層的體積輸運(yùn),并使其產(chǎn)生年際變化(Yu et al, 2015)。

呂宋海峽體積輸運(yùn)隨深度亦有顯著變化。研究發(fā)現(xiàn), 呂宋海峽存體積輸運(yùn)在上、下層西向, 中層?xùn)|向的斜壓“三明治”結(jié)構(gòu), 其中上層大約為表層至到500m, 中層為500—1500m, 下層為1500m以下(Tian et al, 2006; Liang et al, 2008; Yuan et al, 2008, 2009)。每一層水流方向沿經(jīng)線呈現(xiàn)交替分布(Qu et al, 2004;Tian et al, 2006; Zhou et al, 2009)。Tian 等(2006)年基于2005年10月斷面水文觀測和同期 LADCP數(shù)據(jù)計(jì)算表明, 上層體積輸運(yùn)約為–9Sv, 中層體積輸運(yùn)約為5Sv, 下層約為–2Sv。然而, Yang等(2010)研究表明,2007年 6月呂宋海峽對(duì)應(yīng)的三層體積輸運(yùn)分別為5Sv、2.5Sv和–2Sv, 未出現(xiàn)“三明治”結(jié)構(gòu)。

由于觀測資料的限制, 呂宋海峽流場結(jié)構(gòu)、體積輸運(yùn)的垂向分布特征等尚不明確, 需要進(jìn)一步研究。本文基于7年九月份的水文觀測資料, 研究呂宋海峽120°E斷面流場結(jié)構(gòu)、體積輸運(yùn)。下文第一部分介紹本文使用的數(shù)據(jù)和方法; 第二部分探討斷面流場結(jié)構(gòu)、體積輸運(yùn)等的年際變化。

1 數(shù)據(jù)與方法

自2004年以來, 中國科學(xué)院南海海洋研究所每年 8月底至 10月初皆對(duì)呂宋海峽附近南海東北部120°E斷面進(jìn)行水文觀測(2012年除外), 觀測范圍通常為北緯 19.5°—21.5°N(2006年和 2013年為 19°N至 21.5°N), 采樣間隔為 0.5°, 觀測深度一般為1500m。所使用的 CTD的溫度精度為 10–4°C, 鹽度精度為 10–3, 采樣頻率為24Hz(Zeng et al, 2015)。其中2005年出現(xiàn)少量位置數(shù)據(jù)異常, 通過周圍有效數(shù)據(jù)點(diǎn)插值修正。2004年與2010年由于CTD絞車故障, 觀測深度分別僅為 200m和 500m, 不能有效用于呂宋海峽水交換研究。故本文用到的CTD數(shù)據(jù)年份為2005—2009年、2011年和2013年, 各年CTD站位如圖1所示。

圖1 南海東北部120°E北部斷面2005年至2013站位圖和水深圖Fig.1 The stations at the transect of 120°E northeast of South China Sea from 2005 to 2013 and the topography

基于溫鹽觀測, 本文先計(jì)算120°E斷面地轉(zhuǎn)流。地轉(zhuǎn)流計(jì)算公式為:

式中, u為緯向速度; u0=0, 為“動(dòng)力零面”流速;f=2ωsinφ, 即行星渦度(其中, ω是地球自轉(zhuǎn)角速度, φ是緯度); g′為約化重力加速度; ρ是局地海水密度; h是所求速度所在深度; H是“動(dòng)力零面”的深度。本文采取 1500m 作為“動(dòng)力零面”深度(因數(shù)據(jù)觀測所限,2007、2013的部分站位和2009年取1000m作為“動(dòng)力零面”深度; 參見“討論”部分)。

進(jìn)一步, 通過對(duì)流速的垂直模態(tài)分解(Gill,1984), 獲得120°E斷面流場的正壓和斜壓特性。分解結(jié)果中, 第零階模態(tài)為正壓模態(tài), 速度大小和方向沿垂向均一致; 第一模態(tài)為第一斜壓模態(tài), 速度方向沿深度出現(xiàn)一次變換; 第二模態(tài)為第二斜壓模態(tài), 速度方向沿深度出現(xiàn)兩次變換。以此類推, 越高階的斜壓模態(tài)沿水深方向越復(fù)雜, 其信號(hào)也通常越弱。一般對(duì)于大洋的研究, 計(jì)算到第二斜壓模態(tài)即可(Gill, 1984)。

2 結(jié)果分析

2.1 流場結(jié)構(gòu)

圖2給出了120°E斷面各年的流速結(jié)構(gòu)。可以發(fā)現(xiàn), 2005、2006、2007年和2013年流速在垂向上存在明顯的斜壓特征。這幾年, 在300m以下的深度, 某個(gè)特定緯度處(2005年在 20°N, 2006年在 19.5°N,2007年在21°N, 2013年在20.5°N), 存在一個(gè)西向的流核(圖 2中的藍(lán)色區(qū)域), 而該西向流核的上方存在顯著的東向流。這一現(xiàn)象印證了呂宋海峽的“三明治”結(jié)構(gòu)的上兩層部分。

圖2 各年120°E斷面流場分布其中紅色為東向(為正), 藍(lán)色為西向(為負(fù))。下標(biāo)a、b、c、d、e、f、g分別表示2005—2009, 2011和2013年Fig.2 The velocity field in 120°E transect Red means eastward, blue means westward. The subscripts of a, b, c, d, e, f, g represent the years of 2005, 2006, 2007, 2008, 2009, 2011, 2013,respectively

相比于上述4年, 2008年、2009年和2011年流場在垂向上無明顯速度反向, 呈準(zhǔn)正壓結(jié)構(gòu)。2008年和2009年的流場結(jié)構(gòu)有些相似, 120°E斷面南、北兩端皆出現(xiàn)東向水輸運(yùn), 而在海峽中部 20.5°—21°N區(qū)域存在西向水輸運(yùn)。2011年的情況恰好相反, 海峽南、北兩端是西向水輸運(yùn), 而海峽中部19.7°—21.7°N是東向水輸運(yùn)。

綜上, 2005、2006、2007年和2013年流場分布斜壓性強(qiáng), 呈現(xiàn)“三明治”結(jié)構(gòu)的上兩層, 上中層分界深度大約為 100m至 400m, 隨年份變化; 2008年、2009年和 2011年流場呈現(xiàn)準(zhǔn)正壓形態(tài), “三明治”結(jié)構(gòu)不明顯或者不存在。以上結(jié)果表明, 呂宋海峽流場結(jié)構(gòu)具有顯著的年際變化, 并非一直呈前人揭示的“三明治”結(jié)構(gòu)。

2.2 體積輸運(yùn)

將流場沿經(jīng)向積分, 可以得到120°E斷面體積輸運(yùn)的垂向分布特征。由于每年觀測范圍不同, 我們將經(jīng)度積分范圍統(tǒng)一取為 19.5°—21.5°N, 計(jì)算結(jié)果如圖 3a所示。120°E斷面體積輸運(yùn)隨深度呈現(xiàn)顯著變化: 2005年、2007年和2011年, 這3年的體積輸運(yùn)方向隨著深度不變, 皆為西向(圖中正值為東向), 總輸運(yùn)顯正壓; 2008年和 2013年, 這兩年表層至大約200m左右的體積輸運(yùn)方向?yàn)槲飨? 中層體積輸運(yùn)方向轉(zhuǎn)變?yōu)闁|向, 總輸運(yùn)顯斜壓; 而2006年和2009年,這兩年約 50m層以上呈東向輸運(yùn), 次表層和中層則為西向輸運(yùn), 總輸運(yùn)亦顯斜壓。

進(jìn)一步, 將體積輸運(yùn)垂向積分, 得到截面的凈體積輸運(yùn)。凈體積輸運(yùn)呈顯著的年際變化(圖 3b): 在2005年出現(xiàn)西向最大體積輸運(yùn), 為–11.2Sv; 在 2013年出現(xiàn)東向最大體積輸運(yùn), 為9.1Sv; 在2009年出現(xiàn)最弱體積輸運(yùn), 僅為–1.2Sv。7年觀測中, 僅2008年和2013年出現(xiàn)了東向體積輸運(yùn)。其中, 2008年東向輸運(yùn)可能是由于該年黑潮流套入侵(Chen et al, 2011b)在臺(tái)灣島西南部產(chǎn)生大的東向體積輸運(yùn)所致。

圖3 (a)各年體積輸運(yùn)沿深度的分布圖; (b)各年體積輸運(yùn)總量圖Fig.3 (a) The vertical structure of volume transport; (b) The total volume transport

2.3 模態(tài)分解與模態(tài)通量分析

為進(jìn)一步研究 120°E斷面流場分布的正斜壓特性, 我們對(duì)流速較強(qiáng)的上層 1000m流場進(jìn)行模態(tài)分解, 結(jié)果如圖4所示。通過圖4可以發(fā)現(xiàn)正壓模態(tài)與前兩斜壓模態(tài)即可表征當(dāng)年的流場特征, 剩余模態(tài)流速較小(圖4第一行)。

通過計(jì)算各模態(tài)速率的平均值, 可以揭示各個(gè)模態(tài)的強(qiáng)弱(表1)。其中準(zhǔn)正壓結(jié)構(gòu)流場2008年、2009年和2011年, 最大, 它們速率平均值分別為0.102m/s、0.157m/s和 0.123m/s, 遠(yuǎn)大于最大的斜壓模態(tài), 并且每年第一斜壓模態(tài)都大于第二斜壓模態(tài)。對(duì)于最大速度出現(xiàn)在海表的2008年和2011年, 第二斜壓模態(tài)相對(duì)較小, 但對(duì)于最大速度出現(xiàn)在中層(200m—400m)的 2009年, 第一斜壓模態(tài)和第二斜壓模態(tài)貢獻(xiàn)相差不大。

斜壓結(jié)構(gòu)的2005年, 2006年, 2007年和2013年,各模態(tài)貢獻(xiàn)有顯著差異。2006年和2007年第一斜壓模態(tài)最大(0.051m/s和 0.028m/s), 強(qiáng)于正壓模態(tài)和第二斜壓模態(tài)。2005年和2013年正壓模態(tài)大于第一斜壓模態(tài), 但是相差很小(2005年相差 0.004m/s, 2013年相差 0.005m/s), 所以這兩年是由正壓模態(tài)和第一斜壓模態(tài)共同主導(dǎo)的。

通過圖 4可以看出斜壓結(jié)構(gòu)的上層部分被第二斜壓模態(tài)所顯示, 而中層部分是通過第一斜壓模態(tài)顯示的。所以當(dāng)500m以下出現(xiàn)很強(qiáng)流速時(shí), 第二斜壓模態(tài)便會(huì)占主導(dǎo); 對(duì)于其它位置, 中層流相對(duì)較弱, 則第一斜壓模態(tài)占主導(dǎo)。

圖4 各年的模態(tài)分解結(jié)果, 其中紅色代表東向流速(為正), 藍(lán)色代表西向流速(為負(fù))從上到下每一行分別是: 剩余模態(tài)的和、正壓模、第一斜壓模和第二斜壓模Fig.4 The normal mode solution of each year. Red means eastward, blue means westward The first line is the sum of other modes, the second line is barotropical mode, the third line is baroclinic mode 1, and the last line is baroclinic mode2

表1 各年份各個(gè)模態(tài)截面的速率平均值Tab.1 The mean speed of the mode in each study year

整體而言, 比較斜壓模態(tài)與正壓模態(tài)速率平均值可以發(fā)現(xiàn), 斜壓結(jié)構(gòu)斜壓性要強(qiáng)于準(zhǔn)正壓性。2005年和2013年屬于斜壓結(jié)構(gòu), 但是其正壓性仍然很強(qiáng),此時(shí)斷面受正壓模態(tài)和第一斜壓模態(tài)共同主導(dǎo), 斜壓性大于準(zhǔn)正壓結(jié)構(gòu)的只受正壓模態(tài)主導(dǎo)情況, 這兩年屬于正壓成分很大斜壓結(jié)構(gòu)。

各模態(tài)體積輸運(yùn)垂向分布表明(圖 5), 正壓模態(tài)反映了各年體積輸運(yùn)的平均值, 斜壓模態(tài)反映了流場的垂向變化。對(duì)于2005年, 2007年和2011年體積輸運(yùn)一致向西(圖 3b), 第二斜壓模態(tài)幾乎為零, 整體的體積輸運(yùn)分布基本由正壓模態(tài)和第一斜壓模態(tài)所表征。而對(duì)于體積輸運(yùn)在垂向上出現(xiàn)方向變化的2006、2008、2009和2013年, 體積輸運(yùn)主要由前三個(gè)模態(tài)共同貢獻(xiàn)。

圖5 各模態(tài)的體積輸運(yùn)垂向分布a、b、c、d、e、f、g分別表示 2005—2009, 2011和 2013年Fig.5 The vertical structure of volume transport of each mode a, b, c, d, e, f, g represent the years of 2005, 2006, 2007, 2008, 2009, 2011, 2013, respectively

3 討論

本研究通過分析七年來的斷面 CTD資料, 計(jì)算了120°E斷面的流場結(jié)構(gòu), 并對(duì)結(jié)構(gòu)的正壓斜壓性進(jìn)行了分析。本文取1500m作為“動(dòng)力零面”深度, 但因2007年斷面20.6°N以南、2013年斷面19.9°N以北和 2009年站位的觀測深度所限, 這些年份相應(yīng)站位“動(dòng)力零面”被選定為1000m。研究表明, 1000m以下體積輸運(yùn)除了 2008年占總體積輸運(yùn)的 17%以外,其它各年所占比例都小于8.5%, 最小的2005年僅為0.3%。因而 1000m以下的體積輸運(yùn)對(duì)總體積輸運(yùn)貢獻(xiàn)較小, 不影響本文的結(jié)論。

黑潮入侵南海的路徑、方式和呂宋海峽大量的中尺度渦對(duì)呂宋海峽流場結(jié)構(gòu)、水交換等皆有重要影響。120°E斷面的交替東西向流, 可能是黑潮入侵南海的體現(xiàn), 亦可能是南海內(nèi)部渦旋、環(huán)流影響所致(Chen et al, 2011c)。因而單個(gè)剖面觀測到的東西向流,不能簡單認(rèn)為是西太和南海的水交換路徑和流量。大面積水文觀測、衛(wèi)星觀測資料和數(shù)模的結(jié)合應(yīng)用, 可以較好地闡明此科學(xué)問題。

4 結(jié)論

基于CTD觀測資料, 本文研究了2005年至2013年(其中無2010年和2012年)7年120°E斷面的流場結(jié)構(gòu)和體積輸運(yùn), 得到以下結(jié)論:

(1) 120°E斷面流場結(jié)構(gòu)存在顯著的年際差異,其中2005年、2006年、2007年和2013年流場呈明顯斜壓結(jié)構(gòu), 流速在深度上不僅存在大小變化, 亦存在方向變換; 而2008年、2009年和2011年流場呈準(zhǔn)正壓結(jié)構(gòu), 流速沿深度僅存在大小變化, 沒有方向改變。不同年份的體積輸運(yùn)隨深度亦有顯著差異, 2005年、2007年和2011年, 體積輸運(yùn)全水深皆向西; 2008年和 2013年, 體積輸運(yùn)表層向西、深層向東; 2006年和 2009年, 表層向東、深層向西。凈體積輸運(yùn)大小存在很強(qiáng)的年際變化, 西向最大為–11.2Sv, 出現(xiàn)在 2005年; 東向最大為 9.1Sv, 出現(xiàn)在 2013年; 而2009年凈體積輸運(yùn)僅為–1.2Sv。

(2) 模態(tài)分解結(jié)果顯示: 2006年和2007年斷面的斜壓性最強(qiáng), 最大模態(tài)為第一斜壓模態(tài); 2005年和2013年相對(duì)斜壓性弱, 整體由正壓模態(tài)和第一斜壓模態(tài)共同主導(dǎo), 最大模態(tài)為正壓模態(tài); 2008年、2009年和 2011年正壓性遠(yuǎn)大于斜壓性。整體體積輸運(yùn)結(jié)果顯示, 對(duì)于總體積輸運(yùn)顯正壓的年份, 體積輸運(yùn)通過正壓模態(tài)和第一斜壓模態(tài)兩者主導(dǎo); 對(duì)于總體積輸運(yùn)顯斜壓的分布方式, 由于前三模態(tài)所占比例相差不大, 所以是由三個(gè)模態(tài)共同主導(dǎo)。

Centurioni L R, Niiler P P, Lee D K, 2004. Observations of inflow of Philippine Sea surface water into the South China Sea through the Luzon strait. Journal of Physical Oceanography, 34(1): 113—121

Chen G X, Hou Y J, Chu X Q, 2011a. Mesoscale eddies in the South China Sea: mean properties, spatiotemporal variability,and impact on thermohaline structure. Journal of Geophysical Research-Oceans, 116(C6), doi: 10.1029/2010 JC006716

Chen G X, Hu P, Hou Y J et al, 2011b. Intrusion of the Kuroshio into the South China Sea, in September 2008. Journal of Oceanography, 67(4): 439—448

Chen G X, Hou Y J, Chu X Q, 2011c. Water exchange and circulation structure near the Luzon Strait in early summer.Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 29(2):470—481

Chen G X, Xue H J, 2014. Westward intensification in marginal seas. Ocean Dynamics, 64(3): 337—345

Fang G H, Susanto D, Soesilo I et al, 2005. A note on the South China Sea shallow interocean circulation. Advances in Atmospheric Sciences, 22(6): 946—954, doi: 10.1007/BF02918693

Gill A E, 1984. On the behavior of internal waves in the wakes of storms. Journal of Physical Oceanography, 14(7): 1129—1151

Hu J Y, Kawamura H, Hong H S et al, 2000. A review on the currents in the South China Sea: Seasonal circulation, South China Sea Warm Current and Kuroshio intrusion. J Oceanogr,56(6): 607—624

Liang W D, Yang Y J, Tang T Y et al, 2008. Kuroshio in the Luzon Strait. Journal of Geophysical Research-Oceans,113(C8): C08048, doi: 10.1029/2007JC004609

Nan F, Xue H J, Yu F, 2014. Kuroshio intrusion into the South China Sea: A review. Progress in Oceanography, 137:314—333, doi: 10.1016/j.pocean.2014.05.012

Nitani H, 1972. Beginning of the kuroshio. In: Stommel H,Yashida K eds. Kuroshio: Physical Aspects of the Japan Current. Seattle, USA: University of Washington Press,129—163

Qiu B, Lukas R, 1996. Seasonal and interannual variability of the North Equatorial Current, the Mindanao Current, and the Kuroshio along the Pacific western boundary. Journal of Geophysical Research-Oceans, 101(C5): 12315—12330, doi:10.1029/95JC03204

Qu T D, 2000. Upper-layer circulation in the South China Sea.Journal of Physical Oceanography, 30(6): 1450—1460

Qu T D, Girton J B, Whitehead J A, 2006. Deepwater overflow through Luzon Strait. Journal of Geophysical Research-Oceans, 111(C1): C01002, doi: 10.1029/2005JC003139

Qu T D, Kim Y Y, Yaremchuk M et al, 2004. Can Luzon Strait

transport play a role in conveying the impact of ENSO to the South China Sea? Journal of Climate, 17(18): 3644—3657 Rong Z R, Liu Y G, Zong H B et al, 2007. Interannual sea level variability in the South China Sea and its response to ENSO.Global and Planetary Change, 55(4): 257—272

Su Y Q, Xue H J, Wang D X et al, 2014. Meridional overturning circulation in the South China Sea envisioned from the high-resolution global reanalysis data GLBa0.08. Journal of Geophysical Research-Oceans, 119(5): 3012—3028, doi:10.1002/2013JC009583

Tian J W, Yang Q X, Liang X F et al, 2006. Observation of Luzon Strait transport. Geophysical Research Letters, 33(19):L19607, doi: 10.1029/2006GL026272

Wyrtki K, 1961. Scientific Results of marine investigations of the South China Sea and the Gulf of Thailand 1959-1961.NAGA Report, Vol. 2, San Diego, USA: University of California, 164—169

Yang Q X, Tian J W, Zhao W, 2010. Observation of Luzon Strait transport in summer 2007. Deep Sea Research Part I, 57(5):670—676, doi: 10.1016/j.dsr.2010.02.004

Yaremchuk M, McCreary Jr J, Yu Z J et al, 2009. The South China Sea through flow retrieved from climatological data.Journal of Physical Oceanography, 39(3): 753—767, doi:10.1175/2008JPO3955.1

Yu K, Qu T D, Dong C M et al, 2015. Effect of subtropical mode water on the decadal variability of the subsurface transport through the Luzon Strait in the western Pacific Ocean.Journal of Geophysical Research-Oceans, 120(10), doi:10.1002/2015JC011016

Yuan Y C, Liao G H, Yang C H, 2008. The Kuroshio near the Luzon Strait and circulation in the northern South China Sea during August and September 1994. Journal of Oceanography, 64(5): 777—788, doi: 10.1007/s10872-008-0065-6

Yuan Y C, Liao G H, Yang C H, 2009. A diagnostic calculation of the circulation in the upper and middle layers of the Luzon Strait and the northern South China Sea during March 1992.Dynamics of Atmospheres and Oceans, 47(1—3): 86—113,doi: 10.1016/j.dynatmoce.2008.10.005

Zeng L L, Wang Q, Xie Q et al, 2015. Hydrographic field investigations in the Northern South China Sea by open cruises during 2004-2013. Science Bulletin, 60(6): 607—615

Zhao W, Hou Y J, Qi P et al, 2009. The effects of monsoons and connectivity of South China Sea on the seasonal variations of water exchange in the Luzon Strait. Journal of Hydrodynamics, Series B, 21(2): 264—270, doi: 10.1016/S 1001-6058(08)60144-4

Zhou H, Nan F, Shi M C et al, 2009. Characteristics of water exchange in the Luzon Strait during September 2006.Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 27(3):650—657, doi: 10.1007/s00343-009-9175-2