棉蘭老流與棉蘭老潛流季節(jié)內變化研究?

楊蓓蓓， 林霄沛

(中國海洋大學海洋與大氣學院，山東 青島 266100)

?

棉蘭老流與棉蘭老潛流季節(jié)內變化研究?

楊蓓蓓， 林霄沛??

(中國海洋大學海洋與大氣學院，山東 青島 266100)

摘要：通過分析HYCOM(HYbrid Coordinate Ocean Model)數據，得出棉蘭老流(MC)位于0～800m深度，緊貼岸界，最大流速發(fā)生在次表層。棉蘭老潛流(MUC)位于400m深度以下，127°E以東離岸側，最大流速發(fā)生在1600m深度處。MUC的流核數目在12個月的分布不盡相同，大概在1～3個，其中存在2個流核的月份最多；MUC各個流核在不同月份的核心強度有明顯變化，5月份流核核心速度最大，可達10cm·s-1；MUC各個流核的緯向剖面面積也有明顯的季節(jié)變化，2月份的剖面面積最大。從季節(jié)內變化上看，MUC與MC都存在較明顯的季節(jié)內變化信號，周期在100d左右。MC的季節(jié)內變化是由海表面渦旋引起的，而MUC的季節(jié)內變化是由溫躍層以下的渦旋引起的。

關鍵詞：棉蘭老流；棉蘭老潛流；季節(jié)內變化特征；HYCOM

引用格式：楊蓓蓓， 林霄沛. 棉蘭老流與棉蘭老潛流季節(jié)內變化研究[J]. 中國海洋大學學報(自然科學版)， 2016， 46(6): 21-28.

YANG Bei-Bei, LIN Xiao-Pei. Intraseasonal variability of the mindanao current and the Mindanao undercurrent[J]. Periodical of Ocean University of China, 2016, 46(6): 21-28.

北赤道流在接近菲律賓海岸時分叉，形成向南的流動棉蘭老流(MC)和向北流動的黑潮[1-4]。大部分黑潮繞過呂宋海峽，沿著中國海岸向北流動[5]，一小部分黑潮進入中國南海[6]。棉蘭老流的主要部分流入蘇拉威西海補充印尼貫穿流，剩下的直接進入北赤道逆流(NECC)[6]。與此同時，在表層流下方存在著與其相對應的反向的潛流，分別為黑潮下方南向的呂宋潛流(LUC)，棉蘭老流(MC)下方的北向棉蘭老潛流(MUC)與北赤道流下由西向東的赤道潛流(NEUC)[7]。棉蘭老潛流是連接新幾內亞潛流和北赤道逆流的重要海流，也是南半球表層以下海水跨越赤道后向北繼續(xù)輸運的重要載體[8]。

由過去MC的研究得知，MC是穩(wěn)定的西邊界流，最大流速約1m·s-1[6,9-10]。Kimetal、Kashino等認為MC的流量受厄爾尼諾和南方濤動的影響[11-13]。Kashino利用錨定數據，發(fā)現MC有較強的年際和季節(jié)變化。

MUC是由中國學者利用1986—1988年間的3個航次溫鹽資料運用反演方法研究發(fā)現的，Hu和Cui[14-15]利用棉蘭老島以東沿7.5°N 3年的觀測資料發(fā)現并命名了MC下面向北流動多流核的MUC。Lukas等利用ADCP的結果發(fā)現MUC 20～25km寬，離岸50～75km[2]。Wijffels等[10]發(fā)現MC以下的MUC是高變異性的，并因此認為MUC是瞬時現象。但Qu等[16]認為Wijffels等并未得到400db之下的速度場，因此Wijffels等的論斷并不適用于深層水體；此外，在Wijffels等所得平均位勢密度斷面上，在500～1000db深度范圍內向下傾斜的等密線已經表明了該處存在北向流，因而在更深水層上MUC應當是一個永久特征。近期，Chiang、Zhang、Wang發(fā)現，MUC的季節(jié)內變化信號與溫躍層以下的渦旋有關[17-19]。Chiang認為MUC 50～60d的信號是由南太平洋產生的次表層渦旋引起，沿著新幾內亞島向西北傳播，最終到達棉蘭老島。而Zhang認為MUC的季節(jié)內變化信號是由同緯度自東向西傳播的位于溫躍層以下的渦旋引起的。而Wang認為影響MUC季節(jié)內變化的次表層渦旋來自南、北和同緯度3種路徑。

到目前為止，還沒有MUC主體部分的直接、長期觀測，因此對其結構和變異的認識較為不直觀，導致棉蘭老潛流的具體結構和流核數量尚不清楚，棉蘭老潛流體積運輸量存在分歧，同時，對于MC的季節(jié)內變化研究較少，對于MUC的季節(jié)內變化來源存在爭議。本文將利用高分辨率的HYCOM海洋模式資料對北太平洋低緯度西邊界流的時空分布特征及其變化規(guī)律進行初步分析,主要研究棉蘭老流區(qū)域環(huán)流的時空特征，同時分析棉蘭老流與棉蘭老潛流的季節(jié)內變化規(guī)律，并探究其季節(jié)內變化的來源、影響MUC季節(jié)內變化的次表層渦旋的來源。

1數據

本文分析采用的數據是2004—2012年高分辨率HYCOM模式數據，HYCOM模式水平網格采用Arakawa C網格和標準笛卡爾坐標系，垂直集中3種坐標(z坐標、δ坐標和等密度面坐標)，垂直混合機制是K-剖面參數化(KPP)。數據時間分辨率為1d。數據覆蓋接近全球，從45°S～45°N，而且空間分辨率在經向和緯向都是1/12(度)。數據的垂直分辨率是從接近海表的5m到海底的550m，共33層。其中用到的深度測量法來自于質量控制海軍研究實驗室DBDB2數據集，海表氣象數據來自美國海軍業(yè)務化全球大氣預測系統(tǒng)(Navy Operational Global Atmospheric Prediction System，NOGAPS)，包括風應力、風速、熱通量(使用塊體公式計算得來)以及降雨。對于更多細節(jié)的模型配置，如層參考密度時間步驟、平流方案混合等，可以參考相關HYCOM官方網站(http://hycom.org)給的blkdat.input文件。

HYCOM模式數據分辨率高，完全覆蓋棉蘭老海區(qū)，并且在Wang[19]的文章中對HYCOM模式數據與實測數據做了對比，HYCOM數據可以較好地模擬棉蘭老海區(qū)的環(huán)流特征。

2棉蘭老海區(qū)環(huán)流基本特征

2.1 水平分布特征

HYCOM高分辨率的數據可以再現大多數海洋中的現象，為了進一步了解低緯度西邊界流，本文選擇114°E～138°E，0°～25.5°N為研究區(qū)域。圖1為表層流場與速度標準差。由圖1(a)可知，北赤道流在12°N左右分叉為兩支流動，一支向北的黑潮(KC)，一支向南的棉蘭老流(MC)。棉蘭老流在分叉點較微弱，隨著向南流動，流動增強，到7°N左右達到流速最大值，超過1.1m·s-1。MC在棉蘭老島南側發(fā)生分叉，一支向西為印尼貫穿流(ITF)，另一支向東匯入北赤道逆流(NECC)。由圖1(b)可知，表層速度的標準差大部分區(qū)域較小，低于0.3m·s-1。印尼貫穿流區(qū)域速度標準差較大。在MC和NECC的區(qū)域也較大，可達到0.5m·s-1，這可能與這各區(qū)域的特殊性有關——此區(qū)域是水團交匯的十字路口，而且是棉蘭老渦(Mindanao Eddy，ME)和哈馬黑拉渦(Halmahera Eddy，HE)兩渦旋地帶，可能會導致溫鹽變化較大，從而引起表層流速的變化。

((a)填色表示流速的大小，白色箭頭表示流速矢量；(b)填色表示流速大小的標準差。(a)Shading indicates the magnitude of velocity；(b)Shading indicates the STD of velocity.)

圖1海表面平均速度矢量圖(a)、海表速度標準差(b)

Fig.1Mean (a) and STD (b) of velocity at sea surface from the model

流動的主要結構會隨著深度的加深而變化。由圖2(a)可看出,在1200m深度MC基本消失，棉蘭老島離岸的地方流動主要變?yōu)橄虮?，即棉蘭老潛流(MUC)。而此向北流動的是棉蘭老島離岸東南方向反氣旋渦旋的一部分，這個反氣旋的渦Qu認為是上層HE渦旋在溫躍層中的向極傾斜[16]。棉蘭老潛流的流動范圍較小，從5°N開始，到10°N左右大部分轉向東流入大洋內部。由圖2(b)可知,1200m深度處的速度標準差較其速度來說較大，最大值在棉蘭老島沿岸7°N附近。

((a)填色表示流速的大小，白色箭頭表示流速矢量；(b)填色表示流速大小的標準差。(a)Shading indicates the magnitude of velocity；(b)Shading indicates the STD of velocity.)

圖21200m深度平均速度矢量圖(a)、速度標準差(b)

Fig.2Mean (a) and STD (b) of velocity at 1 200 m from the model

2.2 垂向分布特征

圖3(a)為8°N斷面的經向流速圖，它給出了MUC和MC的具體垂向結構。在平均的經向流速圖中，棉蘭老流在0～800m深處，且緊貼岸界，最大速度發(fā)生在次表層處，可達1.1m·s-1。對于棉蘭老潛流，HYCOM模式得出的平均經向流，MUC不在MC的正下方而是在離岸處，垂向范圍為300～3000m范圍，從平均狀態(tài)中可以看出棉蘭老潛流存在2個流核，在1600m深度處存在1個流核，流核中心處流速僅為2cm·s-1左右。在128.5°E以東0～500m深處也存在向北的經向流動，流核在300m左右。

圖3(b)可看出經向流速的標準差在表層較大，可達0.25m·s-1。在近岸127°E處500～2000m也存在一個標準差較大的區(qū)域。其他區(qū)域流速的標準差都較小。

((a)填色表示經向流速的大?。?b)填色表示經向流速大小的標準差。(a)Shading indicates the magnitude of meridionalvelocity；(b)Shading indicates the STD ofmeridional velocity.)

圖38°N斷面平均經向速度(a)、經向速度標準差(b)

Fig.3Mean (a) and STD (b) of meridional velocity at 8°N

圖4顯示了8°N斷面氣候態(tài)月平均的4個不同月份的經向流速分布，可以看出MUC和MC的強度都有明顯變化，MUC流核數目也有變化，這意味著MUC有明顯的季節(jié)變化。從流核數目來看，在8°N斷面，5和8月有2個流核，11月份有2個流核，2月份有3個流核，其中1個流核在3000m以下。從流核的強度來看，5月份流核核心速度較大，可達到8cm·s-1。從MUC緯向剖面面積來看，2月份剖面面積最大，達到130°E以東。

3棉蘭老流和棉蘭老潛流季節(jié)內變化探究

3.1 棉蘭老流和棉蘭老潛流的體積輸運特征

以8°N斷面為例，簡要分析HYCOM數據中2004—2012年MUC流量變化。取Hycom 2004—2012年5d平均的數據，以沿岸向東到129°E，0～800m的南向流積分作為MC流量，沿岸向東到129°E，400～3000m的北向流積分作為MUC流量。

在8°N垂直斷面MUC的平均流量為17.3SV，MC的平均流量為43.9SV，這里MC與MUC流量較大的原因是HYCOM模式模擬的MC與MUC較真實值大。圖5是MC與MUC的流量變化，可看出MUC和MC都存在著較大的季節(jié)內浮動。為了進一步探討其季節(jié)內變化，對MC和MUC 9年的流量數據做功率譜分析，可以看出MUC存在100d左右的季節(jié)內變化信號，這與QU在2012年得出的棉蘭老潛流的50～100d的周期較吻合。在圖6(a)中看不出棉蘭老潛流有明顯的季節(jié)變化周期，可能由于數據時間長度太短或者棉蘭老潛流本身季節(jié)周期不明顯造成的。而對MC，譜分析的結果得出棉蘭老流流量同樣有3個較明顯的峰值(見圖6(b))，同樣有100d左右的譜峰超過信度檢驗曲線，也就是說MC也存在100d左右的季節(jié)內變化。

(藍線表示MC氣候態(tài)月平均流量；綠線表示MUC氣候態(tài)月平均流量。Blue solid line indicates the MC transport；Greensolid line indicates the MC transport.)

圖5MC與MUC流量

Fig.5The transport of MC and MUC

((a)黑實線表示MUC流量功率譜，黑虛線表示95%的信度檢驗曲線；(b)黑實線表示MC流量功率譜，黑虛線表示95%的信度檢驗曲線。(a)Black solid line indicates the power spectrum of the MUC transport，black dashed line indicates the 95%；(b)Black solid line indicates the power spectrum of the MC transport，black dashed line indicates the 95%)

圖6MUC(a)及MC(b)流量功率譜分析

Fig.6The power spectrum of the MUC(a)and MC(b)transport

3.2 棉蘭老流季節(jié)內信號的來源

前人對黑潮流量的研究得出，黑潮流量的變化與從東向西傳的中尺度渦有很大關系，推測棉蘭老流100d左右的周期與從東向西傳的中尺度渦密不可分。而對棉蘭老海區(qū)的海表面異常(SLA)與MC流量做相關性分析，得出相關系數在-30%左右，超過99%的相關性信度檢驗，也就是說MC流量與棉蘭老海區(qū)的SLA負相關關系顯著。當反氣旋式的渦在大洋中部傳播到棉蘭老島近岸時，棉蘭老島附近海表面高度升高,由地轉關系，MC流量減小。反之，氣旋式渦靠近棉蘭老島近岸時，MC流量增大。

為了進一步看清楚MC與SLA的關系，本文分別合成MC流量大于60SV對應的海表面高度異常的平均場(見圖7(a))與MC流量小于33SV對應的海表面高度異常的平均場(見圖7(b))。當MC流量大于60SV時，棉蘭老島近岸海表面高度存在負的異常，即在棉蘭老島沿岸存在氣旋式渦旋，當MC流量小于33SV時，棉蘭老島近岸海表面高度存在正的異常，即在棉蘭老島沿岸存在反氣旋式渦旋，與本文前面的結論相符。

而海表面高度異常與MUC相關性不顯著，同時MUC流量大于45SV和小于5SV合成的海表面高度異常的平均場(圖未展示)也沒有明顯的氣旋和反氣旋渦，可能是由于引起MC與MUC流量變化的機制不同，海洋上層的渦旋與深層的MUC關系不強。

3.3 棉蘭老潛流季節(jié)內信號的來源

Chiang以及Zhang、Wang等發(fā)現棉蘭老潛流的季節(jié)內變化與溫躍層以下的渦旋有關[17-19]。圖8(a)和8(b)展示了1200m平均的EKE(Eddy kinetic energy)場和8°N斷面的EKE場。由圖9可看出，渦旋在菲律賓沿岸附近較活躍，且這些渦旋集中在300～2000m左右，最大的EKE在800m左右，而1200m的平均EKE場中也可看出EKE在菲律賓島東岸、棉蘭老潛流附近較大，這與Zhang[17]用OFES數據得出的結論基本一致。

為了進一步探討這些溫躍層以下渦旋的來源，本文做出2004—2012年8°N斷面1200m深度的HYCOM經向流速異常的時間-經度圖(見圖9)。由圖10，可以很清晰的看出經向流速異常有一個明顯的由東向西傳的特征，流速異常信號在135°E以東較弱，隨著向西傳播，強度逐漸增大。流速異常信號就是由渦旋的運動引起的，也就是說次表層渦旋由東向西傳播，傳播的速度約為7cm·s-1，與Zhang的6～8cm·s-1相符[17-19]。

4結論

本文通過分析HYCOM數據，采用斷面分析、相關性分析、功率譜分析、合成等方法，分析了MC與MUC的空間結構、季節(jié)內變化特征，得到結論如下：

(1)通過對HYCOM數據進行大面、斷面分析，在表層流場中棉蘭老島東側存在一支向南流動的MC，并且屬于棉蘭老島東南側氣旋式渦HE的一部分。在1200m處流場中，可以看到一支向北的流動MUC存在于棉蘭老島東南側5°N～10°N范圍內，同時也屬于棉蘭老島東南側深海反氣旋渦旋的一部分。垂直結構分析結果顯示，氣候態(tài)年平均8°N斷面經向流速的垂直分布表明MC位于0～800m深度128.5°E以西近岸側，最大流速發(fā)生在次表層。MUC位于400m深度以下，127°E以東離岸側，最大流速發(fā)生在1600m深度處。

(2)氣候態(tài)月平均的12個月的經向流速分布表明MUC的流核數目和強度有明顯的季節(jié)變化：MUC的流核數目在12個月的分布不盡相同，大概在1～3個，其中存在2個流核的月份最多；MUC各個流核在不同月份的核心強度有明顯變化，5月份流核核心速度最大，可達10cm·s-1；MUC各個流核的緯向剖面面積也有明顯的季節(jié)變化，2月份的剖面面積最大。

(3)MC與MUC都存在約100d的季節(jié)內變化信號，但其信號來源不同。MC的季節(jié)內變化主要由海表面的渦旋引起，而MUC的季節(jié)內變化主要由同緯度的由東向西傳播的溫躍層以下的渦旋引起。

參考文獻：

[1]Toole J M, Millard R C, Wang Z, et al. Observations ofthe Pacific North Equatorial Current bifurcation at the Philippine Coast[J]. Journal of Physical Oceanography, 1990, 20(2): 307-318.

[2]Lukas R, Yamagata T, Mc Creary J P. Pacific low-latitude western boundary currents and the Indonesian throughflow[J]. Journal of Geophysical Research, 1996, 101(12): 209-216.

[3]Qu T, Lukas R. The bifurcation of the North Equatorial Current in the Pacific[J]. Journal of Physical Oceanography, 2003, 33(1): 5-18.

[4]Wang Q, Hu D. Bifurcation of the North Equatorial Current derived from altimetry in the Pacific Ocean[J]. Journal of Hydrodynamics, 2006, 18(5): 620-626.

[5]Lee T W, Johns C T, Liu D, et al. Mean transport and seasonal cycle of the Kuroshio east of Taiwan with comparison to the Florida Current[J]. Journal of Geophysical Research, 2001, 106(22): 143-158.

[6]Lukas R E, Firing P, Hacker P L, et al. Observations of the Mindanao Current during the Western Equatorial Pacific Ocean circulation study[J]. Journal of Geophysical Research, 1991, 96: 7089-7104.

[7]王凡, 胡敦欣. 棉蘭老潛流水源的初步研究[M]. 北京: 科學出版社, 1997: 345-352.

Wang Fan, Hu Dun-Xin. Preliminary Research of the Mindanao Undercurrent[M]. Beijing: Science Press, 1997: 345-352.

[8]王剛. 棉蘭老潛流時空變化特征的初步分析[D]. 青島: 中國海洋大學海洋環(huán)境學院, 2011.

Wang Gang. Preliminary Analysis of Spatial and Temporal Variation Characteristics of Mindanao Undercurrent[D]. Qingdao: College of Physical and Environmental Oceanography, Ocean University of China, 2011.

[9]Lukas R. Interannual fiuctuations of the Mindanao Currentin ferred from sealevel[J]. Journal of Geophysical Research, 1998, 93: 6744-6748.

[10]Wijffels S E, Firing E, Toole J. The mean structure and variability of the Mindanao Current at 8°N[J]. Journal of Geophysical Research, 1995, 100(18): 421-435.

[11]Kim Y, Qu T, Jensen T, et al. Seasonal and interannual variations of the North Equatorial Current bifurcationin a high-resolution OGCM[J]. Journal of Geophysical, 2004, 109: 1-19.

[12]KashinoY, Espana N, Syamsudin F, et al. Observations of the North Equatorial Current, Mindanao Current, and Kuroshio Current System during the 2006/07 ElNinoand 2007/08 LaNina[J]. Journal of Oceanography, 2009, 65(3): 325-333.

[13]KashinoY, Ishida A, Hosoda S. Observed ocean variability in the Mindanao Domeregion[J]. Journal of Physical Oceanography, 2011, 41(2): 287-302.

[14]Hu D, Cui M. The western boundary current in the far-western Pacific Ocean[C]. Noumea, New Caledonia: Progress of Western International Meeting and Workshop on TOGA CORAE, 1989, 123-134.

[15]Hu D, Cui M. The western boundary current of the Pacific and its role in the climate[J]. Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 1991, 9: 1-14.

[16]Qu T, Mitsudera H, Yamagata T. On the western boundary current in the Philippines Sea[J]. Journal of Geophysical Research, 1998, 103: 7537-7548.

[17]Chiang T, Qu T. Subtherm oclineed diesin the western equatorial Pacificas shown by aneddy-resolving OGCM[J]. Journal of Physical Oceanography, 2013, 43: 1241-1253.

[18]Zhang L D, HuS, HuF, et al. Mindanao Current/Under current measured by asubsur face mooring[J]. Journal of Geophysical Research, 2014, 119: 3617-3628.

[19]Wang Q Y, Zhai F G, Wang F J, et al. IntraseasonalvariabilityofthesubthermoclinecurrenteastofMindanao[J]. Journal of Geophysical Research, 2014, 119: 8552-8566.

責任編輯龐旻

Intraseasonal Variability of the Mindanao Current and the Mindanao Undercurrent

YANG Bei-Bei, LIN Xiao-Pei

(College of Oceanic and Atmospheric Science, Ocean University of China, Qingdao 266100, China)

Abstract：The MC and the MUC play an important role in contributing to equatorial heat and mass budget and act as important channels of mass, heat, and salt exchange between two hemisphere. In this paper, the structure and the intraseasonal variability of the MC and the MUC have been analyzed using the HYCOM data. The MC is a northward currentin the depth of 0～800 m with its maximum velocity in the subsurface. And the MUC lies below the 400 m depth, east of 127°E offshore, with maximum velocity in 1 600 m depth. The climatological monthly mean velocities showed significant seasonal variabilities in both quantity and the strength of the MUC velocity cores. The cores of MUC varied with months from one to three with tow cores in most time. The strength and area of MUC also varied significantly. The core velocity attained the largest of up to 10 cm·s-1in May, with the largest areas occurring in February. Both the MC and the MUC have strong intraseasonal variability of about 100 d. The intraseasonal variability of MC maybe caused by the activity of surface eddies and the intraseasonal variability of MUC appears to be closely related to subthermocline eddies, which translate westward.

Key words:Mindanao current(MC); Mindanao undercurrent(MUC); intraseasonal variability; HYCOM

基金項目：? 國家重大科學研究計劃項目(2013CB956202)資助

收稿日期：2015-09-18；

修訂日期：2015-12-15

作者簡介：楊蓓蓓(1991-)，女，碩士生。E-mail：haikeybb@163.com ??通訊作者：E-mail: linxiaop@ouc.edu.cn

中圖法分類號：P731.27

文獻標志碼：A

文章編號：1672-5174(2016)06-021-08

DOI：10.16441/j.cnki.hdxb.20150325

Supported by National Basic Research Program of China(2013CB956202)