2013年春季W(wǎng)yrtki急流變異及成因分析

韓國慶,劉 琳,2*,段永亮,2,王關(guān)鎖,王輝武,2,劉延亮,2,王海員,馮 琳,2,于衛(wèi)東,2

(1.國家海洋局第一海洋研究所海洋與氣候研究中心,山東青島266061; 2.青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實驗室區(qū)域海洋動力學(xué)與數(shù)值模擬功能實驗室,山東青島266200; 3.國家海洋局第一海洋研究所海洋環(huán)境數(shù)值模擬實驗室,山東青島266061)

2013年春季W(wǎng)yrtki急流變異及成因分析

韓國慶1,劉 琳1,2*,段永亮1,2,王關(guān)鎖2,3,王輝武1,2,劉延亮1,2,王海員1,馮 琳1,2,于衛(wèi)東1,2

(1.國家海洋局第一海洋研究所海洋與氣候研究中心,山東青島266061; 2.青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實驗室區(qū)域海洋動力學(xué)與數(shù)值模擬功能實驗室,山東青島266200; 3.國家海洋局第一海洋研究所海洋環(huán)境數(shù)值模擬實驗室,山東青島266061)

通過分析深海潛標(biāo)系統(tǒng)的實際觀測海流數(shù)據(jù)對2013年赤道印度洋上層Wyrtki急流(WJ)的變異進行了研究,發(fā)現(xiàn)WJ在2013年呈現(xiàn)明顯異常變化,主要表現(xiàn)為春季W(wǎng)J強度略強于同年秋季W(wǎng)J。再分析資料的分析結(jié)果也同樣驗證此結(jié)論,而這與氣候態(tài)WJ的演化特征相反。在氣候平均態(tài)下,印度洋春季W(wǎng)J強度遠弱于秋季W(wǎng)J強度。進一步數(shù)據(jù)分析與數(shù)值模式結(jié)果表明,2013年春季W(wǎng)J異常加強與赤道印度洋海表風(fēng)場變化密切相關(guān),而春季海表風(fēng)場的變化主要歸因于2013年春季異常增強的季節(jié)內(nèi)振蕩(ISO)事件,發(fā)生在2013-05的ISO對流位相是導(dǎo)致春季印度洋海表西風(fēng)異常的直接原因。本研究揭示了中小時間尺度海氣相互作用可以影響更長時間尺度海洋環(huán)流系統(tǒng)的年際變化。

Wyrtki急流;季節(jié)內(nèi)振蕩;印度洋;年際變化

印度洋是世界第三大洋,其獨特的地理特征決定了它別具特色的季風(fēng)性氣候。印度洋北側(cè)被亞洲大陸阻擋,南部為廣袤開闊的南大洋,獨特的地形分布以及太陽輻射的年變化造就了印度洋處于強大的亞洲季風(fēng)系統(tǒng)影響下。在亞洲季風(fēng)系統(tǒng)控制下,印度洋特別是熱帶印度洋地區(qū)存在形式多樣的局地氣候及海洋環(huán)流系統(tǒng)[1-10]。印度洋冬季被東北季風(fēng)控制,夏季被強盛的西南季風(fēng)影響,春季和秋季分是冬季風(fēng)和夏季風(fēng)的轉(zhuǎn)換期。赤道印度洋每年春季(4—5月)和秋季(10—翌年1月)出現(xiàn)兩次東向Wyrtki急流(WJ)[11],它發(fā)生在表層且流幅窄、流速強,根據(jù)漂流浮標(biāo)觀測,2°S～2°N平均的氣候態(tài)流速在春、秋季分別為50和70 cm/s[12-13]。該海流系統(tǒng)主要發(fā)生在(50°～80°E,3°S～3°N)的赤道印度洋區(qū)域內(nèi),其深度主要為海洋上層,從100 m深度至海面[14]。WJ影響熱帶東西印度洋之間上層海洋的水體、鹽度和熱量的東西向輸送,并對印度洋海盆尺度海氣相互作用產(chǎn)生影響[15-16]。WJ存在顯著年際變化[17-18],WJ年際變化受印度洋偶極子事件(IOD)和ENSO影響[19-20]并對IOD產(chǎn)生作用[15]。

相對于太平洋與大西洋,印度洋海洋環(huán)境監(jiān)測及觀測均處于起步階段。前人只能通過有限的衛(wèi)星遙感海面資料以及稀少的現(xiàn)場觀測資料對WJ演化特征及影響機制進行研究,更多則是利用數(shù)值模式對WJ的演化特征、發(fā)生和發(fā)展規(guī)律及控制因素進行分析。2000年后印度洋海洋觀測系統(tǒng)的發(fā)展,特別是它的重要組成部分“非洲-亞洲-澳大利亞季風(fēng)分析和預(yù)測研究錨系浮標(biāo)陣列(RAMA)”的建立為研究WJ的三維流速、溫-鹽結(jié)構(gòu)和多時間尺度變化等諸多細結(jié)構(gòu)提供了第一手資料?；赗AMA浮標(biāo)數(shù)據(jù),目前對WJ流量[21]、季節(jié)變化[22]和年際變化動力學(xué)[23]有了進一步認識。本文中,我們利用多普勒聲學(xué)剖面儀(ADCP)觀測的印度洋上層海洋海流剖面資料,結(jié)合多個海洋再分析數(shù)據(jù)集,對2013年春季W(wǎng)J進行了分析,發(fā)現(xiàn)2013年春季W(wǎng)J強度與秋季W(wǎng)J強度相比略強,這與氣候態(tài)WJ強度的特征不符。我們進一步使用了POM數(shù)值海洋模式對2013年春季W(wǎng)J異常產(chǎn)生原因進行了分析和探討。

(李 燕 編輯)

1 數(shù)據(jù)及模式介紹

1.1 數(shù)據(jù)簡介

本研究使用了國家海洋局“全球變化與海氣相互作用專項”2013年印度洋南部水體環(huán)境綜合調(diào)查春季航次所布放的深水潛標(biāo)觀測數(shù)據(jù)。該航次于2013-03—05執(zhí)行,并于2013-04在赤道中印度洋(85°E,0°)處布放了一套深水潛標(biāo)系統(tǒng)(圖1),現(xiàn)場水深4 200 m,潛標(biāo)主浮體設(shè)計深度350 m。主浮體上安裝的一套ADCP(頻率為150 K)可以實現(xiàn)對海洋上層海流剖面進行連續(xù)觀測。ADCP觀測設(shè)置為垂直間隔16 m,時間間隔1 h。我們對ADCP原始資料進行了插值處理,海流數(shù)據(jù)垂向間隔插值為10 m,時間分辨率為日平均。由于ADCP在海面附近受海表反射聲信號影響較大,本文中我們忽略了上層40 m內(nèi)數(shù)據(jù),只采用40～150 m深度觀測結(jié)果。ADCP從2013-04-05開始記錄數(shù)據(jù),2014-04-18終止記錄,時間范圍完整覆蓋了2013年春季、秋季W(wǎng)J過程。

圖1 深水潛標(biāo)位置示意圖Fig.1 Location of mooring system

本文使用了Ocean Surface Current Analyses Real Time(OSCAR,http:∥www.oscar.noaa.gov/index. html)、Global Ocean Data Assimilation System(GODAS,http:∥www.cpc.ncep.noaa.gov/products/GODAS/)和Geophysical Fluid Dynamics Laboratory(GFDL,http:∥www.gfdl.noaa.gov/)三套不同海洋再分析資料以及RAMA中位于(80°30'E,0°)點處的浮標(biāo)觀測數(shù)據(jù)(http:∥www.pmel.noaa.gov/tao/rama/)。OSCAR,GFDL和GODAS時間分辨率為月平均,RAMA數(shù)據(jù)時間分辨率為日平均。OSCAR資料選取海洋上層15 m處水平流速,空間水平分辨率為1°×1°,使用資料時間跨度為2013-01—2013-12,覆蓋區(qū)域為30°30'～119°30'E,29°30'S～29°30'N。GODAS資料選取海洋上層15 m處水平流速,空間水平分辨率為1°×(1/3)°,使用資料時間跨度為2013-01—12,覆蓋區(qū)域為1°～360°E,74°S～65°N。GFDL資料選取海洋上層15 m處水平流速,空間水平分辨率為1°×1°,使用資料時間跨度為2013-01—12,覆蓋區(qū)域為279°～80° E,81°S～90°N。本研究使用的風(fēng)場數(shù)據(jù)為NCEP/NCAR再分析資料6 h平均三維風(fēng)場數(shù)據(jù)(http:∥www. esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis.html)。NCEP/NCAR再分析資料是由美國國家環(huán)境預(yù)報中心和國家大氣研究中心聯(lián)合開發(fā)的數(shù)據(jù)產(chǎn)品,水平空間分辨率為2°30'×2°30'。使用資料時間跨度為1958-01—2015-12,覆蓋區(qū)域為0°～357°30'E,90°S～90°N。向外長波輻射(OLR)數(shù)據(jù)來自于美國國家海洋和大氣管理局(NOAA)(http:∥www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.interp_OLR.html),空間水平分辨率為2°30'×2°30',使用資料時間跨度為1974-01—2013-12,覆蓋區(qū)域為0°00'～357°30'E,90°S～90°N。

1.2 POM模式簡介

Princeton Ocean Model(POM)是由美國普林斯頓大學(xué)Blumberg和Mellor在1977年共同建立起來的一個三維斜壓原始方程數(shù)值海洋模式,被當(dāng)今國內(nèi)外應(yīng)用較為廣泛的河口、近岸海洋模式,模式模擬內(nèi)容主要有:潮流、風(fēng)生流、混合層和躍層、熱鹽環(huán)流、海洋環(huán)流和輸運及與AGCM(大氣環(huán)流模式)和冰模式的耦合。垂向混合系數(shù)由二階湍流閉合模型確定,這在一定程度上擺脫了人為因素的困擾。垂直方向采用σ坐標(biāo),水平網(wǎng)格采用的是曲線正交坐標(biāo)系統(tǒng),變量空間配置使用“Arakawa C”網(wǎng)格,可以較好的匹配岸界。水平時間差分是顯式的,而垂直時間差分是隱式的,這可以保證垂向不受CFL條件限制,從而保證模式在海洋表層和底層可以有很高的垂向分辨率。模式區(qū)域設(shè)定在0°～360°E,89°45'S～90°15'N范圍內(nèi)。采用直角網(wǎng)格,東西劃分為721個網(wǎng)格,南北劃分為361個網(wǎng)格,空間水平分辨率為30'×30',垂向分為21層。模式采用實際水深。

利用POM模式,我們設(shè)計了兩組數(shù)值實驗,控制實驗和敏感性實驗?？刂茖嶒灷脷夂驊B(tài)大氣強迫場數(shù)據(jù)對POM模式進行強迫,敏感性實驗利用2013年大氣強迫場對模式進行強迫。兩組數(shù)值實驗前均采用NCEP風(fēng)場對模式進行強迫,從2008-01-01—2012-12-31,利用當(dāng)日輸出值作為兩組數(shù)值實驗的初始條件。

2 觀測資料分析

圖2a給出了RAMA浮標(biāo)(80°30'E,0°)處緯向海流的氣候態(tài)時間演化圖。氣候態(tài)上來看,每年4月和11月赤道印度洋均出現(xiàn)WJ,且春季W(wǎng)J強度低于秋季W(wǎng)J。圖2b給出2013年ADCP觀測的日平均緯向流時間演化圖。如圖所示,ADCP完整觀測到2013年發(fā)生的2次WJ事件:春季W(wǎng)J盛期出現(xiàn)在2013-05,最大值達1.8 m/s,流速最大區(qū)覆蓋范圍最深處達110 m,強流區(qū)一直延伸到海洋內(nèi)部140 m處;春季W(wǎng)J自2013-05-25起開始減弱,強度由強盛期的1.8 m/s逐漸減弱為0.6 m/s;2013-06-04春季W(wǎng)J消亡。秋季W(wǎng)J于2013-11-26出現(xiàn),其東向流速大于0.5 m/s。2013-12月初,WJ迅速發(fā)展,強度達1 m/s;2013-12-20,秋季W(wǎng)J開始減弱,強度減弱為0.8 m/s;2013-12-25,秋季W(wǎng)J消亡;2014-01-04,赤道印度洋重新被西向流控制。ADCP觀測結(jié)果顯示,2013年WJ發(fā)展與WJ在氣候平均態(tài)情況下的春季弱、秋季強顯著不同,并且這一變化也與最近研究發(fā)現(xiàn)的春季W(wǎng)J減弱趨勢[24]不同,因此值得進一步關(guān)注其發(fā)生和發(fā)展原因。

為了進一步了解ADCP實測資料揭示的2013年異常WJ現(xiàn)象,接下來我們分析了不同來源的3套海洋再分析資料產(chǎn)品,從而對2013年WJ變化的空間分布特征進行全面把握。

圖2 緯向海流時間-深度剖面圖Fig.2 Temporal evolution of zonal velocity

圖3 經(jīng)向平均的赤道印度洋緯向流時間-經(jīng)度分布圖Fig.3 Temporal evolution of zonal velocity along the equator

圖3給出了2013年OSCAR,GFDL,GODAS資料刻畫的赤道印度洋緯向流的逐月變化。通過與ADCP實測資料比對(圖3d),我們發(fā)現(xiàn)3套再分析資料具有一致性的季節(jié)變化,即可以揭示春季W(wǎng)J與秋季W(wǎng)J以及春季W(wǎng)J強度略強于秋季W(wǎng)J,因此可以認為3套再分析資料可以較好再現(xiàn)2013年春季和秋季W(wǎng)J事件。雖然3套再分析資料能夠再現(xiàn)2013年春季和秋季W(wǎng)J現(xiàn)象,但是三者之間也存在顯著差異。與ADCP實測結(jié)果相比較,GODAS資料對春季W(wǎng)J刻畫強于觀測約0.3 m/s,GFDL與OSCAR對春季W(wǎng)J現(xiàn)象的描述比觀測弱。對秋季W(wǎng)J刻畫上,3套再分析資料產(chǎn)品均表現(xiàn)出弱于觀測結(jié)果,幅度大約為0.5 m/s。雖然3套再分析資料與觀測結(jié)果存在一定偏差,但是3套再分析資料產(chǎn)品均可以較好把握2013年春季W(wǎng)J事件。因此我們可以從3套不同再分析資料產(chǎn)品出發(fā),對2013年春季W(wǎng)J現(xiàn)象的空間分布及時間演化特征進行分析。圖3a、圖3b、圖3c分別是OSCAR,GFDL,GODAS三套再分析資料產(chǎn)品中緯向流在2°30'S～2°30'N范圍內(nèi)經(jīng)向平均的結(jié)果。結(jié)果表明,2013年春季W(wǎng)J在5月出現(xiàn),且強度強于秋季W(wǎng)J。其中GODAS資料中WJ現(xiàn)象最為明顯,強度最強,最大值達1.5 m/s。GFDL資料中WJ強度最弱,海流最大值只有0.8 m/s,并且在GFDL資料中,2013-10—11沒有出現(xiàn)WJ,僅在12月出現(xiàn),WJ主要覆蓋60°～85°E之間區(qū)域。從3套不同的再分析資料產(chǎn)品可以看出,2013年春季W(wǎng)J強度均明顯強于秋季W(wǎng)J,這與平均意義下的結(jié)果有所差別(圖2a)。

Wyrtki最早提出WJ受季風(fēng)轉(zhuǎn)換期的赤道緯向風(fēng)影響,是西風(fēng)強迫下海洋的響應(yīng)[11]。Han等通過不同復(fù)雜性的模式進一步確認海表風(fēng)場強迫是WJ的最主要驅(qū)動機制[25]。圖4給出ADCP位置處2013年春夏季緯向風(fēng)場與海表緯向流的時間演化結(jié)果。結(jié)果顯示在該站位附近,春季海表緯向風(fēng)場與海洋上層流場存在較強相關(guān),兩者相關(guān)系數(shù)為0.39,通過99%信度檢驗標(biāo)準(zhǔn)。伴隨海表風(fēng)場在4月底增強,WJ開始出現(xiàn),并逐漸發(fā)展增強。鑒于海表風(fēng)場是WJ產(chǎn)生的重要因素[26-27],那么我們提出一個假設(shè):2013年春季強WJ的主要原因是2013年春季海表風(fēng)場異常增強所導(dǎo)致。

圖4 2013年觀測點處NCEP緯向風(fēng)場和ADCP觀測的緯向流時間序列圖Fig.4 Time series of zonal current and zonal surface wind in the year of 2013 at observation station

3 數(shù)值模式模擬結(jié)果

為理解2013年春季W(wǎng)J異常增強原因,我們通過海洋環(huán)流模式POM開展不同組別的數(shù)值實驗進行進一步分析。首先,我們利用氣候態(tài)風(fēng)場對POM進行強迫,開展控制實驗?zāi)M,檢驗POM模式對WJ事件的模擬能力。圖5為控制實驗結(jié)果。控制實驗中,在東北季風(fēng)影響下,2013-01—03,赤道印度洋被西向流控制。2013-04,西南季風(fēng)開始在西南印度洋建立,赤道印度洋上空逐漸被緯向西風(fēng)控制,春季W(wǎng)J開始在赤道印度洋出現(xiàn)。2013-05,赤道印度洋海表西風(fēng)達到最強,伴隨風(fēng)場的改變,春季W(wǎng)J達到盛期,最大值達到0.8 m/s。2013-06,隨著西南季風(fēng)北推,赤道印度洋上空西風(fēng)開始減弱,春季W(wǎng)J亦逐漸衰退以至消失。2013-07—09,赤道印度洋仍舊被弱西向流控制。2013-10,亞洲夏季風(fēng)開始衰退,東北季風(fēng)逐漸建立,此時在赤道印度洋上空重新出現(xiàn)了強盛的西風(fēng)環(huán)流,秋季W(wǎng)J開始出現(xiàn)。2013-11,東北季風(fēng)開始建立,秋季W(wǎng)J亦達到一年中的第二個盛期。2013-12,隨著赤道印度洋上空的西風(fēng)開始衰退,秋季W(wǎng)J開始消失。

控制實驗表明,POM模式可以較好把握氣候態(tài)WJ事件,特別是春季W(wǎng)J的發(fā)生和發(fā)展變化規(guī)律。秋季W(wǎng)J雖然發(fā)生在2013-11,但春季W(wǎng)J比秋季W(wǎng)J強度略偏強。接下來,我們利用2013年風(fēng)場資料對POM模式進行強迫,來檢查POM模式對2013年WJ事件模擬情況。

圖5 控制實驗?zāi)M的氣候態(tài)月平均印度洋緯向流(顏色填充)和NCEP風(fēng)場(矢量箭頭)Fig.5 Climatological monthly zonal surface current(shaded)simulated by control run and NCEP surface wind fields(arrows)

圖6 是敏感性實驗得到的2013年印度洋海表月平均緯向流及海表風(fēng)場分布。在敏感性實驗中,2013-04,印度洋海表風(fēng)場由東北季風(fēng)開始轉(zhuǎn)變?yōu)槲髂霞撅L(fēng),赤道印度洋逐漸被西風(fēng)控制,春季W(wǎng)J開始出現(xiàn)。2013-05,赤道印度洋上空的西風(fēng)達到最強,同時春季W(wǎng)J亦達到最強,最大值達1.2 m/s,顯著強于控制實驗中的春季W(wǎng)J強度。2013-06,春季W(wǎng)J開始消失。2013-11,赤道印度洋上空重新被西風(fēng)所控制,秋季W(wǎng)J開始出現(xiàn)。2013-12,秋季W(wǎng)J達到最強,最強處流速達到0.8 m/s。從垂向結(jié)構(gòu)來看,敏感性實驗對WJ垂向結(jié)構(gòu)模擬也與觀測符合較好(圖2c):春季W(wǎng)J峰值出現(xiàn)在5月并且最大深度可以達到水面以下150 m。模式模擬得到的秋季W(wǎng)J主流區(qū)范圍也小于觀測結(jié)果,在100 m水深處流速已不足0.1 m/s。雖然POM模式對2013年秋季W(wǎng)J模擬存在一定偏差,但是對春季W(wǎng)J的模擬與觀測較符合。

圖7給出敏感性實驗與控制實驗的差別。圖7表明,2013年春季赤道印度洋出現(xiàn)異常增強的緯向西風(fēng),2013-05的海表風(fēng)場強度比氣候態(tài)強約5 m/s,而敏感性實驗得到的赤道緯向流場比控制實驗強約0.45 m/s。以上結(jié)果表明2013年春季W(wǎng)J確實受到海表風(fēng)場影響而產(chǎn)生及發(fā)展。圖8為區(qū)域平均(60°～85°E, 2°S～2°N)的海表風(fēng)場及模擬得到的海表流場在敏感性實驗與控制實驗中的差別。圖8表明,模式模擬得到的海表流場隨著強迫風(fēng)場的改變而進行變化,二者具有較好相關(guān),風(fēng)場提前1周時兩者相關(guān)系數(shù)0.46,通過了99%顯著性檢驗。數(shù)值實驗結(jié)果證實WJ強度及變化與赤道印度洋風(fēng)場密切相關(guān)。

圖6 敏感實驗?zāi)M的2013年印度洋緯向流(陰影填充)和NCEP風(fēng)場(矢量箭頭)Fig.6 Simulated zonal surface current(shaded)by sensitive run and NCEP surface wind fields(arrows)

圖7 控制實驗和敏感性實驗之差(敏感性實驗減控制實驗)Fig.7 Differences between sensitive run and control run

圖8 控制實驗和敏感性實驗之差在(60°～85°E,2°S～2°N)7 d滑動平均區(qū)域平均時間序列圖Fig.8 Variation of wind and current differences between sensitive run and control run at(60°～85°E,2°S～2°N) in a 7-day moving window

4 討論和分析

前人研究表明WJ強度受印度洋海表風(fēng)場控制。上一節(jié)的數(shù)值實驗結(jié)果也進一步證實2013年春季W(wǎng)J異常增強受赤道上空海表風(fēng)場影響。那么是什么原因?qū)е铝?013年赤道印度洋風(fēng)場異常增強?經(jīng)過分析, 2013年既非ENSO事件發(fā)生年份,也非IOD顯著發(fā)生年份,因此,可以排除這兩類太平洋、印度洋顯著年際時間尺度海氣相互作用對WJ的影響。

熱帶印度洋是大氣季節(jié)內(nèi)震蕩(intraseasonal oscillations,ISO)發(fā)生和發(fā)展最完善的區(qū)域,ISO與印度洋地區(qū)的夏季風(fēng)暴發(fā)有著密切聯(lián)系[28-29]。而大氣低空西風(fēng)異常,是ISO對流位相的一個顯著特征,因此存在著2013年春季ISO影響赤道印度洋低空風(fēng)場的可能性。接下來,我們進一步檢查在2013-05,是否存在著ISO的對流位相。圖9給出了30～90 d帶通濾波后OLR與海表風(fēng)場的侯平均結(jié)果。圖9表明,2013-04中旬,ISO對流位相控制著熱帶中東印度洋,赤道印度洋海表西風(fēng)為正距平。同時,ISO抑制對流位相在西印度洋開始出現(xiàn),并逐漸東傳,于4月底傳到中東印度洋,赤道印度洋海表風(fēng)場亦呈現(xiàn)西風(fēng)負異常,該抑制對流位相產(chǎn)生的低空東風(fēng)距平不利于春季W(wǎng)J的產(chǎn)生與發(fā)展。與此同時,ISO對流位相在西南印度洋生成并于5月上旬控制熱帶中東印度洋,使得赤道印度洋低空被強大的西風(fēng)控制。因此,2013-05月初的ISO對流位相是5月赤道印度洋低空西風(fēng)異常的直接原因,并進一步使得2013年春季W(wǎng)J異常增強。

以上分析可以發(fā)現(xiàn),2013-05在赤道印度洋出現(xiàn)了異常增強ISO對流位相,進而進一步激發(fā)了赤道印度洋上空的強烈西風(fēng)距平,從而誘使了春季W(wǎng)J的異常增強。ISO對WJ的影響不僅限于2013年,2011年開展的國際大型ISO聯(lián)合研究計劃SINDY/DYNAMO執(zhí)行期間,聯(lián)合觀測團隊同樣發(fā)現(xiàn)了類似現(xiàn)象,2011年秋季的一次ISO對流位相事件,同樣引發(fā)了赤道印度洋上層出現(xiàn)了強烈的東向流[30]。

圖9 30～90 d帶通濾波后OLR距平(陰影填充)和緯向風(fēng)距平時空分布圖(2013-04-01—05-15,侯平均)Fig.9 Pented spatial distribution of 30～90 days band-pass filtered outgoing longwave radiation(shading) and zonal surface wind(contour)from April 1 to May 15,2013

5 結(jié) 論

利用“全球變化與海氣相互作用”專項布放的深海潛標(biāo)觀測資料及3套不同來源海洋再分析資料,本文對2013年赤道東印度洋WJ現(xiàn)象進行分析,發(fā)現(xiàn)2013年春季W(wǎng)J呈現(xiàn)異常變化特征,主要表現(xiàn)為春季W(wǎng)J強度略強于秋季W(wǎng)J,這與氣候態(tài)平均意義下的WJ年變化不同。進一步分析表明,2013年赤道印度洋海表風(fēng)場異常變化是導(dǎo)致春季W(wǎng)J異常的主要原因。而2013-05出現(xiàn)在赤道印度洋區(qū)域的ISO對流位相是赤道印度洋低空西風(fēng)距平產(chǎn)生的直接影響因子。最后,我們利用POM數(shù)值模式對2013年WJ現(xiàn)象進行了模擬,模擬結(jié)果可以反映上述特征,特別是2013年春季W(wǎng)J強于秋季W(wǎng)J,并進一步證實2013-05出現(xiàn)在赤道印度洋區(qū)域的ISO對流位相所誘導(dǎo)的西風(fēng)距平是春季W(wǎng)J變化的主要原因。本研究表明,作為季節(jié)內(nèi)時間尺度變化的ISO事件可以對WJ事件在年際時間尺度上進行調(diào)制,從一個方面反映了小尺度海氣相互作用過程對大尺度海洋環(huán)流事件的影響。

[1] CHAO J P,YUAN S Y.Concerted development of atmosphere-ocean interaction events in the Tropical Indian Ocean and Pacific Ocean [J].Advances in Marine Science,2004,22(3):247-252.巢紀(jì)平,袁紹宇.熱帶印度洋和太平洋海氣相互作用事件的協(xié)調(diào)發(fā)展[J].海洋科學(xué)進展,2004,22(3):247-252.

[2] LIU Y L,LüL G,SHU Q,et al.Seasonal variation of heat content and its influence factors in the upper northeastern Indian Ocean[J]. Advances in Marine Science,2009,27(4):434-443.劉延亮,呂連港,舒啟,等.東北印度洋上層海水熱含量及影響要素的季節(jié)變化[J].海洋科學(xué)進展,2009,27(4):434-443.

[3] QIAO B,LIU Z Z,ZHANG S Y,et al.Equatorial current system structure and hydrologic characteristics in monsoonal wind transition period[J].Advances in Marine Science,2014,32(3):301-305.喬彬,劉子洲,張書穎,等.季風(fēng)轉(zhuǎn)換期東印度洋的赤道流系結(jié)構(gòu)和水文特征[J].海洋科學(xué)進展,2014,32(3):301-305.

[4] QIU Y,LI L.Review of study on upper ocean circulation in the Bay of Bengal[J].Advances in Marine Science,2006,24(4):593-603.邱云,李立.孟加拉灣上層環(huán)流研究綜述[J].海洋科學(xué)進展,2006,24(4):593-603.

[5] LIU L,YU W D,DIAO X Y,et al.Variability of Tropical Indian Ocean atmosphere during Tropical Indian Ocean Dipole mode event-The analysis of the stream function and the potential velocity of the wind field[J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences,2008,32(5): 1803-1093.劉琳,于衛(wèi)東,刁新源,等.熱帶印度洋偶極子事件期間印度洋大氣的變化——大氣流函數(shù)場和勢函數(shù)場的分析[J].大氣科學(xué),2008,32(5):1803-1093.

[6] LIU L,YU W D,LI T.Dynamic and thermodynamic air-sea coupling associated with the Indian Ocean Dipole diagnosed from 23 WCRP CMIP3 models[J].Journal of Climate,2011,24(18):4941-4958.

[7] SU B,LIU L,LI K P,et al.The impacts of Equatorial Indian Ocean kelvin wave on the depth of thermocline in eastern coastal Andaman Sea[J].Advances in Marine Science,2013,31(3):343-350.蘇博,劉琳,李奎平,等.印度洋赤道Kelvin波對安達曼海東部近岸溫躍層深度的影響[J].海洋科學(xué)進展,2013,31(3):343-350.

[8] YANG Y,YU W D,SUN J L,et al.Impact of Madden-Julian Oscillation on diurnal variation of sea surface temperature in the Tropical Indian Ocean[J].Advances in Marine Science,2013,31(3):351-359.楊洋,于衛(wèi)東,孫即霖,等.熱帶印度洋季節(jié)內(nèi)振蕩對海表溫度日變化的影響[J].海洋科學(xué)進展,2013,31(3):351-359.

[9] LIU L,FENG L,YU W D,et al.The distribution and variability of simulated chlorophyll concentration over the Tropical Indian Ocean from five CMIP5 models[J].Journal of Ocean University of China,2013,12(2):253-259.

[10] LIU H F,ZHANG X M,TANG Y M,et al.A Review of the studies on Indian Ocean Dipole and its predictability[J].Advances in Marine Science,2014,32(3):405-414.劉華鋒,章向明,唐佑民,等.印度洋偶極子及其可預(yù)報性研究進展[J].海洋科學(xué)進展,2014,32 (3):405-414.

[11] WYRTKI K.An equatorial jet in the Indion Ocean[J].Science,1973,181(4096):262-264.

[12] QIU Y,LI L,YU W.Behavior of the Wyrtki jet observed with surface drifting buoys and satellite altimeter[J].Geopgysical Research Letters,2009,36(18):120-131.

[13] XUAN L L,QIU Y,XU J D,et al.Seasonal variation of surface-layer circulation in the eastern Tropical Indian Ocean[J].Journal of Tropical Oceanography,2014,33(1):26-35.宣莉莉,邱云,徐金電,等.熱帶東印度洋表層環(huán)流季節(jié)變化特征研究[J].熱帶海洋學(xué)報, 2014,33(1):26-35.

[14] WANG Y,CUI F J.The structure and seasonal variation of upper-layer currents at central Equatorial Indian Ocean[J].Oceanologia et Limnologia Sinica,2015,46(2):241-247.王毅,崔鳳娟.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[J].海洋與湖沼,2015,46 (2):241-247.

[15] ZHANG Y,DU Y,ZHANG Y H,et al.Asymmetric influences of positive and negative IOD events on salinity transport by the fall Wyrtki jet along the Equatorial Indian Ocean[J].Journal of Tropical Oceanography,2015,34(5):1-10.張瑩,杜巖,張玉紅,等.赤道印度洋秋季W(wǎng)yrtki急流鹽度輸運對正、負IOD事件的不對稱響應(yīng)[J].熱帶海洋學(xué)報,2015,34(5):1-10.

[16] ZHANG Y H,DU Y,XU H M.Seasonal variability of the west-east water mass exchange on the section of central Equatorial Indian Ocean and its regional difference[J].Haiyang Xuebao,2012,34(2):30-38.張玉紅,杜巖,徐海明.赤道印度洋中部斷面東西水交換的季節(jié)變化及其區(qū)域差異[J].海洋學(xué)報,2012,34(2):30-38.

[17] SREENIVAS P,CHOWDARY J S,GNANASEELAN C.Impact of tropical cyclones on the intensity and phase propagation of fall Wyrtki jets[J].Geopgysical Research Letters,2012,39(22):L22603.

[18] NYADJRO E S,MCPHADEN M J.Variability of zonal currents in the eastern Equatorial Indian Ocean on seasonal to interannual time scales[J].Journal of Geophysical Research Oceans,2014,119(11):7969-7986.

[19] CHU P C.Observational studies on association between eastward equatorial jet and Indian Ocean Dipole[J].Journal of Oceanography, 2010,66(3):429-434.

[20] GNANASEELAN C,ATIDI D,MCPHADEN M J.Impact of Indian Ocean Dipole and El Ni?o/Southern Oscillation wind-forcing on the Wyrtki jets[J].Journal of Geophysical Research Oceans,2012,117(C8):C08005.

[21] MCPHADEN,M J,WANG Y,RAVICHANDRAN M.Volume transports of the Wyrtki jets and their relationship to the Indian Ocean Dipole[J].Journal of Geopgysical Research,2015,120(8):5302-5317.

[22] NAGURA M,MCPHADEN M J.Wyrtki jet dynamics:seasonal variability[J].Journal of Geophysical Research Oceans,2010a,117 (C7):319-336.

[23] NAGURA M,MCPHADEN M J.Dynamics of zonal current variations associated with the Indian Ocean Dipole[J].Journal of Geophysical Research Oceans,2010b,115(C11):2027-2042.

[24] JOSEPH S,WALLCRAFT A J,JENSEN T G,et al.Weakening of spring Wyrtki jets in the Indian Ocean during 2006-2011[J].Journal of Geopgysical Research,2012,117(C4):76-85.

[25] HAN W,MCCREARY J P,ANDERSON D L T,et al.Dynamics of the eastern surface jets in the Equatorial Indian Ocean[J].Journal of Physical Oceanography,1999,29(9):2191-2209.

[26] NAGURA M,MCPHADEN M J.The dynamics of zonal current variations in the central Equatorial Indian Ocean[J].Geophysical Research Letters,2008,35(35):186-203.

[27] GRODSKY S A,CARTON J A,MURTUGUDDE R.Anomalous surface currents in the Tropical Indian Ocean[J].Geophysical Research Letters,2001,28(22):4207-4210.

[28] LI K P,YU W D,LI L L.Physical structure of Madden-Julian oscillation in the Tropical Indian Ocean during winter[J].Advances in Marine Science,2009,27(2):133-139.李奎平,于衛(wèi)東,李俐俐.冬季熱帶印度洋季節(jié)內(nèi)振蕩的物理結(jié)構(gòu)[J].海洋科學(xué)進展,2009,27 (2):133-139.

[29] LI C Y,PAN J,SONG J.Progress on the MJO research in recent years[J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences,2013,37(2):229-252.李崇銀,潘靜,宋潔.MJO研究新進展[J].大氣科學(xué),2013,37(2):229-252.

[30] SHINODA T,JENSEN T G,FLATAU M,et al.Large-scale oceanic variability associated with the Madden-Julian oscillation during the CINDY/DYNAMO field campaign from satellite observations[J].Romote Sensing,2013,5(5):2072-2092.

Anomalous Behavior of Spring Wyrtki Jet in Equatorial Indian Ocean During 2013

HAN Guo-qing1,LIU Lin1,2,DUAN Yong-liang1,2,WANG Guan-suo2,3,WANG Hui-wu1,2,
LIU Yan-liang1,2,WANG Hai-yuan1,FENG Lin1,2,YU Wei-dong1,2(1.Center for Ocean and Climate Research,The First Institute of Oceanography,SOA,Qingdao 266061,China; 2.Laboratory for Regional Oceanography and Numerical Modeling,Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology,Qingdao 266200,China; 3.Key Laboratory of Marine Science and Numerical Modeling,The First Institute of Oceanography, SOA,Qingdao 266061,China)

In-situ measurements of the upper ocean currents reveal remarkable abnormal behavior of Wyrtki Jet in boreal spring in tropical Indian Ocean in 2013.The Wyrtki Jet in boreal spring was unusually stronger than its counterpart in fall,clearly against previous understanding,and this phenomenon is also demonstrated by reanalysis data.Further analysis and numerical experiments show that the anomalously enhanced Wyrtki Jet is related to the surface wind anomaly in equatorial Indian Ocean,which is resulted from the strong intra-seasonal oscillation(ISO)event in that season.This study show that mesoscale airsea interaction can influence relatively large scale ocean current on interannual timescale.

Wyrtki Jet;intra-seasonal oscillation;Indian Ocean;interannual variability

March 29,2016

P732

A

1671-6647(2017)02-0189-11

10.3969/j.issn.1671-6647.2017.02.004

2016-03-29

全球變化研究國家重大科學(xué)研究計劃項目——太平洋印度洋對全球變暖的響應(yīng)及其對氣候變化的調(diào)控作用(2012CB955601);國家自然科學(xué)基金項目——全球變暖背景下印度洋年際時間尺度海氣相互作用對季節(jié)內(nèi)振蕩的影響(41376037);國家自然科學(xué)基金委員會項目-山東省人民政府聯(lián)合資助海洋科學(xué)研究中心項目——海洋環(huán)境動力學(xué)和數(shù)值模擬(U1606405);全球變化與海氣相互作用專項項目——季風(fēng)變化對印度洋東部和南海南部上升流生態(tài)系統(tǒng)的影響(GASI-03-01-03-03),熱帶印度洋海洋過程與海氣相互作用(GASIIPOVAI-02),太平洋-印度洋與亞洲季風(fēng)的相互影響(GASI-IPOVAI-03)和東印度洋南部水體綜合調(diào)查春、秋航次(GASI-02-IND-STSspr,GASI-02-IND-STSaut)

韓國慶(1990-),男,山東濰坊人,碩士研究生,主要從事海氣相互作用方面研究.E-mail:gqhan@fio.org.cn

*通訊作者:劉 琳(1978-),男,山西陽泉人,副研究員,博士,主要從事海氣相互作用方面研究.E-mail:liul@fio.org.cn