呂宋海峽水體通量時空變化特征的數(shù)值模擬研究

宋星林，王輝,2，李凱，朱學明,2，任詩鶴,2

（1. 國家海洋環(huán)境預(yù)報中心，北京100081；2.自然資源部海洋災(zāi)害預(yù)報技術(shù)重點實驗室，北京100081）

1 引言

呂宋海峽地處呂宋島和臺灣島之間，中間分布有巴布延群島、海溝和海嶺等，以島坡為主，海底地形復雜多變，最大水深約3 000 m，是國際航運的重要通道。作為連通南中國海（以下簡稱“南?！保┡c西太平洋的唯一通道，呂宋海峽對二者之間的水量、熱鹽、動量和能量交換以及南海內(nèi)部的環(huán)流結(jié)構(gòu)都具有顯著影響。研究呂宋海峽水體通量的時空結(jié)構(gòu)變化特征，可以進一步了解和掌握南海與太平洋之間的水體交換情況，深化對南海水體通量、熱量和鹽量收支平衡的認識，更好地為海上運輸、海洋資源開發(fā)、軍事行動等相關(guān)海上活動提供海洋環(huán)境安全保障服務(wù)，因而具有重要的科學、經(jīng)濟和戰(zhàn)略意義。

前人關(guān)于呂宋海峽水體通量已經(jīng)開展過大量研究工作，方法主要包括基于溫鹽及海平面高度等觀測數(shù)據(jù)的動力計算、直接海流觀測、基于再分析資料計算以及基于數(shù)值模擬結(jié)果的診斷計算等4種。

在海流資料不足的情況下，獲得研究區(qū)域內(nèi)溫、鹽、深觀測數(shù)據(jù)后進行動力計算是一種可行的方法，既能夠保證充分利用觀測數(shù)據(jù)又可確保分析結(jié)果滿足物理海洋學的基本規(guī)律。例如，黃企洲[1]主要選取1965 年以后黑潮與鄰近地區(qū)的合作研究（Cooperative Study of the Kuroshio and Adjacent Regions，CSK）調(diào)查資料，采用動力高度法計算了1 200 m以上的相對流速與流量，指出呂宋海峽經(jīng)向斷面的水體通量存在明顯的季節(jié)變化；郭忠信等[2]基于1985 年9 月觀測的溫、鹽、深數(shù)據(jù)，計算了呂宋海峽1 200 m 以上的緯向水體通量，并指出黑潮主要以分支形式入侵南海；鮑獻文等[3]基于2007 年7—8 月呂宋海峽120°E 斷面的溫、鹽、深觀測數(shù)據(jù)，計算了觀測期內(nèi)（夏季）1 500 m以淺的水體通量，進一步分析了該斷面處溫、鹽垂向結(jié)構(gòu)特征。

但是，動力計算相較于海流直接觀測不可避免地會存在一些誤差。隨著船載聲學多普勒流速剖面儀（Acoustic Doppler Current Profiler，ADCP）測流點的布放，部分學者基于直接觀測海流數(shù)據(jù)對呂宋海峽水體通量開展了相關(guān)研究工作。如Liang 等[4]基于船載ADCP 測流資料揭示了臺灣島周邊上層（300 m）海流的時空變化規(guī)律；Tian 等[5]基于2005年秋季下放式聲學多普勒流速剖面儀（Lowered Acoustic Doppler Current Profile，LADCP）觀測的高分辨率、全深度的水文數(shù)據(jù)，估算了觀測期間呂宋海峽不同深度的水體通量，并指出呂宋海峽水體通量垂向為“三明治”結(jié)構(gòu)，即：上層和底層流入南海，中層流出南海，但由于觀測分辨率的限制未能明確給出垂向分層位置；Yang 等[6]基于2007 年7 月和10月11個站位的LADCP 海流觀測數(shù)據(jù)對呂宋海峽水體通量進行計算，結(jié)果進一步驗證了Tian 等[5]的結(jié)果。

顯然，動力計算和直接觀測這兩種方法都存在數(shù)據(jù)序列較短、受觀測儀器深度限制等問題。隨著數(shù)據(jù)同化技術(shù)的發(fā)展，將歷史觀測資料與動力模式相結(jié)合形成全球及區(qū)域高分辨海洋再分析產(chǎn)品[7]，使用這些再分析數(shù)據(jù)計算水體通量可以克服動力計算和直接觀測的弊端。張晶[8]基于全球簡單海洋資料同化分析系統(tǒng)（Simple Ocean Data Assimi -lation，SODA）再分析資料計算了呂宋海峽的水體通量，并指出地轉(zhuǎn)平衡和海面風對維持呂宋海峽水體通量的垂向結(jié)構(gòu)及季節(jié)變化具有重要作用；韓欽臣等[9]基于AIPOcean1.0 再分析資料對呂宋海峽水體通量進行了進一步的計算。

再分析資料結(jié)合了觀測數(shù)據(jù)、數(shù)值模式以及資料同化技術(shù)，在使用再分析資料分析問題時固然有其優(yōu)越性，然而再分析資料的分辨率往往較低，且在研究特定區(qū)域時產(chǎn)品的解釋應(yīng)用效果表現(xiàn)不好。因此，建立適用于研究區(qū)域的三維數(shù)值模型，基于具有較高垂向分辨率的多年海流數(shù)據(jù)，可分析水體通量在不同深度和時間尺度下的變化特征，如方國洪等[10]、Qu 等[11]、趙偉[12]、Tozuka 等[13]、Wang 等[14]、李云等[15]和王兆毅等[16]的研究；也可以基于數(shù)值試驗進行對比研究，來探討外界不同因素和條件下水體通量的變化情況，如Zhao 等[17]、李景冉[18]、Zu 等[19]、Wang等[20]、Uchiyama等[21]的研究。

表1給出了前人基于以上不同方法對呂宋海峽水體通量計算的結(jié)果。部分文獻中沒有明確給出呂宋海峽不同季節(jié)水體通量數(shù)值，我們分別取4月、7 月、10 月和1 月的結(jié)果來代表春、夏、秋、冬四季。從表中可以看出，呂宋海峽水體通量的季節(jié)變化趨勢是一致的，均表現(xiàn)為冬季流量最大而夏季最小，但是具體的輸送量卻有較大的差異，觀測誤差和數(shù)值模型網(wǎng)格分辨率等是造成結(jié)果偏差的主要原因。王斌等[22]基于混合坐標大洋環(huán)流模式（The HYbrid Coordinate Ocean Model，HYCOM）數(shù)值模型，分別比較了1/6°、1/12°以及1/24° 3 種水平分辨率對模擬呂宋海峽深層環(huán)流結(jié)構(gòu)的影響，結(jié)果指出1/6°分辨率下模型無法識別巴士海峽以及臺東海峽的地形特征；1/12°和1/24°能夠較好地模擬呂宋海峽深層環(huán)流的空間分布和流場特征。李景冉[18]使用了單一粗分辨率網(wǎng)格（1/5°）和嵌套高分辨率網(wǎng)格（1/5°、1/25°）以及（1/5°、1/15°），研究指出高分辨率嵌套網(wǎng)格才能模擬出呂宋海峽水體輸送的“三明治”結(jié)構(gòu)。為了較好地模擬西太平洋與南海經(jīng)呂宋海峽的緯向水體通量特征，需要模型區(qū)域足夠大，網(wǎng)格分辨率足夠高。

呂宋海峽水體通量時間變化的影響因素及物理機制也是相關(guān)研究的焦點。Qu 等[23]和Meteger等[24]指出其季節(jié)變化主要受黑潮在呂宋海峽附近的西向和西北分支的強度以及呂宋島西岸暖舌東伸的影響，而這些系統(tǒng)的強弱又與季風、輻射和地形等有很大的關(guān)系。Metzger 等[25]進一步論證了呂宋海峽輸運的季節(jié)循環(huán)與東北-西南季風關(guān)系密切。孫劍等[26]基于風場及溫、鹽數(shù)據(jù)分析了呂宋海峽黑潮的季節(jié)變化特征，并進一步探究了呂宋海峽黑潮的季節(jié)變化及黑潮對南海與西太平洋之間的物質(zhì)能量交換過程的影響。黃華梅等[27]通過分析多年風場計算了呂宋海峽Ekman 輸送，并指出呂宋海峽Ekman 輸送與南海海表面溫度（Sea Surface Temperature，SST）之間存在調(diào)制關(guān)系。Qu 等[28]基于高分辨率大洋環(huán)流模式的結(jié)果指出厄爾尼諾（El Ni?o）以及拉尼娜（La Ni?a）現(xiàn)象的出現(xiàn)對呂宋海峽水交換有較大影響，具體表現(xiàn)為：El Ni?o年，呂宋海峽輸運較正常年份要高；而在La Ni?a 年，呂宋海峽輸運低于正常年份。

表1 呂宋海峽水體通量的計算結(jié)果（單位：Sv=106m3 /s）

鑒于此，本文利用區(qū)域海洋數(shù)值模式（Regional Ocean Modeling System，ROMS）建立了南海高分辨率的三維溫鹽流數(shù)值模型，基于經(jīng)過觀測資料檢驗的長期數(shù)值模擬結(jié)果，分析呂宋海峽的海流特征和水體通量在垂向的上表、表、中、底4 層以及季節(jié)和年際等不同尺度上的時空變化特征。

2 模型配置與驗證

2.1 模型配置

ROMS 是一個三維、自由海面和基于地形跟隨坐標的非線性斜壓原始方程模式。模式在水平方向使用曲線的Arakawa C 網(wǎng)格，垂直方向采用跟隨地形、可伸縮的S坐標系統(tǒng)，能夠根據(jù)研究需要采用不同的坐標轉(zhuǎn)換函數(shù)和拉伸函數(shù)來實現(xiàn)垂向加密[29]。

本文模型的計算區(qū)域為4.5°S～28.4°N，99°～144°E，水平方向采用矩形變網(wǎng)格技術(shù)，分辨率從開邊界（1/12°×1/12°）到南海內(nèi)區(qū)（1/30°×1/30°）逐漸提高（見圖1a）；垂直方向分為50層，表層進行加密，垂向分辨率最高達到1 m。外模積分時間步長為5 s，內(nèi)模為150 s。

模型運行采用冷啟動方式，流場和海面高度均設(shè)為0。 采用氣候態(tài)溫鹽數(shù)據(jù)集（Generalized Digital Environmental Model Version 3.0，GDEMV3）[30]提供的1 月份三維溫、鹽數(shù)據(jù)作為初始場，進行氣候態(tài)模擬30 a以得到準平衡態(tài)的水位和三維溫度、鹽度、流速等動力場；再從2006年起采用全球業(yè)務(wù)化氣候預(yù)報系統(tǒng)再分析數(shù)據(jù)產(chǎn)品（Climate Forecast System Reanalysis，CFSR）的表面強迫資料開展高頻強迫后報模擬，直至2018 年。模型的4 個外邊界均設(shè)為開邊界，采用SODA 3.3.2 逐月平均數(shù)據(jù)[31]，并考慮了珠江和湄公河兩條河流的徑流輸入影響。

本文主要為研究呂宋海峽的海流以及水體通量的時空變化特征，因此將研究區(qū)域限定為圖1b中紅色框線內(nèi)所示的呂宋海峽及其周邊海域，選取120.75°E 斷面代表呂宋海峽來計算水體通量。

2.2 模型驗證

為了驗證模型的準確性，選取法國麥卡托海洋中心（Mercator Ocean）基于高分辨率（1/12°）海洋模式NEMO OGCM 所建立的全球再分析系統(tǒng)輸出的2006—2018 年間多年平均的氣候態(tài)產(chǎn)品[32]（溫度、鹽度、流速、海平面高度等）與本模型結(jié)果進行比較（見圖2）。

經(jīng)統(tǒng)計分析得出，研究區(qū)域內(nèi)SST 的均方根誤差為0.81 ℃左右，海表面鹽度（Sea Surface Salinity，SSS）的均方根誤差為0.24 psu，海表面高度（Sea Surface Height，SSH）的均方根誤差為5 cm。整體來看，呂宋海峽內(nèi)部模擬效果較好，臺灣島西部以及巴布延群島附近結(jié)果略差。圖2d 給出了模擬的120.75°E 斷面表層流速與Mercator Ocean 數(shù)據(jù)的對比結(jié)果，可見二者流態(tài)基本一致。圖2e、f 分別為該斷面上溫度、鹽度的誤差分布，計算得出，溫度和鹽度的均方根誤差分別為0.61℃和0.21 psu。通過對比可以看出，模擬結(jié)果較好地刻畫了研究區(qū)域的溫度、鹽度、流場以及水位變化特征，對該區(qū)域的適用性較好。

圖1 模型網(wǎng)格與區(qū)域地形

圖2 ROMS模擬結(jié)果與Mercator Ocean數(shù)據(jù)對比（兩者相減的差值）

3 緯向流速變化分析

3.1 多年平均緯向流速分布

圖3 呂宋海峽海域表層流場與120.75°E斷面平均緯向流速分布

圖3 為呂宋海峽附近海域表層流場與120.75°E斷面平均緯向流速年平均與季節(jié)變化。從斷面多年平均的緯向流速分布中可以看出（見圖3b），在呂宋海峽整個深度上，太平洋黑潮水從呂宋海峽中南部流入南海，后從北部流出。斷面處緯向流呈現(xiàn)明顯的多核結(jié)構(gòu)，表現(xiàn)為3 個入流核與兩個出流核。出流區(qū)域主要分布在海峽北部21.3°N 以北區(qū)域，入流區(qū)域主要位于海峽中北部的19.7°～21.3°N 之間，其范圍隨深度增加向北收縮。中南部則為兩個弱的入流和出流區(qū)域。緯向速度從海表至約500 m 深度處，由0.5 m/s 逐漸降低至0.1 m/s，500 m 以深層次的流速都在0.1 m/s 以下；在海峽南側(cè)也呈現(xiàn)了南北交替的入流與出流分布形態(tài)，但流速相對較弱，在0.1～0.2 m/s之間。從呂宋海峽附近海域多年平均海表流場的水平分布來看（見圖3a），是由于在呂宋島西北角處存在一個反氣旋渦。綜合來看，整個斷面上緯向流速分布形態(tài)，與Nan 等[33]基于HYCOM 模式給出的2004—2012 年平均的結(jié)果較為一致。

3.2 緯向流速分布的季節(jié)變化

呂宋海峽斷面的緯向流速在不同季節(jié)的流態(tài)基本一致。其中，夏季（見圖3c）表層流形區(qū)別于春（見圖3d）、秋（見圖3e）、冬（見圖3f）3 季，整個流形向南偏移，北部出流區(qū)域越過21°N最南到達20.8°N。從垂向分布來看，除夏季外在500 m 以上區(qū)域，入流占主導，夏季出流與入流相當。整體來看，在500 m以上深度常年存在太平洋水向南海入侵，500～1 500 m 深度上出流占主導，該層上南海水常年流入太平洋，而在1 500 m 以深區(qū)域形成一個新的入流核，范圍為19.2°～19.7°N，導致在深層入流占據(jù)主導。而流速在季節(jié)上發(fā)生了顯著的變化，尤其是表層的黑潮流核。夏季，黑潮入流流速最?。ㄗ畲罅魉賰H0.3 m/s），出流流速最大（達0.6 m/s）；冬季，黑潮入流流速最大（最大流速0.5 m/s），出流流速最?。ㄗ畲罅魉?.4 m/s）；春、秋季為過渡季節(jié)，其流速處于冬、夏季之間。1 500 m以深入流核最大流速常年保持在0.1 m/s左右?？傮w看來，基本流形與前人研究結(jié)果一致[9,16]。

4 水體通量的垂向變化分析

選取2006—2018 年間逐日平均的模擬結(jié)果，將120.75°E 斷面的緯向流速垂向插值成1 m 間隔，計算經(jīng)過該斷面1 m 每層緯向總的水體通量，再逐層計算每層之上所有層次的通量總和。計算方法為：

式中：i為當前垂向?qū)訑?shù)，1代表表層，m為第i層上網(wǎng)格編號，M 為第i層上網(wǎng)格總數(shù)。Sim為第i層上第m 個網(wǎng)格的面積，vim為第i 層上第m 個網(wǎng)格的緯向流速。Vi為第i 層以上各層累加的總水體通量。依此計算得出呂宋海峽水體通量垂向結(jié)構(gòu)。圖4、圖5 分別給出了多年平均、季節(jié)平均和月平均3 種不同時間尺度上逐層的水體通量垂向積分后的結(jié)果。表2給出了不同時間尺度上總水體通量在垂直方向的極值所在深度以及該深度層以上的總水體輸送量。

4.1 多年平均的垂向變化

從多年平均結(jié)果（見圖4）可以看出：上層和底層流入南海，中層流出南海，呈現(xiàn)出明顯的“三明治”結(jié)構(gòu)，與前人研究報道相符合[3,5-6,34-35]。由圖可見，全水深積分后整層流入南海的水體通量為3.92 Sv，與前人的觀測及模擬結(jié)果接近[4,13,16]。表2 所示年平均狀況下，最大流入、流出值所在深度分別位于538 m 和1 720 m 處，即表層范圍為0～540 m，水體向西流入南海，通量為-4.15 Sv，中層范圍為540～1 720 m，水體向東流出南海，通量為2.79 Sv，底層范圍為1 720 m 至海底，水體向西流入南海，通量為-2.56 Sv。

4.2 季節(jié)及月平均的垂向變化

從季節(jié)平均水體通量的垂向變化來看（見圖5），春、秋、冬季都表現(xiàn)為典型的“三明治”結(jié)構(gòu)，即上層和底層流入南海，中層流出南海；而夏季則為“4 層”結(jié)構(gòu)，主要表現(xiàn)為83 m 以淺出現(xiàn)一個流出層（下稱“上表層”）。Hsin等[36]在使用精細化數(shù)值模型對呂宋海峽水交換進行模擬時，也發(fā)現(xiàn)呂宋海峽120.75°E 斷面上存在一個厚度為20～150 m 的流出層，并指出法國建立的多源衛(wèi)星高度計資料融合產(chǎn)品（Archiving，Validation，and Interpolation of Sate -llite Oceanographic，AVISO）的計算結(jié)果也存在一個這樣的流出層，只是尚未得到現(xiàn)場觀測資料的驗證。由此可見，本文的模擬結(jié)果可作為該報道的一個佐證。從表2 可以看出：由于上表層的存在，秋、冬季（1 506 m）最大的出流所在深度要淺于春、夏季（1 720 m）。

圖4 呂宋海峽斷面多年平均水體通量的垂向分布

從垂向積分的季節(jié)平均總水體通量來看（見表2、圖5），4個季節(jié)都表現(xiàn)為向西流入南海，夏季最少為-1.08 Sv，冬季最多為-7.00 Sv，春、秋次之分別為-2.32 Sv、-5.26 Sv。從各層水體通量來看（見表2），僅夏季上表層出現(xiàn)流出層，出流量為1.07 Sv，是導致夏季流入量最少的一個原因。四季中表層水體通量絕對值在垂向各層最多，中層及底層流量絕對值相當，春、夏季流量絕對值最小出現(xiàn)在底層，而秋冬季出現(xiàn)在中層。表層水體通量的季節(jié)變化與整層積分的變化趨勢一致，冬季最大（-6.78 Sv），秋季次之，夏季最?。?2.18 Sv）；中層和底層水體通量在春季最大（3.59 Sv和-2.25 Sv），冬季次之，夏季和秋季的量值相當。

圖5 呂宋海峽斷面水體通量季節(jié)平均的垂向分布

對于月平均水體通量的垂向變化（見圖5），夏半年（5—9 月）與典型的“三明治”結(jié)構(gòu)相比，出現(xiàn)4層結(jié)構(gòu)，即在表層之上出現(xiàn)了薄的上表層。上表層的深度隨月份變化，其中5 月和9 月較淺（46 m 左右），分別為發(fā)展期和消亡期，6—8 月較深（83 m 左右），為成熟期。冬半年（10月—翌年4月）的結(jié)果與年平均結(jié)果一致，均呈現(xiàn)出“三明治”結(jié)構(gòu)。表層下界深度為511～600 m，其中6 月最?。?11 m），最大值出現(xiàn)在10 月（600 m）。中層下界深度為1 506～1 720 m，其中4—6 月、8 月和11 月較深（1 720 m），其余月份較淺（1 506 m）。從各層月平均水體通量來看（見表2），出現(xiàn)4層結(jié)構(gòu)的月份上表層與其它層次相比輸送量絕對值最小，10 月、12 月輸送量絕對值最小出現(xiàn)在中層，其余月份輸送量絕對值最小值均出現(xiàn)在底層。4—6 月中層輸送量絕對值最大，7—8 月表、中、底3 層輸送量絕對值基本一致，其余月份表層輸送量值最大。

從垂向積分的月平均總水體通量來看（見表2、圖5），僅6月為凈出流（0.20 Sv），其余月份均為凈入流，7—12 月量值逐月增大，12 月份達到最大（-7.90 Sv），然后逐月降低，到5 月份達到最低（-0.75 Sv）。上表層水體通量在成熟期的6—7 月最大，8 月次之，發(fā)展期（5 月）和消亡期（9 月）最?。槐韺铀w通量在冬季（11 月—翌年1 月）最大超過7.0 Sv，夏季（6—9 月）最??；中層水體通量總體變化幅度不大，5月最大為4.13 Sv；底層水體通量亦在冬半年較大，12月最大，夏半年較小，5—6月最小。

4.3 垂向結(jié)構(gòu)變化的機制分析

圖6 給出了研究區(qū)域不同季節(jié)的流場及海溫分布。黑潮水沿呂宋島東岸向西北輸送，經(jīng)過巴布延海峽時會產(chǎn)生一支西向流動的分支，其在秋（見圖6c）、冬（見圖6d）季加強，而在春季（見圖6a）削弱，夏季（見圖6b）達到最弱甚至消失。秋冬時西向流與呂宋島西岸向北涌入的暖水混合，使得呂宋島西岸暖舌由東向北延伸。而在夏季時西向流最弱，此時呂宋島西岸暖舌向東北延伸，并與黑潮主軸匯合。黑潮主軸攜帶太平洋暖水向西北輸運，但從海面動力高度的分布看，該水舌中暖水呈反氣旋式運動并返回黑潮主干，Metzger等[24]指出該反氣旋的存在對呂宋海峽輸運起到很大的作用。反氣旋位置及強度隨季節(jié)變化較大，秋、冬季弱，春、夏季加強，使得除夏季外黑潮產(chǎn)生西北向分支越過呂宋海峽，沿臺灣島西南北上。反氣旋的位置在夏季達到最北部，東向出流范圍以及出流速度在夏季達到最大，最南到達21.3°N 附近，出流速度達到0.3 m/s，從而解釋了夏季表層出現(xiàn)80 m 左右出流層的現(xiàn)象。但是，這個反氣旋目前多見于模式結(jié)果中，尚缺乏現(xiàn)場觀測證明其是否真實存在。

表2 氣候態(tài)平均的水體通量極值位置（單位：m）及各層水量輸送（單位：Sv）

圖6 研究區(qū)域不同季節(jié)海表面流場（矢量）及溫度（填色）分布

前人已經(jīng)對呂宋海峽水體通量的時間變化特征進行過分析，并得出了一些結(jié)論[23-25,28]。為進一步探究其背后的變化特征及原因，下面將各層作為分析對象，進行進一步分析。

5 水體通量的時間變化分析

采用集合經(jīng)驗?zāi)B(tài)分解法（Ensemble Empirical Mode Decomposition method，EEMD）[37-38]，基于年平均狀態(tài)下的垂向分層方案，對呂宋海峽表、中、底3層及整層水體通量的時間序列進行分解，計算各個本征模態(tài)函數(shù)（Intrinsic Mode Function，IMF）的周期以及方差貢獻率，結(jié)果如圖7a所示。

圖7 水體通量EEMD分解的IMF及各層分解結(jié)果

圖7 （續(xù)）

從各個IMF 周期來看，整層和表、中、底各層水體通量的各個IMF 周期基本一致，IMF1—IMF3 為天氣尺度震蕩，IMF4為月際震蕩，IMF5為季節(jié)內(nèi)震蕩，IMF6 為次季節(jié)震蕩，IMF7 為季節(jié)震蕩，IMF8 為年際震蕩，IMF4—IMF8 有平穩(wěn)的震蕩周期。從圖7b—e 可以看出，整層和表層各IMF 的振幅大于中層和底層。另外，從各個IMF 的周期及方差貢獻率可以看出，整層與表層基本一致，表明整層的水體通量隨時間變化主要受表層水體通量的變化控制。這可能由于表層的水體通量占整層水體通量的比重最大所致，如多年平均的表層水體通量是中層的1.5 倍，是底層的1.6 倍，占整層總水體通量的82%（見表2）。整層和表層水體通量的變化以季節(jié)震蕩為主，次季節(jié)震蕩次之，兩者季節(jié)震蕩的方差貢獻率分別達到了49.83% 和40.46%，IMF4—IMF6 方差貢獻率隨周期變長依次增大。

圖8 KI指數(shù)異常的年際變化

從圖7b、7c 可以看出，兩者IMF1—IMF3 仍表現(xiàn)出很強的非平穩(wěn)性，IMF4—IMF8 有較好的平穩(wěn)性；整層和表層的變化趨勢較平緩，其中2006—2009 年呈現(xiàn)下降趨勢，而2009—2018 年呈上升趨勢。由圖4 可見，表層水體整體受到黑潮的顯著影響，故表層水體通量的變化將與黑潮的南海入侵密切相關(guān)，因此整層及表層水體通量的增加（減少）很可能是黑潮入侵南海強度的增強（減弱）所致，即2006—2009 年黑潮入侵南海的強度逐漸減弱，而2009—2018 年黑潮入侵南海逐漸增強。為此，本文采用Wu[39]的方法，將（15°～20°N、115°～120°E）區(qū)域內(nèi)的海平面高度定義為黑潮入侵指數(shù)（Kuroshio Intrusion Index，KI 指數(shù)，單位：cm），其中正異常越大代表入侵強度越弱，負異常越大代表入侵強度越強[38]。圖8為基于本文模擬結(jié)果計算的KI指數(shù)年異常值變化，從圖中可以看出，黑潮入侵強度總體亦呈現(xiàn)出2006—2009 年逐年減弱，而2009 年之后逐年增強，與整層和表層水體通量變化基本一致，與前人所得趨勢也基本一致[39-40]。

中層和底層最大方差貢獻率對應(yīng)月際震蕩，表明中層、底層水體通量在時間上主要呈現(xiàn)月變化，方差貢獻率分別為22.24% 和25.37%。其次，相對于表層，中層和底層水體通量的變化周期主要呈現(xiàn)出較強的半月、月際尺度震蕩。從變化趨勢上，中層水表現(xiàn)為持續(xù)的緩慢下降，底層水表現(xiàn)為2006—2016年上升，而在2016年后呈緩慢下降。

6 結(jié)論

本文基于ROMS 模式建立的南海三維海洋數(shù)值模型模擬的2006—2018年輸出數(shù)據(jù)，分析了呂宋海峽120.75°E 斷面上緯向流及水體通量的月際、季節(jié)和多年平均等不同時間尺度上的變化特征，采用EEMD 分解法探究了整層以及上、中、下各層水體通量的時間變化特征，得出以下主要結(jié)論：

（1）呂宋海峽的緯向流存在明顯的多核結(jié)構(gòu)，流核在經(jīng)向上呈現(xiàn)交錯分布的現(xiàn)象，流態(tài)分布隨季節(jié)變化較小，而流速受季節(jié)變化影響較大，冬季入流速度最大，夏季最小。

（2）呂宋海峽水體通量的垂直結(jié)構(gòu)在年平均狀況下和春、秋、冬季都表現(xiàn)為典型的“三明治”結(jié)構(gòu)，其中表層和中層的分界位于540 m 左右，中層和底層的分界位于1 720 m左右。

（3）呂宋海峽的水體通量存在明顯的季節(jié)和月變化，主要表現(xiàn)在夏半年（5—9 月）呈現(xiàn)出“4 層”結(jié)構(gòu)的分布特征，即在表層之上出現(xiàn)厚度為45～80 m的出流層，5 月為發(fā)展期，6—8 月為成熟期，厚度最大，9 月為消亡期。分析表明：黑潮分支的強弱是造成這種差異的主要原因，而呂宋島西岸暖流東輸也起到一定的作用。表層水體通量冬季（11 月—翌年1 月）最大，中層水體通量變化不明顯，底層水體通量冬半年最大。

（4）整層水體通量隨時間的變化特征主要受表層水體通量變化的影響，主要表現(xiàn)出季節(jié)震蕩信號；中層和底層水體通量以月變化為主，但方差貢獻率相對較低；變化趨勢上，整層和表層水體通量都在2009 年之前下降，而后上升，黑潮入侵強度的變化是產(chǎn)生這種變化的主要原因。

然而，本文所得結(jié)論主要基于ROMS 數(shù)值模式的模擬結(jié)果分析所得，部分結(jié)果尚未得到觀測數(shù)據(jù)驗證，后續(xù)研究中將搜集更多觀測資料以對模擬結(jié)果進行驗證，并進一步分析呂宋海峽的熱通量和鹽通量，以對本文結(jié)論進行佐證，進而深入探討影響呂宋海峽水體通量變化的因素和機制。