印度洋赤道潛流年際變化特征及其與印度洋偶極子的聯(lián)系*

李俊靈 徐 康 王衛(wèi)強(qiáng) 謝 強(qiáng)

印度洋赤道潛流年際變化特征及其與印度洋偶極子的聯(lián)系*

李俊靈1, 2, 3徐 康1, 2, 4①王衛(wèi)強(qiáng)1, 2, 4謝 強(qiáng)5, 6, 7

(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 廣東廣州 510301; 2. 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室(廣州) 廣東廣州 511458; 3. 中國科學(xué)院大學(xué) 北京 100049; 4. 中國科學(xué)院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院 廣東廣州 510301; 5. 中國科學(xué)院深?？茖W(xué)與工程研究所 海南三亞 572000; 6. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國家實(shí)驗(yàn)室區(qū)域海洋動力學(xué)與數(shù)值模擬功能實(shí)驗(yàn)室 山東青島 266237; 7. 中國科學(xué)院海洋大科學(xué)研究中心 山東青島 266071)

印度洋赤道潛流(equatorial undercurrent, EUC)是赤道流系的重要組成部分, 對印度洋物質(zhì)輸運(yùn)和能量交換有著重要意義?；赟ODA 3.4.2海洋再分析數(shù)據(jù), 對印度洋EUC的三維空間結(jié)構(gòu)和年際變化特征進(jìn)行分析, 并揭示其年際變率與印度洋偶極子(Indian Ocean dipole, IOD)的聯(lián)系。結(jié)果顯示, 氣候態(tài)上, 印度洋EUC出現(xiàn)在冬末春初(2～4月)和夏末秋初(8～10月)季節(jié), 且空間結(jié)構(gòu)關(guān)于赤道呈南北對稱分布, 其半年周期變化是由赤道緯向東風(fēng)所引起的向東的次表層壓強(qiáng)梯度力(pressure gradient force, PGF)所驅(qū)動。年際尺度上, 印度洋EUC的結(jié)構(gòu)和強(qiáng)度顯著受到IOD的調(diào)控, 即EUC在正IOD期間幾乎能夠維持一整年, 其強(qiáng)度春季增強(qiáng)、夏季減弱, 再隨著正IOD的成熟而達(dá)到最強(qiáng), 同時其流核中心往赤道東南稍稍偏移。動力診斷結(jié)果表明, 赤道印度洋次表層向東的PGF是表征印度洋EUC年際變化的重要指標(biāo), 主導(dǎo)了EUC的年際變化。因此, 在IOD期間, 風(fēng)-溫躍層-海表溫度之間的正反饋機(jī)制通過影響印度洋次表層PGF進(jìn)而調(diào)制了EUC的年際變化, 同時加強(qiáng)(減弱)的EUC也將通過補(bǔ)償赤道東印度洋的上升流進(jìn)而維持正(負(fù)) IOD的發(fā)展。

印度洋赤道潛流; 印度洋偶極子; 年際變化; 赤道緯向風(fēng)異常; 緯向壓強(qiáng)梯度力

赤道潛流(equatorial undercurrent, EUC)是熱帶海域環(huán)流的重要組成部分, 它自西向東, 流幅狹窄(約在2°S～2°N之間), 通常位于西向表層流和溫躍層之間(Metcalf, 1967; Swapna, 2008; Iskandar, 2009; Zhang, 2014; Chen, 2015)。研究表明, EUC的生成與赤道盛行東風(fēng)所激發(fā)的次表層?xùn)|向壓強(qiáng)梯度力密切相關(guān)(Izumo, 2005)。赤道太平洋和大西洋海域常年受信風(fēng)控制, 因此, EUC基本能夠持續(xù)一整年(Cane, 1980; Philander, 1980; Yu, 1999)。區(qū)別于其他大洋的信風(fēng)海洋特征, 印度洋受歐亞大陸上空冷暖氣團(tuán)的影響, 形成了獨(dú)特的季風(fēng)氣候, 年平均狀態(tài)下赤道風(fēng)場為弱西風(fēng), 缺乏持續(xù)東風(fēng)的作用, 故印度洋EUC僅出現(xiàn)在北半球冬-春季(2～4月)和夏-秋季(8～10月), 其流核主要位于20 °C等溫線附近(Reppin, 1999; Schott, 2001; Iskandar, 2009; 黃科等, 2018; 鄭佳喻等, 2018)。印度洋EUC獨(dú)特的年循環(huán)變化對于維持赤道印度洋次表層質(zhì)量、熱量和鹽度平衡具有重要的作用。

有關(guān)赤道印度洋緯向流的早期研究多集中于表層流, 即Wyrtki急流(Wyrtki, 1973; McPhaden, 2014), 對Wyrtki急流之下的EUC研究卻很少。Knauss等(1964)根據(jù)錨系觀測結(jié)果首次發(fā)現(xiàn)1963年3～4月印度洋EUC的存在, 從西到東其最大速度從0.27 m/s提升至0.81 m/s, 但8月卻并沒有觀測到向東的EUC。Swallow (1964)隨后也發(fā)現(xiàn)1964年3～6月在赤道中印度洋(58°～67.3°E)存在一支與太平洋強(qiáng)度相當(dāng)?shù)腅UC, 其最大流速達(dá)到1.2 m/s以上。此后, 依據(jù)赤道附近不同位置的錨系觀測也證實(shí)了印度洋冬-春季盛行東向EUC的存在(Knox, 1974, 1976;Reverdin, 1987; Schott, 1997; Reppin, 1999;Sengupta, 2007), 同時Leetmaa等(1980)揭示EUC的核心處于55.5°E, 赤道附近(3°S～2°N)。早期大部分研究僅觀測到冬-春季印度洋EUC的存在, 然而近年來海洋學(xué)家發(fā)現(xiàn)EUC也會出現(xiàn)在夏末初秋季節(jié)。Bruce(1973)于1964年8月末在赤道西印度洋觀測到EUC, 其核心位置處于75 m左右。Reppin等(1999)發(fā)現(xiàn)1994年出現(xiàn)兩次EUC, 第一次出現(xiàn)于2～5月的50～150 m深度上, 第二次出現(xiàn)在隨后的8月份, 但它所處深度較冬-春季較淺且輸運(yùn)較小, 該研究還揭示1994年EUC主要是由于東風(fēng)異常所驅(qū)動的向東壓強(qiáng)梯度力所致。Iskandar等(2009)根據(jù)赤道東印度洋單個錨系潛標(biāo)(0°, 90°E)6年的數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn), 次表層(90～170 m平均)緯向流呈現(xiàn)出顯著的半年周期變化, 即春季和秋季向東流動, 且認(rèn)為印度洋EUC顯著年循環(huán)主要取決于風(fēng)場和壓強(qiáng)梯度力的變化, 同時也與赤道波動密切相關(guān): 冬-春季EUC主要與冬季風(fēng)盛行時東風(fēng)異常所激發(fā)的赤道上升Kelvin波有關(guān), 而夏-秋季則是東風(fēng)異常所驅(qū)動的赤道Kelvin波和東邊界反射的下沉Rossby波的協(xié)同作用。Chen等(2015)則認(rèn)為, 赤道緯向風(fēng)激發(fā)出的Kelvin波和Rossby波是赤道印度洋西海盆EUC產(chǎn)生的直接原因, 而對于中東海盆EUC的產(chǎn)生, 東邊界反射的Rossby波起到了決定性的作用。

近年來, 印度洋赤道環(huán)流動力學(xué)受到海洋學(xué)家們的廣泛關(guān)注, 尤其是印度洋偶極子(Indian Ocean dipole, IOD)對赤道環(huán)流的影響。作為熱帶印度洋年際變化的主要模態(tài), IOD對印度洋區(qū)域甚至全球氣候變化都有重要影響(Saji, 1999, 2003; Rao, 2004; Luo, 2007; Hashizume, 2013)。正IOD事件期間, 赤道東風(fēng)異常, 蘇門答臘和爪哇島沿岸東南風(fēng)異常, 使得其海表面高度、海表溫度和降水明顯低于氣候態(tài)平均值, 而負(fù)IOD事件則反之(Saji, 1999; Webster, 1999; Cai, 2011, 2014)。前人基于現(xiàn)場觀測數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)1994年和2006年秋季較強(qiáng)的EUC均伴隨著強(qiáng)正IOD事件的發(fā)生(Reppin, 1999; Iskandar, 2009)。正IOD事件通常伴隨著赤道強(qiáng)東風(fēng)異常, 使得赤道印度洋表層流減弱或甚至轉(zhuǎn)向, 直接導(dǎo)致Wyrtki急流減弱(Gnanaseelan, 2012)。Nagura等(2008)利用觀測和衛(wèi)星數(shù)據(jù)研究發(fā)現(xiàn), 1993～1994和2004～2006年赤道印度洋流系在正IOD事件期間的變化與印度洋表層風(fēng)、溫躍層深度、東西壓強(qiáng)梯度等變化均呈較好的線性關(guān)系。Iskandar等(2009)利用2000年12月至2006年11月期間的ADCP數(shù)據(jù)研究印度洋EUC的年際變化發(fā)現(xiàn), 赤道印度洋強(qiáng)東風(fēng)異常是秋-冬季EUC形成的主要動力來源, 并指出2003年秋季赤道西風(fēng)異常削弱了向東的壓強(qiáng)梯度力, 進(jìn)而導(dǎo)致EUC的缺席。

由于赤道印度洋海域現(xiàn)場觀測資料的稀缺, 海洋學(xué)家常常利用一系列海洋數(shù)值模式來研究印度洋EUC。Anderson等(1993)通過海洋環(huán)流模式重現(xiàn)冬-春季節(jié)EUC及其年際變化特征。Han等(2004)通過數(shù)值實(shí)驗(yàn)成功模擬出1994年冬末初春和夏末初秋的兩次EUC過程, 并強(qiáng)調(diào)正IOD期間赤道東風(fēng)異常是引起西向表層流和東向EUC的主要原因, 使得EUC在8月形成并持續(xù)至12月, 這種異常東風(fēng)驅(qū)動機(jī)制類似于太平洋和大西洋EUC的成因。該研究還表明IOD和印度夏季風(fēng)共同作用對夏末初秋EUC的建立和增強(qiáng)有著重要影響: 即正IOD事件期間, 強(qiáng)化的夏季風(fēng)導(dǎo)致赤道以南的東風(fēng)應(yīng)力異常被非線性放大, 使得蘇門答臘-爪哇島沿岸上升流增強(qiáng), 進(jìn)而傾斜了赤道印度洋溫躍層, 最終增強(qiáng)緯向壓強(qiáng)梯度力, 從而驅(qū)動EUC異常(Swapna, 2008; Krishnan, 2009)。Nyadjro等(2014)隨后基于海洋再分析數(shù)據(jù)ECMWF–ORAS4, 闡述并驗(yàn)證了赤道印度洋表層風(fēng)應(yīng)力、溫躍層中的壓強(qiáng)梯度力和次表層緯向流三者之間的關(guān)系在IOD調(diào)制下的變化。

盡管前人已經(jīng)在印度洋EUC的變化及其成因等方面取得了一些研究進(jìn)展, 但印度洋EUC的研究明顯滯后于太平洋和大西洋海域, 尤其是印度洋EUC的三維空間結(jié)構(gòu)、季節(jié)-年際變化特征及其關(guān)鍵影響因子尚未得到系統(tǒng)探索。此外, 正IOD期間蘇門答臘島-爪哇島沿岸東南風(fēng)異常直接增強(qiáng)熱帶東南印度洋上升流, 并使得溫躍層抬升, 進(jìn)而冷卻局地海表面溫度(sea surface temperature, SST; Feng, 2003; Horii, 2011; Zhang, 2014)。然而, 位于溫躍層中的EUC, 是如何受到該反饋過程的調(diào)制作用以及是否通過影響上升流來冷卻SST等尚未得到證實(shí)。為此, 本文試圖通過資料分析和動力診斷來細(xì)致刻畫印度洋EUC的三維空間結(jié)構(gòu)及其相關(guān)的年際驅(qū)動機(jī)制, 進(jìn)而重點(diǎn)探討IOD影響印度洋EUC年際變化的可能機(jī)理。

1 資料與方法

1.1 資料

本文所用的主要資料包括: 美國馬里蘭大學(xué)和德州農(nóng)工大學(xué)合作開發(fā)的1980年1月至2017年12月全球簡單海洋數(shù)據(jù)同化系統(tǒng)3.4.2版(simple ocean data assimilation, SODA 3.4.2; Carton, 2008)逐月再分析數(shù)據(jù)集, 其水平分辨率為0.5°×0.5°, 經(jīng)緯度范圍是0.25°～359.75°E, 74.75°S～89.75°N, 垂直方向分為不等間距50層。該數(shù)據(jù)集提供的變量信息包括海溫、鹽度、三維海流流速、海表風(fēng)應(yīng)力和海表面高度資料; 英國氣象局哈德萊中心(Met Office Hadley Centre)提供的1980年1月至2017年12月逐月海表溫度HadISST (Hadley center global sea ice and sea surface temperature, HadISST)數(shù)據(jù)集, 水平分辨率為1°×1° (Rayner, 2003)。本文使用的印度洋偶極子指數(shù)(dipole mode index, DMI)是根據(jù)Saji等(1999)定義的熱帶西印度洋(10°S～10°N, 50°～70°E)與東南印度洋(10°S～0°, 90°～l10°E)的海表溫度距平之差計(jì)算得到。本文所用各個變量距平是指偏離1980～2017年平均氣候態(tài)的量值。

1.2 方法

印度洋EUC主要由赤道東風(fēng)激發(fā)出的東向壓強(qiáng)梯度力所驅(qū)動(Cane, 1980; Philander, 1980)。因此, 這里先給出上層赤道印度洋緯向動量平衡方程:

其中,,,分別是緯向, 經(jīng)向和垂向速度;,,分別為壓強(qiáng), 密度和科氏參數(shù);和分別表示垂向渦動粘性系數(shù)和水平渦動黏滯系數(shù);?為水平梯度項(xiàng)。赤道地區(qū)科氏力忽略不計(jì), 則有=0, 雖然方程(1)中非線性項(xiàng)作用也十分重要, 但資料限制了我們計(jì)算平流項(xiàng)和水平耗散項(xiàng); 再者, 前人已發(fā)現(xiàn)赤道印度洋上層動量方程滿足線性關(guān)系, 即局地加速度?/?、緯向壓力梯度項(xiàng)和垂向混合項(xiàng)達(dá)到平衡(Senan, 2003; Nagura, 2008)。因此, 方程(1)可以進(jìn)行線性化:

根據(jù)前人計(jì)算得知次表層垂向混合項(xiàng)較小(Nagura, 2008;Iskandar, 2009), 所以方程(2)再次簡化成:

即在次表層中局地緯向加速度項(xiàng)與緯向壓強(qiáng)梯度力項(xiàng)相平衡。有關(guān)太平洋和大西洋EUC的大量研究結(jié)果表明, 溫躍層深度對緯向風(fēng)的響應(yīng)變化是次表層緯向壓強(qiáng)梯度力建立的最主要動力因素(Philander, 1973; Philander, 1980; McPhaden, 1986; Seidel, 1999; Izumo, 2005)。類似地, 印度洋次表層緯向壓強(qiáng)梯度力項(xiàng)和局地加速度項(xiàng)同樣存在顯著相關(guān)關(guān)系(圖略), 相關(guān)系數(shù)可達(dá)0.50, 說明印度洋仍然滿足這種線性關(guān)系?；贜agura等(2008)和Iskandar等(2009)的研究結(jié)果, 本文直接利用75.5°～85.5°E的赤道印度洋次表層(2°S～2°N, 70～160 m平均)壓強(qiáng)之差表征次表層緯向壓強(qiáng)梯度力(pressure gradient force, PGF), 同時該區(qū)域也是EUC年際變率較為顯著的區(qū)域。

結(jié)合氣候態(tài)春季和秋季EUC的分布特征(圖1), 本文選擇70～160 m為印度洋EUC的深度范圍。此外, 本文還將采用相關(guān)分析和線性回歸等統(tǒng)計(jì)方法。由于本文研究時段為1980～2017年, 根據(jù)相關(guān)系數(shù)檢驗(yàn)表可知, 當(dāng)相關(guān)系數(shù)大于0.31時, 回歸系數(shù)便通過95%顯著性檢驗(yàn)。本文主要關(guān)注印度洋EUC的年際變化, 因此所有數(shù)據(jù)在診斷前均進(jìn)行了3個月滑動平均來消除季節(jié)內(nèi)信號的影響。

2 印度洋EUC氣候態(tài)空間結(jié)構(gòu)特征

首先, 本文的目的之一是細(xì)致具體地刻畫氣候態(tài)EUC的三維空間結(jié)構(gòu)特征。Iskandar等(2009)曾利用流速剖面儀(acoustic doppler current profiler, ADCP)現(xiàn)場觀測數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)赤道東印度洋次表層緯向流呈現(xiàn)明顯的準(zhǔn)半年周期變化, 即春秋季節(jié)才有東向的EUC。然而需要注意的是, 表層Wyrtki急流向下延伸所形成的次表層較淺深度的東向流并不能稱為EUC, 只有位于向西的表層流或者弱的東向表層流之下的次表層?xùn)|向流動才能稱之為EUC?；赟ODA 3.4.2再分析數(shù)據(jù), 圖1給出的是赤道印度洋(60°～90°E, 1.5°S～1.5°N)緯向流的氣候態(tài)逐月演變特征。整體而言, SODA 3.4.2數(shù)據(jù)基本能夠刻畫出赤道印度洋表層流和EUC隨季節(jié)變化而發(fā)生方向逆轉(zhuǎn)的特征。其中, EUC分別于冬末春初(2～4月)和夏末秋初(8～10月)出現(xiàn)在溫躍層(20 °C等深線)附近。冬春季節(jié)EUC的垂直范圍更廣, 深度可達(dá)250 m, 其核心位于110 m, 最大流速可達(dá)到0.33 m/s; 夏末初秋EUC則被限制于垂直范圍更小的區(qū)域內(nèi), 其核心雖仍位于110 m, 但EUC強(qiáng)度卻明顯弱于冬春季節(jié)(圖1)。

圖1 1980～2017年氣候態(tài)赤道印度洋(60°～90°E, 1.5°S～1.5°N)平均緯向流的年循環(huán)演變

注: 紅色實(shí)線表示赤道印度洋20 °C等溫線深度

為了更清晰地刻畫氣候態(tài)EUC的發(fā)展與消亡過程, 圖2給出了氣候態(tài)赤道印度洋次表層(70～160 m平均)流場的逐月分布特征。如圖2所示, 赤道印度洋EUC首先出現(xiàn)在2月, 主要分布于2°S～2°N, 緯向上幾乎橫跨整個赤道印度洋; 3月, EUC強(qiáng)度逐漸加強(qiáng), 東向流速增大, 經(jīng)向?qū)挾茸儗? 中心位于70°E附近, 其最大流速可達(dá)0.5 m/s; 4月, EUC雖仍橫跨整個赤道印度洋, 但其強(qiáng)度有所減弱; 5月, 由于表層Wyrtki急流迅速發(fā)展, EUC逐漸減弱西撤; 6～8月, 赤道印度洋次表層主要受到西向流的控制; 9月, EUC重新出現(xiàn), 但與冬末春初EUC相比, 其強(qiáng)度明顯偏弱且并未橫跨整個赤道印度洋, 僅出現(xiàn)在赤道西印度洋海域(2°S～2°N, 50°～75°E); 10月, EUC稍有加強(qiáng), 并向東延伸至95°E; 11～12月, EUC逐漸消失, 赤道印度洋呈現(xiàn)較弱的西向流(圖2)。

氣候平均意義下, 印度洋EUC呈現(xiàn)出明顯的半年周期變化, 即分別在冬末春初(2～4月)和夏末秋初(8～10月)出現(xiàn)。為了進(jìn)一步剖析印度洋EUC三維空間結(jié)構(gòu)特征, 圖3給出了55°～90°E緯向平均的印度洋緯向流在冬末春初(2～4月)和夏末秋初(8～10月)的緯度-深度分布圖。冬末春初季節(jié), 赤道印度洋EUC位于表層Wyrtki急流之下大約50～300 m的深度上, 其核心位于120 m, 流速可達(dá)0.5 m/s; 在經(jīng)向上, EUC主要位于2°S～2°N, 并且關(guān)于赤道呈對稱分布(圖3a)。同樣地, 在夏末秋初季節(jié), 弱的Wyrtki急流之下也會出現(xiàn)印度洋EUC。與冬末春初相比, 秋季赤道印度洋緯向流明顯減弱, 西向表層流幾乎可以忽略, 位于其下方且關(guān)于赤道南北對稱的EUC亦較春季范圍縮小且強(qiáng)度減弱, 其核心流速僅為0.15 m/s(圖3b)。

在印度洋, 類似于赤道表層Wyrtki急流的半年周期變化, 位于次表層的EUC也呈現(xiàn)出半年周期, 常常發(fā)生在表層Wyrtki急流出現(xiàn)之前, 即冬末春初和夏末秋初兩個季節(jié), 且均關(guān)于赤道對稱分布。許多學(xué)者認(rèn)為印度洋EUC的形成與印度洋赤道緯向東風(fēng)密切相關(guān)(Nagura, 2008; Swapna, 2008; Zhang, 2014), 而表層Wyrtki急流出現(xiàn)和增強(qiáng)則是EUC消亡的主要原因(Iskandar, 2009)。綜上所述, 從氣候態(tài)而言, 冬季赤道印度洋東風(fēng)引起表層海水在西印度洋堆積, 使得溫躍層西低東高, 進(jìn)而在次表層激發(fā)出向東的壓強(qiáng)梯度力, 最終導(dǎo)致冬末春初EUC的形成與發(fā)展(圖1～3); 隨著4～5月份表層Wyrtki急流出現(xiàn)并增強(qiáng), EUC隨即消亡。夏季風(fēng)盛行時, 赤道印度洋東風(fēng)重現(xiàn), 即在夏末秋初再次形成EUC, 但強(qiáng)度和范圍明顯弱于冬末春初時, 之后隨著表層Wyrtki急流的重現(xiàn)而消失(圖1～3)。

圖2 氣候態(tài)逐月平均的赤道印度洋次表層(70～160 m平均)流場分布

注: 矢量箭頭表示流場; 陰影是緯向流流速

圖3 氣候態(tài)冬末春初季節(jié)(a, 2～4月平均)和夏末秋初季節(jié)(b, 8～10月平均)赤道印度洋(55°～90°E平均)緯向流分布

3 印度洋EUC的年際變化特征

3.1 IOD影響下的印度洋EUC年際變化

EUC的年際變化是印度洋顯著的年際變率特征之一, 受印度洋年際尺度海氣耦合模態(tài)的影響。其中, 夏末秋初EUC的強(qiáng)度及所在范圍變化最為明顯 (Thompson, 2006; Zhang, 2014; Chen, 2015; Sachidanandan, 2017; Gnanaseelan, 2018)。前人研究表明, IOD作為印度洋年際尺度海氣耦合的主要模態(tài), 顯著影響印度洋環(huán)流的變化(Vinayachandran, 1999, 2007; Grodsky, 2001;Han, 2004; Nagura, 2010; Gnanaseelan, 2012)。圖4給出了1980～2017年期間正IOD事件的時間演變特征及其它們的合成結(jié)果。如圖4所示, 正IOD事件的持續(xù)時間及其成熟位相出現(xiàn)的時間均存在較大差異。基于Du等(2013)的定義方法, 1997和2006屬于正常型IOD, 即9～11月達(dá)到成熟位相; 1983和2010屬于早熟型IOD, 即成熟位相早于正常型IOD, 發(fā)生在6～8月, 其強(qiáng)度較弱, 生命周期較短; 1982, 1994和2015屬于延長型IOD, 即春季形成, 夏季繼續(xù)發(fā)展, 秋季9～11月成熟。合成結(jié)果表明, DMI指數(shù)在3月由負(fù)轉(zhuǎn)正, 即熱帶印度洋緯向偶極子海溫異常形成, 赤道東風(fēng)異常開始出現(xiàn), 5月IOD繼續(xù)發(fā)展, 并于9月達(dá)到峰值, 隨后逐漸消亡。Anil等(2016)揭示了不同類型IOD對印度夏季季風(fēng)降水的作用, 并強(qiáng)調(diào)早熟型IOD強(qiáng)度雖較弱但仍能顯著增強(qiáng)印度洋夏季風(fēng)。由于EUC顯著受到赤道緯向風(fēng)以及溫躍層傾斜的影響, 可以推測IOD在其形成、發(fā)展和成熟過程中伴隨的赤道東風(fēng)異常將會對EUC年際變化有著重要影響。因此, 本文將重點(diǎn)探討IOD對印度洋EUC年際變化的影響, 尤其是IOD成熟位相的秋季。

圖4 1980～2017年期間正印度洋偶極子(Indian Ocean dipole, IOD)事件偶極子指數(shù)(dipole mode index, DMI; 單位: °C)時間演變(彩色曲線)及其平均結(jié)果(黑色曲線)

注: 圖中灰色陰影表示合成結(jié)果的離散程度; 實(shí)心黑點(diǎn)表示合成結(jié)果通過95%顯著性檢驗(yàn); 橫坐標(biāo)中的0表示發(fā)生當(dāng)年, 1表示下一年

圖5給出了1980～2017年秋季DMI指數(shù)與次表層逐月流場異常的回歸演變。由圖5可見, 赤道中印度洋在2～3月份就出現(xiàn)一支很弱的EUC, 其最大流速僅為0.06 m/s左右; 隨后4～6月, EUC逐漸發(fā)展, 其流速和緯向范圍均不斷增大; 最大流速異常達(dá)到0.15 m/s, 同時流速中心略微東移但始終位于75°～85°E; 7～8月, EUC有所減弱, 但流速仍向東, 這與氣候態(tài)夏季次表層西向流有明顯的差異; 秋季(9～11月), EUC又逐漸增強(qiáng), 其核心區(qū)域主要聚集于赤道東印度洋(70°E以東海域); 12月, EUC明顯加強(qiáng)且西撤。

圖5 1980～2017年秋季DMI指數(shù)與逐月赤道印度洋次表層(70～160 m平均)流場異常的回歸分布

注: 矢量箭頭表示次表層流場通過95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域; 陰影為緯向流異常值; 灰色叉號表示緯向流通過95%顯著性的區(qū)域

為了進(jìn)一步探討IOD如何調(diào)制印度洋EUC在年際尺度上的變化特征, 圖6給出了秋季DMI指數(shù)回歸到逐月赤道印度洋(1.5°S～1.5°N)緯向流異常的經(jīng)度-深度剖面分布圖。從垂直剖面來看, 1～3月次表層存在一支相對較弱的EUC, 其強(qiáng)度逐漸增強(qiáng), 深度略有抬升趨勢; 4～5月, 此趨勢一直維持, 在此過程中EUC的流速最大值中心不斷東移; 6月EUC強(qiáng)度達(dá)到最大, 其中心位于80°E, 120 m處, 其東向流速異?？蛇_(dá)0.2 m/s; 7～8月EUC有所減弱, 但9月又逐漸加強(qiáng); 直至11月, EUC流核東移至90°E附近; 12月EUC逐漸向西撤, 但強(qiáng)度仍在增強(qiáng), EUC最大值中心位于75°E, 100 m的范圍內(nèi), 流核處最大流速異常0.25 m/s(圖6)。值得注意的是, IOD成熟期間, EUC中心始終位于100 m以淺深度。圖5和圖6給出的均是EUC年際異常信號, 很難反映出EUC真實(shí)流場的變化。因此, 我們也選取了正IOD年(1982, 1994, 1997和2006年)進(jìn)行赤道印度洋赤道緯向流的合成分析(圖略), 結(jié)果發(fā)現(xiàn)原始緯向流場與異常場較為一致: 春季增強(qiáng), 夏季減弱, 秋季再次增強(qiáng), 即正IOD年東向的EUC能夠維持一整年。定量估算正IOD年EUC體積輸運(yùn)量同樣證實(shí), 雖夏季東向EUC較弱, 但其輸運(yùn)量仍為正值(1.6×106m/s)。

圖6 1980～2017年秋季DMI指數(shù)與逐月赤道(1.5°S～1.5°N)平均的印度洋緯向流異常的回歸分布

注: 陰影為緯向流異常; 黑色點(diǎn)表示緯向流通過95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域

經(jīng)向上, 季節(jié)平均的EUC經(jīng)度-深度結(jié)構(gòu)分布(圖7)也發(fā)生了變化。年際尺度上, 春季EUC核心位于赤道150 m附近, 隨著赤道異常東風(fēng)增強(qiáng), 西向表層流和EUC均逐漸增強(qiáng)(圖7a); 夏季EUC強(qiáng)度稍有減弱, 而深度逐漸抬升(圖7b); 秋季EUC逐漸增強(qiáng)且流核繼續(xù)抬升(圖7c); 冬季EUC強(qiáng)度達(dá)到最強(qiáng)(流速異?？蛇_(dá)0.2 m/s), 最大流速位于1.5°S, 100 m以淺位置(圖7d)。與氣候態(tài)不同的是, 由于IOD的影響, EUC結(jié)構(gòu)并不關(guān)于赤道對稱分布, 而是向赤道以南稍有偏轉(zhuǎn), 這也是印度洋受到IOD調(diào)制過程中呈現(xiàn)出的顯著特征之一。

圖7 1980～2017年秋季DMI指數(shù)與春季(a, 2～4月), 夏季(b, 5～7月), 秋季(c, 8～10月)和冬季(d, 11月至次年1月)赤道印度洋(75°～95°E平均)緯向流異常的回歸分布

注: 陰影表示緯向流異常; 白色點(diǎn)區(qū)域表示緯向流通過95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域

綜上, IOD能夠顯著影響印度洋EUC的年際變化, 尤其對秋季EUC的結(jié)構(gòu)和強(qiáng)度有明顯的調(diào)控作用。具體而言, 氣候態(tài)EUC一般出現(xiàn)在春季和秋季, 而IOD影響下的EUC幾乎能維持一整年, 但夏季強(qiáng)度明顯減弱, IOD期間, EUC強(qiáng)度顯著增強(qiáng), 尤其是IOD成熟位相, IOD影響下EUC強(qiáng)度于12月達(dá)到最強(qiáng), 與氣候態(tài)相比, EUC水平空間位置和垂直深度的年際變化更為明顯, 尤其是IOD盛期的秋季。EUC明顯向熱帶東南印度洋偏移, 導(dǎo)致其流核中心關(guān)于赤道非對稱分布, 該海域是IOD期間海氣相互作用最為劇烈的區(qū)域。因此, 可以推測EUC的年際變化可能與IOD形成與發(fā)展過程中有關(guān)的海氣耦合機(jī)制密切聯(lián)系。

3.2 EUC年際變異的可能物理機(jī)制

受IOD影響, 印度洋EUC呈現(xiàn)出顯著的年際變化, 主要表現(xiàn)為EUC幾乎持續(xù)一整年, 強(qiáng)度也顯著增強(qiáng)。前文已經(jīng)提到EUC的形成與次表層PGF密切相關(guān), 那么IOD影響下的赤道印度洋PGF又是如何響應(yīng)呢？圖8給出了秋季DMI指數(shù)與赤道印度洋次表層PGF的逐月回歸分布。由圖可知, 逐月DMI的強(qiáng)度(綠色曲線)存在明顯的年際變化信號, 其中8～11月DMI的年際變化最為顯著, 8～11月為IOD事件的盛期。除了1月, 赤道印度洋次表層PGF在其他月份均呈現(xiàn)為正值, 即壓強(qiáng)梯度力向東。在IOD的影響下, 印度洋次表層向東的PGF呈現(xiàn)雙峰結(jié)構(gòu): PGF在5月第一次達(dá)到峰值, 隨后逐漸減小, 直至7月PGF達(dá)到最小正值后逐漸增強(qiáng), 10月則達(dá)到第二個峰值, 11月后PGF有所減弱。很顯然, 赤道印度洋次表層PGF除1月以外始終為正值(圖6), 直接導(dǎo)致IOD影響下的EUC幾乎維持一整年(圖8); 年際尺度上, EUC強(qiáng)度春、秋兩季增強(qiáng)的特征剛好對應(yīng)赤道印度洋次表層PGF年際變化的雙峰結(jié)構(gòu), 而EUC強(qiáng)度夏季有所減弱也對應(yīng)著印度洋次表層?xùn)|向PGF的衰減。同時, IOD盛期印度洋EUC顯著加強(qiáng), 這亦對應(yīng)著第二次PGF峰值明顯大于第一次。因此, 赤道印度洋次表層向東的PGF主導(dǎo)了EUC的年際變化, 同時也是表征印度洋EUC強(qiáng)度的有效指標(biāo)。

圖8 1980～2017年秋季DMI指數(shù)與逐月赤道平均(2°S～2°N)印度洋次表層緯向壓強(qiáng)梯度力(PGF)的回歸分布

注: PGF值(直方圖)表示是赤道印度洋次表層75.5°～85.5°E的壓力梯度差; 綠色曲線表示DMI的標(biāo)準(zhǔn)差

赤道印度洋表層?xùn)|風(fēng)通過激發(fā)次表層向東的PGF來驅(qū)動EUC的生成。由于IOD的影響, EUC強(qiáng)度和結(jié)構(gòu)發(fā)生了明顯的變化, 這也說明EUC與IOD形成發(fā)展中的海氣耦合過程(例如, Bjerknes正反饋過程)密不可分。因此, 本文以IOD盛期秋季為例, 進(jìn)一步探究影響EUC顯著增強(qiáng)的具體物理過程。圖9所示的是1980～2017年秋季DMI指數(shù)與秋季表層風(fēng)應(yīng)力、SST和次表層緯向流異常的回歸分布。從表層風(fēng)應(yīng)力場看, 熱帶東南印度洋蘇門答臘島沿岸盛行東南風(fēng)異常, 同時赤道盛行東風(fēng)異常, SST異常場對應(yīng)的是典型的偶極子分布, 即熱帶東印度洋SST冷異常, 熱帶西印度洋SST暖異常(圖9)。此時EUC的流核中心位于赤道印度洋中東部, 與緯向風(fēng)應(yīng)力的極大值區(qū)一致, 即此時存在一個正反饋過程, 使得EUC得以維持: 正IOD期間, 顯著增強(qiáng)的赤道東風(fēng)異常和蘇門答臘島沿岸東南風(fēng)異常引起東南印度洋地區(qū)上升流的增強(qiáng), 導(dǎo)致溫躍層的抬升, 從而增大赤道印度洋緯向溫躍層梯度, 使得向東的壓強(qiáng)梯度力增強(qiáng), 進(jìn)而導(dǎo)致EUC加強(qiáng), 增強(qiáng)的EUC繼續(xù)將次表層水向熱帶東南印度洋上升區(qū)輸送, 補(bǔ)償了赤道東印度洋的上升流, 有利于熱帶東南印度洋的SST進(jìn)一步降低, 則再次加強(qiáng)了赤道東風(fēng)異常, 有利于IOD的發(fā)展, 迅速發(fā)展的IOD也將進(jìn)一步加強(qiáng)EUC。在此過程中, IOD通過風(fēng)-SST-溫躍層反饋使得溫躍層傾斜來增強(qiáng)EUC, 同時EUC通過輸送水補(bǔ)償上升流來維持IOD的發(fā)展。此外, IOD影響下的EUC明顯偏向赤道東南印度洋, 主要是因?yàn)镮OD所引起的蘇門答臘島-爪洼沿岸上升流使得赤道東印度洋溫躍層抬升, 進(jìn)而增強(qiáng)赤道東印度洋緯向壓強(qiáng)梯度力, 最終導(dǎo)致EUC向東偏移, 而IOD期間最大緯向風(fēng)應(yīng)力和次表層緯向流異常最大值均偏向赤道以南, 因此, 也導(dǎo)致EUC流核關(guān)于赤道非對稱且偏向赤道以南。

圖9 1980～2017年秋季DMI指數(shù)與秋季熱帶印度洋風(fēng)應(yīng)力異常(綠色矢量箭頭), SST異常(陰影), 次表層緯向流異常(紫色等值線; 單位: m/s)的回歸分布

注: 黑色虛線為緯向風(fēng)應(yīng)力最大值中心; 灰點(diǎn)區(qū)域表示SST通過95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域

為了具體刻畫IOD期間上述各個物理過程, 圖10a～c給出了1980～2017年秋季赤道東南印度洋(90°～110°E, 10°S～0°)海溫異常和赤道中印度洋(60°～90°E, 1.5°S～1.5°N)緯向風(fēng)異常、赤道東南印度洋20 °C等溫線異常和DMI指數(shù)之間的統(tǒng)計(jì)關(guān)系。需要說明的是, DMI與赤道東南印度洋一側(cè)的SST異常相關(guān)系數(shù)達(dá)到-0.75(圖10b), 表明赤道東南印度洋局地海氣相互作用更為劇烈, 對IOD的貢獻(xiàn)相對較大。因此, 本文選擇東極一側(cè)的SST異常和20 °C等溫線異常作為研究對象。具體而言, 秋季赤道東南印度洋海溫異常與赤道中印度洋緯向風(fēng)異常存在顯著的線性相關(guān)(相關(guān)系數(shù)可達(dá)0.78, 圖10a), 即表明它們之間存在典型的Bjerknes正反饋過程(Bjerknes, 1969), 赤道東南印度洋SST異常與20 °C等溫線異常也呈現(xiàn)出正相關(guān)關(guān)系(圖10c), 即IOD期間, 加強(qiáng)的赤道東風(fēng)異常和蘇門答臘-爪哇島沿岸東南風(fēng)異常, 增強(qiáng)離岸的Ekman輸運(yùn), 進(jìn)而導(dǎo)致上升流增強(qiáng)和溫躍層抬升, 最終引起IOD東極的SST冷卻。這些物理過程主要反映了IOD期間印度洋局地風(fēng)-SST-溫躍層的正反饋過程(圖10a～10c)。為進(jìn)一步探討這些過程對EUC的影響, 圖10d～10f呈現(xiàn)出表征EUC強(qiáng)度的赤道印度洋次表層PGF與IOD正反饋過程中相關(guān)物理量的統(tǒng)計(jì)關(guān)系。如圖所示, 赤道印度洋次表層PGF分別與赤道中印度洋緯向風(fēng)、赤道東南印度洋海溫和20 °C等溫線異常之間存在顯著的負(fù)相關(guān)(相關(guān)系數(shù)分別是-0.76,-0.64和-0.70)。由此說明, IOD能通過影響印度洋次表層PGF來調(diào)制EUC。盡管EUC最初主要的驅(qū)動力是赤道緯向風(fēng), 但與IOD相關(guān)的海氣相互作用能讓EUC與表層建立起正反饋機(jī)制, 進(jìn)而促使夏季也能形成EUC, 并維持到秋季再顯著增強(qiáng)。因此, 印度洋EUC的年際變化顯著受到IOD的影響。年際尺度上, IOD通過風(fēng)-溫躍層-SST之間的正反饋機(jī)制將增強(qiáng)次表層赤道印度洋次表層PGF, 進(jìn)而影響EUC的強(qiáng)度和結(jié)構(gòu)變化。

圖10 1980～2017年秋季SSTA分別與與TAUX (a), DMI指數(shù)(b), D20 (c)的散點(diǎn)圖分布以及1980～2017年秋季赤道印度洋次表層PGF分別與TAUX (d), SSTA (e), D20 (f)的散點(diǎn)圖分布

注: SSTA表示赤道東南印度洋(90°～110°E, 10°S～0°N)海表面溫度異常; TAUX表示赤道緯向風(fēng)應(yīng)力(1.5°S～1.5°N, 60°～90°E)異常; D20表示赤道東南印度洋20 °C等溫線異常; PGF表示緯向壓強(qiáng)梯度力; Cor表示相關(guān)系數(shù)

4 結(jié)論

本文利用SODA3.4.2再分析數(shù)據(jù)刻畫了印度洋EUC的三維空間結(jié)構(gòu), 并揭示IOD影響其年際變化的可能機(jī)制, 主要結(jié)論如下:

(1) 就氣候態(tài)而言, 印度洋EUC呈現(xiàn)出半年周期變化, 主要出現(xiàn)在冬末春初(2～4月)和夏末秋初(8～10月)兩個季節(jié), 且冬末春初的EUC強(qiáng)度明顯強(qiáng)于夏末秋初; 其深度大致位于70～160 m, 空間結(jié)構(gòu)關(guān)于赤道呈南北對稱分布, 其半年周期的變化主要是由赤道緯向東風(fēng)所引起的次表層PGF所驅(qū)動。

(2) 年際尺度上, IOD能夠顯著影響印度洋EUC的變化, 尤其是對秋季EUC的結(jié)構(gòu)和強(qiáng)度有明顯的調(diào)控作用。受到IOD的影響, EUC幾乎能夠維持一整年, 其強(qiáng)度呈現(xiàn)出春季增強(qiáng)、夏季減弱和秋季增強(qiáng)的特征; EUC在IOD成熟期達(dá)到最強(qiáng), 且此時其流核中心關(guān)于赤道呈現(xiàn)非對稱分布, 稍往赤道東南偏移。

(3) 赤道印度洋次表層向東的PGF主導(dǎo)了EUC的年際變化, 其也是表征印度洋EUC年際變化的重要指標(biāo)。正IOD期間, 加強(qiáng)的赤道東風(fēng)異常和蘇門答臘島沿岸東南風(fēng)異常將增強(qiáng)沿岸的上升流, 并抬升局地溫躍層, 從而增大赤道印度洋緯向溫躍層梯度, 并增強(qiáng)向東的PGF, 進(jìn)而導(dǎo)致EUC顯著增強(qiáng), 即IOD通過風(fēng)-溫躍層-SST之間的正反饋機(jī)制來影響印度洋次表層PGF進(jìn)而調(diào)制EUC的年際變化。同時, 印度洋EUC對正IOD的維持起到一定作用: 加強(qiáng)的EUC將次表層的水向熱帶東南洋上升區(qū)輸送, 補(bǔ)償了赤道東印度洋的上升流, 有利于熱帶東南印度洋的SST進(jìn)一步降低, 最終維持IOD的發(fā)展。

本文刻畫了氣候態(tài)印度洋EUC的三維結(jié)構(gòu)特征, 并重點(diǎn)強(qiáng)調(diào)了IOD通過風(fēng)-溫躍層-SST之間的正反饋機(jī)制來調(diào)制次表層赤道印度洋次表層PGF, 進(jìn)而影響EUC的年際變化。然而, 文中結(jié)論大多基于數(shù)理統(tǒng)計(jì)和診斷分析, 其可能的反饋機(jī)制問題有待結(jié)合數(shù)值模擬進(jìn)行下一步研究。此外, 印度洋EUC對IOD發(fā)展和維持的作用值得進(jìn)一步探究, 這將使得通過EUC的變化來進(jìn)行IOD事件預(yù)測成為可能。因此, 這也是我們下一步工作希望關(guān)注的科學(xué)問題。

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INTERANNUAL VARIABILITY OF INDIAN OCEAN EQUATORIAL UNDERCURRENT AND ITS LINK TO THE INDIAN OCEAN DIPOLE

LI Jun-Ling1, 2, 3, XU Kang1, 2, 4, WANG Wei-Qiang1, 2, 4, XIE Qiang5, 6, 7

(1. State Key Laboratory of Tropical Oceanography, South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China; 2. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Guangzhou), Guangzhou 511458, China; 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 4. Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China; 5. Institute of Deep-sea Science and Engineering, Chinese Academy of Sciences, Sanya 572000, China; 6. Laboratory for Regional Oceanography and Numerical Modeling, Pilot National Laboratory for Marine Science and Technology (Qingdao), Qingdao 266237, China; 7. Center for Ocean Mega-Science, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China)

The Indian Ocean equatorial undercurrent (EUC) is an important part of the equatorial current system and plays a vital role in Indian Ocean mass transport and heat exchange. Based on the SODA 3.4.2 ocean reanalysis data, we studied the three-dimensional spatial structure of the EUC in the Indian Ocean and its interannual variability, and the relationship between the EUC and Indian Ocean dipole (IOD) on the interannual timescale. Results show that the climatological Indian Ocean EUC usually appears in late winter and early spring from February to April and late summer and early autumn from August to October, and displays a symmetric zonal current anomaly distribution over the equator. Semiannual variation of the EUC is primarily attributed to the eastward subsurface zonal pressure gradient force (PGF) that is driven by the equatorial easterly wind. On the interannual scale, the structure and intensity of the EUC in the Indian Ocean is significantly regulated by the IOD. During the positive IOD developing years, the Indian Ocean EUC occurs almost a whole year, and its intensity increases in spring and weakens in summer. The EUC finally reaches the peak amplitude, and its core is slightly moved southward to the equator during the mature of positive IOD. Dynamic diagnosis reveals that, the eastward subsurface PGF in the equatorial central Indian Ocean dominates the interannual variability of the Indian Ocean EUC and is an important proxy of the interannual variation of the EUC. Therefore, IOD mainly affects the Indian Ocean subsurface PGF via the positive feedback mechanism of the wind-thermocline-sea surface temperature anomalies, and further modulates the interannual variation of EUC. Meanwhile, the enhanced EUC can compensate the upwelling in the equatorial eastern Indian Ocean and further maintain the IOD.

Indian Ocean equatorial undercurrent; Indian Ocean dipole; interannual variability; equatorial zonal wind anomalies; zonal pressure gradient force

P724.8

10.11693/hyhz20210600136

*中國科學(xué)院戰(zhàn)略性先導(dǎo)科技專項(xiàng), XDA20060502號; 國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目, 42076020號, 91958202號; 中國科學(xué)院青年創(chuàng)新促進(jìn)會人才專項(xiàng), 2020340號; 中國科學(xué)院南海海洋研究所南海新星項(xiàng)目, NHXX2018WL0201號; 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室(廣州)人才團(tuán)隊(duì)引進(jìn)重大專項(xiàng), GML2019ZD0306號; 中國科學(xué)院重點(diǎn)部署項(xiàng)目, ZDRW-XH-2019-2號; 中國科學(xué)院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院自主部署項(xiàng)目, ISEE2021ZD01號; 熱帶海洋環(huán)境國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(中國科學(xué)院南海海洋研究所)自主研究項(xiàng)目, LTOZZ2101號。李俊靈, 博士研究生, E-mail: lijunling@scsio.ac.cn

徐 康, 研究員, 碩士生導(dǎo)師, E-mail: xukang@scsio.ac.cn

2021-06-15,

2021-07-25