赤道中印度洋上层环流结构与季节变化特征分析*

王 毅 崔凤娟

(1.中国海洋大学海洋环境学院 青岛 266100; 2. 美国国家大气暨海洋总署 太平洋海洋环境实验室 西雅图 98115)

在 21世纪之前, 人们认为印度洋对气候变化的贡献主要在于其对季风的影响: 由于面积小、北半球紧靠陆地边界等特征, 印度洋相比于太平洋与大西洋, 对气候的影响并不显著。这种观点在最近得到了改变, 尤其是1997年以来, 越来越多的证据证明, 印度洋海表面温度(SST)与环流特征不仅在印度洋周边区域, 甚至在全球的气候变化中, 都起着至关重要的作用(Nagura et al, 2008; McPhaden et al, 2009; Schott et al, 2009)。

由于特殊的地理位置与条件, 加之季风的影响,热带印度洋的大气、海洋环流特征与太平洋、大西洋大不相同(Hsiung et al, 1987; Saji et al, 1999; Webster et al, 1999; Schott et al, 2009)。而印度洋的大规模海洋观测兴起于21世纪初(McPhaden et al, 2009), 较另外两大洋晚10余年。因此对热带印度洋环流特征的现有研究仍不够完善。另外, 国内外对印度洋的研究多致力于分析异常海气相互作用现象如印度洋偶极子(IOD)、Madden-Julian涛动(MJO)或厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)发生时, 印度洋海洋异常现象的特征和机制, 对赤道印度洋环流气候态的季节变化及动力机制的研究较为匮乏(Saji et al, 1999; 李崇银等,2001; Vialard et al, 2008; Gnanaseelan et al, 2012; 王晶等, 2013)。由于资料的缺乏, 大部分已有的工作都采用少量实测资料矫正数值模式, 设计数值模拟实验进行分析的研究方法, 所得到的结论相对缺少观测上的证据支持(Nagura et al, 2008; McPhaden et al,2009; Schott et al, 2009)。

非洲-亚洲-大洋洲季风系统分析与预测研究锚定观测阵列项目(Research Moored Array for African-Asian-Australian Monsoon Analysis and Prediction,RAMA)于2008年8月起在赤道中印度洋在0°, 80.5°E布设了锚系ADCP, 对200米以浅的上层海洋进行海流观测(McPhaden et al, 2009)。本文分析处理了长达4年的RAMA实测海流数据, 对赤道中印度洋上层海流的季节变化特征进行了初步的探讨。

1 资料处理

本研究所采用的水平海流数据来自位于 0°,80.5°E的锚系ADCP。仪器被固定于水深300—400m的浮体上, 通过向上发射声波信号测量海水流速。锚系仪器布放与收回时间间隔6个月至两年不等。海流数据时间序列基本覆盖了2008年8月至2012年8月。由于布放期间仪器故障或者仪器布放失败等原因,存在缺测数据。

采集流速数据的仪器是 RDI出产的 75kHz Longranger ADCP。仪器测量间隔为90s, 将40次测量数据整体进行平均得到的逐小时水平流速作为原始数据保存。原始数据垂向分辨率为 8m。水平海流对应的深度数据在记录中表现为与 ADCP传感器所在位置的相对深度, 而ADCP传感器深度由一个压力传感器和 ADCP所在浮体上的压力传感器共同测量获得。结合 CTD历史资料, 原始数据被插值到分辨率为5米的垂向标准层上, 以供进一步研究。仪器布放的时间序列与传感器深度见表1。

表1 锚系ADCP布放与回收信息Tab.1 Specifications of deployment and retrieval of ADCP mooring

接近表层的流速数据受到声波在海气界面反向散射的严重影响。因此, 接近海表的上20—40m数据测量结果可信度极低, 不可采信。采用深层数据外插插值来填补上层数据的空缺时, 为评估不同的插值方法效果, 本研究同时用到位于0°, 80.5°E处表层锚系固定的Sontek表层 ATLAS与 ADCP所做的 10m深处海流记录。RDI锚系 ADCP布放时目标深度为300m, 但实际操作中, 真实传感器所在深度为 299—316m不等, 因此200m以深流速时间序列就存在更多的缺测以及接近仪器盲区产生的不可信数据。本文通过外插插值方法填补 30m以浅流速数据, 并使用Sontek海流记录在10米深度上流速数据进行矫正。通过相邻位置上其他 ADCP数据线性插值的方法填补时间序列中缺测数据, 并采用线性正交回归分析方法进行评估。图1给出了通过插值方法得到的流速估计值与实测流速的对比。超过0.8的相关系数与接近1的回归曲线斜率, 证明填补后缺测时间估计流速数据很好地再现了真实流速。图2给出了经过质量控制后0°, 80.5°E处的流速时间序列。

图1 真实流速数据与填补缺测流速数据对比图Fig.1 The comparison between actual velocity and estimated velocity

2 赤道中印度洋上层环流结构

2.1 纬向流结构

图3a给出了2008年8月至2012年8月4年平均的纬向流在0°, 80.5°E的剖面图。200m以浅, 平均流向向东。表层不超过0.2m/s的流速, 远远小于赤道太平洋与赤道印度洋年平均状态下南赤道流(SEC)。这是因为赤道印度洋没有稳定常年存在的纬向风。多年平均状态下, 赤道潜流在赤道中印度洋不存在, 印证了 McPhaden(1982)的结论。多年平均的纬向流结构与赤道上层年平均状态下的西风相符。资料分析所得到的结论基本都与现有研究结果一致, 为赤道中印度洋上层平均纬向流的研究提供了观测上的支持(Schott et al, 2009)。

图2 锚系ADCP海流数据在0°, 80.5°E.时间序列Fig.2 The time series of the ADCP data at 0°, 80.5°E

图3 0°, 80.5°E平均海流剖面图Fig.3 Annual mean profiles of the current at 80.5°E section

2.2 经向流结构

图 3b展示了 0°, 80.5°E从 2008年 8月至 2012年8月4年平均经向流的剖面图。从图中可以看出经向流平均过程产生的标准误差小于纬向流。这是因为尽管进行平均的数据由于显著强烈的季节变化能产生很大的方差, 但相比纬向流速, 经向流速有较高的自由度, 因此标准误差很小, 一定程度上证明了平均结果基本可信。经向流表层的北向分量与次表层南向分量证明了在平均状态下赤道上存在一个上层翻转环流(Equatorial Roll)结构。北向海流存在于40m水深以浅, 最大流速在表层为 0.04m/s, 而次表层南向流流速在60—70m深度达到峰值, 也为0.04m/s左右。年平均状态下的负风应力旋度, 在赤道地区向上层海洋输入负的位势涡度。由于低纬度β效应强, 海水产生南向的Sverdrup输运, 以保证自身的涡度守恒。同时海表经向风应力为北向, 年平均状态下在海表驱动起浅层的北向流(Schott et al, 2002; Miyama et al,2003; Schott et al, 2004; Horii et al, 2011)。前人指出,表层北向流由于其范围小, 且深度上几乎完全位于混合层内, 因此对上层海水热收支以及气候变化不会产生多大的影响(Schott et al, 2004)。

图4 0°, 80.5°E气候态平均的纬向流速(m/s)Fig.4 Climatological annual variation of zonal velocities at 0°, 80.5°E

3 赤道中印度洋上层环流季节变化特征

图5 上150m层沿经向单位宽度流量变化Fig.5 Zonal transport per unit length along meridional direction in the upper 150m

3.1 纬向流季节变化特征

图4展示了0°, 80.5°E气候态平均纬向流的年变化。表层半年周期的信号与次表层年周期信号控制了赤道中印度洋纬向流季节变化。在每年 4—5月份和10—11月份的季风转换季节, 伴随赤道上短暂的西风暴发, 赤道中印度洋上层出现东向的射流 Wyrtki Jets(WJs)(Wyrtki, 1973)。北半球春季表层流速约为0.4m/s, 秋季约为0.7m/s。可以看出北半球秋季的WJs其流速以及持续时间都远超过春季, 这与 WJs春季较弱而冬季较强的观点相符合(Qiu et al, 2009)。

本文首次从观测角度发现并证实了次表层流速显著的年周期变化特征。3—4月份在100m深度左右出现东向流峰值, 流速达到 0.4m/s, 与北半球春季表层 WJs在时间上有所重叠。因此尽管 4月份的表层流速几乎是11月份的一半, 对150m以浅的纬向流流速进行积分得到的单位宽度流量将却与 10—11月份相差不大(图5)。北半球秋季西风暴发强度大于春季,而WJs在秋季几乎无法达到100m深度, 因此可以认为3—4月份次表层东向流并非与WJs一样由风应力直接驱动。初步推断可能WJs在11月份西风消退后以开尔文波的形式向东传播, 在东边界反射生成西传的罗斯贝波, 从而影响了 3月份赤道中印度洋次表层纬向流速。但其详细的动力机制还有待进一步研究。

3.2 经向流季节变化特征

图6给出气候态平均经向流在0°, 80.5°E处的季节变化。经向流基本出现在 100m以浅的上层海洋,季节变化明显。北半球的夏季几乎全场流速向南, 冬季向北。由于在北半球的冬季和夏季赤道中印度洋区域风应力经向分量都与海洋上层体积输运方向相反,因此表层会间歇性出现与次表层反向的海流, 形成赤道上层翻转流的经向流结构。即使表层冬季反向海流很少出现, 由于同样的原因, 垂向上最大流速也常常不在表层。表层附近与混合层底附近由于垂向上经向流梯度方向相反, 经向流流核一般出现在20—80m之间的次表层。

北半球夏季经向流表现出与多年平均经向流相同的垂向结构, 冬季与之相反。积分100m以浅经向流速, 可以得到纬向单位宽度上的质量输运。采用Tropflux海表面风应力数据, 可以计算得到风应力旋度。图7展示出二者显著相关。北半球的夏季季风在赤道以北呈西风分量, 赤道以南呈东风分量, 海表面风应力旋度向海洋输入负涡度, 带来南向 Sverdrup输运; 冬季季风反向, 风应力向海洋输入正涡度, 产生北向Sverdrup输运。由于印度洋中夏季季风强于冬季季风, 因此夏季季风主导了多年平均的上层经向输运。

图6 0°, 80.5°E气候态平均的经向流速Fig.6 Climatological annual variation of meridional velocities at 0°, 80.5°E

图7 0°, 80.5°E上100m层沿纬向单位宽度经向质量输运与Tropflux风应力驱动Sverdrup输运Fig.7 Meridional mass transport per unit length along zonal direction and the Sverdrup transport computed from Tropflux wind stress at 0°, 80.5°E

4 讨论与结论

本文分析了长达4年的ADCP实测海流资料, 展示了赤道中印度洋上层环流结构与多年平均的季节变化特征。

根据数据分析结果, 赤道中印度洋纬向流受西风直接驱动的影响, 多年平均状态下从表层 0.2m/s流速开始随深度增加而逐渐减弱。150m深度以深, 平均纬向流基本减弱为0。气候态平均的纬向流季节变化在表层被半年周期的东向射流 WJs所主导, 季节锁相发生在北半球春季和秋季。秋季 WJs强度和范围都超过春季的结论在本文中得到更进一步的实测资料支持(Qiu et al, 2009)。次表层100m左右深度, 纬向流半年周期信号减弱, 年周期信号加强。每年3—4月在赤道中印度洋出现次表层东向流, 峰值流速与春季WJs相当, 达到0.4m/s。次表层流速与春季WJs在4月份互相叠加, 使得上层150m以浅纬向流量在北半球春季与秋季大小接近。赤道中印度洋春季次表层的东向流首次在观测数据中给予详细的展示, 可以初步该次表层流并非由海表面纬向风应力直接驱动产生。其动力机制有待进一步研究。

经向流速数据的分析结果显示, 多年平均的经向流在赤道上存在表层向北次表层向南的上层翻转环流, 次表层流核位于 60—80m深度。经向流年周期变化显著, 夏季在赤道中印度洋上层出现南向输运, 而冬季则方向相反。由前人的结论可知, 赤道印度洋关于赤道近似反对称的风场产生强风应力旋度的同时几乎不产生压强梯度力。由此出发, 经向流流速几乎完全由 Ekman流速提供(Miyama et al,2003)。在无限接近于赤道的纬度, 因为纬向风应力数量级远大于经向风应力, 且风应力随纬度变化趋势与科氏参数 f几乎一致, 所以纬向风应力除以科氏参数得到的 Ekman流基本等于风应力旋度除以 f沿 y方向上的导数 β, 即 Ekman流的形式等同于Sverdrup流动。资料分析所展示的经向海流与质量输运 和通过风应力旋度计算得到的 Sverdrup输运结果一致。证明了这一理论在赤道中印度洋上层主导了经向流的动力机制。

本文所揭示的赤道印度洋上层海流结构与季节变化, 为印度洋赤道季风环流理论的研究提供实测资料的支持, 并可以为数值模式的矫正提供帮助, 为研究上层环流季节季节变化动力机制以及异常海气相互作用发生时赤道中印度洋海流奠定基础。

致谢美国国家海洋与大气总署(NOAA)太平洋海洋环境实验室(PMEL)为本文提供ADCP资料, PMEL的Michael James McPhaden教授在本文的完成过程中给予热情指导与帮助, 在此一并致谢。

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