韩国庆,刘 琳,2*,段永亮,2,王关锁,王辉武,2,刘延亮,2,王海员,冯 琳,2,于卫东,2

(1.国家海洋局第一海洋研究所海洋与气候研究中心,山东青岛266061; 2.青岛海洋科学与技术国家实验室区域海洋动力学与数值模拟功能实验室,山东青岛266200; 3.国家海洋局第一海洋研究所海洋环境数值模拟实验室,山东青岛266061)

2013年春季Wyrtki急流变异及成因分析

韩国庆1,刘 琳1,2*,段永亮1,2,王关锁2,3,王辉武1,2,刘延亮1,2,王海员1,冯 琳1,2,于卫东1,2

(1.国家海洋局第一海洋研究所海洋与气候研究中心,山东青岛266061; 2.青岛海洋科学与技术国家实验室区域海洋动力学与数值模拟功能实验室,山东青岛266200; 3.国家海洋局第一海洋研究所海洋环境数值模拟实验室,山东青岛266061)

通过分析深海潜标系统的实际观测海流数据对2013年赤道印度洋上层Wyrtki急流(WJ)的变异进行了研究,发现WJ在2013年呈现明显异常变化,主要表现为春季WJ强度略强于同年秋季WJ。再分析资料的分析结果也同样验证此结论,而这与气候态WJ的演化特征相反。在气候平均态下,印度洋春季WJ强度远弱于秋季WJ强度。进一步数据分析与数值模式结果表明,2013年春季WJ异常加强与赤道印度洋海表风场变化密切相关,而春季海表风场的变化主要归因于2013年春季异常增强的季节内振荡(ISO)事件,发生在2013-05的ISO对流位相是导致春季印度洋海表西风异常的直接原因。本研究揭示了中小时间尺度海气相互作用可以影响更长时间尺度海洋环流系统的年际变化。

Wyrtki急流;季节内振荡;印度洋;年际变化

印度洋是世界第三大洋,其独特的地理特征决定了它别具特色的季风性气候。印度洋北侧被亚洲大陆阻挡,南部为广袤开阔的南大洋,独特的地形分布以及太阳辐射的年变化造就了印度洋处于强大的亚洲季风系统影响下。在亚洲季风系统控制下,印度洋特别是热带印度洋地区存在形式多样的局地气候及海洋环流系统[1-10]。印度洋冬季被东北季风控制,夏季被强盛的西南季风影响,春季和秋季分是冬季风和夏季风的转换期。赤道印度洋每年春季(4—5月)和秋季(10—翌年1月)出现两次东向Wyrtki急流(WJ)[11],它发生在表层且流幅窄、流速强,根据漂流浮标观测,2°S～2°N平均的气候态流速在春、秋季分别为50和70 cm/s[12-13]。该海流系统主要发生在(50°～80°E,3°S～3°N)的赤道印度洋区域内,其深度主要为海洋上层,从100 m深度至海面[14]。WJ影响热带东西印度洋之间上层海洋的水体、盐度和热量的东西向输送,并对印度洋海盆尺度海气相互作用产生影响[15-16]。WJ存在显著年际变化[17-18],WJ年际变化受印度洋偶极子事件(IOD)和ENSO影响[19-20]并对IOD产生作用[15]。

相对于太平洋与大西洋,印度洋海洋环境监测及观测均处于起步阶段。前人只能通过有限的卫星遥感海面资料以及稀少的现场观测资料对WJ演化特征及影响机制进行研究,更多则是利用数值模式对WJ的演化特征、发生和发展规律及控制因素进行分析。2000年后印度洋海洋观测系统的发展,特别是它的重要组成部分“非洲-亚洲-澳大利亚季风分析和预测研究锚系浮标阵列(RAMA)”的建立为研究WJ的三维流速、温-盐结构和多时间尺度变化等诸多细结构提供了第一手资料。基于RAMA浮标数据,目前对WJ流量[21]、季节变化[22]和年际变化动力学[23]有了进一步认识。本文中,我们利用多普勒声学剖面仪(ADCP)观测的印度洋上层海洋海流剖面资料,结合多个海洋再分析数据集,对2013年春季WJ进行了分析,发现2013年春季WJ强度与秋季WJ强度相比略强,这与气候态WJ强度的特征不符。我们进一步使用了POM数值海洋模式对2013年春季WJ异常产生原因进行了分析和探讨。

(李 燕 编辑)

1 数据及模式介绍

1.1 数据简介

本研究使用了国家海洋局“全球变化与海气相互作用专项”2013年印度洋南部水体环境综合调查春季航次所布放的深水潜标观测数据。该航次于2013-03—05执行,并于2013-04在赤道中印度洋(85°E,0°)处布放了一套深水潜标系统(图1),现场水深4 200 m,潜标主浮体设计深度350 m。主浮体上安装的一套ADCP(频率为150 K)可以实现对海洋上层海流剖面进行连续观测。ADCP观测设置为垂直间隔16 m,时间间隔1 h。我们对ADCP原始资料进行了插值处理,海流数据垂向间隔插值为10 m,时间分辨率为日平均。由于ADCP在海面附近受海表反射声信号影响较大,本文中我们忽略了上层40 m内数据,只采用40～150 m深度观测结果。ADCP从2013-04-05开始记录数据,2014-04-18终止记录,时间范围完整覆盖了2013年春季、秋季WJ过程。

图1 深水潜标位置示意图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资料以及RAMA中位于(80°30'E,0°)点处的浮标观测数据(http:∥www.pmel.noaa.gov/tao/rama/)。OSCAR,GFDL和GODAS时间分辨率为月平均,RAMA数据时间分辨率为日平均。OSCAR资料选取海洋上层15 m处水平流速,空间水平分辨率为1°×1°,使用资料时间跨度为2013-01—2013-12,覆盖区域为30°30'～119°30'E,29°30'S～29°30'N。GODAS资料选取海洋上层15 m处水平流速,空间水平分辨率为1°×(1/3)°,使用资料时间跨度为2013-01—12,覆盖区域为1°～360°E,74°S～65°N。GFDL资料选取海洋上层15 m处水平流速,空间水平分辨率为1°×1°,使用资料时间跨度为2013-01—12,覆盖区域为279°～80° E,81°S～90°N。本研究使用的风场数据为NCEP/NCAR再分析资料6 h平均三维风场数据(http:∥www. esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis.html)。NCEP/NCAR再分析资料是由美国国家环境预报中心和国家大气研究中心联合开发的数据产品,水平空间分辨率为2°30'×2°30'。使用资料时间跨度为1958-01—2015-12,覆盖区域为0°～357°30'E,90°S～90°N。向外长波辐射(OLR)数据来自于美国国家海洋和大气管理局(NOAA)(http:∥www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.interp_OLR.html),空间水平分辨率为2°30'×2°30',使用资料时间跨度为1974-01—2013-12,覆盖区域为0°00'～357°30'E,90°S～90°N。

1.2 POM模式简介

Princeton Ocean Model(POM)是由美国普林斯顿大学Blumberg和Mellor在1977年共同建立起来的一个三维斜压原始方程数值海洋模式,被当今国内外应用较为广泛的河口、近岸海洋模式,模式模拟内容主要有:潮流、风生流、混合层和跃层、热盐环流、海洋环流和输运及与AGCM(大气环流模式)和冰模式的耦合。垂向混合系数由二阶湍流闭合模型确定,这在一定程度上摆脱了人为因素的困扰。垂直方向采用σ坐标,水平网格采用的是曲线正交坐标系统,变量空间配置使用“Arakawa C”网格,可以较好的匹配岸界。水平时间差分是显式的,而垂直时间差分是隐式的,这可以保证垂向不受CFL条件限制,从而保证模式在海洋表层和底层可以有很高的垂向分辨率。模式区域设定在0°～360°E,89°45'S～90°15'N范围内。采用直角网格,东西划分为721个网格,南北划分为361个网格,空间水平分辨率为30'×30',垂向分为21层。模式采用实际水深。

利用POM模式,我们设计了两组数值实验,控制实验和敏感性实验。控制实验利用气候态大气强迫场数据对POM模式进行强迫,敏感性实验利用2013年大气强迫场对模式进行强迫。两组数值实验前均采用NCEP风场对模式进行强迫,从2008-01-01—2012-12-31,利用当日输出值作为两组数值实验的初始条件。

2 观测资料分析

图2a给出了RAMA浮标(80°30'E,0°)处纬向海流的气候态时间演化图。气候态上来看,每年4月和11月赤道印度洋均出现WJ,且春季WJ强度低于秋季WJ。图2b给出2013年ADCP观测的日平均纬向流时间演化图。如图所示,ADCP完整观测到2013年发生的2次WJ事件:春季WJ盛期出现在2013-05,最大值达1.8 m/s,流速最大区覆盖范围最深处达110 m,强流区一直延伸到海洋内部140 m处;春季WJ自2013-05-25起开始减弱,强度由强盛期的1.8 m/s逐渐减弱为0.6 m/s;2013-06-04春季WJ消亡。秋季WJ于2013-11-26出现,其东向流速大于0.5 m/s。2013-12月初,WJ迅速发展,强度达1 m/s;2013-12-20,秋季WJ开始减弱,强度减弱为0.8 m/s;2013-12-25,秋季WJ消亡;2014-01-04,赤道印度洋重新被西向流控制。ADCP观测结果显示,2013年WJ发展与WJ在气候平均态情况下的春季弱、秋季强显著不同,并且这一变化也与最近研究发现的春季WJ减弱趋势[24]不同,因此值得进一步关注其发生和发展原因。

为了进一步了解ADCP实测资料揭示的2013年异常WJ现象,接下来我们分析了不同来源的3套海洋再分析资料产品,从而对2013年WJ变化的空间分布特征进行全面把握。

图2 纬向海流时间-深度剖面图Fig.2 Temporal evolution of zonal velocity

图3 经向平均的赤道印度洋纬向流时间-经度分布图Fig.3 Temporal evolution of zonal velocity along the equator

图3给出了2013年OSCAR,GFDL,GODAS资料刻画的赤道印度洋纬向流的逐月变化。通过与ADCP实测资料比对(图3d),我们发现3套再分析资料具有一致性的季节变化,即可以揭示春季WJ与秋季WJ以及春季WJ强度略强于秋季WJ,因此可以认为3套再分析资料可以较好再现2013年春季和秋季WJ事件。虽然3套再分析资料能够再现2013年春季和秋季WJ现象,但是三者之间也存在显著差异。与ADCP实测结果相比较,GODAS资料对春季WJ刻画强于观测约0.3 m/s,GFDL与OSCAR对春季WJ现象的描述比观测弱。对秋季WJ刻画上,3套再分析资料产品均表现出弱于观测结果,幅度大约为0.5 m/s。虽然3套再分析资料与观测结果存在一定偏差,但是3套再分析资料产品均可以较好把握2013年春季WJ事件。因此我们可以从3套不同再分析资料产品出发,对2013年春季WJ现象的空间分布及时间演化特征进行分析。图3a、图3b、图3c分别是OSCAR,GFDL,GODAS三套再分析资料产品中纬向流在2°30'S～2°30'N范围内经向平均的结果。结果表明,2013年春季WJ在5月出现,且强度强于秋季WJ。其中GODAS资料中WJ现象最为明显,强度最强,最大值达1.5 m/s。GFDL资料中WJ强度最弱,海流最大值只有0.8 m/s,并且在GFDL资料中,2013-10—11没有出现WJ,仅在12月出现,WJ主要覆盖60°～85°E之间区域。从3套不同的再分析资料产品可以看出,2013年春季WJ强度均明显强于秋季WJ,这与平均意义下的结果有所差别(图2a)。

Wyrtki最早提出WJ受季风转换期的赤道纬向风影响,是西风强迫下海洋的响应[11]。Han等通过不同复杂性的模式进一步确认海表风场强迫是WJ的最主要驱动机制[25]。图4给出ADCP位置处2013年春夏季纬向风场与海表纬向流的时间演化结果。结果显示在该站位附近,春季海表纬向风场与海洋上层流场存在较强相关,两者相关系数为0.39,通过99%信度检验标准。伴随海表风场在4月底增强,WJ开始出现,并逐渐发展增强。鉴于海表风场是WJ产生的重要因素[26-27],那么我们提出一个假设:2013年春季强WJ的主要原因是2013年春季海表风场异常增强所导致。

图4 2013年观测点处NCEP纬向风场和ADCP观测的纬向流时间序列图Fig.4 Time series of zonal current and zonal surface wind in the year of 2013 at observation station

3 数值模式模拟结果

为理解2013年春季WJ异常增强原因,我们通过海洋环流模式POM开展不同组别的数值实验进行进一步分析。首先,我们利用气候态风场对POM进行强迫,开展控制实验模拟,检验POM模式对WJ事件的模拟能力。图5为控制实验结果。控制实验中,在东北季风影响下,2013-01—03,赤道印度洋被西向流控制。2013-04,西南季风开始在西南印度洋建立,赤道印度洋上空逐渐被纬向西风控制,春季WJ开始在赤道印度洋出现。2013-05,赤道印度洋海表西风达到最强,伴随风场的改变,春季WJ达到盛期,最大值达到0.8 m/s。2013-06,随着西南季风北推,赤道印度洋上空西风开始减弱,春季WJ亦逐渐衰退以至消失。2013-07—09,赤道印度洋仍旧被弱西向流控制。2013-10,亚洲夏季风开始衰退,东北季风逐渐建立,此时在赤道印度洋上空重新出现了强盛的西风环流,秋季WJ开始出现。2013-11,东北季风开始建立,秋季WJ亦达到一年中的第二个盛期。2013-12,随着赤道印度洋上空的西风开始衰退,秋季WJ开始消失。

控制实验表明,POM模式可以较好把握气候态WJ事件,特别是春季WJ的发生和发展变化规律。秋季WJ虽然发生在2013-11,但春季WJ比秋季WJ强度略偏强。接下来,我们利用2013年风场资料对POM模式进行强迫,来检查POM模式对2013年WJ事件模拟情况。

图5 控制实验模拟的气候态月平均印度洋纬向流(颜色填充)和NCEP风场(矢量箭头)Fig.5 Climatological monthly zonal surface current(shaded)simulated by control run and NCEP surface wind fields(arrows)

图6 是敏感性实验得到的2013年印度洋海表月平均纬向流及海表风场分布。在敏感性实验中,2013-04,印度洋海表风场由东北季风开始转变为西南季风,赤道印度洋逐渐被西风控制,春季WJ开始出现。2013-05,赤道印度洋上空的西风达到最强,同时春季WJ亦达到最强,最大值达1.2 m/s,显著强于控制实验中的春季WJ强度。2013-06,春季WJ开始消失。2013-11,赤道印度洋上空重新被西风所控制,秋季WJ开始出现。2013-12,秋季WJ达到最强,最强处流速达到0.8 m/s。从垂向结构来看,敏感性实验对WJ垂向结构模拟也与观测符合较好(图2c):春季WJ峰值出现在5月并且最大深度可以达到水面以下150 m。模式模拟得到的秋季WJ主流区范围也小于观测结果,在100 m水深处流速已不足0.1 m/s。虽然POM模式对2013年秋季WJ模拟存在一定偏差,但是对春季WJ的模拟与观测较符合。

图7给出敏感性实验与控制实验的差别。图7表明,2013年春季赤道印度洋出现异常增强的纬向西风,2013-05的海表风场强度比气候态强约5 m/s,而敏感性实验得到的赤道纬向流场比控制实验强约0.45 m/s。以上结果表明2013年春季WJ确实受到海表风场影响而产生及发展。图8为区域平均(60°～85°E, 2°S～2°N)的海表风场及模拟得到的海表流场在敏感性实验与控制实验中的差别。图8表明,模式模拟得到的海表流场随着强迫风场的改变而进行变化,二者具有较好相关,风场提前1周时两者相关系数0.46,通过了99%显著性检验。数值实验结果证实WJ强度及变化与赤道印度洋风场密切相关。

图6 敏感实验模拟的2013年印度洋纬向流(阴影填充)和NCEP风场(矢量箭头)Fig.6 Simulated zonal surface current(shaded)by sensitive run and NCEP surface wind fields(arrows)

图7 控制实验和敏感性实验之差(敏感性实验减控制实验)Fig.7 Differences between sensitive run and control run

图8 控制实验和敏感性实验之差在(60°～85°E,2°S～2°N)7 d滑动平均区域平均时间序列图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 讨论和分析

前人研究表明WJ强度受印度洋海表风场控制。上一节的数值实验结果也进一步证实2013年春季WJ异常增强受赤道上空海表风场影响。那么是什么原因导致了2013年赤道印度洋风场异常增强?经过分析, 2013年既非ENSO事件发生年份,也非IOD显著发生年份,因此,可以排除这两类太平洋、印度洋显著年际时间尺度海气相互作用对WJ的影响。

热带印度洋是大气季节内震荡(intraseasonal oscillations,ISO)发生和发展最完善的区域,ISO与印度洋地区的夏季风暴发有着密切联系[28-29]。而大气低空西风异常,是ISO对流位相的一个显著特征,因此存在着2013年春季ISO影响赤道印度洋低空风场的可能性。接下来,我们进一步检查在2013-05,是否存在着ISO的对流位相。图9给出了30～90 d带通滤波后OLR与海表风场的侯平均结果。图9表明,2013-04中旬,ISO对流位相控制着热带中东印度洋,赤道印度洋海表西风为正距平。同时,ISO抑制对流位相在西印度洋开始出现,并逐渐东传,于4月底传到中东印度洋,赤道印度洋海表风场亦呈现西风负异常,该抑制对流位相产生的低空东风距平不利于春季WJ的产生与发展。与此同时,ISO对流位相在西南印度洋生成并于5月上旬控制热带中东印度洋,使得赤道印度洋低空被强大的西风控制。因此,2013-05月初的ISO对流位相是5月赤道印度洋低空西风异常的直接原因,并进一步使得2013年春季WJ异常增强。

以上分析可以发现,2013-05在赤道印度洋出现了异常增强ISO对流位相,进而进一步激发了赤道印度洋上空的强烈西风距平,从而诱使了春季WJ的异常增强。ISO对WJ的影响不仅限于2013年,2011年开展的国际大型ISO联合研究计划SINDY/DYNAMO执行期间,联合观测团队同样发现了类似现象,2011年秋季的一次ISO对流位相事件,同样引发了赤道印度洋上层出现了强烈的东向流[30]。

图9 30～90 d带通滤波后OLR距平(阴影填充)和纬向风距平时空分布图(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 结 论

利用“全球变化与海气相互作用”专项布放的深海潜标观测资料及3套不同来源海洋再分析资料,本文对2013年赤道东印度洋WJ现象进行分析,发现2013年春季WJ呈现异常变化特征,主要表现为春季WJ强度略强于秋季WJ,这与气候态平均意义下的WJ年变化不同。进一步分析表明,2013年赤道印度洋海表风场异常变化是导致春季WJ异常的主要原因。而2013-05出现在赤道印度洋区域的ISO对流位相是赤道印度洋低空西风距平产生的直接影响因子。最后,我们利用POM数值模式对2013年WJ现象进行了模拟,模拟结果可以反映上述特征,特别是2013年春季WJ强于秋季WJ,并进一步证实2013-05出现在赤道印度洋区域的ISO对流位相所诱导的西风距平是春季WJ变化的主要原因。本研究表明,作为季节内时间尺度变化的ISO事件可以对WJ事件在年际时间尺度上进行调制,从一个方面反映了小尺度海气相互作用过程对大尺度海洋环流事件的影响。

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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

全球变化研究国家重大科学研究计划项目——太平洋印度洋对全球变暖的响应及其对气候变化的调控作用(2012CB955601);国家自然科学基金项目——全球变暖背景下印度洋年际时间尺度海气相互作用对季节内振荡的影响(41376037);国家自然科学基金委员会项目-山东省人民政府联合资助海洋科学研究中心项目——海洋环境动力学和数值模拟(U1606405);全球变化与海气相互作用专项项目——季风变化对印度洋东部和南海南部上升流生态系统的影响(GASI-03-01-03-03),热带印度洋海洋过程与海气相互作用(GASIIPOVAI-02),太平洋-印度洋与亚洲季风的相互影响(GASI-IPOVAI-03)和东印度洋南部水体综合调查春、秋航次(GASI-02-IND-STSspr,GASI-02-IND-STSaut)

韩国庆(1990-),男,山东潍坊人,硕士研究生,主要从事海气相互作用方面研究.E-mail:gqhan@fio.org.cn

*通讯作者:刘 琳(1978-),男,山西阳泉人,副研究员,博士,主要从事海气相互作用方面研究.E-mail:liul@fio.org.cn