西太平洋具有复杂的环流系统, 其中错综复杂的赤道流系、西边界流系以及跨海盆的贯穿流系将来自不同海域的水团汇聚在西太平洋, 经过对流混合作用后再分配至周边海域, 是控制该海域物质能量交换的“大动脉”^[1-2]。随着卫星高度计的出现以及现场观测的增多, 我们对西太平洋表层环流系统的认识在过去几十年期间有了显著提升, 但对温跃层以下流动的认知还非常不足。

过去对太平洋次温跃层流动的研究主要集中在10°S~10°N的赤道海域。除了以赤道为中心的垂直波长为数百米的赤道深层急流外^[3-4], 在温跃层下方也观察到了交替的纬向急流^[5-6]。通过分析Argo浮标数据, Cravatte等^[7]给出了赤道太平洋12°S~12°N范围内1 000 m深度的平均纬向流。他们发现这里存在一系列交替的西向和东向纬向急流, 经向尺度为1.5°, 平均速度约为5 cm/s。这些纬向急流在海盆的西部和中部较为明显, 但在海盆的东部减弱甚至消失。利用卫星高度计资料, Maximenko等^[8]发现了多支东西交替的纬向急流, 在中纬度地区, 纬向急流的经向波长约为300 km, 速度为6.9 cm/s, 涡度为1.5×10⁻⁶ s⁻¹, 进而利用高分辨率OGCM模式指出急流具有高度相干的垂向结构。Ollitraul等^[9]使用RAFOS浮标声学数据在大西洋次温跃层也发现了类似的赤道纬向急流。Qiu等^[10]结合了国际Argo和黑潮与棉兰老海流起源(Origins of Kuroshio and Mindanao Current)项目的剖面浮标温盐数据, 对2°~30°N范围内整个热带北太平洋海盆的中层平均流结构进行了量化, 发现在北赤道流下方存在3支东向急流, 急流核心分别位于9°N, 13°N以及18°N, 流速约为2~5 cm/s。

关于赤道外海洋纬向急流的形成机制研究已经取得了一定认识^[11-12]。纬向急流形成的一种最常见的解释是二维湍流海洋中正压Rossby波导致的逆向能量级联^[13-14], 在这一理论框架下, 时间平均的交替纬向急流是由β平面地转湍流产生。Qiu等^[15]运用非线性1.5层约化重力模式研究发现, 风场驱动的Rossby波在三波相互作用下破碎产生非线性涡旋, 这些涡旋导致的位势涡度辐合可引起北太平洋条带状急流的产生。另外, 不均匀的背景位势涡度(Potential Vorticity, PV)受到底部地形或背景环流的扰动时, 也会对条带状结构的纬向急流产生影响^[16]。根据PV-staircase理论, 东向条带状急流的位置与PV经向梯度较大的区域相吻合^[17]。

除了受到涡旋和位势涡度的影响以外, 前人针对条带状纬向急流的产生机制还提出了不同的观点。Nakano等^[18]利用海洋环流模式研究了太平洋上的一系列纬向急流, 他们发现纬向急流的基本形态在粗分辨率模式和涡分辨率模式之中是相似的, 并据此认为该形态是对风强迫的响应。Taguchi等^[19]则利用涡分辨率的大气-海洋耦合模式研究了纬向急流诱导的海气相互作用, 发现存在一种海气正反馈机制, 急流产生中尺度的风应力旋度异常, 并通过Sverdrup动力学驱动中尺度纬向急流异常, 加强急流自身。Wang等^[20]运用一个正压准地转模式指出, 由不稳定的东部边界流辐射出的不稳定性也可以在海洋内部产生条带状结构。

Ocean General Circulation Model for the Earth Simulator(OFES)模式模拟的结果显示, 北太平洋次表层纬向流呈现出明显的条带状分布特征, 且不同区域流速存在差异, 在西部较强, 在东部较弱(图 1)。而在Qiu等人^[15]的研究中显示, 1.5层非线性约化重力模式模拟的北太平洋纬向急流并不存在西部强化的现象。造成太平洋西侧纬向急流增强的原因目前仍不清楚。西太平洋地形复杂、岛屿众多, 这些岛屿对海洋环流特别是纬向急流可能有重要影响, 不同大小和位置的岛屿可能会改变纬向急流的强度甚至方向。

前人研究发现, 岛屿可以与风、流相互作用产生涡旋, 分别称为“风诱发”和“流诱发”的岛屿涡旋^[21-22].在对大西洋东部马德拉岛^[23]和太平洋北部夏威夷岛^[23]的研究中发现, 岛屿附近的涡旋是由于大气尾流产生的风应力旋度诱发的。Dong等^[25]利用高分辨率海洋环流模型, 对岛屿附近涡旋的产生进行了探索, 他们认为岛屿附近涡旋的产生是洋流经过岛屿后因岛屿的阻力产生流切变, 促进了涡度的产生。Jia等^[26]通过数值模拟实验研究了岛屿尾涡产生的两种机制, 第一种机制中涡旋是由岛屿周围的洋流脱落而来, 这需要岛屿北部和南部存在强劲的海流, 第二种机制则归因于表面风切变引起的海洋上升流和下降流。这两种机制都已被证明在大西洋北部的大加那利岛沿海涡旋的产生中起作用^[27]。Calil等^[28]发现, 当使用更高空间和时间分辨率的风场来驱动海洋模型时, 会产生更强的涡旋, 这进一步支持了表面风切变导致涡旋产生的机制。上述研究表明, 岛屿附近涡旋的形成是一个复杂的物理过程, 涉及大气和海洋的多个要素, 而涡旋又在纬向急流的形成过程中具有潜在重要作用。

本文运用1.5层非线性约化重力模式, 研究了在理想化的纬向风应力驱动下, 岛屿对西北太平洋纬向急流强度的调控作用。本文的组织结构如下: 第一节中介绍了实验研究所用的1.5层约化重力模式、风场以及Okubo-Weiss参数方法; 第二节通过敏感性试验探究岛屿对纬向急流的强度产生的影响; 第三节对研究进行了总结。

1 数据和方法 1.1 1.5层约化重力模式

1.5层约化重力模式是物理海洋学中的一种简化的数值模型, 常用于研究海洋中的流动。在前人研究中可知北太平洋纬向急流是由第一斜压模态主导, 因此可以采用1.5层约化重力模式来探讨其形成机制^[15]。1.5层约化重力模式通过简化, 将研究的水体分为2层, 其中包含了水体可以自由运动的上层, 以及水体静止并且无限水深的下层。模式的控制方程如下:

$ \left\{\begin{array}{l} \frac{\partial u}{\partial t}+u \frac{\partial u}{\partial x}+v \frac{\partial u}{\partial y}-f v=-g^{\prime} \frac{\partial h}{\partial x}+\frac{\tau_x}{\rho h}+A \nabla^2 u, \\ \frac{\partial v}{\partial t}+u \frac{\partial v}{\partial x}+v \frac{\partial v}{\partial y}+f u=-g^{\prime} \frac{\partial h}{\partial y}+\frac{\tau_y}{\rho h}+A \nabla^2 v, \\ \frac{\partial h}{\partial t}+\frac{\partial(h u)}{\partial x}+\frac{\partial(h v)}{\partial y}=0 . \end{array}\right. $

(1)

式中, u、v分别为纬向流速以及经向流速, ρ为上层海洋密度, h为上层海洋厚度, 设置为500 m, A为水平涡黏性系数, 设置为A=20 m²∙s^–1, 约化重力常数g′=0.018m·s^–2, τ_x、τ_y分别为纬向风应力以及经向风应力。采用C网格对以上控制方程进行差分处理, 在空间上采用中心差分格式, 在时间上采用上两步Matsuno差分格式。两步Matsuno差分格式的关键优点是它能够在保持数值稳定性的同时, 提供高精度的解。

模式由风场驱动, 风场采用了理想化的纬向风应力^[15]。其方程为:

$ {\tau _x}\left( {y,t} \right) = - {w_0}\cos \left( {\frac{{{\mathsf{π}}y}}{{{L_y}}}} \right)\cos ({\omega _a}t). $

(2)

风强迫与经度无关, 随纬度和时间变化, w₀为约化风应力强迫振幅, 在此设定为w₀=0.042 N∙m^–2, 年频率为$\omega_a=\frac{2 \mathsf{π}}{365} $, 周期为1 a, $ \mathrm{a}, L_y=40^{\circ}, \cos \left(\frac{\mathsf{π} y}{L_y}\right) \text { I }$项模拟了热带和中纬度太平洋的同相、大尺度信风和西风波动。方程中的时间平均风应力为0, 因此在模拟的平均环流中没有形成平均的热带和副热带环流。

模拟区域为理想的矩形区域, 50°N~50°S, 0°~ 140°E, 模型的大小近似于太平洋, 模式分辨率为0.25°, 在西边界以及南北边界5°范围内, 水平涡黏性系数向边界线性增大到A=1 000 m²∙s^–1。

基于不同的岛屿纬度和大小, 设计了15组实验, 实验1—实验14采用无滑移边界条件, 包含岛屿的测摩擦方案, 实验15采用滑移边界条件。具体方案见表 2.1。参数设定后, 15组实验全部运行模式30 a, 模式运行至20 a时达到平衡, 最后10 a的数据将用于下面的分析。

1.2 OFES模式数据

OFES数据是一种数值模式模拟的海洋三维流速、温度、盐度等变量的数据集, 覆盖了从75°S到75°N的全球范围, 具有0.1°的水平分辨率(可解析中尺度涡旋)和54个垂直层(从海平面下2.5 m延伸至5 900 m深度)。该模式首先利用美国国家环境预测中心-国家大气研究中心(NCEP-NCAR)再分析的月气候态大气强迫数据进行了50 a的启动积分, 然后使用NCEP-NCAR再分析的日平均强迫数据, 对1950—2011年期间进行了62 a的后报积分^[29-30]。在本研究中, 采用了OFES模式1999年1月至2009年10月的流速数据(http://apdrc.soest.hawaii.edu)。

1.3 涡旋研究方法

在本文中, 应用了两种方法来研究涡旋: 涡动能(eddy kinetic energy, EKE, 记为E_KE)和Okubo-Weiss参数方法。其中, E_KE方法是描述流体动力学中涡旋动能的常用方法^[31-34]。

E_KE的计算公式如下:

$ E_{\mathrm{KE}}=\frac{u^{\prime 2}+v^{\prime 2}}{2}, $

(3)

式中, u′和v′分别是向东和向北的速度异常。

识别海洋流场中涡旋结构的另一种方法是基于Okubo-Weiss参数(以下简称W)^[35-37], 是一种通过量化流体流动中变形和涡度(ζ)的相对贡献来识别涡旋的经典方法。W可以定义为

$ W=\left(\frac{\partial v}{\partial x}+\frac{\partial u}{\partial y}\right)^2+\left(\frac{\partial u}{\partial x}-\frac{\partial v}{\partial y}\right)^2-\left(\frac{\partial v}{\partial x}-\frac{\partial u}{\partial y}\right)^2 . $

(4)

假设水平无辐散流动, 方程(4)可简化为

$ W=4\left(\frac{\partial v}{\partial x} \frac{\partial u}{\partial y}-\frac{\partial u}{\partial x} \frac{\partial v}{\partial y}\right)=4\left(\frac{\partial v}{\partial x} \frac{\partial u}{\partial y}-\left(\frac{\partial u}{\partial x}\right)^2\right), $

(5)

式中, x和y分别是纬向坐标和经向坐标, 式(4)右侧的第1个和第2个括号分别表示流体运动的变形分量, 即剪切应变和法向应变, 而第3个括号中的项是相对涡度分量。当旋转(相对涡度)主导变形时, 通过该方法可以识别气旋式涡旋和反气旋式涡旋。因此, W为负值的位置被认为是涡旋区。在这种方法中, 需要仔细确定阈值, 根据涡度(ζ)定义涡旋^[31], 本文选取的阈值约为1×10^–14 s^–2。在本研究中, 我们仅使用W负值来描述涡旋, 去除W正值(非涡旋区域)后, 我们进一步将涡旋的极性分类如下(该分类仅适用于北半球):

$ \text { 气旋式涡旋：} \frac{\partial v}{\partial x}-\frac{\partial u}{\partial y}>0 \text { ，} $

(6)

$ \text { 反气旋式涡旋：} \frac{\partial v}{\partial x}-\frac{\partial u}{\partial y}<0 \text { ．} $

(7)

为了研究不同极性的涡旋对于纬向急流形成的影响, 我们将涡旋极性与Okubo-Weiss(OW)参数相结合, 得到改进OW参数± |W_EDDY|。|W_EDDY|表示超过涡旋阈值的OW参数, 正负号来自于涡旋极性。正(负)的W_EDDY参数代表了气旋涡(反气旋涡)主导, 其绝对值越大代表涡旋强度越高。

2 实验结果 2.1 岛屿对纬向急流的影响

由于风场强迫关于赤道对称, 南北半球的实验结果也是关于赤道对称, 因此本文仅对北半球的结果进行分析。当没有岛屿存在时(实验1), 上层厚度异常水平场明显地表现出在东边界由风场年循环激发出的周期斜压Rossby波, 由于在低纬度海域速度较快, 波的同相线表现出西南—东北倾斜的特征, 在距东边界一定距离处, 斜压Rossby波开始破碎分解, 形成独立的中尺度涡旋(图 2)。再往西, 周期斜压Rossby波信号不再明显, 上层厚度异常水平场则显示出明显的涡旋活动。该实验设置以及结果和Qiu等^[15]基本类似, 通过Qiu等的研究可以知道, 这些西传涡旋是由Rossby波经过非线性三波相互作用破碎产生的, 并且这些涡旋在西向传播过程中继续通过非线性相互作用, 产生了时间平均的纬向急流[图 3(a)], 强度约为2.5 cm/s。

关于岛屿产生涡旋的机制, 前人已有研究。比如, Dong等^{[25, 38]}通过一系列数值模拟研究发现, 岛屿的物理阻挡效应可以通过改变流体路径和速度, 直接影响局部涡度的分布和动力学特性。当流体经过岛屿时, 依赖于流体动力不稳定性和流体本身的惯性特性, 岛屿的阻挡效应导致流动路径发生偏转, 造成正、负涡度的分布, 进而产生涡旋。

当加入岛屿以后, 这些向西传播的中尺度涡旋会有什么变化, 进而对纬向急流的强度有什么影响仍需探究。基于此, 我们在13°~14°N, 70°~71°E处加入岛屿进行对比分析(实验2)。相比较于实验1, 在实验2中可以发现, 加入岛屿以后, 在岛屿西侧偏北位置出现显著增强的东向纬向急流, 其平均流速约为2 cm/s; 而在偏南位置出现平均流速2 cm/s的西向纬向急流, 说明岛屿的加入会对纬向急流的形成以及强度产生显著影响。为了进一步探究岛屿对纬向急流的影响过程, 本文绘制了实验1和实验2第20至30年的上层厚度异常时间经度图(图 4)。可以看出, 在12°~15°N纬度带上, 位于东边界以西约40°的范围内产生了显著的Rossby波信号, 该信号在β效应的约束下向西传播, 并发生了破碎形成中尺度涡旋。对比图 4(a)与图 4(b), 可以发现在实验2中加入岛屿位置所在的经度以西区域(70°E以西), 发生明显的上层厚度异常值增大, 而岛屿以东区域则无明显影响。由于2个实验除了是否存在岛屿, 其他实验条件完全相同, 可以得知正是因为岛屿的加入, 导致了海面上层厚度的变化, 进而影响了纬向急流。

由于纬向急流是由西传的中尺度涡相互作用产生的^[15], 那么在岛屿西侧增强的纬向急流可能与增强的涡旋活动有关。为了研究岛屿周围的涡旋活动, 我们计算了实验1和实验2模式运行第20—30年的时间平均涡动能的水平分布(图 5)。相比较于无岛屿的实验1, 在加入岛屿的实验2中, 岛屿附近的涡动能显著增强。这说明加入岛屿之后, 由于岛屿摩擦改变了流体的稳定性, 产生了更多或更强的涡旋活动, 进而通过涡旋间的非线性相互作用对纬向急流起到了加强效果。

有研究表明, 涡旋的极性分布可以导致纬向急流的产生^[39-40]。本文又应用了OW参数方法来识别涡旋的极性(图 6)。相比较于图 6(a), 观察图 6(b)可以发现, 在岛屿以西区域, 11°~13°N存在西向的纬向急流, 14°~16°N存在东向的纬向急流, 两条急流对应的是正负正3个W_EDDY带状结构, 第一个“正”, 指在11°~13°N的西向纬向急流区域, W_EDDY参数为正值, 表明该区域以剪切作用为主, 流场呈现较强的拉伸或剪切特性, 对应急流等带状流动结构。中间的“负”, 指在两条急流之间的过渡区域(13°~14°N附近), W_EDDY参数为负值, 表明该区域以涡度场为主, 通常对应涡旋等旋转结构, 是急流之间的涡旋活动带。第二个“正”, 指在14°~ 16°N的东向纬向急流区域, W_EDDY参数再次为正值。与第一个正值区域类似, 此处同样以应变场为主, 对应东向急流的带状流动特征。

11°~13°N的西向急流, 北侧是由反气旋涡主导, 南侧则由气旋涡主导, 而14°~16°N的东向急流, 北侧是由气旋涡主导, 南侧由反气旋涡主导。气旋涡(反气旋涡)主导区域的南(北)部边界流速是东向的, 因此长时间平均后, 不同极性涡旋主导区域的交界处会产生纬向急流。总体来看, 气旋和反气旋涡旋分布与平均纬向急流密切匹配, 表明涡旋的极性分布对时间平均的纬向急流产生有明显作用。

2.2 岛屿所在纬度对急流的影响

上述研究表明, 加入岛屿之后, 岛屿周围的涡旋活动被显著增强, 进而增强了岛屿西侧的纬向急流。为了探究了岛屿所在纬度对纬向急流的影响, 我们将岛屿置于不同纬度进行对比分析。实验3至实验7加入和实验2相同大小的岛屿, 但岛屿纬度比实验2依次向北增加2°, 在实验7中岛屿位于23°~24°N。图 7显示了实验2至实验7模式运行第20至第30年在65°~69°E范围内平均的纬向流速。实验结果显示, 无论岛屿位于什么纬度, 岛屿西侧纬向急流都会增强, 并且在岛屿靠北位置出现东向急流, 靠南位置出现西向急流, 增强急流的流幅约为3°。增强的东向急流从实验2至实验6流速逐渐增大, 从实验6至实验7减小, 在实验6达到最大值约为9 cm/s; 西向纬向急流流速在实验2至实验5中也逐渐增大, 实验5至实验7逐渐减小, 在实验5达到最大值约为13 cm/s。这种现象表明, 当岛屿位于20°N附近时西侧纬向急流流速的增幅达到最大, 该现象将在下文中进行分析。

通过2.1节的分析, 我们发现岛屿西侧纬向急流的增强与岛屿周围涡旋活动的增强有关, 那么上文中提到的不同纬度的岛屿对纬向急流强度的影响程度不同这一现象可能与涡旋活动的强度有关。为了检验不同实验中涡旋活动的强弱, 本文绘制了不同实验中65°~69°E区间W_EDDY参数随纬度的变化(图 8)。在图中我们可以发现, W_EDDY参数值的正负交替纬度恰好对应纬向急流的位置, 而且正负的分布和急流的方向也很好地对应。比如, 东向急流北侧和南侧分别对应气旋式(正W_EDDY参数)和反气旋式涡旋(负W_EDDY参数), 西向急流则相反, 印证了前面提到的急流的形成和涡旋的极性分布规律有关。对于岛屿位于20°N附近时西侧纬向急流流速的增幅达到最大这一现象, 通过图 8也给出了解答。分析实验5, 岛屿南侧的西向急流, 位置约在18°N。对应这一纬向急流, 有一个W_EDDY正峰值在17°N, 一个W_EDDY负峰值在20°N附近。对于实验6, 岛屿北侧的东向急流, 位置约在23°N。对应这一急流, 有一个W_EDDY正峰值在大约25°N, 一个W_EDDY负峰值在22°N。急流南北侧两个W_EDDY峰值之间差越大, 则对应的涡旋引起的急流的流速越大。这是因为W中的$ \frac{\partial v}{\partial x}, \frac{\partial u}{\partial y}$项代表了流速的剪切或涡旋的强度, 更大的W_EDDY正负峰值之差代表了不同极性的涡旋强度差别越大, 从而会导致强度更高的纬向急流。

2.3 岛屿大小对急流的影响

进一步, 本文又探究了岛屿大小改变对纬向急流的影响。实验2、实验8—9分别加入3个大小分别为1°×1°、0.5°×1°、2°×1°的岛屿, 岛屿核心纬度都位于13.5°N, 除岛屿大小不同外, 其他实验条件完全相同。图 9显示了不同实验模式运行第20—30年在65°~69°E范围的平均纬向流速。可以看出, 对于岛屿北侧的东向纬向急流而言, 加入0.5°×1°岛屿会产生最大流速为5 cm/s的纬向急流, 加入1°×1°岛屿则会产生最大流速为4 cm/s的纬向急流, 加入2°×1°岛屿则会产生最大流速约为2.5 cm/s的纬向急流, 岛屿南侧的西向纬向急流最大流速亦随着加入岛屿面积的增大而减弱, 表明岛屿的增大会对纬向急流的增强具有一定抑制作用。

此外, 图 9还表明, 随着加入岛屿面积的增大, 岛屿以北产生的纬向急流的流幅也会增大, 相比较于0.5°×1°的岛屿, 在加入2°×1°岛屿后, 岛屿北侧产生的纬向急流所跨越的纬度范围增大了1°。观察实验8和实验9模式运行第20—30年平均纬向流速分布也可以看出, 实验9的纬向急流强度整体弱于实验8, 但岛屿以北纬向急流的流幅大于实验8(图 10)。当水流遇到岛屿时, 流体需要绕过障碍物, 这导致流线的偏转, 特别是当岛屿处于主流路径上时, 这种影响更加显著, 因此当岛屿处于不同位置时, 流线的弯曲程度不同, 进而造成了急流的强弱不同。同样的, 不同大小的岛屿对流体的阻挡效应也存在差异。从不同大小的岛屿引起的W_EDDY纬向分布来看[图 9(b)], 较大的岛屿使流线弯曲产生的涡度改变范围较大, 但强度较小, 从而造成纬向急流的流幅会随着加入岛屿的增大而增大, 但是纬向急流的强度会随着加入岛屿的增大而减弱。综上所述, 纬向急流的流幅会随着加入岛屿的增大而增大, 但是其强度随着加入岛屿的增大而减弱。

2.4 岛屿所在经度对急流的影响

为了探究了岛屿所在经度对纬向急流的影响, 我们将岛屿置于同一纬度、不同经度进行对比分析。具体设置见表 2.1。参数设定后, 6组实验全部运行模式30 a, 模式运行至第20年时达到平衡, 最后10 a的数据将用于下面的分析。

图 11显示了实验2、10—14模式运行第20至第30年在13°~14°N范围内平均的纬向流速。实验结果显示, 对于北半球海洋, 无论岛屿位于什么经度, 岛屿西侧纬向急流都会增强, 并且在岛屿靠北位置出现东向急流, 靠南位置出现西向急流。

增强的东向急流从实验10至实验13流速逐渐增大, 从实验13至实验14减小, 在实验13达到最大值约为11 cm/s; 西向纬向急流流速在实验10至实验13中也逐渐增大, 实验13至实验14减小, 在实验13达到最大值约为10 cm/s。这种现象可能的原因是流体在西向传播中能量逐渐减弱, 从而导致了急流强度的差异。值得注意的是, 实验14(岛屿位于130°~131°E)急流强度较弱, 这可能是因为岛屿位于Rossby波破碎经度的东侧, Rossby波还处于发展阶段, 因此产生的急流相对较弱。

2.5 滑移边界条件下岛屿对急流的影响

若岛屿的边界是滑移边界条件, 仍会导致急流的产生。以实验2(岛屿位于13°~14°N, 70°~71°E)作为参考, 新增实验15(采用滑移边界条件)作为实验组。

在图 13、图 14中, 左图为参考组, 右图为实验组。通过对比最后10 a纬向流速平均、W_EDDY参数水平分布以及65°~69°E范围内最后10 a平均纬向流速随纬度变化图(图 13—图 15)可以发现, 岛屿的边界若是采用滑移边界条件, 仍然会导致急流的产生。

岛屿作为物理障碍影响周围水流, 可以显著改变流体的涡度, 而这一过程并不一定依赖于摩擦效应。Dong等^[25]通过数值模拟探讨了深水中岛屿尾流的形成机制。研究表明, 岛屿通过改变流体的路径和速度, 直接影响了局部涡度的分布。在绕过岛屿时, 流体的动力不稳定性和惯性能引起流速变化, 从而产生正、负涡度的分布。Dong等^[38]还研究了浅水环境中的岛屿尾迹现象。发现岛屿在浅水中通过改变流线和流动路径, 可以显著影响局部的涡度结构并促进涡旋的生成和演变。虽然浅水环境中底层摩擦和水深变化是关键因素, 但岛屿的几何形状和流体的惯性同样能在不依赖摩擦效应的情况下引发显著的涡度变化。本文的研究显示, 由涡度变化对应的涡旋可以进一步引起急流的增强。

综上所述, 若是岛屿改为滑移边界条件, 仍会导致急流的增强。且采用滑移边界条件实验的急流增强程度显著强于无滑移边界条件实验, 说明岛屿引起的急流加强不需要摩擦效应, 岛屿的侧摩擦对纬向急流的增强起反作用。该过程可以这样理解, 当侧摩擦被去除时, 动能的耗散减小, 更多的动能保留在系统中, 这种额外动能可以导致流体速度的增加, 特别是在一个稳定的流动条件下, 动量以增强的流速表现出来。而且当去除侧摩擦后, 惯性力作用更为明显, 惯性力倾向于维持流体的初始速度和方向, 因此在摩擦力减少时, 流体不易减速, 有利于流速的增强。

3 结果与讨论

针对基于Argo观测的太平洋纬向急流和数值模拟结果存在差异这一科学问题, 本文采用1.5层约化重力模式, 系统探究了岛屿在调控纬向急流强度中的重要作用, 分析了有无岛屿、经纬度位置、几何尺度及测摩擦效应等要素对纬向急流的影响机制。

对比分析加入岛屿和无岛屿两组实验, 发现在13°~14°N, 70°~71°E加入岛屿之后, 岛屿所在经度以西海面上层厚度会显著增大, 并在岛屿偏北位置产生平均速度为2 cm/s的东向纬向急流, 偏南位置产生平均速度为2 cm/s的西向纬向急流, 表明岛屿在调控纬向急流强度中具有重要作用。通过数值模拟和OW方法分析, 我们发现岛屿周围产生的涡旋极性总体呈现东西向带状分布, 而涡旋极性交替纬度对应于纬向急流的位置, 南北极性分布特征和急流方向也很好地吻合, 这些涡旋通过累积效应可以导致急流的加强。结果还表明, 急流南北侧W_EDDY峰值之间差别越大, 代表着不同极性涡旋之间的强度差别越大, 其引起的急流加强也越大, 这也侧面显示了涡旋对急流加强具有重要作用。

本文还分析了岛屿所在经纬度对纬向急流的影响。实验分析结果表明, 对北半球海洋而言, 无论岛屿所在纬度如何改变, 岛屿西侧偏北位置都会产生东向的纬向急流, 偏南位置则会产生西向的纬向急流。纬向急流的增强在岛屿位于20°N附近时出现最大值, 因为涡旋W_EDDY参数正负极性的差值在此纬度附近达到最大值。更大的W_EDDY正负峰值之差代表了不同极性的涡旋强度差别越大, 从而会导致强度更高的纬向急流。岛屿经度改变对纬向急流的强度有显著影响, 实验分析结果表明, 无论岛屿所在经度如何改变, 都是在岛屿以西北侧出现东向急流, 在岛屿以西南侧出现西向急流, 纬向急流的强度变化趋势总体上是随着岛屿经度的东移而增强, 这可能是流体在西向传播中能量逐渐减弱导致的。除此之外, 若岛屿的边界是滑移边界条件, 仍会导致急流的产生。说明岛屿引起的急流加强不需要摩擦效应, 岛屿的侧摩擦对纬向急流的增强起到反作用。

关于岛屿几何尺度的影响, 实验结果表明: 岛屿西侧纬向急流强度随岛屿面积增大呈减弱趋势, 但急流的纬度覆盖范围则随岛屿尺度增加而扩展。以上结果体现了岛屿对于西太平洋纬向急流强度的重要调控作用, 对于深入认识观测到的太平洋纬向急流的西向增强现象以及纬向急流的精确模拟具有重要参考价值。

需要注意的是, 本文使用的1.5层约化重力模式在岛屿数据的处理上存在一定的简化, 未来的研究可以尝试使用更高精度的岛屿数据, 以便更真实地反映岛屿对纬向急流的影响。同时, 可以考虑融合多源数据, 包括现场观测、卫星遥感以及数值模拟结果等, 更全面地分析纬向急流的形成和演变过程。