庆良间水道(Kerama Gap)位于琉球岛链的冲绳岛和宫古岛之间, 宽度仅仅为50km, 但是海槛深度却可以达到1050m, 是琉球岛链上最深的水道, 也是东海和西太平洋之间重要的水交换通道(Nakamura et al, 2013; Na et al, 2014)。庆良间水道的平均流量仅仅为2.1Sv(进入东海), 但是其流量变化的标准差却能达到5.0Sv, 因此庆良间水道的流量变化对东海黑潮的流量变化起到了非常重要的影响(Zhou et al, 2016)。庆良间水道的水交换特征及影响机制在过去几年已经吸引了众多海洋学家的关注(Nakamura et al, 2013; Na et al, 2014; Yu et al, 2015, Nishina et al, 2016), 但是庆良间水道的水交换对东海黑潮水团特性的影响及季节变化规律目前还很少有人进行研究。

黑潮和琉球流位于琉球岛链的东西两侧, 都是北太平洋副热带西边界流, 它们将大量的水团和热量向极地方向输送, 对中国和日本的渔业、气候都有重要的影响(Zhu et al, 2006)。由于琉球岛链的阻隔, 黑潮和琉球流的水交换主要通过庆良间水道进行(Andres et al, 2008b)。虽然黑潮的平均流量是琉球流的3.5倍, 但是琉球流的流量变化受中尺度涡的影响非常大, 导致琉球流的流量变化幅度比黑潮更强(Andres et al, 2008a)。目前对于琉球流的流速结构特征还没有统一的说法, 但是很多研究结果指出, 琉球流在次表层的流速最大(刘勇刚等, 2000; Zhu et al, 2003, 2006, 2010; Ichikawa et al, 2004; Thoppil et al, 2016)。黑潮从台湾以东进入东海, 然后通过吐噶喇海峡流出东海, 最后和琉球流在九州东南部汇合(Thoppil et al, 2016)。

东海冲绳海槽的中层水主要由台湾以东的黑潮中层水和琉球流在庆良间水道的分支构成, 庆良间水道的水交换对其上下游东海黑潮水团特性的变化起到了重要的影响, 黑潮中层水通过台湾以东进入冲绳海槽以后, 盐度在南部的冲绳海槽有增加的趋势, 但是到了庆良间水道之后, 由于西太平洋通过庆良间水道的平流作用, 导致黑潮的盐度发生减弱, 太平洋和东海黑潮的中层水混合以后沿着冲绳海槽的北部斜坡继续向东北方向流动(Nakamura et al, 2013)。Nakamura等(2013)通过计算三块区域盐度最小值的平均值得出黑潮PN断面盐度最小值的水有1/3来自于庆良间水道, 2/3来自于台湾以东。虽然Nakamura等已经研究了庆良间水道对东海黑潮PN断面的盐度贡献, 但是他们所用的数据分辨率为1/3°, 而且没有分析庆良间水道上下游东海黑潮水团特性的季节变化。Nishina等(2016)得出西太平洋中层水通过庆良间水道的底层溢流流入冲绳海槽的底部, 然后由于强烈的湍流混合导致底层水上涌, 因此庆良间水道流量的大小可能会影响西太平洋和黑潮水动力混合的强弱, 从而导致黑潮的水团特性发生变化。

本文将1950年以后的WOD(World Ocean Database)资料插值成更高分辨率(1/8°×1/8°)的网格化数据, 然后利用该网格化数据以及Argo数据讨论了庆良间水道的水交换对东海黑潮水团特性的影响及季节变化规律, 文章主要分为以下几节:第一节介绍了文中所用的数据和方法, 第二节论述了庆良间水道水交换的通量特征及其对东海黑潮水团特性的影响, 第三节讨论了东海黑潮上下游盐度的季节变化及影响机制, 最后一节总结了本文的主要结论。

1 资料和方法 1.1 WOD数据

WOD数据来源于美国NOAA网站提供的World Ocean Database 2013, 该数据集将不同来源的数据进行了统一的格式转化、数据排重、质量控制, 形成由温盐深数据集(Conductivity Temperature Depth, CTD)、海表面数据集(Surface-only Data, SUR)、剖面浮标数据集(Profiling Float Data, PFL)、海洋观测站数据集(Ocean Station Data, OSD)等11个数据集组成的大型数据库(Tomoki et al, 2013)。本文选取了1950年以后120°—132°E, 22°—32°N范围内, 深度大于200m的CTD、OSD、和PFL数据, 共计36351个站点, 首先通过原始数据的质量控制, 然后利用高斯加权平均的方法将原始站位数据插值为1/8°×1/8°(薛根元等, 2004; 杨昌军等, 2004; Qiu et al, 2015)。具体过程如下:

(1) 首先去除盐度大于35.5或者小于33, 温度大于32℃或者小于2℃的观测站位, 然后又去除了剖面小于5层的站位。

(2) 去除底层深度异常的站位数据, 将站位数据按照每10m一层插值到0—2000m深度。

(3) 去除整个区域3倍标准差以外的站位数据, 然后去除每1°网格内2倍标准差以外的站位数据, 此时共得到19129个站位数据。

(4) 将所有站位数据运用高斯权重插值法插值到1/8°×1/8°的网格中, 插值方法如下:

设F₀(i, j)为所要获得的分析区域内网格点的要素值(这里为温度), (i, j)为各点行、列的序号, F(k)为已有测站实测要素值(k为测站序号), 则插值公式为:

式中, r_{i, j, k}为格点(i, j)到测站k的距离; K为分析区和影响区半径内测站总数; a取为常数0.5。

(5) 对网格化数据运用迭代循环的方法进行数据平滑(Qi et al, 2014), 具体方法如下:

其中S_guess为初始猜测值, S_i为数据平均值, W_i为加权因子。

其中W_i的高斯形式定义如下:

其中r_i为数据点和网格点的距离, R为影响半径。

本文一共进行了3次迭代循环, 影响半径R依次取半径为1°、1/2°、1/4°。在迭代时, 前一次迭代结果S作为下一次迭代循环的初始猜测值。初次迭代时, 选取所有网格点的平均值作为初始猜测值。

1.2 Argo数据

本文所用的Argo浮标数据为法国Coriolis数据中心提供, 数据下载网址: http://www.coriolis.eu.org/Data-Products。浮标工作的每个观测周期一般为10天, 每个周期又可以分为4个主要过程:首先浮标下降到1000m水深停留, 在此深度继续漂流大约10天, 然后浮标上升至海表面继续漂流大约半天, 最后浮标将信号通过卫星发射给地面接收站, 地面接收站将接收到的数据发送给有需求的用户(Ichikawa et al, 2001)。本文选取了4条沿着黑潮流径的Argo浮标分析了黑潮上下游水团盐度的变化特征, 然后又选取了2条穿过庆良间水道的Argo浮标分析了西太平洋通过庆良间水道流入东海黑潮的盐度变化过程。

2 结果与分析 2.1 西太平洋和东海黑潮上下游水团特性

庆良间水道是连接太平洋和东海重要的水交换通道, 因此在研究庆良间水道的水交换对东海黑潮水团特性的影响之前, 首先要认识太平洋和庆良间水道上下游黑潮的温盐特性, 如图 2所示。从图 2a可以得出西太平洋和庆良间水道上下游东海黑潮在1000m以浅的温度特性基本是一致的, 在1000m以深的温度特性存在差异。图 2b显示太平洋(红线)和庆良间水道上游黑潮(蓝线)、下游黑潮(黑线)的盐度特性除了在1000m以深存在差异, 在1000m以浅也存在比较明显的差异。太平洋次表层高盐水比庆良间水道上游黑潮次表层高盐水的盐度略高, 深度相差不大, 然而太平洋中层低盐水比上游黑潮中层低盐水的盐度明显要小, 深度也明显更深。此外还可以看到庆良间水道下游黑潮次表层高盐水比上游黑潮次表层低盐水的盐度略大, 深度也略浅, 然而下游黑潮中层低盐水比上游黑潮中层低盐水的盐度明显减小, 深度也加深。因此可以得出西太平洋的盐度特性与东海黑潮的盐度特性存在差异, 庆良间水道的水交换可能会导致东海黑潮的水团特性发生改变。由于庆良间水道的海槛深度大约为1000m, 因此太平洋和东海黑潮的水交换主要发生在1000m以浅, 在1000m以深几乎不发生水交换, 所以本文在研究庆良间水道的水交换对东海黑潮水团特性的影响时, 主要考虑1000m以浅的盐度变化。

2.2 庆良间水道水交换的通量特征

从图 3得出太平洋和庆良间水道上下游东海黑潮的盐度特性存在差异, 但不清楚庆良间水道水交换的流速结构特征。最近几年, 科学家对于庆良间水道的流速观测主要利用了2009年6月到2011年6月的5套CPIES数据和3条锚系测流计资料(Nakamura et al, 2013; Na et al, 2014), 观测资料指出庆良间水道的底层有一窄层的水流入东海, 同时得出庆良间水道的流量主要集中在500m以浅。但由于观测资料只有两三个站点, 所以这几个站点插值得出的流速剖面也仅仅体现了整个庆良间水道流速结构的一部分(图 3c, Yu et al, 2015)。为了从观测角度更好的了解庆良间水道的流量特征, 本文利用WOD插值得到的1/8°×1/8°的网格化数据估算了庆良间水道的地转流通量如图 3所示。因为庆良间水道超过1000m的地方很窄, 不一定满足地转关系, 因此本文在计算庆良间水道的地转流通量时, 并不是直接选取水道的横断面进行计算, 而是通过闭合三角形(图 1)的方法, 分别计算了三角形两个直角边1200m以上的地转流通量, 然后将其相加得到庆良间水道的流通量。

图 3得出庆良间水道的平均地转流通量为2.9Sv, 跟前人研究结果得到的庆良间水道的流量大约为2.0Sv基本是一致的(Na et al, 2014; Yu et al, 2015)。此外, 还可以得到庆良间水道的地转流通量在次表层最大, 这跟之前Yu等(2015)利用太平洋区域同化的HYCOM模式和Zhou等(2016)利用太平洋区域非同化的HYCOM模式得出的结果是一致的。太平洋通过庆良间水道流入东海黑潮主要是琉球流的分支(Nakamura et al, 2013), 但是对于琉球流的说法现在还没有统一的定论。本文选取了一条穿过黑潮、庆良间水道以及琉球流的断面KG(图 1), 并分析了该断面的流速结构特征, 如图 4所示。图 4a显示在庆良间水道的东部琉球流的位置并没有看到流速在次表层最大, 最大流速发生在表层, 但是琉球流次表层的流量却是最大的。此外, 从图 4b可以看到太平洋通过庆良间水道流入东海黑潮时主要发生在水道的次表层, 因此本文可以得出庆良间水道在次表层流速最强的原因可能跟庆良间水道东部的琉球流有关。

2.3 庆良间水道的水交换对东海黑潮水团特性的影响

Zhou等(2016)利用HYCOM模式研究了庆良间水道的水交换特征并且重点分析了庆良间水道和东海黑潮二者流量变化的关系, 发现庆良间水道上下游黑潮的流量变化存在显著的差异, 其中庆良间水道的流量变化与其上游黑潮PM断面的流量变化为显著的负相关, 与其下游黑潮PN断面的流量变化为正相关, 当黑潮上游流量高(低)的时候, 会有更多(少)的黑潮水从庆良间水道流出东海, 导致庆良间水道的流量减小(升高), 最后导致下游黑潮流量也降低(升高)。庆良间水道的流量整体上表现为流入东海黑潮, 然而黑潮和琉球流的水团特性差异显著, 因此庆良间水道的水交换可能会对东海黑潮的水团特性产生重要的影响。

盐度变化对海洋水团和气候的变化具有重要的作用(Nan et al, 2015), 本节主要通过讨论黑潮水的盐度变化来分析其水团变化特征。Nitani等(1972)利用1965年夏天的数据, 首次描述了北太平洋西边界地区盐度最小值的空间分布, 并指出北太平洋中层水通过台湾以东海峡和庆良间水道流进冲绳海槽跟东海中层水混合。Morinaga等(1998)利用1992年6月庆良间水道附近和1995年10月和1996年5月台湾以东附近的CTD资料验证了Nitani的描述, 但是他们都没有给出盐度最小值所对应的庆良间水道的流速结构。

图 5是利用WOD插值资料得出的西太平洋东海区域次表层盐度最大值和最小值以及地转流的分布, 从图 5a可以看到西太平洋次表层水的盐度明显要比黑潮次表层水的盐度大, 另外, 还可以看到西太平洋次表层的高盐水主要通过台湾以东进入东海黑潮, 然后沿着黑潮主轴向东北方向流动, 同时还可以发现在庆良间水道也有西太平洋次表层高盐水流入, 庆良间水道处次表层高盐水盐度减小的同时导致黑潮次表层高盐水盐度比黑潮上游增加。图 5b显示了西太平洋中层水的盐度明显要比黑潮中层水的盐度小, 并且可以看到黑潮中层水的盐度在流经庆良间水道之后明显减小, 同时还可以看到西太平洋中层水在台湾以东入侵东海黑潮时明显比次表层弱, 但是在庆良间水道处却有一股较强的低盐水舌流进东海冲绳海槽, 导致黑潮中层水的盐度减小。结合前人的研究结果, 可以得出PN断面黑潮次表层高盐水盐度的增加和黑潮中层低盐水盐度的减小, 跟西太平洋通过庆良间水道流入冲绳海槽密切相关。

通过图 5已经了解了黑潮PM断面和PN断面之间盐度的变化特征以及庆良间水道的水交换可能对其产生的影响, 但是并不清楚高盐水团和低盐水团的深度变化情况。因此本文又分析了西太平洋东海区域盐度最大值和最小值所在深度的空间分布(图 6)。图 6a显示琉球岛链周边次表层高盐水的深度明显比其他区域要深。此外, 黑潮次表层高盐水从庆良间水道上游到下游的过程中由于受到来自西太平洋次表层水的动力混合导致次表层高盐水深度略微变浅。然而图 6b显示西太平洋中层水的低盐核心深度明显比黑潮中层水低盐核心的深度更深, 黑潮中层低盐水从庆良间水道上游到下游的过程中由于庆良间水道深层水的动力混合导致中层低盐水的深度也发生变化, 并且有加深的趋势。此外, 还可以看到西太平洋中层低盐水通过庆良间水道流入东海黑潮的过程中由于动力混合的原因导致深度变浅。因此本文得到西太平洋次表层高盐水通过庆良间水道入侵东海黑潮以后由于水团的动力混合作用导致黑潮次表层高盐水团盐度增加, 深度变浅, 然而西太平洋中层低盐水通过庆良间水道流入东海黑潮以后导致黑潮中层低盐水的盐度减小, 深度加深。

WOD插值资料给出了黑潮区域的盐度变化特征, 并且显示了东海黑潮流经庆良间水道之后次表层高盐水的盐度增加, 深度变浅, 中层低盐水的盐度减小, 深度加深。为了更清楚的认识黑潮流径的盐度变化过程, 本文选取了4条从台湾以东流入东海黑潮然后通过吐噶喇海峡流出冲绳海槽的Argo浮标, 浮标轨迹如图 7所示, 然后分析了这4条Argo浮标的盐度剖面图(图 8)。从浮标轨迹的盐度剖面可以看到黑潮从PM断面经过庆良间水道到达PN断面的过程中, 中层低盐水的盐度确实发生了减小, 并且深度也有所加深, 低盐水的盐度衰减幅度可达0.01, 深度可以下降50m。可能受到该海域淡水通量季节变化的影响, 黑潮次表层高盐水的盐度变化没有一致的变化趋势, 图 8a、b显示黑潮次表层高盐水的盐度减小, 深度变浅, 图 8c显示黑潮次表层的高盐水盐度增加, 深度加深, 然而图 8d显示黑潮次表层高盐水的盐度基本没有变化。

图 7和图 8利用Argo数据验证了黑潮中层低盐水的盐度在流经庆良间水道前后确实发生了减小, 深度也有所加深, 因此本文又选取了两条Argo浮标分析了西太平洋经过庆良间水道流入东海黑潮的盐度变化过程, 浮标轨迹如图 9所示。从浮标的盐度剖面(图 10)可以看到西太平洋通过庆良间水道进入东海黑潮的过程中, 中层低盐水的盐度都有增大的趋势, 深度也发生了明显的变浅, 次表层高盐水的盐度大小变化不大, 但是深度都发生了变浅, 这跟WOD插值资料的结果是一致的。

3 讨论

庆良间水道的水交换对东海黑潮的水团特性有重要的影响, 但是其季节变化特征目前很少有人研究, 由于黑潮PN断面次表层高盐水和中层低盐水只来源于黑潮PM断面和庆良间水道, 因此黑潮次表层高盐水和中层低盐水的盐度变化应该是跟庆良间水道的盐度混合密切相关, 所以可以通过对比黑潮PN断面和PM断面的盐度变化大小来判断庆良间水道的水交换对黑潮水团特性影响的季节变化, 为此本文分别讨论了春、夏、秋、冬四个季节庆良间水道、黑潮PM断面、黑潮PN断面之间的盐度变化关系。本文定义盐度高于34.82的水为次表层高盐水, 定义盐度小于34.33的水为中层低盐水。

图 11的a、d、h、k分别为庆良间水道在四个季节的平均盐度剖面图, 在春季的时候, 庆良间水道的次表层高盐水最大盐度可以达到34.84, 深度在100—200m, 高盐水可以横跨整个庆良间水道, 水道中层低盐水的最小盐度为34.27, 深度大约在550—850m。到了夏季的时候, 庆良间水道次表层高盐水的盐度明显增大, 最大盐度可以达到34.85, 同时水道中层低盐水的盐度减小, 深度加深, 大约在520—880m, 最小盐度低至34.24。到了秋季, 庆良间水道次表层高盐水的盐度减小, 最大盐度为34.84, 高盐水不足以横跨整个水道, 中层低盐水的盐度增大, 最小盐度为34.26, 深度在550—830m, 跟春季的盐度相似。最后到了冬季, 庆良间水道次表层高盐水的盐度明显变小, 最大盐度仅为34.83, 同时中层低盐水的盐度最大, 最小盐度高至34.28, 低盐水的深度在550—800m。可以总结出庆良间水道的次表层高盐水和中层低盐水有一致的季节变化规律, 都表现出夏季最强, 秋季开始减弱, 冬季减到最弱, 然后到了第二年春季又开始加强的特征。

图 11b、e、i、l分别为黑潮PM断面在春、夏、秋、冬四个季节的平均盐度剖面图。春季, 黑潮PM断面的次表层高盐水可以到达冲绳海槽的中部位置, 最大盐度可以达到34.84, 另外, 可以看到PM断面中层低盐水的深度在580—680m, 最小盐度为34.32。夏季, 黑潮PM断面次表层的高盐水盐度最大, 最大盐度为34.84, 同时中层的低盐水盐度最小, 最小盐度低至34.31, 深度范围在520—800m。秋季, 黑潮PM断面次表层的高盐水盐度开始减小, 深度加深, 虽然最大盐度仍为34.84, 但是高盐水的面积明显减小, 同时中层低盐水的盐度开始增大, 低盐水核心靠近岛链一端, 仅仅延伸至海槽的中部位置, 深度在520—700m, 最小盐度为34.32。冬季, 黑潮PM断面次表层高盐水的盐度最小, 最大盐度仅为34.81, 但是中层低盐水的盐度相比秋季却有所减小, 低盐水几乎可以横跨整个冲绳海槽, 深度在500—700m, 最小盐度为34.32。黑潮PM断面的次表层高盐水表现出在夏季最强、春秋季节次之、冬季最弱的特征, 然而中层的低盐水表现出夏季最强、冬季次之、春季较弱、秋季最弱的特征。

图 11的c、f、j、m分别为黑潮PN断面在春、夏、秋、冬四个季节的平均盐度剖面图。春季, 黑潮PN断面次表层高盐水的最大盐度可以达到34.84, 低盐水的最小盐度为34.33, 深度在550—750m, 跟PM断面相比, PN断面次表层的高盐水盐度有所增加, 高盐水的面积增大, 深度变浅, 虽然中层低盐水的最低盐度有所增大, 但是整个低盐水的深度加深, 面积增大, 可以横跨整个冲绳海槽。夏季, 黑潮PN断面次表层高盐水的最大盐度为34.83, 中层低盐水的最小盐度为34.31, 跟PM断面相比, 高盐水的盐度没有显著变化, 但是整个低盐水的盐度有所增加, 说明夏季庆良间水道对东海黑潮水团特性的影响非常弱。秋季, 黑潮PN断面次表层高盐水的盐度最大值为34.83, 中层低盐水的盐度最小值为34.32, 跟PM断面相比, 高盐水的盐度增加, 中层低盐水的盐度减小, 深度加深, 大约在500—720m。冬季, 黑潮PN断面次表层高盐水的盐度最小, 最大盐度仅为34.82, 中层低盐水的最小盐度为34.32, 但是跟PM断面相比, 高盐水的盐度增加最为显著, 中层低盐水的盐度并没有显著的减小, 这说明黑潮PN断面和PM断面之间次表层高盐水和中层低盐水的季节变化是不一致的。

根据三条断面盐度的季节变化特征, 以及黑潮PM断面和PN断面次表层高盐水盐度增加的变化和中层低盐水盐度减小的变化, 得出东海黑潮PM断面和PN断面之间次表层高盐水盐度变化在冬季最强、春季次之、秋季较弱、夏季最弱, 然而中层低盐水的盐度变化在秋季最强、春季次之、冬季较弱、夏季最弱, 说明黑潮PN断面和PM断面之间次表层高盐水和中层低盐水盐度的变化都在夏季最弱, 区别在于, 次表层高盐水盐度的变化在冬季最强, 而中层低盐水盐度的变化在秋季最强。

Zhou等(2016)利用HYCOM模式得出黑潮PM断面的流量在夏季最强, 在秋季最弱, 庆良间水道的流量在春秋季节最强, 在夏季最弱。庆良间水道上下游黑潮中层低盐水的季节变化机制可以解释为在秋季, 黑潮PM断面的流量最小, 庆良间水道的流量几乎最大, 因此庆良间水道的水交换对黑潮水团特性的影响最为明显, 然而在夏季, 黑潮PM断面的流量最高, 庆良间水道的流量最低, 黑潮自身的流量起到了主要的作用, 从而导致庆良间水道的水交换对东海黑潮水团特性的影响也就最弱。然而对于黑潮次表层高盐水盐度的季节变化, 除了庆良间水道水交换的影响之外, 表层淡水通量可能也对其产生了重要的影响。因为东海区域的表层淡水通量在冬季是失水增盐的过程, 淡水通量从南向北依次增加, 然而在夏季是得水减盐的过程, 淡水通量从南向北依次减小(Qiet al, 2013), 这说明在冬季黑潮PM断面到PN断面是増盐的过程, 在夏季是降盐的过程, 因此在冬季次表层盐度的变化最为明显, 受庆良间水道流量的影响可能相对就比较弱。

综上所述, 可以总结为庆良间水道的水交换对其上下游东海黑潮水团特性的影响主要体现在中层水盐度的变化, 在秋季影响最强, 在夏季影响最弱。虽然庆良间水道的水交换对其上下游黑潮次表层高盐水盐度的季节变化也产生了重要的影响, 但因其同时受到了表层淡水通量的影响, 所以在冬季变化最强、夏季最弱。

4 结论

本文通过搜集历史观测的WOD温盐资料, 将其插值为1/8°×1/8°的网格化数据, 然后结合Argo剖面浮标数据分析了庆良间水道的通量特征, 最后重点讨论了庆良间水道的水交换对东海黑潮水团特性的影响及其季节变化规律, 得到的主要结论如下:

(1) 通过观测资料得出庆良间水道入侵东海黑潮主要发生在水道的次表层, 并且认为次表层的入侵可能跟水道东部的琉球流有关。

(2) 东海黑潮PM断面和PN断面的次表层高盐水和中层低盐水的水团特性存在差异, 次表层高盐水盐度略微增加, 深度也略微变浅, 中层低盐水盐度显著减小, 深度明显加深, 而这一差异主要受庆良间水道水交换的动力混合影响。西太平洋次表层高盐水通过庆良间水道流入东海黑潮以后, 水道盐度更大, 水深更浅的高盐水导致黑潮次表层高盐水的盐度增加, 深度变浅。然而, 西太平洋中层的低盐水通过庆良间水道进入东海黑潮之后, 水道盐度更小, 深度更深的低盐水导致黑潮中层低盐水的盐度减小, 深度加深。

(3) 黑潮PN断面和PM断面次表层高盐水和中层低盐水盐度的季节变化是不一致的, 其中次表层高盐水的盐度变化在冬季最强, 春秋季节次之, 夏季最弱, 这可能主要受表层淡水通量和庆良间水道的流量变化共同影响。然而中层低盐水盐度的变化在秋季最强, 春季次之, 冬季较弱, 夏季最弱, 这主要受庆良间水道流量变化的影响, 当庆良间水道流量大的时候, 从西太平洋通过庆良间水道流入东海时的动力混合可能就越强, 从而导致黑潮的水团特性发生更大的变化。

虽然本文通过观测资料得出庆良间水道的水交换对东海黑潮的水团特性起到了重要的影响, 但是并没有计算影响所占的比重。此外, 其他因素比如地形, 潮混合等也可能对庆良间水道的流速结构产生重要的影响。

致谢 感谢国际海洋数据中心(NOAA)提供WOD数据, 以及法国Coriolis数据中心提供Argo浮标数据。