2022, Vol. 53
中国海洋湖沼学会主办。
文章信息
- 李俊灵, 徐康, 王卫强, 谢强. 2022.
- LI Jun-Ling, XU Kang, WANG Wei-Qiang, XIE Qiang. 2022.
- 印度洋赤道潜流年际变化特征及其与印度洋偶极子的联系
- INTERANNUAL VARIABILITY OF INDIAN OCEAN EQUATORIAL UNDERCURRENT AND ITS LINK TO THE INDIAN OCEAN DIPOLE
- 海洋与湖沼, 53(1): 19-32
- Oceanologia et Limnologia Sinica, 53(1): 19-32.
- http://dx.doi.org/10.11693/hyhz20210600136
文章历史
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收稿日期：2021-06-15
收修改稿日期：2021-07-25
2. 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州) 广东广州 511458;
3. 中国科学院大学 北京 100049;
4. 中国科学院南海生态环境工程创新研究院 广东广州 510301;
5. 中国科学院深海科学与工程研究所 海南三亚 572000;
6. 青岛海洋科学与技术试点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 266237;
7. 中国科学院海洋大科学研究中心 山东青岛 266071
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
赤道潜流(equatorial undercurrent, EUC)是热带海域环流的重要组成部分, 它自西向东, 流幅狭窄(约在2°S~2°N之间), 通常位于西向表层流和温跃层之间(Metcalf et al, 1967; Swapna et al, 2008; Iskandar et al, 2009; Zhang et al, 2014; Chen et al, 2015)。研究表明, EUC的生成与赤道盛行东风所激发的次表层东向压强梯度力密切相关(Izumo, 2005)。赤道太平洋和大西洋海域常年受信风控制, 因此, EUC基本能够持续一整年(Cane, 1980; Philander et al, 1980; Yu et al, 1999)。区别于其他大洋的信风海洋特征, 印度洋受欧亚大陆上空冷暖气团的影响, 形成了独特的季风气候, 年平均状态下赤道风场为弱西风, 缺乏持续东风的作用, 故印度洋EUC仅出现在北半球冬-春季(2~4月)和夏-秋季(8~10月), 其流核主要位于20 ℃等温线附近(Reppin et al, 1999; Schott et al, 2001; Iskandar et al, 2009; 黄科等, 2018; 郑佳喻等, 2018)。印度洋EUC独特的年循环变化对于维持赤道印度洋次表层质量、热量和盐度平衡具有重要的作用。
有关赤道印度洋纬向流的早期研究多集中于表层流, 即Wyrtki急流(Wyrtki, 1973; McPhaden et al, 2014), 对Wyrtki急流之下的EUC研究却很少。Knauss等(1964)根据锚系观测结果首次发现1963年3~4月印度洋EUC的存在, 从西到东其最大速度从0.27 m/s提升至0.81 m/s, 但8月却并没有观测到向东的EUC。Swallow (1964)随后也发现1964年3~6月在赤道中印度洋(58°~67.3°E)存在一支与太平洋强度相当的EUC, 其最大流速达到1.2 m/s以上。此后, 依据赤道附近不同位置的锚系观测也证实了印度洋冬-春季盛行东向EUC的存在(Knox, 1974, 1976; Reverdin, 1987; Schott et al, 1997; Reppin et al, 1999; Sengupta et al, 2007), 同时Leetmaa等(1980)揭示EUC的核心处于55.5°E, 赤道附近(3°S~2°N)。早期大部分研究仅观测到冬-春季印度洋EUC的存在, 然而近年来海洋学家发现EUC也会出现在夏末初秋季节。Bruce(1973)于1964年8月末在赤道西印度洋观测到EUC, 其核心位置处于75 m左右。Reppin等(1999)发现1994年出现两次EUC, 第一次出现于2~5月的50~150 m深度上, 第二次出现在随后的8月份, 但它所处深度较冬-春季较浅且输运较小, 该研究还揭示1994年EUC主要是由于东风异常所驱动的向东压强梯度力所致。Iskandar等(2009)根据赤道东印度洋单个锚系潜标(0°, 90°E)6年的数据发现, 次表层(90~170 m平均)纬向流呈现出显著的半年周期变化, 即春季和秋季向东流动, 且认为印度洋EUC显著年循环主要取决于风场和压强梯度力的变化, 同时也与赤道波动密切相关: 冬-春季EUC主要与冬季风盛行时东风异常所激发的赤道上升Kelvin波有关, 而夏-秋季则是东风异常所驱动的赤道Kelvin波和东边界反射的下沉Rossby波的协同作用。Chen等(2015)则认为, 赤道纬向风激发出的Kelvin波和Rossby波是赤道印度洋西海盆EUC产生的直接原因, 而对于中东海盆EUC的产生, 东边界反射的Rossby波起到了决定性的作用。
近年来, 印度洋赤道环流动力学受到海洋学家们的广泛关注, 尤其是印度洋偶极子(Indian Ocean dipole, IOD)对赤道环流的影响。作为热带印度洋年际变化的主要模态, IOD对印度洋区域甚至全球气候变化都有重要影响(Saji et al, 1999, 2003; Rao et al, 2004; Luo et al, 2007; Hashizume et al, 2013)。正IOD事件期间, 赤道东风异常, 苏门答腊和爪哇岛沿岸东南风异常, 使得其海表面高度、海表温度和降水明显低于气候态平均值, 而负IOD事件则反之(Saji et al, 1999; Webster et al, 1999; Cai et al, 2011, 2014)。前人基于现场观测数据发现1994年和2006年秋季较强的EUC均伴随着强正IOD事件的发生(Reppin et al, 1999; Iskandar et al, 2009)。正IOD事件通常伴随着赤道强东风异常, 使得赤道印度洋表层流减弱或甚至转向, 直接导致Wyrtki急流减弱(Gnanaseelan et al, 2012)。Nagura等(2008)利用观测和卫星数据研究发现, 1993~1994和2004~2006年赤道印度洋流系在正IOD事件期间的变化与印度洋表层风、温跃层深度、东西压强梯度等变化均呈较好的线性关系。Iskandar等(2009)利用2000年12月至2006年11月期间的ADCP数据研究印度洋EUC的年际变化发现, 赤道印度洋强东风异常是秋-冬季EUC形成的主要动力来源, 并指出2003年秋季赤道西风异常削弱了向东的压强梯度力, 进而导致EUC的缺席。
由于赤道印度洋海域现场观测资料的稀缺, 海洋学家常常利用一系列海洋数值模式来研究印度洋EUC。Anderson等(1993)通过海洋环流模式重现冬-春季节EUC及其年际变化特征。Han等(2004)通过数值实验成功模拟出1994年冬末初春和夏末初秋的两次EUC过程, 并强调正IOD期间赤道东风异常是引起西向表层流和东向EUC的主要原因, 使得EUC在8月形成并持续至12月, 这种异常东风驱动机制类似于太平洋和大西洋EUC的成因。该研究还表明IOD和印度夏季风共同作用对夏末初秋EUC的建立和增强有着重要影响: 即正IOD事件期间, 强化的夏季风导致赤道以南的东风应力异常被非线性放大, 使得苏门答腊-爪哇岛沿岸上升流增强, 进而倾斜了赤道印度洋温跃层, 最终增强纬向压强梯度力, 从而驱动EUC异常(Swapna et al, 2008; Krishnan et al, 2009)。Nyadjro等(2014)随后基于海洋再分析数据ECMWF–ORAS4, 阐述并验证了赤道印度洋表层风应力、温跃层中的压强梯度力和次表层纬向流三者之间的关系在IOD调制下的变化。
尽管前人已经在印度洋EUC的变化及其成因等方面取得了一些研究进展, 但印度洋EUC的研究明显滞后于太平洋和大西洋海域, 尤其是印度洋EUC的三维空间结构、季节-年际变化特征及其关键影响因子尚未得到系统探索。此外, 正IOD期间苏门答腊岛-爪哇岛沿岸东南风异常直接增强热带东南印度洋上升流, 并使得温跃层抬升, 进而冷却局地海表面温度(sea surface temperature, SST; Feng et al, 2003; Horii et al, 2011; Zhang et al, 2014)。然而, 位于温跃层中的EUC, 是如何受到该反馈过程的调制作用以及是否通过影响上升流来冷却SST等尚未得到证实。为此, 本文试图通过资料分析和动力诊断来细致刻画印度洋EUC的三维空间结构及其相关的年际驱动机制, 进而重点探讨IOD影响印度洋EUC年际变化的可能机理。
1 资料与方法 1.1 资料本文所用的主要资料包括: 美国马里兰大学和德州农工大学合作开发的1980年1月至2017年12月全球简单海洋数据同化系统3.4.2版(simple ocean data assimilation, SODA 3.4.2; Carton et al, 2008)逐月再分析数据集, 其水平分辨率为0.5°×0.5°, 经纬度范围是0.25°~359.75°E, 74.75°S~89.75°N, 垂直方向分为不等间距50层。该数据集提供的变量信息包括海温、盐度、三维海流流速、海表风应力和海表面高度资料; 英国气象局哈德莱中心(Met Office Hadley Centre)提供的1980年1月至2017年12月逐月海表温度HadISST (Hadley center global sea ice and sea surface temperature, HadISST)数据集, 水平分辨率为1°×1° (Rayner et al, 2003)。本文使用的印度洋偶极子指数(dipole mode index, DMI)是根据Saji等(1999)定义的热带西印度洋(10°S~10°N, 50°~70°E)与东南印度洋(10°S~0°, 90°~l10°E)的海表温度距平之差计算得到。本文所用各个变量距平是指偏离1980~2017年平均气候态的量值。
1.2 方法印度洋EUC主要由赤道东风激发出的东向压强梯度力所驱动(Cane, 1980; Philander et al, 1980)。因此, 这里先给出上层赤道印度洋纬向动量平衡方程:
(1)其中, u, v, w分别是纬向, 经向和垂向速度; p, ρ, f分别为压强, 密度和科氏参数; A和K分别表示垂向涡动粘性系数和水平涡动黏滞系数; ▽为水平梯度项。赤道地区科氏力忽略不计, 则有f=0, 虽然方程(1)中非线性项作用也十分重要, 但资料限制了我们计算平流项和水平耗散项; 再者, 前人已发现赤道印度洋上层动量方程满足线性关系, 即局地加速度∂u/∂t、纬向压力梯度项和垂向混合项达到平衡(Senan et al, 2003; Nagura et al, 2008)。因此, 方程(1)可以进行线性化:
(2)根据前人计算得知次表层垂向混合项较小(Nagura et al, 2008; Iskandar et al, 2009), 所以方程(2)再次简化成:
(3)即在次表层中局地纬向加速度项与纬向压强梯度力项相平衡。有关太平洋和大西洋EUC的大量研究结果表明, 温跃层深度对纬向风的响应变化是次表层纬向压强梯度力建立的最主要动力因素(Philander, 1973; Philander et al, 1980; McPhaden, 1986; Seidel et al, 1999; Izumo, 2005)。类似地, 印度洋次表层纬向压强梯度力项和局地加速度项同样存在显著相关关系(图略), 相关系数可达0.50, 说明印度洋仍然满足这种线性关系。基于Nagura等(2008)和Iskandar等(2009)的研究结果, 本文直接利用75.5°~85.5°E的赤道印度洋次表层(2°S~2°N, 70~160 m平均)压强之差表征次表层纬向压强梯度力(pressure gradient force, PGF), 同时该区域也是EUC年际变率较为显著的区域。
结合气候态春季和秋季EUC的分布特征(图 1), 本文选择70~160 m为印度洋EUC的深度范围。此外, 本文还将采用相关分析和线性回归等统计方法。由于本文研究时段为1980~2017年, 根据相关系数检验表可知, 当相关系数大于0.31时, 回归系数便通过95%显著性检验。本文主要关注印度洋EUC的年际变化, 因此所有数据在诊断前均进行了3个月滑动平均来消除季节内信号的影响。
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| 图 1 1980~2017年气候态赤道印度洋(60°~90°E, 1.5°S~1.5°N)平均纬向流的年循环演变 Fig. 1 Annual cycle of climatological zonal current in the equatorial Indian Ocean (60°~90°E, 1.5°S~1.5°N) during 1980~2017 注: 红色实线表示赤道印度洋20 ℃等温线深度 |
首先, 本文的目的之一是细致具体地刻画气候态EUC的三维空间结构特征。Iskandar等(2009)曾利用流速剖面仪(acoustic doppler current profiler, ADCP)现场观测数据发现赤道东印度洋次表层纬向流呈现明显的准半年周期变化, 即春秋季节才有东向的EUC。然而需要注意的是, 表层Wyrtki急流向下延伸所形成的次表层较浅深度的东向流并不能称为EUC, 只有位于向西的表层流或者弱的东向表层流之下的次表层东向流动才能称之为EUC。基于SODA 3.4.2再分析数据, 图 1给出的是赤道印度洋(60°~90°E, 1.5°S~1.5°N)纬向流的气候态逐月演变特征。整体而言, SODA 3.4.2数据基本能够刻画出赤道印度洋表层流和EUC随季节变化而发生方向逆转的特征。其中, EUC分别于冬末春初(2~4月)和夏末秋初(8~10月)出现在温跃层(20 ℃等深线)附近。冬春季节EUC的垂直范围更广, 深度可达250 m, 其核心位于110 m, 最大流速可达到0.33 m/s; 夏末初秋EUC则被限制于垂直范围更小的区域内, 其核心虽仍位于110 m, 但EUC强度却明显弱于冬春季节(图 1)。
为了更清晰地刻画气候态EUC的发展与消亡过程, 图 2给出了气候态赤道印度洋次表层(70~160 m平均)流场的逐月分布特征。如图 2所示, 赤道印度洋EUC首先出现在2月, 主要分布于2°S~2°N, 纬向上几乎横跨整个赤道印度洋; 3月, EUC强度逐渐加强, 东向流速增大, 经向宽度变宽, 中心位于70°E附近, 其最大流速可达0.5 m/s; 4月, EUC虽仍横跨整个赤道印度洋, 但其强度有所减弱; 5月, 由于表层Wyrtki急流迅速发展, EUC逐渐减弱西撤; 6~8月, 赤道印度洋次表层主要受到西向流的控制; 9月, EUC重新出现, 但与冬末春初EUC相比, 其强度明显偏弱且并未横跨整个赤道印度洋, 仅出现在赤道西印度洋海域(2°S~2°N, 50°~75°E); 10月, EUC稍有加强, 并向东延伸至95°E; 11~12月, EUC逐渐消失, 赤道印度洋呈现较弱的西向流(图 2)。
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| 图 2 气候态逐月平均的赤道印度洋次表层(70~160 m平均)流场分布 Fig. 2 Climatological spatial structures of the monthly subsurface currents (vectors, m/s) and zonal current (shade, m/s) averaged from 70 to 160 m in the equatorial Indian Ocean 注: 矢量箭头表示流场; 阴影是纬向流流速 |
气候平均意义下, 印度洋EUC呈现出明显的半年周期变化, 即分别在冬末春初(2~4月)和夏末秋初(8~10月)出现。为了进一步剖析印度洋EUC三维空间结构特征, 图 3给出了55°~90°E纬向平均的印度洋纬向流在冬末春初(2~4月)和夏末秋初(8~10月)的纬度-深度分布图。冬末春初季节, 赤道印度洋EUC位于表层Wyrtki急流之下大约50~300 m的深度上, 其核心位于120 m, 流速可达0.5 m/s; 在经向上, EUC主要位于2°S~2°N, 并且关于赤道呈对称分布(图 3a)。同样地, 在夏末秋初季节, 弱的Wyrtki急流之下也会出现印度洋EUC。与冬末春初相比, 秋季赤道印度洋纬向流明显减弱, 西向表层流几乎可以忽略, 位于其下方且关于赤道南北对称的EUC亦较春季范围缩小且强度减弱, 其核心流速仅为0.15 m/s(图 3b)。
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| 图 3 气候态冬末春初季节(a, 2~4月平均)和夏末秋初季节(b, 8~10月平均)赤道印度洋(55°~90°E平均)纬向流分布 Fig. 3 Climatological depth-latitude profiles of the equatorial Indian Ocean zonal current averaged from 55°E to 90°E for the late winter and early spring (a, February to April) and the late summer and early autumn (b, August to October) |
在印度洋, 类似于赤道表层Wyrtki急流的半年周期变化, 位于次表层的EUC也呈现出半年周期, 常常发生在表层Wyrtki急流出现之前, 即冬末春初和夏末秋初两个季节, 且均关于赤道对称分布。许多学者认为印度洋EUC的形成与印度洋赤道纬向东风密切相关(Nagura et al, 2008; Swapna et al, 2008; Zhang et al, 2014), 而表层Wyrtki急流出现和增强则是EUC消亡的主要原因(Iskandar et al, 2009)。综上所述, 从气候态而言, 冬季赤道印度洋东风引起表层海水在西印度洋堆积, 使得温跃层西低东高, 进而在次表层激发出向东的压强梯度力, 最终导致冬末春初EUC的形成与发展(图 1~3); 随着4~5月份表层Wyrtki急流出现并增强, EUC随即消亡。夏季风盛行时, 赤道印度洋东风重现, 即在夏末秋初再次形成EUC, 但强度和范围明显弱于冬末春初时, 之后随着表层Wyrtki急流的重现而消失(图 1~3)。
3 印度洋EUC的年际变化特征 3.1 IOD影响下的印度洋EUC年际变化EUC的年际变化是印度洋显著的年际变率特征之一, 受印度洋年际尺度海气耦合模态的影响。其中, 夏末秋初EUC的强度及所在范围变化最为明显(Thompson et al, 2006; Zhang et al, 2014; Chen et al, 2015; Sachidanandan et al, 2017; Gnanaseelan et al, 2018)。前人研究表明, IOD作为印度洋年际尺度海气耦合的主要模态, 显著影响印度洋环流的变化(Vinayachandran et al, 1999, 2007; Grodsky et al, 2001; Han et al, 2004; Nagura et al, 2010; Gnanaseelan et al, 2012)。图 4给出了1980~2017年期间正IOD事件的时间演变特征及其它们的合成结果。如图 4所示, 正IOD事件的持续时间及其成熟位相出现的时间均存在较大差异。基于Du等(2013)的定义方法, 1997和2006属于正常型IOD, 即9~11月达到成熟位相; 1983和2010属于早熟型IOD, 即成熟位相早于正常型IOD, 发生在6~8月, 其强度较弱, 生命周期较短; 1982, 1994和2015属于延长型IOD, 即春季形成, 夏季继续发展, 秋季9~11月成熟。合成结果表明, DMI指数在3月由负转正, 即热带印度洋纬向偶极子海温异常形成, 赤道东风异常开始出现, 5月IOD继续发展, 并于9月达到峰值, 随后逐渐消亡。Anil等(2016)揭示了不同类型IOD对印度夏季季风降水的作用, 并强调早熟型IOD强度虽较弱但仍能显著增强印度洋夏季风。由于EUC显著受到赤道纬向风以及温跃层倾斜的影响, 可以推测IOD在其形成、发展和成熟过程中伴随的赤道东风异常将会对EUC年际变化有着重要影响。因此, 本文将重点探讨IOD对印度洋EUC年际变化的影响, 尤其是IOD成熟位相的秋季。
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| 图 4 1980~2017年期间正印度洋偶极子(Indian Ocean dipole, IOD)事件偶极子指数(dipole mode index, DMI; 单位: ℃)时间演变(彩色曲线)及其平均结果(黑色曲线) Fig. 4 Evolutions of the DMI (unit: ℃) for the positive IOD events (color curves) during 1980~2017 and their corresponding mean(black curve) 注: 图中灰色阴影表示合成结果的离散程度; 实心黑点表示合成结果通过95%显著性检验; 横坐标中的0表示发生当年, 1表示下一年 |
图 5给出了1980~2017年秋季DMI指数与次表层逐月流场异常的回归演变。由图 5可见, 赤道中印度洋在2~3月份就出现一支很弱的EUC, 其最大流速仅为0.06 m/s左右; 随后4~6月, EUC逐渐发展, 其流速和纬向范围均不断增大; 最大流速异常达到0.15 m/s, 同时流速中心略微东移但始终位于75°~85°E; 7~8月, EUC有所减弱, 但流速仍向东, 这与气候态夏季次表层西向流有明显的差异; 秋季(9~11月), EUC又逐渐增强, 其核心区域主要聚集于赤道东印度洋(70°E以东海域); 12月, EUC明显加强且西撤。
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| 图 5 1980~2017年秋季DMI指数与逐月赤道印度洋次表层(70~160 m平均)流场异常的回归分布 Fig. 5 Monthly subsurface current anomalies averaged between 70~160 m in the equatorial Indian Ocean regressed onto the autumn DMI index during 1980~2017 注: 矢量箭头表示次表层流场通过95%显著性检验的区域; 阴影为纬向流异常值; 灰色叉号表示纬向流通过95%显著性的区域 |
为了进一步探讨IOD如何调制印度洋EUC在年际尺度上的变化特征, 图 6给出了秋季DMI指数回归到逐月赤道印度洋(1.5°S~1.5°N)纬向流异常的经度-深度剖面分布图。从垂直剖面来看, 1~3月次表层存在一支相对较弱的EUC, 其强度逐渐增强, 深度略有抬升趋势; 4~5月, 此趋势一直维持, 在此过程中EUC的流速最大值中心不断东移; 6月EUC强度达到最大, 其中心位于80°E, 120 m处, 其东向流速异常可达0.2 m/s; 7~8月EUC有所减弱, 但9月又逐渐加强; 直至11月, EUC流核东移至90°E附近; 12月EUC逐渐向西撤, 但强度仍在增强, EUC最大值中心位于75°E, 100 m的范围内, 流核处最大流速异常0.25 m/s(图 6)。值得注意的是, IOD成熟期间, EUC中心始终位于100 m以浅深度。图 5和图 6给出的均是EUC年际异常信号, 很难反映出EUC真实流场的变化。因此, 我们也选取了正IOD年(1982, 1994, 1997和2006年)进行赤道印度洋赤道纬向流的合成分析(图略), 结果发现原始纬向流场与异常场较为一致: 春季增强, 夏季减弱, 秋季再次增强, 即正IOD年东向的EUC能够维持一整年。定量估算正IOD年EUC体积输运量同样证实, 虽夏季东向EUC较弱, 但其输运量仍为正值(1.6×106 m/s)。
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| 图 6 1980~2017年秋季DMI指数与逐月赤道(1.5°S~1.5°N)平均的印度洋纬向流异常的回归分布 Fig. 6 Monthly depth-longitude sections of the zonal current anomalies (shading) at the Indian Ocean equator between 1.5°S and 1.5°N regressed onto the autumn DMI index during the period of 1980~2017 注: 阴影为纬向流异常; 黑色点表示纬向流通过95%显著性检验的区域 |
经向上, 季节平均的EUC经度-深度结构分布(图 7)也发生了变化。年际尺度上, 春季EUC核心位于赤道150 m附近, 随着赤道异常东风增强, 西向表层流和EUC均逐渐增强(图 7a); 夏季EUC强度稍有减弱, 而深度逐渐抬升(图 7b); 秋季EUC逐渐增强且流核继续抬升(图 7c); 冬季EUC强度达到最强(流速异常可达0.2 m/s), 最大流速位于1.5°S, 100 m以浅位置(图 7d)。与气候态不同的是, 由于IOD的影响, EUC结构并不关于赤道对称分布, 而是向赤道以南稍有偏转, 这也是印度洋受到IOD调制过程中呈现出的显著特征之一。
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| 图 7 1980~2017年秋季DMI指数与春季(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)纬向流异常的回归分布 Fig. 7 Seasonal depth-longitude sections of the zonal current anomalies averaged from 75°E to 95°E regressed onto the autumn DMI index during 1980~2017 注: 阴影表示纬向流异常; 白色点区域表示纬向流通过95%显著性检验的区域 |
综上, IOD能够显著影响印度洋EUC的年际变化, 尤其对秋季EUC的结构和强度有明显的调控作用。具体而言, 气候态EUC一般出现在春季和秋季, 而IOD影响下的EUC几乎能维持一整年, 但夏季强度明显减弱, IOD期间, EUC强度显著增强, 尤其是IOD成熟位相, IOD影响下EUC强度于12月达到最强, 与气候态相比, EUC水平空间位置和垂直深度的年际变化更为明显, 尤其是IOD盛期的秋季。EUC明显向热带东南印度洋偏移, 导致其流核中心关于赤道非对称分布, 该海域是IOD期间海气相互作用最为剧烈的区域。因此, 可以推测EUC的年际变化可能与IOD形成与发展过程中有关的海气耦合机制密切联系。
3.2 EUC年际变异的可能物理机制受IOD影响, 印度洋EUC呈现出显著的年际变化, 主要表现为EUC几乎持续一整年, 强度也显著增强。前文已经提到EUC的形成与次表层PGF密切相关, 那么IOD影响下的赤道印度洋PGF又是如何响应呢？图 8给出了秋季DMI指数与赤道印度洋次表层PGF的逐月回归分布。由图可知, 逐月DMI的强度(绿色曲线)存在明显的年际变化信号, 其中8~11月DMI的年际变化最为显著, 8~11月为IOD事件的盛期。除了1月, 赤道印度洋次表层PGF在其他月份均呈现为正值, 即压强梯度力向东。在IOD的影响下, 印度洋次表层向东的PGF呈现双峰结构: PGF在5月第一次达到峰值, 随后逐渐减小, 直至7月PGF达到最小正值后逐渐增强, 10月则达到第二个峰值, 11月后PGF有所减弱。很显然, 赤道印度洋次表层PGF除1月以外始终为正值(图 6), 直接导致IOD影响下的EUC几乎维持一整年(图 8); 年际尺度上, EUC强度春、秋两季增强的特征刚好对应赤道印度洋次表层PGF年际变化的双峰结构, 而EUC强度夏季有所减弱也对应着印度洋次表层东向PGF的衰减。同时, IOD盛期印度洋EUC显著加强, 这亦对应着第二次PGF峰值明显大于第一次。因此, 赤道印度洋次表层向东的PGF主导了EUC的年际变化, 同时也是表征印度洋EUC强度的有效指标。
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| 图 8 1980~2017年秋季DMI指数与逐月赤道平均(2°S~2°N)印度洋次表层纬向压强梯度力(PGF)的回归分布 Fig. 8 Monthly subsurface zonal pressure gradient force (PGF, bars) along the equator between 2°S and 2°N regressed onto the autumn DMI index during 1980~2017 注: PGF值(直方图)表示是赤道印度洋次表层75.5°~85.5°E的压力梯度差; 绿色曲线表示DMI的标准差 |
赤道印度洋表层东风通过激发次表层向东的PGF来驱动EUC的生成。由于IOD的影响, EUC强度和结构发生了明显的变化, 这也说明EUC与IOD形成发展中的海气耦合过程(例如, Bjerknes正反馈过程)密不可分。因此, 本文以IOD盛期秋季为例, 进一步探究影响EUC显著增强的具体物理过程。图 9所示的是1980~2017年秋季DMI指数与秋季表层风应力、SST和次表层纬向流异常的回归分布。从表层风应力场看, 热带东南印度洋苏门答腊岛沿岸盛行东南风异常, 同时赤道盛行东风异常, SST异常场对应的是典型的偶极子分布, 即热带东印度洋SST冷异常, 热带西印度洋SST暖异常(图 9)。此时EUC的流核中心位于赤道印度洋中东部, 与纬向风应力的极大值区一致, 即此时存在一个正反馈过程, 使得EUC得以维持: 正IOD期间, 显著增强的赤道东风异常和苏门答腊岛沿岸东南风异常引起东南印度洋地区上升流的增强, 导致温跃层的抬升, 从而增大赤道印度洋纬向温跃层梯度, 使得向东的压强梯度力增强, 进而导致EUC加强, 增强的EUC继续将次表层水向热带东南印度洋上升区输送, 补偿了赤道东印度洋的上升流, 有利于热带东南印度洋的SST进一步降低, 则再次加强了赤道东风异常, 有利于IOD的发展, 迅速发展的IOD也将进一步加强EUC。在此过程中, IOD通过风-SST-温跃层反馈使得温跃层倾斜来增强EUC, 同时EUC通过输送水补偿上升流来维持IOD的发展。此外, IOD影响下的EUC明显偏向赤道东南印度洋, 主要是因为IOD所引起的苏门答腊岛-爪洼沿岸上升流使得赤道东印度洋温跃层抬升, 进而增强赤道东印度洋纬向压强梯度力, 最终导致EUC向东偏移, 而IOD期间最大纬向风应力和次表层纬向流异常最大值均偏向赤道以南, 因此, 也导致EUC流核关于赤道非对称且偏向赤道以南。
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| 图 9 1980~2017年秋季DMI指数与秋季热带印度洋风应力异常(绿色矢量箭头), SST异常(阴影), 次表层纬向流异常(紫色等值线; 单位: m/s)的回归分布 Fig. 9 Wind stress anomalies (vectors), SST anomalies (shaded), and subsurface zonal current anomalies (contour) over the tropical Indian Ocean regressed onto autumn DMI index during the period 1980~2017 注: 黑色虚线为纬向风应力最大值中心; 灰点区域表示SST通过95%显著性检验的区域 |
为了具体刻画IOD期间上述各个物理过程, 图 10a~c给出了1980~2017年秋季赤道东南印度洋(90°~110°E, 10°S~0°)海温异常和赤道中印度洋(60°~90°E, 1.5°S~1.5°N)纬向风异常、赤道东南印度洋20 ℃等温线异常和DMI指数之间的统计关系。需要说明的是, DMI与赤道东南印度洋一侧的SST异常相关系数达到-0.75(图 10b), 表明赤道东南印度洋局地海气相互作用更为剧烈, 对IOD的贡献相对较大。因此, 本文选择东极一侧的SST异常和20 ℃等温线异常作为研究对象。具体而言, 秋季赤道东南印度洋海温异常与赤道中印度洋纬向风异常存在显著的线性相关(相关系数可达0.78, 图 10a), 即表明它们之间存在典型的Bjerknes正反馈过程(Bjerknes, 1969), 赤道东南印度洋SST异常与20 ℃等温线异常也呈现出正相关关系(图 10c), 即IOD期间, 加强的赤道东风异常和苏门答腊-爪哇岛沿岸东南风异常, 增强离岸的Ekman输运, 进而导致上升流增强和温跃层抬升, 最终引起IOD东极的SST冷却。这些物理过程主要反映了IOD期间印度洋局地风-SST-温跃层的正反馈过程(图 10a~10c)。为进一步探讨这些过程对EUC的影响, 图 10d~10f呈现出表征EUC强度的赤道印度洋次表层PGF与IOD正反馈过程中相关物理量的统计关系。如图所示, 赤道印度洋次表层PGF分别与赤道中印度洋纬向风、赤道东南印度洋海温和20 ℃等温线异常之间存在显著的负相关(相关系数分别是-0.76, -0.64和-0.70)。由此说明, IOD能通过影响印度洋次表层PGF来调制EUC。尽管EUC最初主要的驱动力是赤道纬向风, 但与IOD相关的海气相互作用能让EUC与表层建立起正反馈机制, 进而促使夏季也能形成EUC, 并维持到秋季再显著增强。因此, 印度洋EUC的年际变化显著受到IOD的影响。年际尺度上, IOD通过风-温跃层-SST之间的正反馈机制将增强次表层赤道印度洋次表层PGF, 进而影响EUC的强度和结构变化。
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| 图 10 1980~2017年秋季SSTA分别与与TAUX (a), DMI指数(b), D20 (c)的散点图分布以及1980~2017年秋季赤道印度洋次表层PGF分别与TAUX (d), SSTA (e), D20 (f)的散点图分布 Fig. 10 Scatter diagram of the autumn SSTA and TAUX (a), DMI index (b), D20 (c); Scatter diagram of the autumn subsurface PGF and TAUX (d), SSTA (e), D20 (f) 注: SSTA表示赤道东南印度洋(90°~110°E, 10°S~0°N)海表面温度异常; TAUX表示赤道纬向风应力(1.5°S~1.5°N, 60°~90°E)异常; D20表示赤道东南印度洋20 ℃等温线异常; PGF表示纬向压强梯度力; Cor表示相关系数 |
本文利用SODA3.4.2再分析数据刻画了印度洋EUC的三维空间结构, 并揭示IOD影响其年际变化的可能机制, 主要结论如下:
(1) 就气候态而言, 印度洋EUC呈现出半年周期变化, 主要出现在冬末春初(2~4月)和夏末秋初(8~10月)两个季节, 且冬末春初的EUC强度明显强于夏末秋初; 其深度大致位于70~160 m, 空间结构关于赤道呈南北对称分布, 其半年周期的变化主要是由赤道纬向东风所引起的次表层PGF所驱动。
(2) 年际尺度上, IOD能够显著影响印度洋EUC的变化, 尤其是对秋季EUC的结构和强度有明显的调控作用。受到IOD的影响, EUC几乎能够维持一整年, 其强度呈现出春季增强、夏季减弱和秋季增强的特征; EUC在IOD成熟期达到最强, 且此时其流核中心关于赤道呈现非对称分布, 稍往赤道东南偏移。
(3) 赤道印度洋次表层向东的PGF主导了EUC的年际变化, 其也是表征印度洋EUC年际变化的重要指标。正IOD期间, 加强的赤道东风异常和苏门答腊岛沿岸东南风异常将增强沿岸的上升流, 并抬升局地温跃层, 从而增大赤道印度洋纬向温跃层梯度, 并增强向东的PGF, 进而导致EUC显著增强, 即IOD通过风-温跃层-SST之间的正反馈机制来影响印度洋次表层PGF进而调制EUC的年际变化。同时, 印度洋EUC对正IOD的维持起到一定作用: 加强的EUC将次表层的水向热带东南洋上升区输送, 补偿了赤道东印度洋的上升流, 有利于热带东南印度洋的SST进一步降低, 最终维持IOD的发展。
本文刻画了气候态印度洋EUC的三维结构特征, 并重点强调了IOD通过风-温跃层-SST之间的正反馈机制来调制次表层赤道印度洋次表层PGF, 进而影响EUC的年际变化。然而, 文中结论大多基于数理统计和诊断分析, 其可能的反馈机制问题有待结合数值模拟进行下一步研究。此外, 印度洋EUC对IOD发展和维持的作用值得进一步探究, 这将使得通过EUC的变化来进行IOD事件预测成为可能。因此, 这也是我们下一步工作希望关注的科学问题。
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