翟方國, 胡敦欣, 王慶業(yè)

(1. 中國科學院 海洋研究所 山東 青島 266071; 2. 中國科學院 海洋環(huán)流與波動重點實驗室 山東 青島266071; 3. 中國科學院 研究生院 北京 100049)

哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變異研究

翟方國1,2,3, 胡敦欣1,2, 王慶業(yè)1,2

(1. 中國科學院 海洋研究所 山東 青島 266071; 2. 中國科學院 海洋環(huán)流與波動重點實驗室 山東 青島266071; 3. 中國科學院 研究生院 北京 100049)

利用1992年1月～2006年11月期間的ECCO2海洋同化數(shù)據(jù)資料, 研究了海洋上層50 m平均的哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變異特征。結果表明, 哈馬黑拉渦旋在5月開始出現(xiàn), 7月達到最強, 3月和4月消失, 這主要取決于新幾內(nèi)亞沿岸流的季節(jié)變化。新幾內(nèi)亞沿岸流 4～11月為西北向, 從 12月到次年的 2月為東南向。隨著西北向新幾內(nèi)亞沿岸流的增強, 哈馬黑拉渦旋開始出現(xiàn)并增強。而隨著西北向新幾內(nèi)亞沿岸流的減弱和反向, 哈馬黑拉渦旋減弱并消失。同時棉蘭老海流在夏季的增強也有利于哈馬黑拉渦旋增強。旨在研究哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變異特征及其影響因子, 為進一步探討其垂向結構、年際變異等時空變化特征和該區(qū)域的環(huán)流特征提供研究基礎。

哈馬黑拉渦旋; 季節(jié)變異; 新幾內(nèi)亞沿岸流

熱帶西太平洋暖池在厄爾尼諾-南方濤動(ENSO)事件的演變過程中具有重要作用, 同時該海域的環(huán)流又因為太平洋-印度洋貫通流的存在而可能是“全球輸送帶”[1-2]的重要組成部分。該海域具有復雜的環(huán)流系統(tǒng), 并受到復雜地形的影響。Wyrtki[3]利用歷史觀測數(shù)據(jù)首次描述了該海域的海流和水團分布特征。之后隨著觀測資料的時間和空間覆蓋范圍的增大以及高分辨率模式的發(fā)展, 人們對其特征及變化的研究不斷深入[4-5]。在北半球, 北赤道流沿著7°～18°N 左右的緯度帶向西流, 在菲律賓沿岸分叉成向北的黑潮和向南的棉蘭老海流[6]。在棉蘭老島的南側, 棉蘭老海流水體的一部分直接翻轉(zhuǎn)向東進入北赤道逆流, 另一部分進入蘇拉威西海西部海域,并分為兩部分, 一部分穿過望加錫海峽成為印度尼西亞貫穿流的一部分, 另一部分翻轉(zhuǎn)向東沿著蘇拉威西海的南側進入北赤道逆流[7-8]。在南半球, 沿著新幾內(nèi)亞北側沿岸存在新幾內(nèi)亞沿岸流[4]。新幾內(nèi)亞沿岸流存在很強的季節(jié)性變化, 冬季為東南向流, 夏季為西北向流, 主要受局地季風的控制[9-10]。當西北向的新幾內(nèi)亞沿岸流強盛時, 一部分水體直接從哈馬黑拉島的東北進入北赤道逆流, 一部分水體則在哈馬黑拉島的東南部進入哈馬黑拉海, 穿過班達海的北部進入馬魯古海, 并最終進入北赤道逆流[3,7,11]。在棉蘭老海流和新幾內(nèi)亞沿岸流的翻轉(zhuǎn)區(qū)存在兩個半永久性的渦旋, 北側的是棉蘭老渦旋, 南側的是哈馬黑拉渦旋。氣候態(tài)的哈馬黑拉渦旋如圖1所示。Takahashi[12]最先在其研究中發(fā)現(xiàn)該渦旋, Wyrtki[3]隨后將其命名為哈馬黑拉渦旋。哈馬黑拉渦旋對南北半球和相鄰海域的水團交換具有重要作用[9,13-15]。同時Kashino等[16]指出該海域周期為50 d左右的季節(jié)內(nèi)震蕩可能與類似哈馬黑拉渦旋等的海洋渦動有關。哈馬黑拉渦旋具有較強的季節(jié)變化,在夏季增強,在冬季減弱[3,8,17-19]。Wyrtki[3]和Li等[17]分別通過分析觀測資料和模式模擬結果指出哈馬黑拉渦旋僅存在于5～10月, 但是由Heron等[18]對由衛(wèi)星觀測資料得到的實時海洋表層海流資料和由美國海軍實驗室海洋層化模式(NRL Layered Ocean Model)同化觀測數(shù)據(jù)得到的海洋同化資料的分析可以看出, 哈馬黑拉渦旋在冬季也可能存在。因此前人的研究結果相互之間仍存在差異且他們沒有系統(tǒng)地分析其季節(jié)變異特征和深入討論影響該季節(jié)變化的主要因素。為解決這一問題, 本文利用ECCO2(Estimating the Circulation and Climate of the Ocean, Phase II)[20-21]近15 a的海洋同化資料對海洋上層50 m平均的哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變異特征及其影響因素進行了探討。

1 資料與方法

本文的研究主要使用了ECCO2海洋同化數(shù)據(jù)中的溫度、鹽度和水平流速的月平均資料, 其水平分辨率為0.25°×0.25°, 時間是1992年1月～2006年11月。本文只利用海洋上層1 km的數(shù)據(jù), 共28層。ECCO作為 WOCE(World Ocean Circulation Experiment)計劃的組成部分開始于1998年, 基于麻省理工學院的海洋環(huán)流模式(MITgcm)[22], 旨在將大洋環(huán)流模式與各種海洋觀測數(shù)據(jù)相結合以得到對時變海洋狀態(tài)的定量描述。但是第一代 ECCO海洋同化數(shù)據(jù)具有諸多缺點, 例如水平分辨率低, 在模式中沒有考慮北冰洋和海冰等。為了克服上述缺點, ECCO2旨在產(chǎn)生一套盡可能好的, 全球的, 具有渦旋解析分辨率, 同化所有可能的海洋和海冰數(shù)據(jù)的海洋同化資料。ECCO2的第一套數(shù)據(jù)基于格林函數(shù)方法[23], 模式配置采用水平分辨率平均為18 km左右, 垂向為50層。更多信息讀者可參考Menemenlis等[21]。

圖1為1992年1月～2006年11月期間熱帶太平洋150°E以西海洋上層50 m平均的流場, 該流場很好地展現(xiàn)了該海域的環(huán)流和渦旋特征。棉蘭老海流在棉蘭老島以南海域分為兩支, 一支直接翻轉(zhuǎn)向東進入北赤道逆流, 另一支進入蘇拉威西海西部海域,部分水體翻轉(zhuǎn)向東沿著蘇拉威西海的南部進入北赤道逆流。在南半球, 新幾內(nèi)亞沿岸流為西北向流,在哈馬黑拉島東南分為兩支, 一支繼續(xù)向北在哈馬黑拉島的東北進入北赤道逆流, 另外一支則進入哈馬黑拉海, 穿過班達海的北部進入馬魯古海, 最后進入北赤道逆流。該結果與Wyrtki[3]、Lukas等[7]的觀測和Qiu等[11]的模式結果一致。在多年平均的流場中, 哈馬黑拉渦旋非常明顯。在本文中, 其中心定義為水平流速極小值所在的區(qū)域, 其經(jīng)緯度坐標為130.6°E, 3.4°N(圖1中的黑點), 與Hurlburt等[24]、Metzger和Hurlburt[25]的模式結果及Lukas等[7]和Kashino等[9]的短期觀測結果相比位置偏南, 但是與Qu等[13]利用氣候態(tài)水文資料得出的結果相近。為了確定哈馬黑拉渦旋的邊界, 我們采用風-角(winding-angle)[26]方法。風-角方法是基于哈馬黑拉渦旋周圍流函數(shù)場的曲率即空間分布形態(tài)來確定其邊界的, 因此比通常采用的Okubo-Weiss方法更為精確[26]。為了確定哈馬黑拉渦旋的邊界, 我們首先目測水平流場確定其是否存在, 若其存在則確定流速的極小值所在的區(qū)域為其中心。然后從哈馬黑拉渦旋的中心向東取點并計算以該點作為起點的流函數(shù),向東的步長取為0.01°E, 流函數(shù)的計算取步長為格點單元的0.01, 頂點數(shù)為12 000。計算沿該流函數(shù)至每一個頂點(第一個頂點除外)的風角W, 風角的定義可參看Chaigneau等[26]的附錄。我們采用如下標準,若沿某一流函數(shù)存在大于等于2π的|W|, 則認為該流函數(shù)屬于哈馬黑拉渦旋。最后, 哈馬黑拉渦旋的邊界定義為其最外面的流函數(shù)。多年平均的哈馬黑拉渦旋的邊界如圖1中的黑色曲線所示。哈馬黑拉渦旋的面積A定義為其邊界所包圍的水平面積, 視半徑R定義為具有面積A的等效圓周的半徑, 即渦旋通量Vf定義為水平流速沿其邊界的斯多克斯積分, 即平均渦度ξ定義為單位面積上的渦旋通量, 即多年平均的哈馬黑拉渦旋的面積、視半徑、渦旋通量和平均渦度分別為1.9×105km2,241 km, 5.2×105m2/s和 2.9×10-6s-1。

圖1 1992年1月～2006年11月熱帶太平洋150°E以西海洋上層50 m平均的流場Fig. 1 The average horizontal velocity in the upper 50 m west of 150°E in the tropical Pacific Ocean during the period between January 1992 and November 2006

為了研究哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變異特征, 我們將各變量按月份進行多年平均從而得到多年月平均值。各變量的異常值定義為其多年月平均值減去其平均值。

2 哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變異特征

2.1 若干基本性質(zhì)的季節(jié)變化

圖2 哈馬黑拉渦旋若干基本性質(zhì)的逐月變化Fig. 2 Seasonal variation of properties of the Halmahera Eddy

圖2為哈馬黑拉渦旋若干基本性質(zhì)的逐月變化。由圖可以看出, 哈馬黑拉渦旋于5月開始形成, 于次年2月接近消亡, 在3月和4月消失。哈馬黑拉渦旋中心的緯向位置(圖2a)在1月, 6月和8月與年平均位置重合, 在2月, 5月和7月偏東, 而在9～12月偏西, 于10月位于最西130.1°E, 于5月初形成時位于最東131.1°E, 在整個生命周期內(nèi)的跨度大約為1.0°。其經(jīng)向位置(圖2b)在2月, 5～7月位于年平均緯度的北面, 而在其他月份(1月, 8～12月)位于南面, 于5月形成時位于最北4.6°N, 于1月, 8～12月位于最南3.1°N,在整個生命周期內(nèi)的跨度大約為1.5°。從產(chǎn)生到消亡,哈馬黑拉渦旋首先從5月的最北位置向南移動至8月的最南位置, 然后維持緯度不變至次年的1月, 最后向北移至2月的3.9°N。

哈馬黑拉渦旋的面積(圖2c)在5月形成時為3.5×105km2, 到6月增大至最大4.2×105km2, 然后開始減小, 至9月減小至年平均的面積1.9×105km2并維持至11月, 而后繼續(xù)減小直到次年3月和4月消失。其視半徑的季節(jié)變化與其面積是一樣的。哈馬黑拉渦旋的最大視半徑為365 km。其視半徑在7月為321 km, 比Kashino等[16]于1995年7月份得到的觀測結果250 km大71 km, 7～9月的平均值為276 km, 比Lukas等[7]于1988年7～9月期間利用漂流浮子得到的觀測結果235 km大41 km。這些差別可能是由以下幾方面的原因造成的。第一是模式及同化方法本身的缺陷造成模擬的哈馬黑拉渦旋的視半徑偏大; 第二是Lukas等[7]和Kashino等[16]的觀測空間覆蓋范圍較粗, 難以很好地分辨哈馬黑拉渦旋真正的邊緣; 第三是哈馬黑拉渦旋存在年際時間尺度的變異。已有的研究表明, 該海域的海洋, 包括環(huán)流系統(tǒng), 如北赤道流、棉蘭老海流、北赤道逆流和暖池等與ENSO現(xiàn)象聯(lián)系密切[27-29], 因此哈馬黑拉渦旋可能存在與ENSO現(xiàn)象相關的年際時間尺度的變異。

與其面積和視半徑相比, 哈馬黑拉渦旋的渦旋通量(圖2e)更能反映其強度。由圖2e可以看出,哈馬黑拉渦旋在5月開始出現(xiàn), 逐漸增強, 至7月達到最強, 然后開始衰減至次年2月接近消亡。其在5月的大小接近年平均值, 在6～11月偏強, 而在12月～次年2月則偏弱。渦旋通量的最大值為12.0×105m2/s。因為包含了渦旋面積的變化, 平均渦度的季節(jié)變化與渦旋通量稍有不同。平均渦度從5月哈馬黑拉渦旋形成逐漸增大至8月達到最大,而后逐漸減小至次年的1月, 其中8～10月的減小速度比10月～次年1月的減小速度小得多。在次年, 從1～2月, 平均渦度稍有增大, 這主要與哈馬黑拉渦旋面積的急劇減小有關。

2.2 水平環(huán)流的季節(jié)變化

因為哈馬黑拉渦旋是該海域存在的幾支主要海流與地形相互作用產(chǎn)生的[30], 因此有必要研究該海域水平環(huán)流的季節(jié)變化。圖3為150°E以西海洋上層50 m平均的多年月平均流場。5月哈馬黑拉渦旋剛出現(xiàn)時的流場和年平均流場類似。棉蘭老海流在棉蘭老島以南海域分為兩支, 一支直接翻轉(zhuǎn)向東進入北赤道逆流, 另一支進入蘇拉威西海西部海域, 一部分穿過望加錫海峽, 一部分翻轉(zhuǎn)向東沿著蘇拉威西海的南側進入北赤道逆流。新幾內(nèi)亞沿岸流為西北向, 在哈馬黑拉島的東南海域分為兩支, 一支繼續(xù)向西北/北在哈馬黑拉島的東北進入北赤道逆流, 一支進入哈馬黑拉海, 穿過班達海的北部、馬魯古海進入北赤道逆流。該流場一直持續(xù)到11月。在這期間,蘇拉威西海南側翻轉(zhuǎn)向東的海流在6月和7月期間偏弱, 源于新幾內(nèi)亞沿岸流穿過馬魯古海進入北赤道逆流的水體從10月開始也明顯偏弱。到12月, 西北向的新幾內(nèi)亞沿岸流僅存在于139°E以東新幾內(nèi)亞沿岸非常窄的范圍內(nèi), 在遠離岸邊的廣大海域內(nèi)為源于北赤道逆流的東南向/東向海流。139°E以西新幾內(nèi)亞沿岸的海流非常弱。在遠離新幾內(nèi)亞沿岸的外海為源自北赤道逆流并沿著哈姆黑拉島東側南下的東南向流。到次年1月, 在棉蘭老島的南部海域, 棉蘭老海流的大部分水體直接翻轉(zhuǎn)向東進入北赤道逆流,而只有少量水體進入蘇拉威西海西部海域, 后者大部分進入望加錫海峽。139°E以東新幾內(nèi)亞沿岸非常窄的范圍內(nèi)仍為西北向海流, 該海流在139°E左右匯入外海的東向/東南向的海流。139°E以西新幾內(nèi)亞北側沿岸的外海約2個緯度帶內(nèi)均為東向海流, 該海流的水體一部分來自從哈馬黑拉島東側南下的北赤道逆流分支, 一部分來自哈馬黑拉海。從12月到次年的1月, 139°E以西的新幾內(nèi)亞沿岸沒有西北向海流, 北赤道逆流的水體主要來自棉蘭老海流和南半球通過班達海并穿過馬魯古海的海流。到2月, 在棉蘭老島以南海域, 棉蘭老海流除少部分水體直接翻轉(zhuǎn)向東進入北赤道逆流外大部分水體進入蘇拉威西海西部海域, 后者大部分進入望加錫海峽, 少部分翻轉(zhuǎn)向東沿著蘇拉威西海南側匯入北赤道逆流。來自班達海的水體, 一部分穿過馬魯古海匯入北赤道逆流,一部分穿過哈馬黑拉海于130°E, 0.5°N附近進入太平洋流向東, 后者在139°E左右一部分與存在于139°E以東新幾內(nèi)亞沿岸非常窄的范圍內(nèi)的西北向海流匯合形成東南向海流, 另一部分與存在于(132°E,4°N)～(150°E, 4°S)以東廣大海域的南赤道流的部分水體匯合并翻轉(zhuǎn)沿1.5°～3°N的緯度帶流向西。此時的哈馬黑拉渦旋已接近消亡。在3月和4月, 5°N以南新幾內(nèi)亞沿岸和哈馬黑拉島沿岸以東的廣大海域均為西北向的南赤道流, 且從3到4月, 南赤道流向近岸移動。南赤道流在5°N左右匯入北赤道逆流。哈馬黑拉島東北海域不存在哈馬黑拉渦旋。

由流場的季節(jié)變化可知, 哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變化與北赤道逆流和新幾內(nèi)亞沿岸流密切相關, 其中新幾內(nèi)亞沿岸流起決定作用。新幾內(nèi)亞沿岸流 4～11月為西北向, 12月～次年 2月為東南向。隨著西北向新幾內(nèi)亞沿岸流的增強, 哈馬黑拉渦旋開始出現(xiàn)并增強, 而隨著新幾內(nèi)亞沿岸流的減弱和反向, 哈馬黑拉渦旋減弱并消失。下面將詳細討論這種關系。

圖3 熱帶太平洋150°E以西海洋上層50 m平均的多年月平均流場Fig. 3 The average seasonal evolution of the horizontal velocity in the upper 50 m west of 150°E in the tropical Pacific Ocean during the period between January 1992 and November 2006

2.3 北赤道逆流

Heron等[18]將北赤道逆流在135°E以東的部分定義為其尾巴, 并指出哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變化與北赤道逆流尾巴的季節(jié)變化同步。雖然他們關于哈馬黑拉渦旋緯度的季節(jié)變化的結果與本文(圖2b)稍有不同, 但是本文中水平環(huán)流(圖3)的逐月變化確實表明北赤道逆流的主軸存在季節(jié)的南北遷移。為了進一步研究北赤道逆流和哈馬黑拉渦旋季節(jié)變化之間的關系, 我們以年平均哈馬黑拉渦旋的中心為起點取兩個橫跨北赤道逆流的斷面, 如圖1中的A和B斷面。A斷面從年平均哈馬黑拉渦旋的中心到128°E,7.2°N, B斷面沿著年平均哈馬黑拉渦旋中心的經(jīng)度從其所在的緯度向北到8°N。我們計算沿這兩個斷面的海水速度大小, 并將速度的最大值定義為北赤道逆流的強度, 記錄其所在的經(jīng)緯度, 定義為北赤道逆流中心的位置。計算表明北赤道逆流穿過 B斷面的水體輸運的季節(jié)變化與其強度的季節(jié)變化相同。結果如圖4所示。

圖4 A斷面和B斷面上北赤道逆流若干屬性的逐月變化Fig. 4 Seasonal variation of properties of the North Equatorial Countercurrent along section A and B

北赤道逆流在兩個斷面處的強度的季節(jié)變化基本相同, 夏季最強, 冬末最弱。A斷面的最大強度發(fā)生在7月, 最小強度在2月; B斷面的最大強度發(fā)生在8月, 最小強度在1月。沿著A斷面, 北赤道逆流強度的季節(jié)變化與哈馬黑拉渦旋渦旋通量的季節(jié)變化一致。北赤道逆流中心的緯度在A斷面和B斷面上的季節(jié)變化一致, 5月最北, 冬季最南, 且從 8月到次年的 1月變化不大。沿著 A斷面, 北赤道逆流中心的經(jīng)度在5月最西, 冬季最東。這說明5月份哈馬黑拉渦旋剛形成時, A斷面上北赤道逆流的中心處于其最西北的位置, 之后向東南方向移動。到冬季,A斷面上北赤道逆流的中心位于其最東南位置, 而哈馬黑拉渦旋則位于其最西南的位置。由此可見北赤道逆流的季節(jié)變化對哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變化具有重要的作用, 包括哈馬黑拉渦旋的強度和位置的遷移。下面將簡單討論作為北赤道逆流重要的水體來源的兩支海流-棉蘭老海流和新幾內(nèi)亞沿岸流的季節(jié)變化, 及其在哈馬黑拉渦旋季節(jié)變化中的作用。

2.4 棉蘭老海流

如圖3所示, 在棉蘭老島以南海域, 棉蘭老海流進入北赤道逆流主要有兩條路徑, 一條是直接翻轉(zhuǎn)向東匯入北赤道逆流, 一條是環(huán)繞蘇拉威西海一周然后進入北赤道逆流。此處我們不單獨討論棉蘭老海流沿這兩條路徑的水體輸運的季節(jié)變化, 而只關注其沿7.875°N, 從棉蘭老島沿岸到130°E范圍內(nèi)的南向水體輸運的季節(jié)變化。沿該斷面, 棉蘭老海流主要分布在129°E以西, 核心位于127°E附近, 與Lukas等[7]、Wijffels等[31]和 Qu等[32]等的觀測結果一致。南向流速的最大值出現(xiàn)在6～7月份, 可達1.2 m/s, 與Kashino等[33]的潛標觀測結果一致。棉蘭老海流在上層100 m的水體輸運為6月最大, 11月最小, 該季節(jié)變化與在上層50 m的水體輸運的季節(jié)變化相同, 但是卻滯后于棉蘭老海流總的(上1000 m)水體輸運大約1個月的時間。關于棉蘭老海流的水體輸運的季節(jié)變化, 前人[5]的研究曾有不同結果。Qiu和 Lukas[34]通過分析數(shù)值模式的結果指出棉蘭老海流的水體輸運在秋季最大, 因為此時北赤道流分叉點位于其季節(jié)的最北位置。但實際上, 北赤道流分叉點的季節(jié)最北位置發(fā)生在冬季[6,35]。在另一項研究中, Yaremchuk和Qu[36]指出棉蘭老海流的水體輸運在冬季最大, 春末夏初最小。以上這些結果與本文的結果差別較大。但是Wang等[37]通過分析基于 GFDL MOM3海洋模式和NODC XTD觀測資料的海洋同化資料指出棉蘭老海流的水體輸運在5～6月最大, 10～11月最小, 與本文結果相符。由于本文中棉蘭老海流的經(jīng)向流速和最大流速的季節(jié)變化均與觀測吻合較好, 因此我們認為本文得到的棉蘭老海流的水體輸運的季節(jié)變化是可信的。棉蘭老海流在夏季的增強可使北赤道逆流在夏季增強, 從而有助于哈馬黑拉渦旋在夏季達到最強。

2.5 新幾內(nèi)亞沿岸流

為了研究新幾內(nèi)亞沿岸流的季節(jié)變化, 我們沿142oE從新幾內(nèi)亞沿岸到2oN取斷面C。圖5為沿C斷面海洋上層100 m緯向流的逐月變化。由圖可知,沿新幾內(nèi)亞沿岸外側到赤道的海域為季節(jié)性反向的海流, 12月～次年的3月為東向/東南向海流, 其余月份為西北向海流。由圖3可知, 該東南向海流的水體在12月來自新幾內(nèi)亞沿岸近側的西北向海流和北赤道逆流, 在 1月來自新幾內(nèi)亞沿岸近側的海流、北赤道逆流和班達海穿過哈馬黑拉海進入太平洋的海流, 在2月來自新幾內(nèi)亞沿岸近側的海流和班達海穿過哈馬黑拉海進入太平洋的海流, 在3月來自南赤道流。該海流在12月突然出現(xiàn)并開始衰減, 到4月消亡, 在12月和1月比較強盛時深度可達100 m之下。其中心的緯度在1°S左右。在新幾內(nèi)亞沿岸的近側海域全年存在西北向海流。該西北向海流表現(xiàn)出季節(jié)變化, 在夏秋季偏強, 遍及新幾內(nèi)亞和哈馬黑拉島的沿岸, 而在冬春季偏弱, 且最西只到139oE左右(圖3)。其中心的緯度在冬季由于以北海域東南向海流的擠壓位于2.6°S左右, 而春末、夏季和秋季則位于2.4°S左右。

圖5 沿C斷面海洋上層100 m緯向流流速(m/s)的逐月變化Fig. 5 Seasonal evolution of the zonal velocity (m/s) in the upper 100 m along Section C

夏季和冬季緯向流沿C斷面的分布與Ueki等[38]于1995年～2000年期間的觀測結果大致相同。為了量化新幾內(nèi)亞沿岸流的強度, 我們計算了沿 C斷面從2.7oS到1oS的海洋上層100 m的緯向流的凈水體輸運。結果表明新幾內(nèi)亞沿岸流在夏季和秋初偏強,并在7月和9月呈現(xiàn)雙峰結構, 而在其他季節(jié)偏弱。前文曾指出北赤道逆流在7月最強, 而其之所以在9月偏弱是因為此時棉蘭老海流偏弱。北赤道逆流之所以在 1～2月最弱則是因為此時新幾內(nèi)亞沿岸流為東南向。由此可知新幾內(nèi)亞沿岸流的季節(jié)反向可嚴重影響北赤道逆流的季節(jié)變化, 并主導了哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變化, 與前文分析結果一致。

3 結論

本文利用1992年1月～2006年11月的ECCO2海洋同化數(shù)據(jù)研究了海洋上層50 m平均的哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變異特征。多年平均的哈馬黑拉渦旋的中心位于 130.6°E, 3.4°N, 與 Qu等[13]利用氣候態(tài)水文資料得出的結果接近。然后我們將各變量進行逐月的多年平均以研究哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變異特征。以渦旋通量表征其強度, 哈馬黑拉渦旋出現(xiàn)于5月, 至7月達到最強, 在3～4月消失。哈馬黑拉渦旋中心的緯向位置跨度大約為 1.0°, 在 1月, 6月和 8月與年平均位置重合, 在2月, 5月和7月偏東, 而在9～12月偏西。其經(jīng)向位置跨度為 1.5°, 先從 5月渦旋初出現(xiàn)時的最北向南移動至 8月的最南, 然后維持緯度不變至次年的 1月, 最后向北移至 2月的3.9°N。其視半徑在5月為332 km, 到6月達到最大為365 km, 然后減小, 9～11月為年平均值, 然后繼續(xù)減小直到次年的3～4月消失。Wyrtki[3]根據(jù)觀測資料指出哈馬黑拉渦旋僅存在于5～10月, 而本文的結果表明哈馬黑拉渦旋從5月一直存在到次年的2月, 這種差別很可能是由于哈馬黑拉渦旋從11月到次年的2月處于衰減階段, 因此難以從Wyrtki[3]利用的觀測資料中辨認出來。

水平環(huán)流的季節(jié)變化表明, 哈馬黑拉渦旋的季節(jié)變化與北赤道逆流和新幾內(nèi)亞沿岸流密切相關。哈馬黑拉渦旋渦旋通量的季節(jié)變化與北赤道逆流強度的季節(jié)變化一致, 但主要取決于新幾內(nèi)亞沿岸流的季節(jié)變化。新幾內(nèi)亞沿岸流4～11月為西北向, 12月～次年的2月為東南向。隨著西北向新幾內(nèi)亞沿岸流的增強, 哈馬黑拉渦旋開始出現(xiàn)并增強。而隨著新幾內(nèi)亞沿岸流的減弱和反向, 哈馬黑拉渦旋迅速減弱并消失。同時棉蘭老海流在夏季的增強也會使哈馬黑拉渦旋增強。

[1]Gordon A. Interocean exchanges of thermocline water[J]. J Geophys Res, 1986, 91: 5037-5046.

[2]Schmitz W. On the world ocean circulation, vol. II, The Pacific and Indian Oceans: A global update[R]. Woods Hole, Mass.: Woods Hole Oceanogr Inst, 1996.

[3]Wyrtki K. Physical oceanography of the Southeast Asian Waters[R]. La Jolla, California: The University of California, Scripps Institution of Oceanography,1961.

[4]Lukas R, Yamagata T, McCrealy J. Pacific low latitude western boundary currents and the Indonesian Throughflow[J]. J Geophys Res, 1996, 101: 12209-12216.

[5]周慧, 許建平, 郭佩芳, 等. 北太平洋西邊界流綜述[J]. 海洋學研究, 2006, 24(2): 49-59.

[6]Qu Tangdong, Lukas R. The bifurcation of the North Equatorial Current in the Pacific[J]. J Phys Oceanogr,2003, 33(1): 5-18.

[7]Lukas R, Firing E, Hacker P, et al. Observation of the Mindanao Current during the Western Equatorial Pacific Ocean Circulation Study[J]. J Geophys Res,1991, 96:7089-7104.

[8]Fine R, Lukas R, Bingham F, et al. The western equatorial Pacific: A water mass crossroads[J]. J Geophys Res, 1994, 99: 25063-25080.

[9]Kashino Y, Watanabe H, Herunadi B, et al. Current variability at the Pacific entrance of the Indonesian throughflow[J]. J Geophys Res, 1999, 104: 11021-11035.

[10]Kuroda Y. Variability of currents off the northern coast of New Guinea[J]. J Oceanogr, 2000, 56: 103-116.

[11]Qiu Bo, Mao Ming, Kashino Y. Intraseasonal variability in the Indo-Pacific Throughflow and the regions surrounding the Indonesian Seas[J]. J Phys Oceanogr,1999, 19(7): 1599-1618.

[12]Takahashi T. Hydrographic researches in the western equatorial Pacific[J]. Mem Fac Fish Kagashima Univ,1959, 7: 171-147.

[13]Qu Tangdong, Mitsudera H, Yamagata T. A climatology of the circulation and water mass distribution near the Philippine coast[J]. J Phys Oceanogr, 1999, 29(7):1488-1505.

[14]Wajsowicz R. Influence of the Halmahera and Mindanao eddies on the water mass pathways of the North Pacific Ocean[J]. Geophys Res Abstracts, 2003, 5:13144-13144.

[15]Grenier M, Cravatte S, Blanke B, et al. From the western boundary currents to the Pacific equatorial undercurrent: modeled pathways and water mass evolutions[J].J Geophys Res, 2011, 116(C12): C12044.

[16]Kashino Y, Watanabe H, Herunadi B, et al. Current variability at the Pacific entrance of the Indonesian throughflow[J]. J Geophys Res, 1999, 104: 11021-11035.

[17]Li Rongfeng, Zeng Qingcun, Ji Zhongzhen. Numerical simulation of the Mindanao eddy and tropical currents of Pacific Ocean[J]. Chin J Oceanol Limnol, 1992,10(3): 258-267.

[18]Heron S, Metzger J, Skirving W. Seasonal variations of the ocean surface circulation in the vicinity of Palau[J].J Oceanogr, 2006, 62: 413-426.

[19]高立寶, 于衛(wèi)東. 太平洋低緯度西邊界流和渦旋結構季節(jié)變化的觀測分析[J]. 海洋科學進展, 2008, 26(3):317-325.

[20]Menemenlis D, Hill C, Adcroft A, et al. NASA supercomputer improves prospects for ocean climate research[J]. EOS, 2005, 86: 89-96.

[21]Menemenlis D, Campin J, Heimbach P, et al. ECCO2:High resolution global ocean and sea ice data synthesis[J]. Mercator Ocean Quarterly Newsletter, 2008, 31:13-21.

[22]Marshall J, Adcroft A, Hill C, et al. A finite volume,incompressible Navier-Stokes model for studies of the ocean on parallel computers[J]. J Geophys Res, 1997,102: 5753-5766.

[23]Menemenlis D, Fukumori I, Lee T. Using Green’s functions to calibrate an ocean general circulation model[J]. Mon Wea Rev, 2005, 133: 1224-1240.

[24]Hurlburt H, Wallcraft A, Sirkes Z, et al. Modeling of the global and Pacific Oceans: on the path to eddyresolving ocean prediction[J]. Oceanography, 1992, 5:9-18.

[25]Metzger J, Hurlburt H. Coupled dynamics of the South China Sea, the Sulu Sea, and the Pacific Ocean[J]. J Geophys Res, 1996, 101: 12331-12352.

[26]Chaigneau A, Gizolme A, Grados C. Mesoscale eddies off Peru in altimeter records: Identification algorithms and eddy spatio-temporal patterns[J]. Prog Oceanogr,2008, 79: 106-119.

[27]Wang Chunzai. A unified oscillator model for the El Ni?o-Southern Oscillation[J]. J Clim, 2001, 14: 98–115.

[28]Hu Dunxin, Yu Lejiang. An approach to prediction of the South China Sea summer monsoon onset[J]. Chin J Oceanol Limnol, 2008, 26(4): 421-424.

[29]Zhai Fangguo, Hu Dunxin. Interannual variability of transport and bifurcation of the North Equatorial Current in the Northwestern Tropical Pacific Ocean[J].Chin J Oceanol Limnol, 2012, 30(1): 177-185.

[30]Masumoto Y, Yamagata T. Response of the western tropical Pacific to the Asian Winter Monsoon: the generation of the Mindanao Dome[J]. J Phys Oceanogr,1991, 21(9): 1386-1398.

[31]Wijffels S, Firing E, Toole J. The mean structure and variability of the Mindanao Current at 8°N[J]. J Geophys Res, 1995, 100:18421-18435.

[32]Qu Tangdong, Mitsudera H, Yamagata T. On the western boundary currents in the Philippine Sea[J]. J Geophys Res, 1998, 103: 7537-7548.

[33]Kashino Y, Ishida A, Kuroda Y. Variability of the Mindanao Current: Mooring observation results[J].Geophys Res Lett, 2005, 32(18): L18611.

[34]Qiu Bo, Lukas R. Seasonal and interannual variability of the North Equatorial Current, the Mindanao Current,and the Kuroshio along the Pacific western boundary[J].J Geophys Res, 1996, 101: 12315-12330.

[35]Wang Qingye, Hu Dunxin. Bifurcation of the North Equatorial Current derived from altimetry in the Pacific Ocean[J]. Journal of Hydrodynamics, 2006, 18:620-626.

[36]Yaremchuk M, Qu Tangdong. Seasonal variability of the large-scale currents near the coast of the Philippines[J]. J Phys Oceanogr, 2004,34: 844-855.

[37]Wang Fan, Chang Ping, Hu Dunxin, et al. Circulation in the western tropical Pacific Ocean and its seasonal variation[J]. Chin Sci Bull, 2002, 47(7): 591-595.

[38]Ueki I, Kashino Y, Huroda Y. Observation of current variations off the New Guinea coast including the 1997-1998 El Ni?o period and their relationship with Sverdrup transport[J]. J Geophys Res, 2003, 108(C7) : 3243.

Study on the seasonal variability of the Halmahera Eddy

ZHAI Fang-guo1,2,3, HU Dun-xin1,2, WANG Qing-ye1,2
(1. Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China; 2. Key Laboratory of Ocean Circulation and Waves, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China; 3. Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China)

Apr., 17, 2012

Halmahera Eddy; seasonal variability; New Guinea coastal current

In this paper, the seasonal variability of the Halmahera Eddy (HE) in the upper 50 m was investigated by using oceanic assimilation data of ECCO2 from January 1992 to November 2006. The results show that the HE first appears around May, peaks in July, and dies out in March and April of the following year, which are mainly resulted from the New Guinea Coastal Current (NGCC) seasonality driven by monsoon. The NGCC flows northwestward from April to November, while southeastward from December to next year February. The HE begins to form and intensify with the strengthening of the northwestward NGCC, but decay and disappear with the weakening and reversing of the northwestward NGCC. In summer, the Mindanao Current strengthens and enhances the HE.

P731.27 文獻標識碼: A 文章編號: 1000-3096(2013)11-0085-10

2012-04-17;

2013-09-10

國家自然科學基金重大項目(40890151); 國家 973計劃項目(2012CB417401)

翟方國(1984-), 男, 山東濰坊人, 博士研究生, 主要從事物理海洋學研究, 電話: 15275209482, E-mail: gfzhai0513@163.com

(本文編輯: 劉珊珊 李曉燕)