周文正　于　非①　南　峰,　刁新源　李　昂

(1. 中國科學(xué)院海洋研究所　青島　266071;2. 國家海洋局第二海洋研究所衛(wèi)星海洋環(huán)境動力學(xué)國家重點實驗室　杭州　310012)

巽他陸架也稱“亞洲大淺灘”(Great Asian Bank),面積約180萬km2, 位于南海西南部, 被馬來半島、加里曼丹島和越南包圍, 包括泰國灣、納土納群島周邊海域和卡里馬塔海峽海域, 是連接南海與印度洋的重要通道, 也是極地之外最大的陸架區(qū)之一(圖1)。陸架區(qū)水深較淺, 大部分區(qū)域水深小于75m。納土納群島西北和西南存在兩個相對深水溝槽, 深度可達(dá)100m左右(Tjiaet al, 1980)。泰國灣(Gulf of Thailand),位于中南半島和馬來半島之間, 同時為太平洋的最西端, 有湄南河、那空猜西河注入。海灣內(nèi)營養(yǎng)鹽豐富, 有利于海洋浮游生物繁殖, 盛產(chǎn)羽鰓鮐、小公魚、小沙丁魚、對蝦等。海灣內(nèi)散布著珊瑚礁和紅樹林,底部為淤泥和粘土。沿岸有重要漁場, 魚產(chǎn)豐富(Harrisonet al, 2006)。海灣內(nèi)的海流受南海季風(fēng)的影響隨季節(jié)而改變。當(dāng)西南季風(fēng)盛行時, 呈順時針方向環(huán)流, 只有灣口呈逆時針方向; 東北季風(fēng)盛行時, 灣內(nèi)海流仍呈順時針方向環(huán)流, 但灣內(nèi)東部呈逆時針方向(Penyapolet al, 1957; Wyrtkiet al, 1961; Yanagiet al, 1998; Buranaprathepratetal, 2002)。位于典型季風(fēng)盛行區(qū)的中國南海是一個海底地形復(fù)雜多變的半封閉海盆, 通過臺灣海峽、呂宋海峽、民都洛海峽和巴拉巴克海峽、卡里馬塔海峽分別與東海、西太平洋、蘇祿海、爪哇海相通, 并與外海水進(jìn)行水交換(蔡樹群等, 2002)。

圖1　南海西南部巽他陸架地形圖Fig.1　Topography in the vicinity of the Sunda Shelf黑點為水深大于75m的觀測站位

中國南海貫穿流對南海的熱量和淡水輸送、海表面溫度的調(diào)節(jié)以及熱帶太平洋和印度洋的連接都有非常重要的潛在作用, 海水主要從呂宋海峽流入, 然后通過卡里馬塔海峽、臺灣海峽、民都洛海峽流出。南海貫穿流與太平洋的西邊界流和印尼貫穿流也有緊密聯(lián)系(Quet al, 2009)。后來人們又通過比較海洋環(huán)流模式的輸出結(jié)果, 研究了南海貫穿流的存在對于印尼貫穿流的季節(jié)和年際變化的影響, 結(jié)果得出南海貫穿流對于印-太之間的氣候變化非常重要(Tozukaet al, 2009)。雖然卡里馬塔海峽在30米等深線處的寬度僅為 1/6°, 并且海檻深度僅為 29m, 卻是南海貫穿流的主要通道, 參與太平洋和印度洋之間的水體交換(Metzgeret al, 1996; Donget al, 2008)。Fang等(2010)通過對卡里馬塔海峽兩個站位2007年12月到2008年11月的ADCP觀測數(shù)據(jù)進(jìn)行研究, 發(fā)現(xiàn)冬季南海貫穿流是太平洋和印度洋水交換的分支,夏季卡里馬塔海峽的熱量輸送確實存在; 他們還得出穿過卡里馬塔海峽的流在整個印尼貫穿流的熱量輸送中起到了雙重的作用, 一方面降低了望加錫海峽的熱量輸送, 另一方面又能促進(jìn)整個印尼貫穿流的熱量輸送; 由此可知卡里馬塔海峽在印尼貫穿流和南海貫穿流中的重要作用。

Yanagi等(2001)通過對 1995年9月到1996年 5月泰國灣西部和馬來西亞半島東部沿岸的溫、鹽、密的觀測數(shù)據(jù)進(jìn)行分析, 發(fā)現(xiàn)了泰國灣存在躍層, 并且躍層有明顯的季節(jié)變化, 3—5月份由于巨大的海表面熱量和弱的海表面風(fēng)導(dǎo)致海水產(chǎn)生躍層, 到了 9—10月份躍層開始減弱, 最后在12—1月份躍層消失。他們還發(fā)現(xiàn)在有躍層的時候泰國灣底層存在低溫、高鹽、高密的冷水, 并且冷水的分布受潮混合和水深等因素的影響。Akhir等(2011)研究了馬來西亞半島東部沿岸2004年10月和2005年3月兩條斷面的溫鹽數(shù)據(jù), 研究結(jié)果表明這兩個時期海水的溫鹽特性顯著不同, 3月份的海水溫度比11月份明顯低, 但是鹽度卻比 11月份大, 這就表明這兩個時期的海水可能來源于不同的地方, 他們通過與以往的研究結(jié)果進(jìn)行對比分析, 得出季風(fēng)、海表面熱量、降水等可能是造成區(qū)域性水團性質(zhì)差異的主要原因。雖然 Yanagi等的研究提到了泰國灣海區(qū)的冷水, 并且討論了冷水的季節(jié)變化特征, 但是沒有給出夏季的觀測結(jié)果, 其實夏季才是冷水最強盛的時期; 此外, 雖然他們都提到了底層冷水的存在, 但是沒有指明冷水的來源, 并且所指的底層冷水其實只是本文研究中的兩個分支的邊緣部分。Akhir等也只是發(fā)現(xiàn)了馬來西亞半島東部沿岸海水存在溫鹽躍層, 躍層下方有低溫高鹽的冷水, 但是沒有說清冷水的具體來源, 更沒有討論冷水的季節(jié)變化特征。

本文首次提出了巽他陸架底層冷水的概念, 清晰地指明底層冷水的位置, 解釋了上述文獻(xiàn)中所提到的底層冷水的來源, 并且更加全面細(xì)致地討論了冷水的季節(jié)變化特征, 此外我們還分析了底層冷水的形成機制以及季風(fēng)對其發(fā)展的影響過程。本文的目的是通過歷史水文觀測資料研究巽他陸架底層冷水的分布特征、季節(jié)變化及其形成機制和影響因素。對陸架底層冷水的研究有助于深入研究泰國灣水文特征、南海貫穿流特征及其對漁業(yè)發(fā)展和生態(tài)環(huán)境的影響。

1　資料和方法

世界海洋圖集2009(WOA09)是一組世界海洋氣候領(lǐng)域的溫度、鹽度、溶解氧、表觀耗氧率、氧飽和度、磷酸鹽、硅酸鹽、硝酸鹽在標(biāo)準(zhǔn)深度(1°和5°網(wǎng)格)下的合成數(shù)據(jù)。先定義從海表面到5500米深度共33個標(biāo)準(zhǔn)深度層, 對標(biāo)準(zhǔn)深度層的1°和5°網(wǎng)格內(nèi)的數(shù)據(jù)進(jìn)行算數(shù)平均, 然后將這些算數(shù)平均值通過插值和平滑的方法填充在每個1°和5°的網(wǎng)格內(nèi)(Locarniniet al, 2010), 空間分辨率為1/4°。

世界海洋數(shù)據(jù)庫2013(WOD13)數(shù)據(jù)是將不同來源的數(shù)據(jù)進(jìn)行統(tǒng)一的格式轉(zhuǎn)化、數(shù)據(jù)排重、質(zhì)量控制,形成由海表面數(shù)據(jù)集(Surface-only Data, SUR)、剖面浮標(biāo)數(shù)據(jù)集(Profiling Float Data, PFL)、海洋觀測站數(shù)據(jù)集(Ocean Station Data, OSD)等11個數(shù)據(jù)集組成的大型數(shù)據(jù)庫(Boyeret al, 2013)。本文所使用的數(shù)據(jù)是WOD13中的OSD數(shù)據(jù)。

本文所用觀測的風(fēng)速數(shù)據(jù)由NOAA提供, 數(shù)據(jù)空間分辨率為1/4°,發(fā)布時間從1987年7月至今。本文采用1988年至2012年月平均風(fēng)速數(shù)據(jù), 詳見http://www.ncdc.noaa.gov/oa/rsad/air-sea/seawinds.html。

2　結(jié)果與分析

2.1　巽他陸架底層水年平均水平分布

為研究巽他陸架底層水特征, 我們利用 WOA09月平均數(shù)據(jù)給出底層水溫鹽年平均水平分布, 如圖2所示。巽他陸架納土納群島周圍底層水具有低溫高鹽的特征, 很符合冷水團的特性, 但是該底層冷水和南海深水區(qū)相連是半封閉的, 因此稱其為底層冷水而不是冷水團。通過與圖1進(jìn)行對比, 可以發(fā)現(xiàn)一個有趣的現(xiàn)象, 巽他陸架底層冷水在納土納群島周圍深水區(qū)溫度最低, 基本在75m等深線的范圍內(nèi)分布, 而75m等深線基本呈葫蘆形, 這種海底地形有利于底層冷水的穩(wěn)定, 是底層冷水的核心區(qū), 冷水與南海聯(lián)通。據(jù)此可以推測巽他陸架的底層冷水可能是南海次表層水通過巽他陸架納土納群島兩側(cè)的深溝爬升到陸架地區(qū)的。此外, 還可以看到爬升到陸架地區(qū)的底層冷水分成了兩個方向, 一支向西北方向可延伸到泰國灣, 另一支向西南方向可延伸至卡里馬塔海峽。關(guān)于陸架底層冷水形成機制將在第3章詳細(xì)討論。

圖2　巽他陸架-底層水年平均溫度(a, 單位°C)和鹽度(b)水平分布Fig.2　Horizontal distribution of annual average temperature (a) and salinity (b) of the bottom water on the Sunda Shelf

已經(jīng)知道在巽他陸架底層存在著低溫高鹽的冷水, 為了進(jìn)一步驗證冷水的存在, 我們選取了納土納群島周邊相對深水區(qū)的溫鹽觀測站點(圖1中的黑點),繪制了這些站點的溫鹽垂直分布圖(圖3)。從圖3可以看出, 巽他陸架海區(qū)的溫度和鹽度在深度達(dá)到50m左右時發(fā)生躍變, 自50—80m溫度可以從29°C降低到 21°C, 溫差可達(dá) 8°C, 鹽度可以從 33升高到 34.5,鹽差可達(dá) 1.5, 因此可以確定, 在巽他陸架海區(qū)確實存在著低溫高鹽的冷水。

圖3　納土納群島周圍冷水區(qū)站點溫度(a)和鹽度(b)垂向分布Fig.3　Vertical distribution of temperature (a) and salinity (b) for the stations around Natuna Islands

2.2　巽他陸架底層冷水的季節(jié)變化特征

為了弄清楚底層冷水的季節(jié)變化特征, 分析了底層水在不同月份的月平均的溫鹽水平分布, 如圖4所示。

首先取4月、7月、10月、1月代表春季、夏季、秋季、冬季。從圖4可以看出, 巽他陸架的底層冷水具有非常明顯的季節(jié)變化特征, 春季陸架底層的冷水開始形成, 低溫高鹽的冷水已經(jīng)從南海次表層向巽他陸架海區(qū)爬升, 但是冷水的范圍還不夠廣, 強度也不夠強, 最高鹽度可達(dá)34, 最低溫度可達(dá)23°C。夏季, 巽他陸架的底層冷水已經(jīng)完全成熟, 冷水的強度達(dá)到最強, 最高鹽度可達(dá) 34.5, 最低溫度可達(dá) 21°C,覆蓋范圍最廣: 向西可延伸到馬來西亞半島, 與Akhir等(2011)提到的在馬來西亞半島東部沿岸發(fā)現(xiàn)低溫高鹽的冷水結(jié)果一致; 向北可延伸至泰國灣,與 Yanagi等(2001)提到的在泰國灣底層發(fā)現(xiàn)冷水的結(jié)果一致; 向南可延伸至卡里馬塔海峽, 這時候巽他陸架絕大部分的海區(qū)都被低溫高鹽的南海次表層冷水所覆蓋。秋季, 陸架底層的冷水開始慢慢的向南海消退, 低溫高鹽的冷水舌也沒有夏季那么明顯, 最高鹽度降到34, 最低溫度也升到23°C。冬季,巽他陸架底層水與南海次表層水有明顯的分界線,沒有發(fā)生海水混合的現(xiàn)象, 陸架底層也沒有低溫高鹽的冷水存在。由此可以得出, 巽他陸架的底層冷水存在明顯的季節(jié)變化規(guī)律, 冷水在春季開始形成,夏季達(dá)到最強, 秋季開始消退, 最后在冬季完全消失。

圖4　底層水季節(jié)平均溫度(左, 單位°C)、鹽度(右)Fig.4　Horizontal distribution of seasonal temperature (left) and salinity (right)a、b、c、d、e、f、g、h分別代表4、7、10、1月溫度和鹽度水平分布

3　討論

3.1　南海次表層水爬升

本文已經(jīng)對巽他陸架底層冷水的季節(jié)變化進(jìn)行了簡單的分析, 并且初步得出冷水是從南海次表層爬升而來, 為了更好地說明底層冷水的來源, 我們在研究區(qū)域選取了兩條斷面(圖1), 并且利用 WOA09 1/4°數(shù)據(jù)繪制了斷面的月平均溫度和鹽度剖面圖。圖5為斷面1的月平均溫度和鹽度垂向分布。

圖5　斷面一季節(jié)平均溫度(左, 單位°C)、鹽度(右)垂向分布Fig.5　Vertical distribution of seasonal temperature (left) and salinity (right) at Section 1 a、b、c、d、e、f、g、h分別代表4、7、10、1月溫度和鹽度垂直分布

與圖4類似, 首先取4月、7月、10月、1月分別代表春季、夏季、秋季、冬季。然后將溫度小于24°C、 鹽度小于34.2的海水作為冷水, 通過研究溫度小于24°C、鹽度大于34.2的海水的變化來研究冷水區(qū)域的變化。春季, 海表面開始升溫, 躍層開始形成。由于躍層的形成阻礙了海水熱量的上下傳遞, 從而使躍層下方的冷水得以存在, 這時候冷水開始向陸架海區(qū)爬升, 但是只是爬升到了陸架海區(qū)的深水區(qū), 并沒有達(dá)到陸架海區(qū)的淺水區(qū)。夏季, 海表面溫度最高, 躍層也達(dá)到最強, 躍層下方的冷水可以大量的存在。這時候可以明顯地看到冷水已經(jīng)爬升到了陸架海區(qū)的淺水區(qū)域。秋季, 海表面開始降溫, 躍層的強度也開始下降。冷水開始往南海退縮, 陸架淺水區(qū)已經(jīng)沒有冷水的存在, 只有深水區(qū)還存留一小部分。冬季, 溫度和鹽度在垂直方向上分布比較均勻, 海水上下充分混合, 冷水完全位于南海次表層地區(qū), 巽他陸架底層沒有冷水的出現(xiàn)。由此可以得出, 巽他陸架的底層冷水確是從南海次表層爬升而來, 并且具有很強的季節(jié)變化特征: 冷水在春季開始向陸架海區(qū)爬升;夏季冷水達(dá)到最強, 幾乎覆蓋整個陸架海區(qū); 秋季冷水開始從陸架淺海區(qū)向深海區(qū)消退; 冬季陸架深海區(qū)的冷水消退到南海, 陸架底層的冷水已經(jīng)完全消失。

斷面2和斷面1的情況很相似(圖略), 也具有很強的季節(jié)變化特征。春季, 海表面開始升溫, 躍層開始形成, 這時低溫高鹽的南海次表層水開始向陸架地區(qū)爬升。夏季, 海表面溫度最強, 躍層也達(dá)到最強,低溫高鹽的冷水爬升到陸架地區(qū)。秋季, 海表面開始降溫, 躍層的強度也開始下降, 爬升到陸架地區(qū)的冷水開始向南海退縮。冬季的時候, 溫度和鹽度在垂直方向上分布都比較均勻, 陸架底層的冷水完全消失。

3.2　風(fēng)致冷水涌升機制

本文已經(jīng)對巽他陸架底層冷水的季節(jié)變化及其形成機制進(jìn)行了簡單的討論, 下面將討論南海季風(fēng)對冷水爬升的影響。根據(jù)圖5溫鹽分布和圖6風(fēng)場特征, 可以得出風(fēng)致南海次表層水涌升機制如下: 夏季巽他陸架海區(qū)總體盛行西南風(fēng), 陸架海區(qū)的表層水由于風(fēng)的作用自巽他陸架向南海內(nèi)區(qū)流動, 從而導(dǎo)致巽他陸架的海表面高度降低, 為了補充陸架海區(qū)西南部分流失的海水, 南海次表層的海水將會向陸架區(qū)涌升。此外, 夏季南沙海域是反氣旋環(huán)流, 沿巽他陸架東側(cè)陸架坡的流向北, 根據(jù) Ekman理論, 上Ekman層使表層海水向南海流動, 底 Ekman層導(dǎo)致次表層的海水向西部陸架地區(qū)爬升; 冬季情況正好相反。東北季風(fēng)盛行的時候, 由于表層風(fēng)的作用, 陸架海區(qū)的表層海水自南海內(nèi)區(qū)向巽他陸架淺水區(qū)流動, 這將導(dǎo)致陸架地區(qū)的海平面高度升高, 陸架區(qū)水位升高以后, 陸架底層的海水就會向南海流動, 從而平衡了水位的高低差, 同時阻礙了南海次表層水的涌升。冬季南沙海域呈氣旋環(huán)流, 沿巽他陸架東側(cè)陸架坡的流向南, 根據(jù) Ekman理論, 上 Ekman層使表層海水向陸架區(qū)流動, 底 Ekman層導(dǎo)致次表層海水向南海內(nèi)區(qū)流動。夏、冬季風(fēng)導(dǎo)致冷水涌升的示意圖如圖7所示。

圖6　南海西南部巽他陸架區(qū)夏季(a)和冬季(b)風(fēng)場Fig.6　Wind field on the Sunda Shelf in summer(a) and winter(b)

4　結(jié)論

通過利用歷史水文資料研究巽他陸架海區(qū)底層水的特征, 得到以下結(jié)論:

(1) 首次提出巽他陸架底層存在低溫高鹽的冷水, 冷水基本呈葫蘆形分布在 75m等深線的范圍內(nèi),冷水從南海沿著納土納群島兩側(cè)的深溝爬升到陸架海區(qū), 爬升到陸架海區(qū)后分成兩支, 一支流向泰國灣,另一支流向卡里馬塔海峽。

圖7　夏季(a)、冬季(b)風(fēng)致冷水涌升示意圖Fig.7　Sketch of wind-derived currents on the Sunda Shelf

(2) 巽他陸架底層冷水具有明顯的季節(jié)變化特征, 冷水在春季開始形成, 夏季達(dá)到最強, 秋季開始消退, 最后在冬季完全消失。

(3) 離岸風(fēng)海流造成的底層向岸補償流是底層冷水向陸架內(nèi)部入侵的原因, 夏季在西南季風(fēng)的作用下, 巽他陸架表層水流向南海內(nèi)區(qū), 導(dǎo)致陸架地區(qū)海平面降低, 從而使南海次表層水向陸架地區(qū)涌升,同時夏季南沙海域的反氣旋環(huán)流使巽他陸架東側(cè)陸架坡的流向北, 根據(jù)Ekman理論可知, 表層海水向南海流動, 底Ekman層使次表層的海水向陸架區(qū)流動。冬季情況正好相反。

雖然我們已經(jīng)對巽他陸架底層冷水的來源和季節(jié)變化規(guī)律做了詳細(xì)的分析, 但是陸架底層冷水的存在對卡里馬塔海峽水交換、對漁業(yè)發(fā)展和生態(tài)環(huán)境的影響還有待進(jìn)一步研究。此外,除了季風(fēng)以外, 對于可能影響底層冷水的其他因素, 比如地形、潮混合以及河流的注入等還需要今后的分析和論證。

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