馬 強(qiáng) 汪嘉寧 王 凡,

(1. 中國科學(xué)院海洋研究所海洋環(huán)流與波動(dòng)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 青島 266071; 2. 中國科學(xué)院大學(xué) 北京 100049;3. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實(shí)驗(yàn)室海洋動(dòng)力過程與氣候變化實(shí)驗(yàn)室 青島 266235)

作為海水交換過程的媒介, 海洋環(huán)流對(duì)海水溫度、鹽度、溶解氧等的分布以及水團(tuán)的形成起著至關(guān)重要的作用(Strammaet al, 2010)。因此, 研究海洋環(huán)流的空間結(jié)構(gòu)特征以及時(shí)間變異規(guī)律能夠幫助我們更好的了解海洋環(huán)流在全球氣候變化、海洋碳循環(huán)以及海洋環(huán)境變異等方面所扮演的重要角色(Brandtet al, 2011)。過去30年, 衛(wèi)星高度計(jì)及船載儀器的觀測(cè)幫助我們深刻認(rèn)識(shí)了熱帶西太平洋表層以及次表層環(huán)流的基本結(jié)構(gòu)和動(dòng)力機(jī)制(Lagerloefet al, 1999;Roweet al, 2000; Johnsonet al, 2002; Sudreet al,2008)。開始于2000年的全球海洋Argo計(jì)劃(Array for Real-time geostrophic oceanography, 或稱“ARGO 全球海洋觀測(cè)網(wǎng)”), 已經(jīng)為2000m以淺的中上層海洋提供了寶貴的溫鹽流觀測(cè)數(shù)據(jù)。隨著近些年Argo剖面數(shù)據(jù)的增加, 在Argo停留深度(1000m和1500m)上的流場(chǎng)特征也得以研究(Lebedevet al, 2007; Cravatteet al, 2012)。然而對(duì)于2000m以深的深海大洋, 現(xiàn)有的觀測(cè)資料匱乏, 我們對(duì)其基本結(jié)構(gòu)特征及變異規(guī)律仍缺乏全面系統(tǒng)的認(rèn)識(shí)。

隨著我國國力的日益提升和國家利益的不斷拓展, 鄰近我國近海的熱帶西太平洋成為我國海洋戰(zhàn)略從近海挺進(jìn)大洋必須重點(diǎn)關(guān)注和掌控的海域, 而且熱帶西太平洋海洋動(dòng)力過程對(duì)于我國氣候與海洋環(huán)境變化的預(yù)測(cè)和國家安全保障至關(guān)重要。熱帶西太平洋主要由東馬里亞納海盆(East Mariana Basin, 簡稱EMB)、西馬里亞納海盆(West Mariana Basin, 簡稱WMB)、東卡洛琳海盆(East Caroline Basin, 簡稱ECB)、西卡洛琳海盆(West Caroline Basin, 簡稱WCB)和菲律賓海盆(Philippine Basin, 簡稱PB)等幾個(gè)主要海盆組成(圖1), 海盆之間可以通過深水通道(T1、T2、T3、T4和T5)進(jìn)行海水交換(Teramoto, 1993; Kawabeet al, 2003; Siedleret al, 2004)。

圖1　熱帶西太平洋地形Fig.1 Topography of the tropical western Pacific

現(xiàn)有的少量關(guān)于熱帶西太平深層環(huán)流的觀測(cè)數(shù)據(jù)主要來源于定點(diǎn)錨系和船載剖面。熱帶西太平洋深層水團(tuán)的來源為北太平洋深層水(NPDW)以及南大洋的繞極下層水(LCPW)。NPDW 主要從東北太平洋夏威夷海島的南部向西流入西太平洋(Wijffelset al,1996)。而 LCPW 通過薩摩亞通道(Samoan Passage)進(jìn)入中太平洋海盆(Taftet al, 1991; Roemmichet al,1996; Rudnick, 1997; Freeland, 2001)。深層的LCPW會(huì)繼續(xù)向北在馬歇爾海島(Marshall Islands)以西邊界流的形式進(jìn)入北太平洋(Johnsonet al, 1993), 而稍淺層的 LCPW 則穿過赤道, 一部分流向東馬里亞納海盆通過深水通道分別進(jìn)入西馬里亞納海盆和西卡洛琳海盆(Siedleret al, 2004), 另一部分則會(huì)沿著南邊界向東進(jìn)入東卡洛琳海盆, 并繼續(xù)向東流入西卡洛琳海盆(Kawabeet al, 2003)。

上述零散的錨系及船載斷面觀測(cè)雖然提供了有關(guān)深層環(huán)流的一些信息, 但我們對(duì)于熱帶西太平洋深層環(huán)流的氣候平均態(tài)以及時(shí)間變率仍缺少足夠的認(rèn)識(shí)。本文將借助于六套公開的全球高分辨率海洋模式輸出資料, SODA(Cartonet al, 2008)、ORCA025(Barnieret al, 2006)、BRAN(Schilleret al, 2008)、ECCO2(Menemenliset al, 2005)、HYCOM (Thoppilet al, 2011)和OFES(Masumotoet al, 2004), 從水團(tuán)溫鹽誤差、中深層流場(chǎng)特征以及深層流的季節(jié)變化等方面系統(tǒng)評(píng)估目前模式對(duì)于熱帶西太平洋深海水團(tuán)屬性和環(huán)流場(chǎng)的模擬情況,在比對(duì)各模式模擬結(jié)果的同時(shí),分析熱帶西太平洋深層環(huán)流的結(jié)構(gòu)特征及時(shí)間變率(季節(jié)變化), 并為今后熱帶西太平洋深層環(huán)流的模擬提供參考。

1　數(shù)據(jù)與方法

本文所用到的六套海洋模式月平均輸出資料的信息如表1。

除六套模式資料外, 本文還使用了兩種版本的氣候態(tài)溫鹽觀測(cè)數(shù)據(jù)集 WOA01和 WOA13(World Ocean Atlas 2001 and 2013, 水平分辨率分別為 1°×1°和 0.25°×0.25°)、氣候態(tài)的溫鹽觀測(cè)數(shù)據(jù)集 GDEMv3(Carnes, 2009)。1991—2013年逐月平均的溫鹽數(shù)據(jù)集Levitus (Levituset al, 2009)、以及基于Argo在1000m停留層的漂移速度得到的流場(chǎng)數(shù)據(jù)(http://apdrc.soest.hawaii.edu/projects/argo/)。

文中所用的計(jì)算公式如下:

深水通道輸運(yùn)通量

其中A為通道斷面面積,vn為垂直于深水通道斷面的速度分量。

深水通道位渦通量

其中Q為通過通道斷面進(jìn)入海盆的流量,f為行星渦度(科氏參數(shù)),H為通道處的平均深度。

表1　六套海洋模式簡介Tab.1 The specification of the six model outputs

2　結(jié)果

2.1　溫鹽分析

圖2和圖3分別為3000m層各個(gè)模式與WOA13所對(duì)應(yīng)的溫度和鹽度的差異值(模式-WOA13)。從溫度偏差的分布上看, SODA、ORCA025、BRAN、ECCO2和 OFES在各個(gè)海盆中都表現(xiàn)為負(fù)偏差, 其中 OFES的溫度偏差最大, 在-0.62— -0.06oC之間,其他模式的溫度偏差在-0.59— -0.06oC 之間, 而HYCOM在各個(gè)海盆中的溫度偏差正負(fù)鑲嵌分布, 在EMB和WMB中以負(fù)溫度偏差為主, 在ECB、WCB和PB中則以正溫度偏差為主。所有模式3000m層鹽度偏差在各個(gè)海盆中都表征為正負(fù)鑲嵌分布, 且比溫度偏差小, 范圍在-0.015—0.015之間, 其中HYCOM 和 OFES在各個(gè)海盆中以正鹽度偏差為主,其余模式則以負(fù)鹽度偏差為主。

在每個(gè)海盆, 分別將不同水層的溫度偏差與鹽度偏差進(jìn)行平均, 畫出溫度偏差(圖 4)以及鹽度偏差(圖5)的垂向廓線圖。溫度偏差在各個(gè)海盆除HYCOM外 1000m以深都為負(fù)值(SODA在 WCB的 1000—1500m為正值), 且隨著深度的增加偏差幅度變大。HYCOM在各個(gè)海盆中1500m以深溫度偏差都最小,分布在-0.2—0.2°C之間, 但其標(biāo)準(zhǔn)差在 2000m以深相對(duì)于其它模式較大。而OFES在各個(gè)海盆中1500m以深溫度偏差最大, 在 5000m深度上其值接近-0.5°C。其余四個(gè)模式的溫度偏差在各個(gè)海盆不同深度層上大小相似, 但 SODA模式的標(biāo)準(zhǔn)差相比ORCA025、BRAN和ECCO2要大。而鹽度偏差的廓線在各個(gè)海盆中的表征則沒有溫度偏差那么一致。在ECB和WCB海盆中的1000—2000m深度上, 各模式的鹽度為負(fù)偏差, 且控制在-0.01—0之間, 2000—4000m深度上除 HYCOM外鹽度偏差均維持在-0.01—0.01之間, 4000m以深鹽度偏差變大, 在WCB中主要表征為正偏差, 且正偏差隨著深度的增加而增加。在EMB、WMB和PB海盆中的1000—2000m深度上, 各模式的鹽度偏差值都較大, 且正負(fù)不一,2000m以深除HYCOM和OFES外, 其余模式鹽度偏差都較小。HYCOM在各個(gè)海盆中的 2500m都有一個(gè)正鹽度偏差的極大值。整體而言,各模式在熱帶西太平洋深層(3000m以深)溫度偏低鹽度偏咸。

基于觀測(cè)結(jié)果的Levitus數(shù)據(jù)集(圖6a)顯示近20年熱帶西太平洋深層海洋存在增溫的趨勢(shì), 這也說明了深海大洋在全球氣候變暖停滯中所起到的作用,即更多的熱量被儲(chǔ)存在深海中(Meehlet al, 2011;Chenet al, 2014)。同時(shí)可以看到熱帶西太平洋深層溫度在東部海盆 EMB、WMB、ECB要高于西部海盆WCB和PB。而在模式中(圖6b—6g), 除HYCOM在EMB、WMB、PB海盆中表征出增溫趨勢(shì)外, 其余模式都不具有這一特征, ECCO2和OFES甚至表征為減溫趨勢(shì)。平均鹽度的時(shí)間變化與溫度有所不同,Levitus數(shù)據(jù)集(圖7a)表明深海鹽度在90年代初有所增加, 之后趨于平穩(wěn), 而在 2005年以后又出現(xiàn)鹽度降低, 并在 2009—2010年達(dá)到極小值后變?yōu)樵黾?這一現(xiàn)象在WMB和PB海盆中表現(xiàn)尤為明顯。熱帶西太平洋深層鹽度在南部海盆ECB和WCB要高于北部海盆EMB、WMB和PB。各模式對(duì)鹽度時(shí)間變化的模擬與 Levitus數(shù)據(jù)集存在較大差異(圖 7b—7g),ECCO2、HYCOM和OFES表征為增鹽趨勢(shì), SODA和BRAN的鹽度變化很小, 而ORCA025在90年代鹽度增加, 之后則逐漸降低。雖然深層海洋鹽度變化極其微弱, 但對(duì)于鹽度的準(zhǔn)確再現(xiàn)是有助于理解和模擬深層環(huán)流變化的, 特別在地形復(fù)雜區(qū), 鹽度變化可能對(duì)深層環(huán)流變化起著決定作用(Wanget al,2011)。

圖2　3000m層模式溫度與WOA13的差值(模式-WOA13)Fig.2 The difference in temperature at 3000m depth between model output and WOA13

圖3　3000m層模式鹽度與WOA13的差值(模式-WOA13)Fig.3 The difference in salinity at 3000m depth between model output and WOA13

圖4　各模式在不同海盆中的平均溫度T偏差垂向廓線Fig.4 Vertical profiles of difference in mean temperature (T) between model output and WOA13 in different basins

圖5　各模式在不同海盆中的平均鹽度S偏差垂向廓線Fig.5 Vertical profiles of difference in mean salinity (S) of different basins between model output and WOA13

圖6　不同海盆3000m深度的平均溫度T時(shí)間序列Fig.6 Temporal variability in the mean temperature (T) at 3000m in different basins

圖7　不同海盆3000m深度的平均鹽度S時(shí)間序列Fig.7 Temporal variability of the mean salinity (S) at 3000m in different basins

2.2　流場(chǎng)分析

各模式熱帶西太平洋水深 1000—3000m環(huán)流以東西向交替變化的緯向射流為主, 特別在赤道區(qū)域(5°S—5°N)的海洋內(nèi)區(qū)經(jīng)向流速遠(yuǎn)小于緯向流速。圖8為Argo以及各模式1000m流場(chǎng)分布。Argo結(jié)果表明赤道區(qū)域的緯向流關(guān)于赤道對(duì)稱分布, 緯向貫穿整個(gè)西太平洋, 在西邊界的流速要明顯大于海洋內(nèi)區(qū)。雖然各模式都表征出東西向交替變化的緯向射流,但包括緯向流的流速大小、經(jīng)向尺度以及緯向流的所在緯度等具體特征依然與 Argo結(jié)果存在差異。除SODA和HYCOM模式在赤道區(qū)域流速比Argo流速大之外, 其余模式都比 Argo流速小 50%左右。SODA、ORCA025和 HYCOM緯向流的經(jīng)向尺度以及所在緯度與Argo存在較大差異,而ECCO2、BRAN和OFES在 10°S—10°N范圍可以較好的抓住中層緯向流, 包括下層赤道中層流(LEIC, 1°S—1°N)、北赤道中層逆流和南赤道中層逆流(NICC和 SICC,1°—2.5°)、北赤道中層流和南赤道中層流(NEIC 和SEIC, 2.5°—4°)以及次級(jí)北赤道中層逆流和次級(jí)南赤道中層逆流(sSICC 和 sNICC, 4°—5°)。

熱帶西太平洋水深 3000—5000m處緯向流速減小(圖略), 環(huán)流也相對(duì)獨(dú)立, 形成海盆內(nèi)環(huán)流, 不同海盆之間可通過深水通道進(jìn)行海水交換。海盆內(nèi)深層環(huán)流不僅會(huì)受到地形的作用, 也會(huì)受到位渦通量的影響(Yanget al, 2000)。位渦收支積分約束方程指出,由海峽或深海通道處引起的位渦通量, 需要被沿邊界的摩擦扭矩所平衡。即在北半球當(dāng)凈位渦為負(fù)值時(shí),摩擦提供正位渦與之平衡, 海盆內(nèi)會(huì)產(chǎn)生反氣旋式環(huán)流; 位渦收支為正時(shí), 摩擦提供負(fù)位渦與之平衡,海盆內(nèi)會(huì)產(chǎn)生氣旋式環(huán)流。以3000m深度ECB流場(chǎng)分布為例(圖9)。3000m以深各模式中的ECB就僅通過深水通道(圖9品紅色所示)與其它海盆進(jìn)行海水交換,因此我們可以通過求解這些深水通道的位渦通量來研究 ECB的位渦收支。各深水通道處的位渦通量如表2所示。

從表2我們可以看到除HYCOM模式外, 其余模式在 ECB內(nèi)的凈位渦通量都為負(fù)值。根據(jù)位渦收支積分約束方程, 需有摩擦提供正位渦與之平衡, 所以海盆中會(huì)產(chǎn)生反氣旋式環(huán)流, 即順時(shí)針運(yùn)動(dòng)。而HYCOM 模式在 ECB內(nèi)的凈位渦通量為正值, 根據(jù)位渦收支積分約束方程, 需有摩擦提供負(fù)位渦與之平衡, 所以HYCOM模式在ECB內(nèi)會(huì)產(chǎn)生氣旋式環(huán)流。即逆時(shí)針運(yùn)動(dòng)。以上分析結(jié)果與圖 9各模式在ECB內(nèi)的環(huán)流形態(tài)是吻合的。

2.3　季節(jié)變化

圖10所示為熱帶西太平洋海盆間各深海通道(圖1品紅色所示)3000m以深的輸運(yùn)通量, 除OFES模式外, 海盆間的深水通道輸運(yùn)通量 T1、T2、T3和 T4存在明顯的季節(jié)轉(zhuǎn)向, 其中T1、T2和T3在冬春季(北半球, 下同)輸運(yùn)通量為負(fù), 夏秋季為正。表明冬春季深層海水從 EMB分為兩支, 一支流向 ECB, 另一支流向 WCB; 夏秋季節(jié)深層海水則分別從 ECB和WCB流向EMB。在深水通道T4冬春季輸運(yùn)通量為正, 夏秋季為負(fù)。表明冬春季深層海水從 PB流向WCB, 夏秋季則從WCB流向PB。而在深水通道T5處, 各模式的輸運(yùn)通量在各月份(SODA的1、3、4月以及ECCO2的7—10月除外)都為正, 結(jié)合T2和T3可知, 在 T5深水通道深層水冬春季由 EMB流向WMB, 夏秋季則從WCB流向WMB。

圖8　1000m深度流場(chǎng)分布Fig.8 Currents at 1000m

圖9　東卡洛琳海盆3000m深度的流場(chǎng)分布Fig.9 Currents at 3000m depth in East Mariana Basin

表2　東卡洛琳海盆各深水通道處的位渦通量Tab.2 Potential vorticity flux through the deep ocean passages in East Caroline Basin

不同海盆3000m深度流的年調(diào)和分析結(jié)果表明,各模式在ECB和WCB內(nèi)季節(jié)變化的解釋方差可以達(dá)70%以上, 而北部海盆的季節(jié)信號(hào)則不明顯(圖略),因此后續(xù)只分析ECB和WCB的季節(jié)變化特征。冬季W(wǎng)CB內(nèi)(圖11), 在BRAN、ECCO2以及HYCOM模式中深層水通過T4流向WCB的深層水會(huì)沿著南部邊界新幾內(nèi)亞沿岸向東流, 通過T3流向WCB的深層水則會(huì)沿著 WCB西邊界向南流, 從而在 WCB中形成一個(gè)氣旋式環(huán)流。在SODA和ORCA025模式中仍然存在向南的西邊界流以及向東的南邊界流, 但在海盆內(nèi)部則出現(xiàn)了一個(gè)反氣旋式環(huán)流。而OFES模式從PB通過T4的深層水會(huì)分別沿著南邊界新幾內(nèi)亞沿岸向東流以及沿著西邊界向北流, 在除卻南邊界流的海盆內(nèi)出現(xiàn)氣旋式環(huán)流。冬季 ECB內(nèi), 在各模式中(OFES除外)通過T1流向ECB的深層水沿著海盆西邊界向南流, 在南邊界依然存在東向流, 繼而在海盆內(nèi)產(chǎn)生氣旋式環(huán)流, 這在 SODA、ORCA025和BRAN中表現(xiàn)尤為明顯; 而在ECCO2和HYCOM中由于交替的緯向流在 ECB內(nèi)仍然起作用, 因而氣旋式環(huán)流并不明顯。在OFES模式的ECB內(nèi), 南邊界出現(xiàn)不同于其它模式的西向流, 西邊界出現(xiàn)不同于其他模式的北向流, 并在海盆內(nèi)形成反氣旋式環(huán)流。

圖10　各模式在海盆間3000m以深通道的輸運(yùn)通量Fig.10 Transports through deep ocean passages below 3000m

夏季W(wǎng)CB內(nèi)(圖12)環(huán)流與冬季不同, 在SODA、ORCA025、BRAN和ECCO2中南部邊界流向西, 西邊界流向北, 從而在 WCB內(nèi)形成反氣旋為主的環(huán)流。OFES結(jié)果與這四種模式結(jié)果相反, 在西邊界為南向流, 南邊界為東向流, 環(huán)流主體以氣旋式為主。而在 HYCOM 中雖仍然存在西向的南邊界流, 但西邊界卻為南向流, 海盆內(nèi)沒有主導(dǎo)的旋轉(zhuǎn)式環(huán)流, 深層水通過T4從WCB流向PB。夏季ECB內(nèi)環(huán)流較為復(fù)雜, 一方面在西邊界, 除HYCOM模式為南向流外, 其余模式都為北向流, 在南邊界, 除BRAN模式為西向流外, 其余模式都為東向流; 另一方面, 在SODA、ORCA025和ECCO2三個(gè)分辨率相對(duì)較低的模式中會(huì)在除卻南邊界流的海盆內(nèi)出現(xiàn)反氣旋式環(huán)流, BRAN模式在整個(gè) ECB內(nèi)出現(xiàn)反氣旋環(huán)流, 而HYCOM和OFES在ECB內(nèi)則沒有明顯的旋轉(zhuǎn)式環(huán)流。

3　討論

3.1　不同初始溫鹽場(chǎng)的差異

除HYCOM模式初始溫鹽場(chǎng)為GDEMv3外, 其余各模式的初始溫鹽場(chǎng)均來自于不同WOA版本。圖13是WOA01和GDEMv3在3000m深度上溫度、鹽度以及由動(dòng)力高度求解的地轉(zhuǎn)流的分布。兩套資料溫度的分布特征大致相同, 且都有東部海盆溫度高于西部海盆溫度的特征。但二者鹽度的分布特征則大相徑庭,WOA01資料在EMB和WMB為鹽度的極大值區(qū), 而GDEMv3則在ECB和EMB以東出現(xiàn)了鹽度的極大值區(qū), 同時(shí) GDEMv3在熱帶西太平洋仍存在南部海盆鹽度高于北部海盆的特征。由于WOA01的水平分辨率僅為 1°×1°, 其溫鹽分布相對(duì)于 GDEMv3 的 0.25°×0.25°較為粗糙。而由GDEMv3算出的地轉(zhuǎn)流場(chǎng)要比WOA01流速大, 且流場(chǎng)結(jié)構(gòu)也相對(duì)復(fù)雜, 在各個(gè)海盆內(nèi)基本上都存在有旋轉(zhuǎn)式環(huán)流。因此, 選用高分辨率的溫鹽初始化資料, 對(duì)于熱帶西太平洋深層環(huán)流的模擬有幫助。

3.2　潮汐對(duì)熱帶西太平洋深層環(huán)流的影響

本文所選取的海洋模式都沒有考慮潮汐的作用,然而對(duì)于深層混合, 更重要的是潮汐遇到海底粗糙地形(海山、海脊、海溝等)所引起的內(nèi)波破碎混合, 研究也證實(shí)深層混合在粗糙地形區(qū)域存在加強(qiáng), 其混合系數(shù)比背景混合系數(shù)大兩個(gè)量級(jí)(Morriset al, 2001;Heywoodet al, 2002)。因此潮汐是驅(qū)動(dòng)深層環(huán)流的重要機(jī)制。為進(jìn)一步說明潮汐對(duì)熱帶西太平洋深層環(huán)流的影響, 我們用 ROMS(Regional Ocean Modeling System)進(jìn)行了一組對(duì)比實(shí)驗(yàn), 下圖分別為未加入潮汐(圖14a)以及加入8個(gè)主要分潮(圖14b)σ坐標(biāo)系下最底層環(huán)流分布, 兩個(gè)實(shí)驗(yàn)其他條件一致。可以看到在加入潮汐之后, 熱帶西太平洋深層環(huán)流形態(tài)發(fā)生變化, 具體表現(xiàn)為環(huán)流的流速增加, 同時(shí)在 130°E,8°N附近出現(xiàn)一個(gè)顯著的反氣旋式環(huán)流。盡管我們無法驗(yàn)證加入潮汐之后深層環(huán)流數(shù)值模擬的改善程度,但不難發(fā)現(xiàn)在模式模擬中加入潮汐能夠顯著改變深層環(huán)流的結(jié)構(gòu)形態(tài)。

圖13　(左)WOA01和(右)GDEMv3在3000m深度層(上)溫度(T)、(中)鹽度(S)、以及(下)由動(dòng)力高度計(jì)算的地轉(zhuǎn)流場(chǎng)的分布Fig.13 Temperature (T, top), salinity (S, middle), and diagnostic currents (bottom) based on the dynamic height at 3000 m obtained from WOA01 (left) and GEDMv3 (right), respectively

3.3　影響熱帶西太平洋深層環(huán)流數(shù)值模擬的其它要素

由于深?；旌鲜且粋€(gè)非常緩慢的過程, 在對(duì)熱帶西太平洋深層環(huán)流數(shù)值模擬時(shí), 要盡量增加模式的積分時(shí)間, 使海表強(qiáng)迫有充足的時(shí)間傳遞到深海,從而盡可能的使深層環(huán)流達(dá)到準(zhǔn)平衡態(tài)(謝強(qiáng)等,2013)。從各模式水深 1000m 的環(huán)流模擬結(jié)果(圖 8)來看, BRAN、ECCO2、OFES可以較好的表征緯向流的經(jīng)向尺度。OFES相比于BRAN和ECCO2模式雖然未加入數(shù)據(jù)同化, 但垂向分辨率的提高可能改善了水深1000m處緯向流的模擬。同時(shí)不難看出地形復(fù)雜的海區(qū), 模式結(jié)果的差異也較大, 因此在深層環(huán)流模擬時(shí)如何合理有效的處理地形數(shù)據(jù)就顯得尤為重要。數(shù)據(jù)同化的加入能夠真實(shí)逼近數(shù)值模擬中控制方程不能反映的海洋復(fù)雜運(yùn)動(dòng)(吳新榮等, 2015),同時(shí)也有助于對(duì)深層環(huán)流流速大小的有效模擬。在模擬過程中以上各要素要求越高, 模式的計(jì)算時(shí)間就越長, 因此在借助于模式研究深層環(huán)流時(shí), 應(yīng)綜合權(quán)衡, 以期得到更加真實(shí)的深層環(huán)流結(jié)構(gòu)特征及其時(shí)間變率。

圖14　ROMS模擬的σ坐標(biāo)系下最底層流場(chǎng)的分布Fig. 14 Currents at the deepest level in σ coordinate simulated by ROMS model

4　結(jié)論

本文借助六套海洋模式, 從水團(tuán)溫鹽誤差、中深層流場(chǎng)特征以及深層流的季節(jié)變化等方面初步分析了熱帶西太平洋深層環(huán)流的基本特征, 發(fā)現(xiàn)目前模式對(duì)于熱帶西太平洋深層環(huán)流的模擬能力還有所欠缺。這些欠缺體現(xiàn)在水團(tuán)分析顯示除HYCOM以正溫度偏差(與 WOA13相比)為主外, 其余模式均為負(fù)溫度偏差, 且隨著深度的增加偏差變大。各模式鹽度偏差都正負(fù)鑲嵌分布, 但HYCOM和OFES以正偏差為主, 其余模式以負(fù)偏差為主。整體而言模式在熱帶西太平洋深層偏冷、偏咸。溫鹽的時(shí)間序列顯示, 除HYCOM在EMB、WMB和PB中有與基于觀測(cè)結(jié)果Levitus相同的增溫趨勢(shì)外, 其余模式均不具有Levitus表征的溫鹽變化特征。

熱帶西太平洋水深 1000—3000m環(huán)流以東西向交替變化的緯向射流為主, 在 1000m深度上雖然各模式都以東西向交替變化的緯向射流為主, 但緯向流的大小、經(jīng)向尺度以及緯向流的所在緯度等依然與Argo在1000m層的觀測(cè)結(jié)果存在差異。水深3000—5000m緯向流減小, 環(huán)流相對(duì)獨(dú)立, 形成海盆內(nèi)環(huán)流,不同海盆之間可通過深水通道進(jìn)行海水交換。海盆中的環(huán)流形態(tài)不僅受地形的影響, 而且會(huì)受位渦收支積分約束方程的控制, 進(jìn)而使北半球深海海盆中形成氣旋式(正凈位渦通量)或反氣旋式(負(fù)凈位渦通量)的環(huán)流形態(tài)。

模式中 3000m以深的關(guān)鍵深海通道的輸運(yùn)通量結(jié)果顯示, 海盆間深水通道輸運(yùn)通量(T1、T2、T3和T4)存在明顯的季節(jié)轉(zhuǎn)向。冬春季, 深層海水從EMB分為兩支, 一支通過 T1深水通道流向 ECB, 另一支通過T2和T3流向WCB。流向這兩個(gè)海盆的流會(huì)在海盆中沿著西邊界向南流, 并與從PB通過T4深水通道沿著新幾內(nèi)亞沿岸流向WCB和ECB的東向流在各自海盆內(nèi)形成氣旋式環(huán)流(OFES模式除外)。夏秋季,存在于 ECB和 WCB的深層海水一部分會(huì)分別通過T3和T1深水通道流向EMB, 另一部分會(huì)沿著新幾內(nèi)亞沿岸的西向流通過 T4流向 PB, 在 SODA、ORCA025、BRAN和ECCO2模式中會(huì)在海盆內(nèi)出現(xiàn)反氣旋式環(huán)流, 而HYCOM和OFES模式中的環(huán)流則沒有明顯的旋轉(zhuǎn)形態(tài)。

對(duì)于構(gòu)建模擬熱帶西太平洋深層環(huán)流模式, 應(yīng)采用分辨率較高的溫鹽氣候態(tài)數(shù)據(jù)集作為初始場(chǎng),同時(shí)潮汐的加入能夠更好的表征在地形復(fù)雜區(qū)的深層環(huán)流。本文所分析的六套模式在水深 1000m層緯向流的模擬結(jié)果顯示, 增加模式積分時(shí)間、提高模式分辨率、妥善平滑處理地形數(shù)據(jù)以及數(shù)據(jù)同化有助于改善對(duì)熱帶西太平深層環(huán)流的結(jié)構(gòu)和時(shí)間變率的模擬結(jié)果。

吳新榮, 王喜冬, 李 威等, 2015. 海洋數(shù)據(jù)同化與數(shù)據(jù)融合技術(shù)應(yīng)用綜述. 海洋技術(shù)學(xué)報(bào), 34(3): 97—103

謝 強(qiáng), 肖勁根, 王東曉等, 2013. 基于 8個(gè)準(zhǔn)全球模式模擬的南海深層與底層環(huán)流特征分析. 科學(xué)通報(bào), 58(20):1984—1996

Barnier B, Madec G, Penduff Tet al, 2006. Impact of partial steps and momentum advection schemes in a global ocean circulation model at eddy permitting resolution. Ocean Dynamics, 56(5—6): 543—567, doi: 10.1007/s10236-006-0082-1

Brandt P, Funk A, Hormann Vet al, 2011. Interannual atmospheric variability forced by the deep equatorial Atlantic Ocean. Nature, 473(7348): 497—500, doi: 10.1038/nature10013

Carnes M R, 2009. Description and Evaluation of GDEM-V 3.0.Naval Research Lab Stennis Space Center, NRL/MR/7330-09-9165, 24 pp, Washington, D. C.

Carton J A, Giese B S, 2008. A reanalysis of ocean climate using Simple Ocean Data Assimilation (SODA). Monthly Weather Review, 136(8): 2999—3017, doi: 10.1175/2007MWR 1978.1

Chen X Y, Tung K K, 2014. Varying planetary heat sink led to global-warming slowdown and acceleration. Science,345(6199): 897—903, doi: 10.1126/science.1254937

Cravatte S, Kessler W S, Marin F, 2012. Intermediate zonal jets in the tropical Pacific Ocean observed by Argo float. Journal of Physical Oceanography, 42(9): 1475—1485, doi:10.1175/JPO-D-11-0206.1

Freeland H, 2001. Observations of the flow of abyssal water through the Samoa Passage. Journal of Physical Oceanography, 31(8): 2273—2279, doi: 10.1175/1520-0485(2001)031＜2273:OOTFOA＞2.0.CO;2

Heywood K J, Garabato A C N, Stevens D P, 2002. High mixing rates in the abyssal Southern Ocean. Nature, 415(6875):1011—1014, doi: 10.1038/4151011a

Johnson G C, Toole J M, 1993. Flow of deep and bottom waters in the Pacific at 10oN. Deep-sea Research Part I:Oceanographic Research Papers, 40(2): 371—394, doi:10.1016/0967-0637(93)90009-R

Johnson G C, Sloyan B M, Kessler W Set al, 2002. Direct measurements of upper ocean currents and water properties across the tropical Pacific during the 1990s. Progress in Oceanography, 52(1): 31—61, doi: 10.1016/S0079-6611(02)00021-6

Kawabe M, Fujio S, Yanagimoto D, 2003. Deep-water circulation at low latitudes in the western North Pacific.Deep-Sea Research Part I: Oceanographic Research Paper,50(5): 631—656, doi: 10.1016/S0967-0637(03)00040-2

Lagerloef G S E, Mitchum G T, Lukas R Bet al, 1999. Tropical Pacific near surface current estimated from altimeter, wind,and drifter data. Journal of Geophysical Research: Oceans,104(C10): 23313—23326, doi: 10.1029/1999JC900197

Lebedev K V, Yoshinari H, Maximenko N Aet al, 2007.Velocity data assessed from trajectories of Argo float at parking level and at the sea surface. IPRC Technical Note,4(2): 16

Levitus S, Antonov J I, Boyer T Pet al, 2009. Global ocean heat content 1955—2008 in light of recently revealed instrumentation problems. Geophysical Research Letter,36(7): L07608, doi: 10.1029/2008GL037155

Masumoto Y, Sasaki H, Kagimoto Tet al, 2004. A fifty-year eddy-resolving simulation of the world ocean-preliminary outcomes of OFES (OGCM for the Earth Simulator). Journal of Earth Simulator, 1: 35—56

Meehl G A, Arblaster J M, Fasullo J Tet al, 2011. Model-based evidence of deep-ocean heat uptake during surfacetemperature hiatus periods. Nature Climate Change, 1(7):360—364, doi: 10.1038/nclimate1229

Menemenlis D, Hill C, Adcroft Aet al, 2005. NASA supercomputer improves prospects for ocean climate research. EOS Transactions AGU, 86(9): 86—89

Morris M Y, Hall M M, Laurent L C Stet al, 2001. Abyssal mixing in the Brazil Basin. Journal of Physical Oceanography, 31(11): 3331—3348, doi: 10.1175/1520-0485(2001)031＜3331:AMITBB＞2.0.CO;2

Roemmich D, Hautala S, Rudnick D, 1996. Northward abyssal transport through the Samoan Passage and adjacent regions.Journal of Geophysical Research: Oceans, 101(C6):14039—14056, doi: 10.1029/96JC00797

Rowe G D, Firing E, Johnson G C, 2000. Pacific equatorial subsurface countercurrent velocity, transport, and potential vorticity. Journal of Physical Oceanography, 30(6): 1172—1187, doi: 10.1175/1520-0485(2000)030＜1172:PESCVT＞2.0.CO;2

Rudnick D L, 1997. Direct velocity measurement in the Samoan Passage. Journal of Geophysical Research: Oceans, 102(C2):3293—3302, doi: 10.1029/96JC03286

Schiller A, Oke P R, Brassington G Bet al, 2008. Eddy-resolving ocean circulation in the Asian-Australian region inferred from an ocean reanalysis effort. Progress in Oceanography,76(3): 334—365, doi: 10.1016/j.pocean.2008.01.003

Siedler G, Holfort J, Zenk Wet al, 2004. Deep-water flow in the Mariana and Caroline Basins. Journal of Physical Oceanography, 34(3): 566—581, doi: 10.1175/2511.1

Stramma L, Schmidtko S, Levin L Aet al, 2010. Ocean oxygen minima expansions and their biological impacts. Deep-Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 57(4):587—595, doi: 10.1016/j.dsr.2010.01.005

Sudre J, Morrow R A, 2008. Global surface current: a high-resolution product for investigating ocean dynamics.Ocean Dynamics, 58(2): 101—118, doi: 10.1007/s10236-008-0134-9

Taft B T, Hayes S P, Friedrich G Eet al, 1991. Flow of abyssal waters in the Samoan Passage. Deep-Sea Research Part I:Oceanographic Research Papers, 38(S1): S103—S128, doi:10.1016/S0198-0149(12)80007-0

Teramoto T, 1993. Deep Ocean Circulation, Physical and Chemical Aspects. Amsterdam: Elsevier Scientific Publ, 382

Thoppil P G, Richman J G, Hogan P J, 2011. Energetics of a global ocean circulation model compared to observations.Geophysical Research Letter, 38(15): L15607, doi:10.1029/2011GL048347

Wang G H, Xie S P, Qu T Det al, 2011. Deep South China Sea circulation. Geophysical Research Letter, 38(5): L05601, doi:10.1029/2010GL046626

Wijffels S E, Toole J M, Bryden H Let al, 1996. The water masses and circulation at 10oN in the Pacific. Deep-Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 43(4):501—544, doi: 10.1016/0967-0637(96)00006-4

Yang J Y, Price J F, 2000. Water-mass formation and potential vorticity balance in an abyssal ocean circulation. Journal of Marine Research, 58(5): 789—808, doi: 10.1357/00222 4000321358918