印度尼西亞貫穿流及其周邊海域季節(jié)內(nèi)變化研究綜述

曹國嬌 , 魏澤勛 , 徐騰飛 , 李淑江

(1. 國家海洋局第一海洋研究所, 山東 青島 266061； 2. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實(shí)驗(yàn)室區(qū)域海洋動(dòng)力學(xué)和數(shù)值模擬功能實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266061)

印度尼西亞貫穿流(Indonesian Throughflow, ITF)是全球氣候系統(tǒng)和熱鹽環(huán)流的一個(gè)重要組成部分,是太平洋與印度洋在低緯度進(jìn)行水體及熱量交換的唯一通道, 對(duì)維持全球大洋物質(zhì)、動(dòng)量和能量平衡有重要作用[1]。最近的研究表明, ITF還可能是熱帶印度洋年際異常信號(hào)進(jìn)入赤道太平洋的重要海洋信號(hào)通道, 對(duì)熱帶印-太氣候變異有著顯著影響[2]。此外,ITF及其附近海域也是大氣季節(jié)內(nèi)振蕩(Madden-Julian Oscillation, MJO)最為活躍的區(qū)域[3]。MJO一方面引起表層海溫的劇烈變化, 影響印度季風(fēng)的爆發(fā)及持續(xù)[4], 進(jìn)而通過降水調(diào)節(jié)ITF及其周邊海域海表溫鹽分布, 引起ITF表層流速變化； 另一方面, 在季風(fēng)轉(zhuǎn)換期, 赤道中印度洋 MJO激發(fā)產(chǎn)生赤道Kelvin波繼而向東傳播, 并在印度洋東邊界以沿岸Kelvin波的形式沿蘇門答臘-爪哇島鏈繼續(xù)傳播, 最遠(yuǎn)可以穿過龍目海峽抵達(dá)望加錫海峽, 影響 ITF在該海峽處的流量[5]。早先, 由于缺乏ITF海域高時(shí)間分辨率的觀測(cè)資料, 針對(duì) ITF變化的研究多集中在季節(jié)到年際尺度, 僅有少數(shù)數(shù)值模擬結(jié)果討論了ITF海域的季節(jié)內(nèi)變化。隨著觀測(cè)資料不斷豐富, 特別是INSTANT(International Nusantara Stratification and Transport)國際計(jì)劃的實(shí)施, 積累了 ITF海域大量的溫鹽及海流高時(shí)間分辨率的連續(xù)觀測(cè)資料。對(duì)這些觀測(cè)資料的分析顯示, 在ITF主要流經(jīng)海峽(如龍目、翁拜、望加錫海峽), 存在明顯的海洋季節(jié)內(nèi)信號(hào), 該信號(hào)在望加錫海峽處最大可以減弱 2 Sv(1 Sv=106m3/s)的南向海水輸送[6]。印尼群島海域地形復(fù)雜, 在考慮印尼群島部分海域水深較淺和群島區(qū)域復(fù)雜的岸線形狀這些客觀條件情況下, 短時(shí)間尺度的海流波動(dòng)對(duì)局地的海水混合以及 ITF的水團(tuán)輸運(yùn)產(chǎn)生的影響是不容小覷的, 因此, 加強(qiáng)這一區(qū)域季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度的信號(hào)的研究是很有必要的。但是這一研究的開展也存在一定的困難, 主要是因?yàn)檫@一海域季節(jié)內(nèi)變化過程比較復(fù)雜, 復(fù)雜性體現(xiàn)在以下幾點(diǎn)：第一, 這一區(qū)域存在 MJO, 海洋表層有很強(qiáng)的風(fēng)信號(hào), 大氣的直接作用對(duì)我們觀測(cè)得到的季節(jié)內(nèi)信號(hào)的影響程度到底有多大, 我們不得而知； 第二, 印尼群島處在赤道波導(dǎo)和沿岸波導(dǎo)的傳播路徑上, 因此海洋的環(huán)流不僅受制于局地的表層風(fēng), 還會(huì)受到遠(yuǎn)處的表層風(fēng)強(qiáng)迫的影響； 第三, 這一區(qū)域復(fù)雜的岸線形狀, 既能夠調(diào)節(jié)流的波動(dòng)也會(huì)加強(qiáng)季節(jié)內(nèi)波段的流的波動(dòng)信號(hào)[7]。經(jīng)過幾十年堅(jiān)持不懈的努力, 我們對(duì)于這一區(qū)域季節(jié)內(nèi)信號(hào)的認(rèn)識(shí)有了很大的提升,但是由于在一些關(guān)鍵海峽(巽他海峽、卡里馬塔海峽)觀測(cè)資料匱乏, 使得我們對(duì)該區(qū)域季節(jié)內(nèi)變化缺乏整體認(rèn)識(shí), 季節(jié)內(nèi)信號(hào)在進(jìn)入印尼海后的傳播特征和機(jī)制也尚未明晰。值得期待的是, 正在進(jìn)行中的SITE(The South China Sea-Indonesian Sea Transport/Exchange)計(jì)劃在巽他和卡里馬塔海峽開展觀測(cè),有望能對(duì)這一區(qū)域季節(jié)內(nèi)信號(hào)的研究進(jìn)行補(bǔ)充。

1 季節(jié)內(nèi)變化特征

季節(jié)內(nèi)變化不只在大氣中, 在海洋中也是極為普遍的現(xiàn)象。大氣MJO不僅在ITF及其周邊海域極為活躍, 通過降水影響海表溫度的季節(jié)內(nèi)變化； 而且由于地處太平洋與印度洋交匯海區(qū), 它同時(shí)受到來自兩個(gè)大洋大尺度海洋波動(dòng)過程的影響, 是太平洋和印度洋波導(dǎo)匯聚的海區(qū)[8-9]。一方面, 來自太平洋的Rossby波穿越班達(dá)海進(jìn)入熱帶東南印度洋[10]；另一方面, 起源于赤道中印度洋的季節(jié)內(nèi)赤道Kelvin波沿蘇門答臘-爪哇島鏈沿岸向東傳播, 在島鏈缺口處(如龍目、翁拜海峽等)進(jìn)入印尼海并抵達(dá)班達(dá)海西部和望加錫海峽[11]。圖1給出了過去基于現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)資料分析所發(fā)現(xiàn)的海洋季節(jié)內(nèi)信號(hào)出現(xiàn)的海域(相關(guān)參考文獻(xiàn)見表 1), 從中我們可以看出, 在赤道印度洋[12]、蘇門答臘島[13]以及爪哇島沿岸[14-16]都探測(cè)到了明顯的季節(jié)內(nèi)信號(hào), 對(duì)于印尼群島的幾個(gè)出流海峽, Molcard等[17]最早在1996年在帝汶通道發(fā)現(xiàn)了顯著周期為20～60 d的季節(jié)內(nèi)信號(hào), 之后 Chong等[18]對(duì)東印尼群島的五個(gè)出流海峽(龍目海峽、松巴海峽、薩武海峽、翁拜海峽、帝汶通道)的海洋變化進(jìn)行研究, 發(fā)現(xiàn)這些海峽處均存在30～90 d顯著周期的季節(jié)內(nèi)變化, 隨后關(guān)于這幾個(gè)海峽季節(jié)內(nèi)變化的研究也逐漸豐富起來[19-20]。Ffield等[21]對(duì)海表溫度資料的分析表明, 印尼海大部分海域海表溫度存在 60 d左右的季節(jié)內(nèi)振蕩, 并認(rèn)為這是由月平均的潮汐變化或MJO引起的。驗(yàn)潮站水位資料的分析結(jié)果顯示, 爪哇南岸沿岸水位存在40～60 d的季節(jié)內(nèi)振蕩, 并推測(cè)這一季節(jié)內(nèi)變化可能與來自赤道中印度洋的季節(jié)內(nèi)Kelvin波強(qiáng)迫有關(guān)[15]。

表1 前人研究中在ITF及其周邊海域觀測(cè)到的海洋季節(jié)內(nèi)信號(hào)

前人利用現(xiàn)場(chǎng)定點(diǎn)觀測(cè)資料僅給出了固定站位處海洋季節(jié)內(nèi)變化頻率特征, 指出在 ITF主要海峽通道存在約20～90 d的季節(jié)內(nèi)變化, 利用衛(wèi)星高度計(jì)資料則可以看到海洋季節(jié)內(nèi)變化在整個(gè)海域的分布情況。圖2給出了21～91 d帶通濾波的衛(wèi)星高度計(jì)海表高度異常方差分布, 所使用的海表高度異常數(shù)據(jù)來自AVISO(Archiving, Validation, and Interpretation of Satellite Oceanography)周平均的延時(shí)更新全球海表面高度資料, 水平分辨率為 0.25°×0.25°。由圖可見, 在蘇門答臘-爪哇島鏈西南沿岸季節(jié)內(nèi)變化方差較大, 意味著這一海域海表高度異常存在顯著的季節(jié)內(nèi)變化, 這與前人的研究結(jié)果是一致的； 同時(shí), 在爪哇離岸處約 9°～12°S海表高度異常季節(jié)內(nèi)變化也具有較大方差, 這可能與爪哇上升流的變化有關(guān)；另外, 在巽他、卡里馬塔、龍目和望加錫海峽的海表高度異常也存在顯著的季節(jié)內(nèi)變化。相比之下, 海表高度異常季節(jié)內(nèi)變化在爪哇海和班達(dá)海偏弱。

除了海表高度的季節(jié)內(nèi)變化, 海表溫度也存在季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度的變化。在研究MJO與印-太暖池之間相互作用的過程中, Shinoda等[22]發(fā)現(xiàn)MJO會(huì)帶來季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度的海表溫度變化, 在印尼海區(qū)域這一變化的振幅為 0.35℃, 在印度洋為 0.15℃, 季節(jié)內(nèi)信號(hào)東傳的速度約為 4 m/s, 與 Iskandar等[15]計(jì)算得到的海表高度異常東傳速度在1.5～2.86 m/s的結(jié)果是存在一定差異的, 這意味著二者東傳的方式不同。Wijffels等[10]對(duì)拋棄式海水溫度測(cè)量?jī)x(expendable bathythermography, XBT)斷面資料的分析表明, ITF出口處海溫存在顯著的季節(jié)內(nèi)振蕩。Hu等[23]在2013年利用Argo觀測(cè)資料對(duì)全球海洋溫度的季節(jié)內(nèi)波動(dòng)進(jìn)行了研究, 他們發(fā)現(xiàn)熱帶印度洋溫躍層海溫存在全球最大振幅的季節(jié)內(nèi)變化, 最大值達(dá)到1.2℃。

圖1 觀測(cè)到海洋季節(jié)內(nèi)信號(hào)的海域

圖2 ITF及其周邊海域21～91 d濾波后海表高度異常方差分布(1993～2012年) (單位： cm2)

在掌握了季節(jié)內(nèi)信號(hào)的空間分布特征后, 前人又在垂直方向上進(jìn)一步拓展了對(duì)于季節(jié)內(nèi)信號(hào)的研究, 探究了它的垂向特征。Masumoto等[24]采用90°E赤道處連續(xù) 11個(gè)月的定點(diǎn)觀測(cè)資料, 對(duì)赤道東印度洋的緯向流與經(jīng)向流分別進(jìn)行研究, 給出了它們的垂向結(jié)構(gòu)和周期。結(jié)果表明, 雖然緯向流的大部分能量只限于 120 m以淺, 但從表層到 390 m都存在30～50 d的顯著周期, 經(jīng)向流在100 m以淺的顯著周期為 10～20 d。

此外, 季節(jié)內(nèi)信號(hào)隨時(shí)間的變化也是前人研究的重點(diǎn)。Iskandar等[13]從蘇門答臘島和爪哇島沿岸以及印尼海內(nèi)部的驗(yàn)潮站獲得的海表面高度數(shù)據(jù)中發(fā)現(xiàn)蘇門答臘島和爪哇島南部沿岸的海表高度信號(hào)存在明顯的季節(jié)內(nèi)變化, 并且這一季節(jié)內(nèi)變化的顯著周期還存在季節(jié)性的變動(dòng), 具體表現(xiàn)為： 在北半球夏天, 季節(jié)內(nèi)信號(hào)的顯著周期為 20～40 d； 在北半球冬天, 季節(jié)內(nèi)信號(hào)的顯著周期為60～90 d。

眾所周知, 印尼海是太平洋和印度洋的銜接海區(qū), 同時(shí)受到兩個(gè)大洋大尺度海洋波動(dòng)過程的影響,是太平洋-印度洋波導(dǎo)匯聚的海區(qū), 存在明顯的海洋季節(jié)內(nèi)信號(hào), 這些信號(hào)能夠顯著影響 ITF的流量,Arief等[15]對(duì)驗(yàn)潮站水位資料的分析顯示爪哇島南岸存在40～60 d的季節(jié)內(nèi)信號(hào), 這一信號(hào)對(duì)龍目海峽處ITF流量有直接影響。同時(shí), 這一海域的季節(jié)內(nèi)信號(hào)與大尺度海洋過程也有著密切的聯(lián)系, 杜巖等[25]在研究 2006～2008年期間的印度洋偶極子(Indian Ocean Dipole, IOD)事件時(shí)發(fā)現(xiàn)印尼海域季節(jié)內(nèi)信號(hào)對(duì)IOD事件的演化至關(guān)重要。

目前所使用的觀測(cè)資料大致有兩個(gè)來源, 一是來自衛(wèi)星高度計(jì), 這種資料的優(yōu)勢(shì)在于它的實(shí)時(shí)性以及空間覆蓋范圍廣。研究者可以利用衛(wèi)星高度計(jì)的資料有效地追蹤沿著赤道和蘇門答臘島、爪哇島沿岸的季節(jié)內(nèi)信號(hào)的傳播。但是當(dāng)信號(hào)傳播到龍目海峽以東或者進(jìn)入到印尼海以及沿著小巽他群島傳播時(shí), 衛(wèi)星高度計(jì)由于受到島嶼的影響, 很難再準(zhǔn)確捕捉到季節(jié)內(nèi)信號(hào)。二是定點(diǎn)觀測(cè)或者走航觀測(cè)資料, 除了在之前的介紹中提到過的一些零星的觀測(cè)之外, 有一個(gè)觀測(cè)項(xiàng)目我們不得不提, 那就是INSTANT項(xiàng)目, 它的實(shí)施很好地填補(bǔ)了定點(diǎn)觀測(cè)的空白。該計(jì)劃對(duì) ITF的主要入口和出口處的海流進(jìn)行為期3a的全水深海流觀測(cè)(2003年12月～2006年12月)?；趯?duì)這些數(shù)據(jù)的分析, ITF的主要出流海峽,如龍目海峽(Lombok Strait)、翁拜海峽(Ombai Strait)和帝汶通道(Timor Passage)以及作為太平洋和印度洋連通紐帶的望加錫海峽(Makassar Strait)的季節(jié)內(nèi)變化特征, 特別是其垂直結(jié)構(gòu)被進(jìn)一步揭示。Pujiana等[19]指出望加錫海峽溫躍層存在 45～90 d周期的季節(jié)內(nèi)變化, 而這一季節(jié)內(nèi)變化是來自龍目海峽的在遠(yuǎn)處風(fēng)強(qiáng)迫作用下產(chǎn)生的斜壓波和來自蘇拉威西海的季節(jié)內(nèi)變化共同作用的結(jié)果。他又在之后從能量傳播、能量均分以及非頻散關(guān)系等方面論證了從龍目海峽傳來的斜壓波就是Kelvin波, 它是沿著100 m等深線從龍目海峽傳播到望加錫海峽的[6]。Drushka等[26]還采用 INSTANT取得的速度和溫度數(shù)據(jù)來探究季節(jié)內(nèi) Kelvin波的次表層結(jié)構(gòu), 并且使用海表面高度數(shù)據(jù)來追蹤 Kelvin波的傳播路徑, 發(fā)現(xiàn)它可以一直向東傳播到達(dá)薩武海峽。

2 季節(jié)內(nèi)信號(hào)的激發(fā)機(jī)制

Qiu等[7]在 1999年研究發(fā)現(xiàn)蘇門答臘島和爪哇島沿岸的季節(jié)內(nèi)信號(hào)是受周期為 50～85 d的大氣振動(dòng)控制的。這些信號(hào)的發(fā)源地可以追蹤到赤道中印度洋, 那里的季節(jié)內(nèi)風(fēng)場(chǎng)波動(dòng)有著相同的周期。并指出這種由遠(yuǎn)處的風(fēng)誘發(fā)的季節(jié)內(nèi)信號(hào)沿著蘇門答臘島和爪哇島傳播時(shí)會(huì)對(duì)龍目海峽產(chǎn)生很大的影響,但是對(duì)其東邊的翁拜海峽和帝汶通道卻沒有直接的影響。除此之外, 他們還發(fā)現(xiàn)帝汶通道表層存在顯著周期為30～35 d的波動(dòng), 模式模擬結(jié)果顯示它的功率譜還有另外一個(gè)峰值出現(xiàn)在85 d附近。結(jié)果表明, 這一區(qū)域的季節(jié)內(nèi)信號(hào)主要是由帝汶通道局地的、沿著海岸的風(fēng)引起的, 雖然帝汶通道處在上游蘇拉威西海和沿著蘇門答臘島、爪哇島海岸的季節(jié)內(nèi)信號(hào)的傳播路徑上, 但是這些因素的影響遠(yuǎn)沒有風(fēng)的影響重要。Iskandar等[13]2005年采用由每日的風(fēng)應(yīng)力數(shù)據(jù)驅(qū)動(dòng)的模型, 實(shí)驗(yàn)結(jié)果也證實(shí)東赤道印度洋上空的風(fēng)和蘇門答臘島、爪哇島南部沿岸的風(fēng)的強(qiáng)迫對(duì)于解釋蘇門答臘島和爪哇島的季節(jié)內(nèi)變化是必不可少的。

總結(jié)上面由風(fēng)的強(qiáng)迫產(chǎn)生季節(jié)內(nèi)變化的區(qū)域可以發(fā)現(xiàn), 75°E以西的區(qū)域?qū)τ诩竟?jié)內(nèi)變化的能量的貢獻(xiàn)很小, 75°～100°E的赤道印度洋上空的風(fēng)是強(qiáng)迫產(chǎn)生季節(jié)內(nèi)變化的主要區(qū)域, 100°～115°E之間蘇門答臘島和爪哇島的沿岸風(fēng)對(duì)于在 ITF區(qū)域觀測(cè)到的季節(jié)內(nèi)信號(hào)同樣起到了重要的作用。

風(fēng)強(qiáng)迫是上述區(qū)域季節(jié)內(nèi)變化的主要生成機(jī)制,但并不是季節(jié)內(nèi)信號(hào)唯一的激發(fā)機(jī)制, 在蘇拉威西海入口處觀測(cè)到的強(qiáng)烈的50 d的振動(dòng)則是由Rossby波在這個(gè)海域的共振引起的, 由于棉蘭老流向東彎曲, 流進(jìn)了半封閉的蘇拉威西海, 這個(gè)氣旋性渦旋衰弱的周期為 50 d, 與半封閉的蘇拉威西海盆的主要的Rossby波的周期相吻合, 從而產(chǎn)生Rossby波共振。這種蘇拉威西海的50 d的振蕩對(duì)于望加錫海峽和班達(dá)海的海流有重要的影響, 但是對(duì)于龍目海峽和翁拜海峽的影響并不大[7]。

Iskandar等[13]使用TOPEX/Poseidon衛(wèi)星高度計(jì)資料研究蘇門答臘島和爪哇島沿岸的季節(jié)內(nèi)變化時(shí)發(fā)現(xiàn), 這種季節(jié)內(nèi)變化的產(chǎn)生機(jī)制存在很強(qiáng)的季節(jié)依賴性： 在北半球夏季, 沿著海岸的正的海表高度異常是由東赤道印度洋上空的大氣季節(jié)內(nèi)擾動(dòng)激發(fā)的； 在冬季, 東赤道印度洋上空的風(fēng)和研究區(qū)域局地的風(fēng)都會(huì)在所研究區(qū)域產(chǎn)生正的海表高度異常。

我們所關(guān)注區(qū)域的季節(jié)內(nèi)變化的產(chǎn)生機(jī)制不僅會(huì)隨著水平位置和季節(jié)的變化而不同, 對(duì)于同一地點(diǎn)它還會(huì)隨著深度而變化, Schiller等[11]發(fā)現(xiàn)在龍目海峽和翁拜海峽深處的溫度和速度在季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度上做出的響應(yīng)是由赤道東印度洋風(fēng)的能量所控制的, 然而在近表層處的響應(yīng)卻是由局地的季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度的風(fēng)所控制的。Iskandar等[13]在研究鄰近爪哇島海岸處的沿岸流和沿岸潛流的時(shí)候也得出了類似的結(jié)論, 南爪哇沿岸流(South Java Coastal Current,SJCC)季節(jié)內(nèi)信號(hào)的顯著周期為90 d, 變化主要是受到中赤道印度洋較強(qiáng)的風(fēng)的強(qiáng)迫； 南爪哇次表層流(South Java Coastal Undercurrent, SJCU)季節(jié)內(nèi)信號(hào)的顯著周期為 60 d, 主要是受到蘇門答臘島近岸處與MJO有關(guān)的大氣季節(jié)內(nèi)振蕩的驅(qū)動(dòng)。

另外還有一點(diǎn)需要特別說明, 季節(jié)內(nèi)活動(dòng)不僅發(fā)生在季風(fēng)轉(zhuǎn)換期, 它還可以發(fā)生在一年中的其它任何時(shí)間, 只是因?yàn)榧竟?jié)內(nèi)信號(hào)的產(chǎn)生與風(fēng)的作用緊密相關(guān), 而在季風(fēng)轉(zhuǎn)換期間, 季節(jié)性變動(dòng)的大尺度風(fēng)場(chǎng)與季風(fēng)在赤道地區(qū)相互作用聯(lián)系在一起, 從而使得這一時(shí)期產(chǎn)生的季節(jié)內(nèi)信號(hào)更加強(qiáng)勁而且向東傳播也更加明顯。

3 季節(jié)內(nèi)信號(hào)的傳播過程

Iskandar等[13]在2005年研究季節(jié)內(nèi)海表高度變化與東印度洋以及蘇門答臘島和爪哇島南部海岸風(fēng)的季節(jié)內(nèi)擾動(dòng)之間的關(guān)系時(shí), 發(fā)現(xiàn)季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度的海表高度異常信號(hào)傳播的相速度介于1.5～2.86 m/s之間, 這一數(shù)值與海洋內(nèi)部 Kelvin波的理論解相吻合, 由此提出季節(jié)內(nèi)信號(hào)在產(chǎn)生之后是以 Kelvin波的形式進(jìn)行傳播的理論。而后Pujiana等[16]沿用前人關(guān)于Kelvin波傳播路徑的假設(shè), 基于INSTANT國際合作計(jì)劃于 2004～2006年期間在望加錫海峽獲得的觀測(cè)數(shù)據(jù), 從垂向傳播特征、能量均分和頻散關(guān)系三個(gè)方面詳細(xì)論證了這一假說。下面我們以垂向傳播特征為例來簡(jiǎn)要介紹一下他們的論證過程, 將2004～2006年期間望加錫海峽兩個(gè)潛標(biāo)的海流觀測(cè)資料分解為垂直和沿著海峽的兩個(gè)分量, 對(duì)沿著海峽方向分量v進(jìn)行20～90 d的濾波得到v′, 在3 a的觀測(cè)中總共挑選出 17次+v′(即為北向流)事件, 發(fā)現(xiàn)這些事件呈現(xiàn)出在密度躍層有向上的位相傾斜的共同特征, 這一特性是與 Kelvin波垂向傳播的動(dòng)力學(xué)特征相一致的。假定一個(gè)由風(fēng)強(qiáng)迫的Kelvin波擾亂了層化海洋的表層, 引起這一擾動(dòng)的能量不僅會(huì)從擾動(dòng)點(diǎn)開始在水平方向傳播, 也會(huì)向下傳播形成一個(gè)水平的坡度：

其中, ω是波的頻率, N是層化頻率, z是深度, x是水平距離, 坡度等式可以等價(jià)為公式(2)。

其中, c為斜壓波模態(tài)的理論相速度, t是時(shí)間。接下來就要檢驗(yàn)從+v′事件中所推算出來的位相坡度與Kelvin坡度公式是否一致, ω的取值介于2π/90 d與2π/20 d之間, c的取值范圍為1.2～2.5 m/s(這是第一和第二波模態(tài)的相速度), N=0.0068 S-1(在望加錫海峽實(shí)際觀測(cè)得來的平均N值), 所以dz/dt會(huì)在15～115 m/d的范圍內(nèi)變動(dòng), 這一數(shù)值與從+v′事件中推算出來的位相坡度相當(dāng)一致。因此他們得到在+v′事件中觀測(cè)到的以 50 m/d的速度向上移動(dòng)的位相模式與線性Kelvin波是一致的結(jié)論。

Kelvin波是由海洋上空的風(fēng)的異常激發(fā)產(chǎn)生的,西風(fēng)異常產(chǎn)生的擾動(dòng)使得溫躍層降低, 激發(fā)產(chǎn)生下沉的 Kelvin波, 溫躍層的加深使得海盆東部海洋上層的溫度升高[27]。在印度洋, 異常西風(fēng)爆發(fā)的頻率有半年和季節(jié)內(nèi)兩種[28], 它們的作用機(jī)制也是完全不同的： 在季風(fēng)轉(zhuǎn)換的季節(jié), 大致是在5月和11月, 印度洋中部上空的西風(fēng)異常強(qiáng)迫產(chǎn)生半年時(shí)間尺度的Kelvin波[29]； 季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度的西風(fēng)異常是由 MJO引起的, 下沉的 Kelvin波產(chǎn)生是海洋對(duì)于這類季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度大氣活動(dòng)做出的響應(yīng), Kelvin波極向傳播,使得沿著蘇門答臘島和小巽他群島波導(dǎo)路徑上的海平面升高, 也可能會(huì)使得沿著小巽他群島方向的氣壓梯度出現(xiàn)暫時(shí)性的反轉(zhuǎn)[30]。董玉杰等[16]在 2013年也利用觀測(cè)資料證明了南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化正是與從赤道印度洋傳播而來的 Kelvin波聯(lián)系在一起的。

在印尼群島的定點(diǎn)觀測(cè)很少能夠捕捉到Kelvin波,這些觀測(cè)大多都用來研究在5月和11月這種季風(fēng)轉(zhuǎn)換期由風(fēng)強(qiáng)迫產(chǎn)生的半年時(shí)間尺度的 Kelvin波[31-32], 這使得我們對(duì)于季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度的Kelvin波的研究起步較晚。Horii等[33]2008年在東赤道印度洋定點(diǎn)觀測(cè)了開闊大洋的 Kelvin波的垂向速度和溫度結(jié)構(gòu), 指出這一赤道Kelvin波是由周期性的印度洋風(fēng)場(chǎng)激發(fā)的, 并通過赤道波動(dòng)過程影響印度洋偶極子事件的演化過程。之后的INSTANT計(jì)劃給出了ITF出流通道長(zhǎng)時(shí)間序列的全水深海流觀測(cè), 首次獲得了Kelvin波的次表層結(jié)構(gòu)。

除了上面介紹的季節(jié)內(nèi)信號(hào)的傳播方式, 信號(hào)沿著蘇門答臘-爪哇島鏈的傳播路徑是另外一個(gè)我們重點(diǎn)關(guān)注的問題。Qiu等[7]在1999年研究ITF及其周邊海域季節(jié)內(nèi)變化時(shí)指出季節(jié)內(nèi)信號(hào)可以沿著島鏈沿岸傳至龍目海峽, 但是對(duì)翁拜海峽和帝汶通道的影響較小。傳至龍目海峽處的Kelvin波進(jìn)入龍目海峽和繼續(xù)東傳的能量分配問題也引起眾多研究者的關(guān)注, Syamsudin等[34]利用衛(wèi)星高度計(jì)資料估算了流入的半年周期的Kelvin波的能量進(jìn)入龍目海峽的比例, 大概占到了 56%, 但是他沒有對(duì)季節(jié)內(nèi)Kelvin波能量進(jìn)入龍目海峽的比例進(jìn)行定量估算。定點(diǎn)觀測(cè)的結(jié)果顯示, 37%±9%的Kelvin波能量能夠跨過龍目海峽繼續(xù)向東傳播, 其余的能量則通過龍目海峽進(jìn)入了印尼海、被地形反射或者耗散掉,進(jìn)入龍目海峽能量的比例是與傳至此處Kelvin波潛入水層的深度緊密相關(guān)的, Kelvin波在印度洋中產(chǎn)生于龍目海峽西方, 距離越遠(yuǎn), 到達(dá) ITF區(qū)域時(shí)潛入水層的深度就越深, 300 m以淺的部分會(huì)由于虹吸作用向北進(jìn)入龍目海峽, 深層的Kelvin波信號(hào)則被龍目海峽下游的海底山脊所阻礙[26]。此外, 研究還顯示季節(jié)內(nèi) Kelvin波可以一直向東傳播并最終抵達(dá)翁拜海峽[5,35], Qu等[36]利用數(shù)值模式也得到了同樣的結(jié)果, 所以目前比較一致的看法是： 有部分Kelvin波能夠越過龍目海峽繼續(xù)東傳, 在位于龍目海峽下游繼續(xù)向東傳播的能量中, Kelvin波被松巴島分開, 大致為一半能量越過松巴島北部一半能量越過松巴島南部向東傳播, 目前, Kelvin波最遠(yuǎn)可在東部的班達(dá)海被探測(cè)到[37]。

我們?cè)谇懊娴慕榻B中已經(jīng)指出, 赤道印度洋和印尼群島區(qū)域的季節(jié)內(nèi)海表高度異常是由赤道中印度洋的風(fēng)強(qiáng)迫產(chǎn)生的, 我們借鑒之前 Schiller等[11]的研究經(jīng)驗(yàn), 選取 5°S～5°N, 70°～90°E 這一緯向風(fēng)異常較為顯著的區(qū)域作為整個(gè)關(guān)注區(qū)域(30°S～30°N,30°～140°E)季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度的海表高度異常的源區(qū),采用 AVISO海表面高度數(shù)據(jù)和 NCEP(National Centers for Environmental Prediction, NCEP)風(fēng)場(chǎng)資料, 經(jīng)過21～91 d的濾波處理后得到整個(gè)關(guān)注區(qū)域的海表高度異常滯后。所選中的緯向風(fēng)比較顯著的區(qū)域的緯向風(fēng)異常 0～35 d時(shí)的相關(guān)系數(shù)如圖 3所示,這張圖形象地再現(xiàn)了整個(gè)區(qū)域季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度的海表高度異常信號(hào)的傳播情況, 傳播過程可以大致的描述為： 赤道印度洋異常風(fēng)的爆發(fā)強(qiáng)迫產(chǎn)生了赤道Kelvin波, Kelvin波在產(chǎn)生7 d后傳播到達(dá)蘇門答臘島西岸, 然后分為南北兩支極向傳播的沿岸 Kelvin波。接下來的14 d時(shí)間內(nèi)向北傳播的Kelvin波分支環(huán)游孟加拉灣, 向南傳播的 Kelvin波分支先是沿著蘇門答臘-爪哇島島鏈南岸繼續(xù)向東傳播, 然后通過不同的海峽傳入印尼海, 在這之后的14 d時(shí)間內(nèi)信號(hào)逐漸減弱。

4 展望

圖3 經(jīng)過21～91 d濾波后ITF及其周邊海域海表高度異常與赤道中印度洋(5°S～5°N, 70°～90°E)緯向風(fēng)異常的滯后相關(guān)系數(shù)

ITF及其周邊海域的海洋信號(hào)對(duì)局地和全球氣候系統(tǒng)的影響都有著十分重要的作用, 其中對(duì)于季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度信號(hào)的研究成為近來研究的熱點(diǎn)。根據(jù)以上回顧和討論, 在未來關(guān)于 ITF及其周邊海域季節(jié)內(nèi)變化的研究應(yīng)關(guān)注以下幾個(gè)方面的問題：

1) 季節(jié)內(nèi)變化與其它時(shí)間尺度變化之間的關(guān)系。主要是季節(jié)內(nèi)變化是怎樣與季節(jié)變化和年際變化聯(lián)系在一起的, 特別是怎樣通過與南爪哇季節(jié)性反轉(zhuǎn)的洋流系統(tǒng)的相互作用來與年變化聯(lián)系在一起。為了解決這些問題, 需要建立一個(gè)高分辨率并且與實(shí)際海底地形更加相符的海洋環(huán)流模式。

2) 在垂直方向上拓展對(duì)于季節(jié)內(nèi)變化的研究。前人在對(duì)于赤道印度洋季節(jié)內(nèi)變化的垂向特征的研究中發(fā)現(xiàn), 海水層化狀況在水平方向的變化導(dǎo)致了這一研究區(qū)域季節(jié)內(nèi)變化控制模態(tài)的改變, 東赤道印度洋的垂向密度結(jié)構(gòu)也呈現(xiàn)出隨著時(shí)間的變化[38],我們相信闡明這些變化對(duì)于研究高頻海洋變化所起的作用也將會(huì)很有意義。Iskandar等[39]通過計(jì)算由風(fēng)強(qiáng)迫產(chǎn)生的流動(dòng)的垂直特征函數(shù), 得到第一、第二、第三垂直模態(tài)的分布。垂直方向上每個(gè)斜壓模態(tài)是怎樣改變它的結(jié)構(gòu), 以適應(yīng)海水層化的時(shí)空變化, 這一方面的研究將有助于人們?nèi)胬斫饧竟?jié)內(nèi)變化。

3) 進(jìn)一步揭示季節(jié)內(nèi)信號(hào)的產(chǎn)生機(jī)制。通過第三部分的介紹, 我們知道赤道印度洋和印尼群島的季節(jié)內(nèi)變化的產(chǎn)生機(jī)制大致可以分為三種, 分別為遠(yuǎn)程風(fēng)的強(qiáng)迫、局地風(fēng)的強(qiáng)迫以及寬闊海盆的共振作用[40-42]。鑒于前兩種產(chǎn)生機(jī)制的研究已經(jīng)有了一些成果, 今后應(yīng)更重視第三種產(chǎn)生機(jī)制的探索,比如赤道印度洋風(fēng)強(qiáng)迫產(chǎn)生的海洋 Kelvin波的共振效應(yīng)是怎樣對(duì)爪哇島海岸附近的季節(jié)內(nèi)變化作出貢獻(xiàn)的。

4) 進(jìn)一步開展幾個(gè)主要海峽通道的觀測(cè)。目前對(duì) ITF及其周邊海域季節(jié)內(nèi)變化的研究主要集中于ITF的幾個(gè)主要通道(望加錫海峽、龍目海峽和翁拜海峽)。對(duì)于其西部海峽(巽他海峽、卡里馬塔海峽),由于觀測(cè)資料的限制, 人們對(duì)其季節(jié)內(nèi)變化還基本沒有認(rèn)識(shí), 這就需要加強(qiáng)這些海峽的觀測(cè), 以理解這一區(qū)域季節(jié)內(nèi)變化的特征。

[1] 杜巖, 方國洪．印度尼西亞海與印度尼西亞貫穿流研究概述［J］．地球科學(xué)進(jìn)展, 2011, 26(11)： 1131-1142.

[2] Yuan Dongliang, Wang Jing, Xu Tengfei, et al. Forcing of the Indian Ocean Dipole on the Interannual Variations of the Tropical Pacific Ocean： Roles of the Indonesian Throughflow[J]. Journal of Climate, 2011,24： 3593-3608.

[3] Madden R A, Julian P R. Observations of the 40-50 day tropical oscillation-A review[J].Monthly Weather Review, 1994, 122(5)： 814- 837.

[4] Schiller A, Godfrey J S.Indian Ocean Intraseasonal Variability in an Ocean General Circulation Model[J].Journal of Climate, 2003, 16： 21-39.

[5] Sprintall J, Wijffels S F, Molcard R, et al. Direct estimates of the Indonesian Throughflow entering the Indian Ocean： 2004-2006[J].Journal of Geophysical Research, 2009, 114： C07001.

[6] Pujiana K, Gordon A L, Sprintall J.Intraseasonal Kelvin waves in Makassar Strait[J].Journal of Geophysical Research： Oceans, 2013, 118： 2023-2034.

[7] Qiu B, Mao M, Kashino Y. Intraseasonal Variability in the Indo-Pacific Throughflow and the Regions Surrounding the Indonesian Seas[J]. Journal of Physical Oceanography, 1999, 29： 1599-1618.

[8] Clarke R A, Liu X. Observations and dynamics of semiannual and annual sea levels near the eastern equatorial Indian Ocean boundary[J]. Journal of Physical Oceanography, 1993, 23： 386-399.

[9] Clarke R A, Liu X. Interannual sea level in the northern and eastern Indian Ocean[J]. Journal of Physical Oceanography.1994, 24： 1224-1235.

[10] Wijffels S, Meyers G.An intersection of oceanic waveguides： Variability in the Indonesian Throughflow region[J].Journal of Physical Oceanography, 2004, 34：1232-1253.

[11] Schiller A, Wijffel S E, Sprintall J, et al.Pathways of intraseasonal variability in the Indonesian Throughflow region[J].Dynamics of Atmospheres and Oceans, 2010,50： 174-200.

[12] Reppin J, Schott F A, Fischer J, et al.Equatorial currents and transports in the upper central Indian Ocean：Annual cycle and interannual variability[J]. Journal of Geophysical Research, 1999, 104： 15495-15514.

[13] Iskandar I, Mardiansyah W, Masumoto Y, et al.Intraseasonal Kelvin waves along the southern coast of Sumatra and Java[J].Journal of Geophysical Research, 2005, 110： C04013.

[14] Bray N A, Wijffels S E, Chong J C, et al.Characteristics of the Indo-Pacific throughflow in the eastern Indian Ocean[J].Geophysical Research Letters, 1997, 24：2569-2572.

[15] Arief D, Murray S.Low-frequency fluctuations in the Indonesian throughflow through Lombok Strait[J].Journal of Geophysical Research, 1996, 101(C5)：12455-12464.

[16] 董玉杰, 王輝武, 劉延亮, 等.南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化[J].海洋科學(xué)進(jìn)展, 2013, 31(3)： 326-331.

[17] Molcard R, Fieux M, Ilahude A G.The Indo-Pacific throughflow in the Timor Passage[J].Journal of Geophysical Research, 1996, 101： 12411-12420.

[18] Chong J C, Sprintall J, Hautala S, et al.Shallow throughflow variability in the outflow straits of Indonesia[J]. Geophysical Research Letters, 2000, 27：125-128.

[19] Pujiana K, Gordon A L, Sprintall J, et al.Intraseasonal variability in the Makassar Strait thermocline[J].Journal of Marine Research, 2009, 67： 757-777.

[20] 劉凱, 孫照渤, 杜巖.基于INSTANT數(shù)據(jù)對(duì)ITF流出海峽海流的功率譜分析[J].熱帶海洋學(xué)報(bào), 2011, 6：1-9.

[21] Ffield A, Gordon A L. Tidal mixing signatures in the Indonesian seas. Journal of Physical Oceanography, 2,1996, 6： 1924-1937.

[22] Shinoda T, Hendon H H, Glick J.Intraseasonal Variability of Surface Fluxes and Sea Surface Temperature in the Tropical Western Pacific and Indian Oceans[J]. Journal of Climate, 1998, 11： 1685-1702.

[23] Hu R J, Wei M.Intraseasonal Oscillation in Global Ocean Temperature Inferred from Argo[J].Advance in Atmospheric Science, 2013, 30(1)： 29-40.

[24] Masumoto Y, Hase H, Kuroda Y, et al.Intraseasonal variability in the upper layer currents observed in the eastern equatorial Indian Ocean[J]. Geophysical Research Letters, 2005, 32： L02607.

[25] Du Yan, Liu Kai, Zhuang Wei, et al.The Kelvin Wave Processes in the Equatorial Indian Ocean during the 2006-2008 IOD Events[J]. Atmospheric and Oceanic Science Letters, 2012, 5(4)： 324-328.

[26] Drushka K, Sprintall J, Gille S T.Vertical Structure of Kelvin Waves in the Indonesian Throughflow Exit Passages[J]. Journal of Climate, 2010, 40： 1965-1987.

[27] Giese B S, Harrison D E.Aspects of the Kelvin wave response to episodic wind forcing[J].Journal of Geophysical Research, 1990, 95, C5： 7289-7312.

[28] Potemra J, Hautala S, Sprintall J, et al.Interaction between the Indonesian Seas and the Indian Ocean in observations and numerical models[J].Journal of Physical Oceanography, 2002, 32： 1838-1854.

[29] Wyrtki K.An equatorial jet in the Indian Ocean[J].Science, 1973, 181： 262-264.

[30] Quadfasel D R, Cresswell G.A note on the seasonal variability in the South Java Current[J].Journal of Geophysical Research, 1992, 97： 3685-3688.

[31] Sprintall J, Gordon A, MurtuguddeR, Susanto R D.A semiannual Indian Ocean forced Kelvin wave observed in the Indonesian seas in May 1997[J].Journal of Geophysical Research, 2000, 105, C7： 17217-17230.

[32] Hautala S L, Potemra J, Sprintall J T, et al.Velocity structure and transport of the Indonesian Through fl ow in the major straits restricting flow into the Indian Ocean[J].Journal of Geophysical Research, 2001,106(C9)： 19527-19546.

[33] Horii T, Hase H, Ueki I, et al.Oceanic precondition and evolution of the 2006 Indian Ocean dipole[J].Geophysical Research Letters, 2008, 35： L03607.

[34] Syamsudin F, Kaneko A, Haidvogel D B.Numerical and observational estimates of Indian Ocean Kelvin wave intrusion into Lombok Strait[J].Geophysical Research Letters, 2004, 31： L24307.

[35] Molcard R, Fieux M, Syamsudin F.The through fl ow within Ombai Strait. Deep Sea Research Part I：Oceanographic Research Papers[J], 2001, 48：1237-1253.

[36] Qu T, Du Y, McCreary J J P, et al.Buffering effect and its related ocean dynamics in the Indonesian Throughflow region[J].Journal of Physical Oceanography,2008, 38： 503-516.

[37] Shinoda T, Hendon H H.Mixed Layer Modeling of Intraseasonal Variability in the Tropical Western Pacific and Indian Oceans[J].Journal of Climate, 1998, 11：2668-2685.

[38] Qu T, Meyers G. Seasonal variation of barrier layer in the southeastern tropical Indian Ocean[J].Journal of Geophysical Research, 2005, 110： C11003.

[39] Iskandar I, Tozuka T, Sasaki H, et al. Intraseasonal variations of surface and subsurface currents off Java as simulated in a high- resolution oceangeneral circulation model[J].Journal of Geophysical Research, 2006, 111：C12015.

[40] Cane M, Moore D W.A note on low-frequency equatorial basin modes[J].Journal of Physical Oceanography, 1981, 11： 1578-1584.

[41] Fu L L.Intraseasonal variability of the equatorial Indian Ocean observed from sea surface height, wind and temperature data[J].Journal of Physical Oceanography,2007, 37： 188-202.

[42] Han W.Origins and dynamics of the 90-day and 30-60 day variations in the equatorial Indian Ocean[J].Journal of Physical Oceanography, 2005, 35： 708-728.