加利福尼亞流系流場(chǎng)的季節(jié)性演變*

郭 琳 劉 娜 王國(guó)建 修 鵬

(1. 中國(guó)海洋大學(xué) 青島 266100; 2. 中國(guó)科學(xué)院南海海洋研究所熱帶海洋環(huán)境國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 廣州 510301;3. 澳大利亞聯(lián)邦科學(xué)與工業(yè)研究組織海洋與大氣研究所 維多利亞州 3195)

加利福尼亞流系位于北美西部太平洋東岸美國(guó)加利福尼亞州岸外, 屬于東邊界上升流流系, 以豐富的漁場(chǎng)和較高的生產(chǎn)力著稱(chēng)。加利福尼亞流系的流場(chǎng)不僅影響溫鹽分布、熱量輸運(yùn)以及局地的氣候變化,還對(duì)海洋生態(tài)系統(tǒng)的動(dòng)力過(guò)程起重要作用。光合作用需要陽(yáng)光、水、溫度以及營(yíng)養(yǎng)鹽, 而上層海洋浮游植物的生長(zhǎng)及其時(shí)空分布主要受營(yíng)養(yǎng)鹽的影響, 因此使上層海洋營(yíng)養(yǎng)鹽濃度增加的物理過(guò)程將決定生態(tài)系統(tǒng)的生產(chǎn)力及其組成。在加利福尼亞流系, 上層海洋營(yíng)養(yǎng)鹽的來(lái)源主要有: (1) 上升流; (2) 加利福尼亞流; (3) 與加利福尼亞流有關(guān)的等密度面的抬升, 其中上升流的水團(tuán)可能來(lái)自次表層加利福尼亞潛流(Chavez et al, 2002)。此外, 流場(chǎng)還通過(guò)輸運(yùn)浮游生物碎屑來(lái)影響生物地球化學(xué)循環(huán); 海水的水平和垂向流動(dòng)影響浮游生物、魚(yú)卵和仔魚(yú)的空間輸運(yùn)和分布等等。因此, 研究加利福尼亞流系的流場(chǎng)有重要意義。

加利福尼亞流系主要包括離岸的加利福尼亞流以及近岸上升流區(qū)的流場(chǎng)(圖 1)。其中, 加利福尼亞流是北太平洋流在太平洋東邊界流向低緯度的分支(阿拉斯加流是北太平洋流流向高緯度的分支)。相對(duì)于西邊界流, 加利福尼亞流深度較淺、流速較弱、流輻寬廣(Lynn et al, 1987)。在近岸上升流區(qū), 流場(chǎng)主要包括近岸上升流急流、表層的加利福尼亞逆流以及次表層的加利福尼亞潛流(圖 1), 該區(qū)域占據(jù)近岸(0—150km)的海域, 具有較強(qiáng)的季節(jié)性變化, 其驅(qū)動(dòng)力主要是沿岸風(fēng), 后者受亞留申低壓與副熱帶高壓的調(diào)控(Huyer, 1983)。春季, 沿岸風(fēng)吹向赤道方向,海水離岸運(yùn)動(dòng), 產(chǎn)生上升流, 近岸海表面高度降低,水溫降低, 表層產(chǎn)生流向赤道方向的沿岸流——近岸上升流急流(Reid et al, 1958; Hickey, 1979; Lynn et al, 1987; Strub et al, 1987a, b)。夏季, 沿岸風(fēng)增強(qiáng), 表層沿岸流增強(qiáng), 次表層產(chǎn)生了與表層流方向相反的加利福尼亞潛流, 此時(shí)沿岸流在垂直方向上的梯度與水平方向的密度梯度平衡(Huyer et al, 1979; Huyer,1983)。秋季, 沿岸風(fēng)減弱, 近岸上升流減弱, 表層流向赤道方向的沿岸流減弱, 次表層的加利福尼亞潛流開(kāi)始抬升。冬季, 吹向赤道方向的沿岸風(fēng)繼續(xù)減弱,甚至在加州北部海域發(fā)生轉(zhuǎn)向, 吹向高緯度, 表層沿岸流也發(fā)生轉(zhuǎn)向, 出現(xiàn)加利福尼亞逆流, 與次表層的潛流一起流向高緯度(Hickey, 1979; Collins et al, 2000,2003)。

圖1 加利福尼亞流系流場(chǎng)的空間分布圖Fig.1 Map of the currents in the California Current System

根據(jù)近岸地形的特征以及沿岸風(fēng)的季節(jié)性變化,加利福尼亞流系以34.5°N與40.5°N為界可劃分為北部、中部和南部三個(gè)區(qū)域(圖 1)。與加州中部海域相比, 北部海域的離岸區(qū)域受阿拉斯加流的影響; 南部海域季節(jié)性變化較弱, 在風(fēng)場(chǎng)與地形相互作用下, 近岸海域形成氣旋式閉合環(huán)流, 即加州南部海域的中尺度渦(Di Lorenzo, 2003), 因此南部海域更具有局地特征?？傊? 在加利福尼亞流系, 中部海域的流場(chǎng)最能體現(xiàn)東邊界上升流區(qū)的普遍特征, 而且該海域初級(jí)生產(chǎn)力最高(Carr et al, 2003; Lachkar et al, 2011)。

隨著現(xiàn)場(chǎng)觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)的積累以及遙感探測(cè)技術(shù)的發(fā)展, 人們對(duì)加利福尼亞流系的認(rèn)識(shí)不斷完善, 但是目前觀(guān)測(cè)資料在時(shí)間與空間上仍具有局限性。例如現(xiàn)場(chǎng)觀(guān)測(cè)大都只包含一個(gè)或幾個(gè)斷面, 且多局限于近岸海域, 觀(guān)測(cè)時(shí)段也較短; 雖然加州海洋漁業(yè)研究合作組織(CalCOFI)自1949年開(kāi)始在加州西海岸設(shè)置了一系列的觀(guān)測(cè)站, 擁有時(shí)間最長(zhǎng)的觀(guān)測(cè)資料, 但是自1984年以后觀(guān)測(cè)多集中在加州南部海域, CalCOFI每一季度觀(guān)測(cè)一次, 近岸相鄰站點(diǎn)的距離大于 30km,即時(shí)空分辨率較低, 難以準(zhǔn)確捕捉近岸流場(chǎng)的時(shí)空分布特征。衛(wèi)星遙感雖然能夠覆蓋大面積的海域, 但是觀(guān)測(cè)的物理量較少, 且僅僅局限于海表。因此, 數(shù)值模型成為重要研究手段, 本文主要利用三維數(shù)值模型(ROMS-CoSiNE)來(lái)研究加利福尼亞流系流場(chǎng)尤其是中部海域的季節(jié)性演變特征, 并對(duì)其動(dòng)力學(xué)機(jī)制進(jìn)探討。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 觀(guān)測(cè)資料

蒙特利灣海洋研究所(MBARI)自 1989年開(kāi)始在蒙特利灣(Monterey Bay)建立浮標(biāo)觀(guān)測(cè)系統(tǒng), 主要包括灣內(nèi)的 C1、灣口的 M1(36.75°N, 122.03°W)以及瀕臨大洋的 M2(36.7°N, 122.39°W)。其中, M2 離岸 35海里, 水深大于 2000km, 能夠受到加利福尼亞海流的影響(圖1)。M2附近存在著名的蒙特利灣中尺度渦(Monterey Bay Eddy), 該中尺度渦與沿岸風(fēng)密切相關(guān):如果吹向赤道方向的沿岸風(fēng)大于多年平均值, 處于盛行狀態(tài)(upwelling event), 該中尺度渦離岸運(yùn)動(dòng);如果沿岸風(fēng)小于多年平均值, 處于松弛狀態(tài)(relaxation event), 該中尺度渦向岸運(yùn)動(dòng)。沿岸風(fēng)的盛行狀態(tài)與松弛狀態(tài)僅僅維持幾天, 即蒙特利灣中尺度渦向岸-離岸運(yùn)動(dòng)的周期僅為幾天(Rosenfeld et al,1994), 甚至有時(shí)該中尺度渦對(duì)M2處流場(chǎng)的影響很弱,如1998年8月17—20日(Ramp et al, 2005), 因此該中尺度渦對(duì)M2處流場(chǎng)季節(jié)性變化的影響屬于白噪聲。

本文所采用的流場(chǎng)數(shù)據(jù)的時(shí)間間隔是1天, 其中M1的有效數(shù)據(jù)從1992年1月到1998年8月, M2的有效數(shù)據(jù)從1998年6月到2011年8月。

1.2 三維數(shù)值模型(ROMS-CoSiNE)

本文所采用的三維數(shù)值模型(ROMS-CoSiNE)是一個(gè)物理-生態(tài)模型, 其物理模塊是基于區(qū)域海洋模型系統(tǒng)(ROMS)基礎(chǔ)上開(kāi)發(fā)的。ROMS模式是近年來(lái)新發(fā)展起來(lái)的三維非線(xiàn)性的斜壓原始方程模式, 本文采用加利福尼亞大學(xué)與洛杉磯大學(xué)(UCLA)兩校共同研發(fā)的版本。Ezer等(2002)針對(duì)POM與ROMS的不同演算法在數(shù)值計(jì)算上的誤差與模式計(jì)算的效率進(jìn)行比較, ROMS所使用的方法可以減少計(jì)算上的誤差, 以及允許使用較大數(shù)值積分步長(zhǎng)以增加計(jì)算的效率。ROMS模式中使用新的高階水平壓力梯度算法(Shchepetkin et al, 2003), 相較于POM所采用的水平壓力梯度算法, 也可以有效減少模式計(jì)算誤差的累積。ROMS-CoSiNE的生態(tài)模塊采用的是Chai等(2002)和Dugdale等(2002)建立的CoSiNE模型。Guo等(2014)顯示該模型能夠很好地模擬加州中部海域物理—生態(tài)過(guò)程的季節(jié)性變化。

ROMS-CoSiNE是建立在太平洋海域(45°S—65°N, 99°E—70°W)的數(shù)值模型(如圖 2 所示), 初始場(chǎng)為世界海洋WOA01多年平均的溫度、鹽度和營(yíng)養(yǎng)鹽,初始流速為 0, 南北邊界設(shè)置為封閉邊界, 水平空間分辨率為 12.5km, 垂直方向上分為 30層, 先用NCEP/NCAR氣候態(tài)的海氣通量驅(qū)動(dòng)模型幾十年達(dá)到平衡, 然后從1991年開(kāi)始用每天的NOAA混合風(fēng)場(chǎng)數(shù)據(jù)(Zhang et al, 2006)和NCEP/NCAR海氣熱通量以及淡水通量(Kalnay et al, 1996)驅(qū)動(dòng), 最終輸出3天平均的結(jié)果, 該模型一直運(yùn)行到 2012年, 本文選用加利福尼亞流系 1993—2012的模擬結(jié)果來(lái)分析流場(chǎng)的季節(jié)性變化及其動(dòng)力學(xué)機(jī)制。事實(shí)上, ROMSCoSiNE也曾被用來(lái)研究太平洋的其它海域, 如阿拉斯加灣(Xiu et al, 2012), 結(jié)果良好。

圖2 數(shù)值模型(ROMS-CoSiNE)所涵蓋的海域(45°S—65°N, 99°E—70°W)Fig.2 The model domain (45°S—65°N, 99°E—70°W) of ROMS-CoSiNE

2 數(shù)值模型(ROMS-CoSiNE)結(jié)果

2.1 水平流場(chǎng)的季節(jié)性演變

2.1.1 表層流 圖 3顯示了加利福尼亞流系表層流場(chǎng)以及溫度的季節(jié)性變化。春季, 整個(gè)北美西海岸的沿岸流(近岸上升流急流)都流向赤道方向; 在離岸(＞500km)的海域, 40°N 以南的海水幾乎都流向低緯度, 加利福尼亞流明顯; 相對(duì)于近岸、高緯度海域,低緯離岸大洋的水溫較高(圖3a)。夏季, 加利福尼亞流系的水溫普遍升高; 近岸的上升流急流增強(qiáng); 加州中部海域(34.5°—40.5°N)存在較強(qiáng)的離岸流, 近岸水溫明顯低于周?chē)Ｋ? 在離岸海域, 加利福尼亞流減弱(圖 3b)。秋季, 加利福尼亞流系的水溫繼續(xù)升高,達(dá)到全年峰值; 近岸的上升流急流減弱, 加州中部海域的海水繼續(xù)離岸輸送, 近岸水溫仍然低于周?chē)Ｓ?圖 3c)。冬季, 加利福尼亞流系的水溫普遍降低;在離岸海域, 加利福尼亞流增強(qiáng); 近岸的上升流急流進(jìn)一步減弱, 尤其在 40°N 以南, 沿岸流甚至發(fā)生轉(zhuǎn)向流向極地方向, 在(30°—35°N, 0—500km)的海域存在一個(gè)氣旋式的閉合流場(chǎng)(圖3d)。

2.1.2 50m深處的流場(chǎng) 圖 4顯示了加利福尼亞流系 50m深處流場(chǎng)與溫度的季節(jié)性變化。與表層相比, 50m處水溫的季節(jié)性變化較弱, 而流場(chǎng)仍有較強(qiáng)的季節(jié)性變化。春季, 整個(gè)北美西海岸的沿岸流都流向赤道方向, 離岸的加利福尼亞流較強(qiáng)(圖4a)。夏季,沿岸流流速增強(qiáng), 加州中部海域(34.5°—40.5°N)的海水開(kāi)始離岸輸送, 而加利福尼亞流減弱(圖4b)。秋季,近岸的沿岸流減弱, 在 40°N 附近離岸運(yùn)動(dòng), 在離岸(＞500km)的海域與加利福尼亞流匯合, 一起流向低緯度的近岸海域(圖 4c)。冬季, 在離岸海域, 加利福尼亞流增強(qiáng); 在近岸, 沿岸流進(jìn)一步減弱, 甚至在40°N 以南發(fā)生轉(zhuǎn)向流向高緯度, 因此兩支流向相反的沿岸流在 40°N 附近相遇, 而后離岸運(yùn)動(dòng), 與加利福尼亞流匯合后一起流向低緯度, 在 30°N附近流向近岸海域, 與近岸沿岸流匯合一起流向高緯度, 因此冬季在(30°—40°N, 0—500km)的海域形成一個(gè)氣旋式的閉合流場(chǎng)(圖4d)。

2.1.3 200m深處的流場(chǎng) 圖5顯示了加利福尼亞流系200m深處流場(chǎng)與水溫的季節(jié)性演變過(guò)程。春季,類(lèi)似于表層流與 50m處流場(chǎng), 沿岸流幾乎都流向赤道方向, 40°N以南的離岸海域存在加利福尼亞流; 與表層流與50m處流場(chǎng)不同, 加州南部(26°—34.5°N)、離岸(0—500km)海域存在氣旋式的閉合流場(chǎng)(圖5a)。夏季, 不同于表層流與 50m 處流場(chǎng), 沿岸流在 38°N以南發(fā)生轉(zhuǎn)向, 流向高緯度, 因此兩支流向相反的沿岸流在38°N相遇, 近岸海水在該處發(fā)生離岸輸送(圖5b)。秋季, 流向赤道方向的沿岸流(近岸上升流急流)減弱, 而流向高緯度方向的沿岸流(加利福尼亞潛流)增強(qiáng)并向較高緯度擴(kuò)展, 二者在 40°N 匯合, 近岸海水離岸運(yùn)動(dòng), 在 35°N 附近, 與加州南部的中尺度渦相遇, 此后隨著該氣旋式流場(chǎng)向近岸移動(dòng), 并隨著加利福尼亞潛流流向高緯度(圖5c)。冬季, 近岸的加利福尼亞潛流進(jìn)一步增強(qiáng), 整個(gè)北美西海岸的沿岸流都流向高緯度, 此時(shí)離岸的加利福尼亞流也增強(qiáng),因此在離岸(0—500km)的海域流場(chǎng)呈現(xiàn)明顯的“U”形(圖5d)。類(lèi)似于50m, 200m深處水溫的季節(jié)性變化較弱。

圖3 加利福尼亞流系表層流場(chǎng)與溫度的季節(jié)性變化Fig.3 Seasonal evolutions of currents and temperature at surface in the California Current System

圖4 加利福尼亞流系50m深處流場(chǎng)與溫度的季節(jié)性變化Fig.4 Seasonal evolutions of currents and temperature at 50 m depth in the California Current System

圖5 加利福尼亞流系200m深處的流場(chǎng)與溫度的季節(jié)性變化Fig.5 Seasonal evolutions of currents and temperature at 200 m depth in the California Current System

2.2 中部海域流場(chǎng)垂向結(jié)構(gòu)的季節(jié)性演變

在 加 州 中 部 海 域(34.5°—40.5°N)、 離 岸(0—1000)km、水深為(0—300)m的水層, 緯向平均的沿岸流以及密度的季節(jié)性演變過(guò)程如圖6所示。春季, 在近岸(＜100km)的海域, 等密度面西深東淺, 沿岸流都流向赤道方向, 最大值接近 10cm/s, 發(fā)生在表層; 離岸(＞400km, ＜300m)的海水也都流向赤道方向, 最大值也發(fā)生在表層, 但流速約 5cm/s, 明顯小于近岸,等密度面雖然也西深東淺, 但傾角小于近岸海域; 在離岸(100—400km)的海域, 表層海水都流向赤道方向, 次表層海水方向不定, 這主要是由中尺度渦的擾動(dòng)引起的(圖 6a)。夏季, 在近岸(0—100km)的海域,等密度面仍然西深東淺, 但傾角增加, 100m以淺流速增大, 最大值約 15cm/s, 發(fā)生在表層, 同時(shí)次表層150m以深出現(xiàn)與表層流方向相反的加利福尼亞潛流;在離岸(＞500km)的海域, 海水仍然流向赤道方向, 但是相對(duì)于春季流速減弱, 50m以淺等密度面的傾角也減小(圖6b)。秋季, 50m以淺等密度面的傾角普遍減小, 垂直密度梯度增加; 在近岸(0—100km)的海域,表層流速減小, 但仍然流向赤道方向, 次表層的潛流增強(qiáng), 向上抬升到 100m 以淺, 最大值發(fā)生在近岸;在離岸(＞100km)的海域, 海水幾乎都流向赤道方向(圖 6c)。冬季, 表層沿岸流發(fā)生轉(zhuǎn)向流向極地, 次表層的潛流進(jìn)一步增強(qiáng), 離岸擴(kuò)展到 200km, 最大值約4cm/s, 發(fā)生在離岸100km的125m深處, 此時(shí)等密度面西深東淺的角度隨深度增加而減小, 甚至在次表層?xùn)|深西淺; 在離岸(＞200km)的海域, 海水幾乎都流向赤道方向, 流速增強(qiáng), 等密度面仍然西深東淺(圖6d)。

3 討論

3.1 與觀(guān)測(cè)以及前人研究結(jié)果的比較及分析

圖6 在加州中部區(qū)域(34.5—40.5°N)、離岸(0—1000)km、水深為(0—300)m的海域, 緯向平均的沿岸流以及密度的季節(jié)性變化Fig.6 Seasonal evolutions of the alongshore currents and density in the upper 300 m layer of the (0—1000) km offshore region in the central California Current System (34.5—40.5°N)

3.1.1 與觀(guān)測(cè)結(jié)果的比較及分析 圖 7顯示在蒙特利灣 M2浮標(biāo)處沿岸流季節(jié)性平均的數(shù)值模型(ROMS-CoSiNE)結(jié)果與觀(guān)測(cè)值符合很好。具體而言,春季, 模擬值幾乎與觀(guān)測(cè)結(jié)果重合, 即 300m以淺沿岸流(近岸上升流急流)都流向赤道方向, 最大值接近5cm/s, 發(fā)生在表層(圖7a); 夏季, 模擬值與觀(guān)測(cè)值都顯示沿岸流在表層流向赤道, 在次表層流向極地, 雖然二者在垂向上發(fā)生轉(zhuǎn)向的位置不同, 但二者的差異在觀(guān)測(cè)值的一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差之內(nèi), 可以認(rèn)為模擬值接近觀(guān)測(cè)值(圖 7b); 秋季, 相對(duì)于夏季, 模型與觀(guān)測(cè)結(jié)果都顯示流向赤道的表層沿岸流減弱, 而流向極地的次表層流增強(qiáng)并向上抬升, 二者的差異也都在觀(guān)測(cè)值的一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差之內(nèi)(圖 7c); 冬季, 雖然 150m 以淺二者的差異超出了觀(guān)測(cè)值的一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差, 但是模型與觀(guān)測(cè)都顯示表層的沿岸流與次表層加利福尼亞潛流一起流向極地(圖7d)。

浮標(biāo)資料的時(shí)間較短, 會(huì)增加模擬值與觀(guān)測(cè)值的差異, 但以上數(shù)值模擬結(jié)果與浮標(biāo)觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)的差異主要是由觀(guān)測(cè)資料空間分布的局限性、數(shù)值模型中近岸海底地形的平滑方案以及空間分辨率引起的。在蒙特利灣, M1浮標(biāo)比M2更靠近海岸, 水深較淺, 受地形影響更大, 相對(duì)于M2站點(diǎn)沿岸流的數(shù)值模擬結(jié)果與觀(guān)測(cè)值差異更大。圖8比較了M1處流場(chǎng)的數(shù)值模擬與觀(guān)測(cè)結(jié)果: 春季, 在50m以深, 模擬值與觀(guān)測(cè)值的差異超出觀(guān)測(cè)值的一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差, 在75m以深, 模擬值與觀(guān)測(cè)值的流向相反; 夏季, 模擬值與觀(guān)測(cè)值的差異在 30m以深都大于觀(guān)測(cè)值的一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差; 在冬季, 二者的差異在 75m以淺也都超出了觀(guān)測(cè)值的一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差。在M1處, 雖然模型結(jié)果與觀(guān)測(cè)差異較大,但是整體上數(shù)值模擬結(jié)果仍然能夠反映近岸沿岸流的季節(jié)性變化: 春季表層的沿岸流(近岸上升流急流)都流向赤道方向, 夏季次表層出現(xiàn)與表層流方向相反的加利福尼亞潛流, 秋季流向赤道方向的表層流減弱, 而流向極地方向的次表層流增強(qiáng)并向上抬升;冬季表層沿岸流與次表層的潛流一起流向極地方向。因此, 數(shù)值模型(ROMS-CoSiNE)整體上能夠很好地模擬近岸流場(chǎng)的季節(jié)性變化。

圖7 在蒙特利灣M2浮標(biāo)處, 觀(guān)測(cè)與數(shù)值模擬的沿岸流的季節(jié)性平均值Fig.7 Comparison in seasonal cycle of the alongshore currents at M2 mooring in the Monterey Bay between observations and model results

圖8 在蒙特利灣M1浮標(biāo)處, 觀(guān)測(cè)與數(shù)值模擬的沿岸流的季節(jié)性平均值Fig.8 Comparison in seasonal cycle of the alongshore currents at M1 mooring in the Monterey Bay between observations and model results

3.1.2 與前人結(jié)果的比較及分析 整個(gè)加利福尼亞流系水平流場(chǎng)的季節(jié)性演變過(guò)程與前人研究結(jié)果符合良好。例如, 水平流場(chǎng)的季節(jié)性變化類(lèi)似于Strub等(2000)基于高度計(jì)資料與SST的衛(wèi)星觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)所得到的結(jié)果: 春季整個(gè)北美西海岸的沿岸流都流向赤道, 此后該水團(tuán)隨時(shí)間離岸移動(dòng), 冬季沿岸流發(fā)生轉(zhuǎn)向, 流向極地, 與離岸流向低緯度近岸海域的加利福尼亞流形成“U”形。在次表層, 圖 5顯示加利福尼亞潛流從 26°N 向北一直延綿到 50°N, 與前人觀(guān)測(cè)(Pierce et al, 2000; Thomson et al, 2010)相符。Collins等(2003)計(jì)算了加州中部海域的地轉(zhuǎn)流, 并分析了其季節(jié)性變化, 其中近岸(0—300km)海域次表層流與本文數(shù)值模擬結(jié)果相似。

對(duì)于加州中部海域沿岸流的季節(jié)性變化, 數(shù)值模型(ROMS-CoSiNE)的模擬結(jié)果與前人的觀(guān)測(cè)結(jié)果類(lèi)似, 尤其是近岸的沿岸流(Huyer, 1983; Hickey,1979; Collins et al, 2000, 2003; Chavez et al, 2002;Pelland et al, 2013)。例如, 數(shù)值模擬結(jié)果顯示冬季沿岸流流向極地, 平均流速的最大值約 4cm/s, 發(fā)生在離岸100km的125m, 且沿岸流(加利福尼亞逆流和加利福尼亞潛流)與離岸加利福尼亞流的分界線(xiàn)位于離岸約 200km 處(圖 6)。 Collins等(1996)發(fā)現(xiàn)1988—1993 年(36.3°N, 122.17°W)的 350m 處沿岸流流向極地方向, 平均流速為7.6cm/s。Collins等(2000)發(fā)現(xiàn)1988—1991秋-冬沿岸流流向高緯度, 最大值的平均值約為7cm/s, 發(fā)生在離岸33km的125m處, 計(jì)算得到的地轉(zhuǎn)流最大值的平均值約為 6cm/s, 其發(fā)生位置與觀(guān)測(cè)結(jié)果相同, 且觀(guān)測(cè)結(jié)果與地轉(zhuǎn)流都顯示加利福尼亞逆流或者潛流與加利福尼亞流的分界線(xiàn)離岸大約 125km。Pierce等(2000)基于 1995年 7—8月的 ADCP數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)加利福尼亞潛流最大值的平均值為18cm/s, 流速的平均值為10cm/s, 流軸位于離岸(20—25)km 的(200—275)m 處。此外, Thomson等(2010)發(fā)現(xiàn)潛流的流軸在加州北部也位于150m±25m。

ROMS-CoSiNE模擬結(jié)果與前人觀(guān)測(cè)的差異主要由以下幾個(gè)原因引起: (1) 數(shù)據(jù)資料的時(shí)段不同, 例如數(shù)值模型為 1993—2012年, 而 Strub等(2000)為1992—1993年; (2) 數(shù)據(jù)資料空間分布不同, 例如對(duì)于加州中部海域, 模型為(34.5°—40.5°N)、離岸(0—1000km)的海域, 而 Collins等(2000)只是蒙特利灣附近(36.25°N)的一個(gè)橫斷面; (3) 時(shí)間與空間的分辨率不同, 比如模型的空間分辨率為 12.5km, 時(shí)間序列是三天平均的結(jié)果, 而Collins等(2003)的相鄰站點(diǎn)都大于30km, 數(shù)據(jù)每一季度采集一次; (4) 模型中近岸地形的平滑方案、空間分辨率通過(guò)地形以及與其它因素相互作用(如風(fēng)場(chǎng))影響近岸流場(chǎng), 等等。

3.2 關(guān)于流場(chǎng)動(dòng)力學(xué)機(jī)制的探討

數(shù)值模型(ROMS-CoSiNE)結(jié)果顯示加州中部海域流場(chǎng)與密度的季節(jié)性變化受地轉(zhuǎn)關(guān)系調(diào)控, 圖6顯示, 春季(2—4月)近岸上升流急流與離岸的加利福尼亞流都流向赤道, 它們的等密度面都呈現(xiàn)西深東淺的空間分布; 在夏季, 近岸上升流急流增強(qiáng), 其等密度面西深東淺的傾角增加; 從秋季到冬季, 加利福尼亞潛流增強(qiáng)并向上擴(kuò)展, 其等密度面西深東淺的傾角減小, 甚至在冬季呈現(xiàn)東深西淺。

為了進(jìn)一步證實(shí), 本文基于圖6密度的時(shí)空分布并以1000m深處為參考面計(jì)算了地轉(zhuǎn)流, 圖9顯示計(jì)算所得的地轉(zhuǎn)流能夠很好地捕捉流場(chǎng)的季節(jié)性演變特征: 例如近岸上升流急流在春季流向赤道, 夏季增強(qiáng), 秋季減弱, 冬季幾乎被加利福尼亞逆流替代; 加利福尼亞潛流從秋季到冬季, 強(qiáng)度增強(qiáng)并向上抬升。相對(duì)于原始流場(chǎng)(圖 6), 地轉(zhuǎn)流流速普遍偏低, 尤其在離岸(＞500km)的海域, 而且夏季在近岸的次表層也沒(méi)有出現(xiàn)加利福尼亞潛流, 等等。這些差異主要是由數(shù)據(jù)的時(shí)空分布引起的, 例如圖6是基于3天的平均值計(jì)算的, 而圖9的地轉(zhuǎn)流則是基于季節(jié)性平均值計(jì)算的; 原始流場(chǎng)是加州中部海域(34.5°—40.5°N)離岸(0—1000km)所有斷面的平均值, 而地轉(zhuǎn)流則是在加州中部海域所有斷面平均值的基礎(chǔ)之上計(jì)算的。

事實(shí)上, 前人也普遍認(rèn)為加利福尼亞流系的流場(chǎng)主要受地轉(zhuǎn)關(guān)系調(diào)控: Chelton等(1982)認(rèn)為加利福尼亞流系等密度面西深東淺的空間分布與加利福尼亞流維持地轉(zhuǎn)平衡; Collins等(2000)計(jì)算所得的地轉(zhuǎn)流與觀(guān)測(cè)到的加利福尼亞逆流以及潛流符合良好,尤其是流速的最大值以及流場(chǎng)的空間結(jié)構(gòu); Collins等(2003)首先計(jì)算得到流場(chǎng), 并利用該流場(chǎng)研究加州中部海域某一斷面的表層流以及次表層流的季節(jié)性變化; Strub等(2000)認(rèn)為近岸上升流急流的空間分布與海面風(fēng)場(chǎng)有關(guān), 主要是通過(guò)沿岸風(fēng)產(chǎn)生上升流, 抬升近岸等密度面, 增強(qiáng)等密度面東西方向的水平梯度,從而產(chǎn)生流向赤道方向的沿岸流。由于缺乏覆蓋整個(gè)加州的連續(xù)觀(guān)測(cè)資料, 目前沿岸流的生成機(jī)制尚無(wú)定論, 尤其加利福尼亞潛流, 例如 Brink(2010, 2011)認(rèn)為該潛流與加州復(fù)雜的地形有關(guān), Connolly等(2014)卻認(rèn)為該潛流與沿岸壓強(qiáng)梯度力有關(guān)。

4 結(jié)論

圖9 基于圖6加州中部海域密度季節(jié)性平均值計(jì)算所得地轉(zhuǎn)流Fig.9 Geostrophic currents that calculated based on the seasonal cycle of density in the central California Current System as shown in Fig.6

加利福尼亞流系的流場(chǎng)不僅影響海洋中熱量的輸送、溫鹽的分布以及局地的氣候變化, 在生態(tài)系統(tǒng)中也起重要作用, 尤其是營(yíng)養(yǎng)鹽的供給以及浮游生物的時(shí)空分布等。目前, 人們對(duì)加利福尼亞流系的認(rèn)識(shí)僅限于表層海洋或者近岸(0—300km)海域某一個(gè)或者某幾個(gè)斷面, 為了進(jìn)一步了解流場(chǎng)的時(shí)空分布特征, 本文利用1993—2012年三維數(shù)值模型(ROMSCoSiNE)結(jié)果研究了整個(gè)加利福尼亞流系(220°—245°E, 26°—50°N)水平流場(chǎng)以及加州中部海域流場(chǎng)垂直結(jié)構(gòu)的季節(jié)性變化, 與浮標(biāo)觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)以及前人的研究結(jié)果進(jìn)行比較分析, 并進(jìn)一步探討了動(dòng)力學(xué)機(jī)制, 主要結(jié)論如下:

(1) 關(guān)于流場(chǎng)的季節(jié)性變化, 數(shù)值模型(ROMSCoSiNE)結(jié)果與浮標(biāo)觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)以及前人的研究結(jié)果符合良好, 差異主要來(lái)源于觀(guān)測(cè)資料時(shí)空分布的局限性以及模型中海底地形的平滑方案與空間分辨率等。

(2) 加利福尼亞流系(220°—245°E, 26°—50°N)的水平流場(chǎng)具有明顯的季節(jié)性變化, 但是次表層的流場(chǎng)不同于表層流場(chǎng)。在表層, 整個(gè)北美西海岸的沿岸流從春季到秋季都流向赤道, 在夏季達(dá)到全年峰值, 冬季較弱, 甚至在 40°N 以南發(fā)生轉(zhuǎn)向流向高緯度; 加利福尼亞流主要占據(jù) 40°N 以南的離岸海域,從春季到秋季, 流速逐漸減弱, 從秋季到冬季, 流場(chǎng)逐漸增強(qiáng)。同一季節(jié), 從表層到 200m深處, 近岸上升流急流與離岸的加利福尼亞流都逐漸減弱, 且近岸急流向高緯度撤退; 加利福尼亞潛流增強(qiáng), 向高緯度擴(kuò)張; 加州南部海域的中尺度渦增強(qiáng), 區(qū)域擴(kuò)大。在 200m處, 近岸上升流急流發(fā)生在春季, 夏季向北部撤退, 但流速增強(qiáng), 秋季繼續(xù)向北撤退, 流速減弱,冬季消失; 加利福尼亞潛流最早出現(xiàn)在夏季 38°N以南的海域, 隨著時(shí)間的推移, 強(qiáng)度增強(qiáng)并向北擴(kuò)張,到冬季占據(jù)整個(gè)北美西海岸; 加州南部的中尺度渦從春季到冬季, 強(qiáng)度逐漸增強(qiáng), 覆蓋區(qū)域逐漸增大。

(3) 加州中部海域(34.5°—40.5°N)、離岸(0—1000km)的流場(chǎng)具有明顯的季節(jié)性變化: 春季, 近岸(0—100km)形成流向赤道方向的沿岸流, 即近岸上升流急流, 同時(shí)離岸的加利福尼亞流流速達(dá)到全年最大值(約 5cm/s), 流軸位于離岸(400—600km)的表層; 夏季, 表層的上升流急流增強(qiáng), 達(dá)到全年最大值(約15cm/s), 次表層出現(xiàn)與表層流向相反的加利福尼亞流潛流, 而加利福尼亞流減弱; 秋季, 近岸上升流急流減弱, 加利福尼亞流潛流增強(qiáng), 向離岸擴(kuò)張的同時(shí)向上抬升; 冬季, 表層的沿岸流發(fā)生轉(zhuǎn)向, 出現(xiàn)加利福尼亞逆流, 與次表層的潛流一起流向高緯度, 此時(shí)加利福尼亞潛流達(dá)到全年最大值(約4cm/s), 發(fā)生在離岸100km的125m處, 同時(shí)加利福尼亞流增強(qiáng)。

(4) 數(shù)值模型(ROMS-CoSiNE)能夠展示流場(chǎng)的動(dòng)力學(xué)機(jī)制: 在加州中部海域, 流場(chǎng)與等密度面的季節(jié)性變化反映了流場(chǎng)受地轉(zhuǎn)關(guān)系調(diào)控, 為了進(jìn)一步證實(shí), 本文基于密度的季節(jié)性平均值計(jì)算了地轉(zhuǎn)流, 發(fā)現(xiàn)該地轉(zhuǎn)流能夠較為準(zhǔn)確地反映流場(chǎng)的季節(jié)性變化。

Brink K H, 2010. Topographic rectification in a forced,dissipative, barotropic ocean. J Mar Res, 68(3): 337—368

Brink K H, 2011. Topographic rectification in a stratified ocean. J Mar Res, 69(4): 483—499

Carr M E, Kearns E J, 2003. Production regimes in four Eastern Boundary Current systems. Deep-Sea Res II, 50(22—26):3199—3221

Chai F, Dugdale R C, Peng T H et al, 2002. One-dimensional ecosystem model of the equatorial Pacific upwelling system.Part I: model development and silicon and nitrogen cycle.Deep-Sea Res II, 49(13—14): 2713—2745

Chavez F P, Pennington J T, Castro C G et al, 2002. Biological and chemical consequences of the 1997-1998 El Ni o in central California waters. Prog Oceanogr, 54(1—4):205—232

Chelton D B, Bernal P A, McGowan J A, 1982. Large-scale interannual physical and biological interaction in the California current. J Mar Res, 40(4): 1095—1125

Collins C A, Paquette R G, Ramp S, 1996. Annual variability of ocean currents at 350m depth over the continental slope off Point Sur, California. CalCOFI Rep, 37: 257—263

Collins C A, Garfield N, Rago T A et al, 2000. Mean structure of the inshore countercurrent and California undercurrent off Point Sur, California. Deep-Sea Res II, 47(5—6): 765—782

Collins C A, Pennington J T, Castro C G et al, 2003. The California Current system off Monterey, California: physical and biological coupling. Deep-Sea Res II, 50(14—16):2389—2404

Connolly T P, Hickey B M, Shulman I et al, 2014. Coastal trapped waves, alongshore pressure gradients, and the California undercurrent. J Phys Oceanogr, 44(1): 319—342

Di Lorenzo E, 2003. Seasonal dynamics of the surface circulation in the Southern California Current System. Deep-Sea Res II,50(14—16): 2371—2388

Dugdale R C, Barber R T, Chai F et al, 2002. One-dimensional ecosystem model of the equatorial Pacific upwelling system.Part II: sensitivity analysis and comparison with JGOFS EQPac data. Deep-Sea Res II, 49(13—14): 2747—2768

Ezer T, Arango H, Shchepetkin A F, 2002. Developments in terrain-following ocean models: intercomparisons of numerical aspects. Ocean Model, 4(3—4): 249—267

Guo L, Chai F, Xiu P et al, 2014. Seasonal dynamics of physical and biological processes in the central California Current System: A modeling study. Ocean Dynam, 64(8):1137—1152

Hickey B M, 1979. The California current system—hypotheses and facts. Prog Oceanogr, 8(4): 191—279

Huyer A, Sobey E J C, Smith R L, 1979. The spring transition in currents over the Oregon continental shelf. J Geophys Res,84(C11): 6995—7011

Huyer A, 1983. Coastal upwelling in the California current system. Prog Oceanogr, 12(3): 259—284

Kalnay E, Kanamitsu M, Kistler R et al, 1996. The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project. Bull Am Meteorol Soc, 77(3):437—472

Lachkar Z, Gruber N, 2011. What controls biological production in coastal upwelling systems? Insights from a comparative modeling study. Biogeosciences, 8(10): 2961—2976

Lynn R J, Simpson J J, 1987. The California Current system: The seasonal variability of its physical characteristics. J Geophys Res, 92(C12): 12947—12966

Pelland N A, Eriksen C C, Lee C M, 2013. Subthermocline eddies over the Washington continental slope as observed by Seagliders, 2003-09. J Phys Oceanogr, 43(10): 2025—2053 Pierce S D, Smith R L, Kosro P M et al, 2000. Continuity of the poleward undercurrent along the eastern boundary of the mid-latitude north Pacific. Deep-sea Res II, 47(5—6):811—829

Ramp S R, Paduan J D, Shulman I et al, 2005. Observations of upwelling and relaxation events in the northern Monterey Bay during August 2000. J Geophys Res, 110(C7): C07013,http://dx.doi.org/10.10129/2004JC002538

Reid J L, Roden G I, Wyllie J G, 1958. Studies of the California Current system. Calif Coop Ocean Fish Invest Rep, 6:27—56

Rosenfeld L K, Schwing F B, Garfield N et al, 1994. Bifurcated flow from an upwelling center: a cold water source for Monterey Bay. Cont Shelf Res, 14(9): 931—964

Shchepetkin A F, McWilliams J C, 2003. A method for computing horizontal pressure-gradient force in an oceanic model with a nonaligned vertical coordinate. J Geophys Res, 108(C3):3090

Strub P T, Allen J S, Huyer A et al, 1987a. Seasonal cycles of currents, temperatures, winds, and sea level over the Northeast Pacific continental shelf: 35°N to 48°N. J Geophys Res, 92(C2): 1507—1526

Strub P T, Allen J S, Huyer A et al, 1987b. Large-scale structure of the spring transition in the coastal ocean off western North America. J Geophys Res, 92(C2): 1527—1544

Strub P T, James C, 2000. Altimeter-derived variability of surface velocities in the California Current System: 2. Seasonal circulation and eddy statistics. Deep-Sea Res II, 47(5—6):831—870

Thomson R E, Krassovski M V, 2010. Poleward reach of the California Undercurrent extension. J Geophys Res, 115(C9):C09027, http://dx.doi.org/10.1029/2010JC006280

Xiu P, Chai F, Xue H J et al, 2012. Modeling the mesoscale eddy field in the Gulf of Alaska. Deep-Sea Res I, 63: 102—117

Zhang H M, Bates J J, Reynolds R W, 2006. Assessment of composite global sampling: Sea surface wind speed.Geophys Res Lett, 33(17): L17714, http://dx.doi.org/10.1029/2006GL027086