孟加拉灣SST季節循環雙峰結構的熱收支診斷*

劉延亮 ，于衛東 ，李奎平

(1.國家海洋局 第一海洋研究所，山東青島266061；

2.國家海洋局第一海洋研究所海洋與氣候研究中心，山東青島266061)

孟加拉灣在亞洲季風系統中扮演著重要角色，它是我國夏季降水的主要水汽來源地［1-2］，也是亞洲季風最早爆發的區域［3-4］。孟加拉灣季風的爆發是典型的海氣相互作用過程，作為季風下墊面的海洋在季風爆發及維持過程中都有重要作用［5-6］。

海溫的季節循環對亞洲季風的演變具有重要影響［7］。孟加拉灣有著獨特的地理和水文環境，印度和緬甸的一些主要河流均注入孟加拉灣，導致該海區的淡水流入總量占整個印度洋的一半以上，成為全球表層鹽度最低的熱帶海區［8］。受上層淡水的影響，在冬、夏季風的轉換期間，風速較小，上層海水形成穩定層結，混合層變薄，對熱通量的變化非常敏感，因此在每年的春季和秋季極易出現高海溫。目前，對孟加拉灣高海溫的研究多聚焦于春季海表面溫度(SST)的研究［9-11］，因為它對夏季風的爆發有重要影響。對于秋季SST的增暖機制及春、秋季SST峰值的比較研究較少。而且，由于印度洋觀測資料的匱乏，對于孟加拉灣海溫的完整熱收支診斷尚不多見。本文將利用最新的浮標觀測數據對孟加拉灣SST季節循環的雙峰結構進行熱收支診斷，以明確兩個峰值的生消機制，并分析兩個峰值不對稱的原因。

1 研究方法和數據

1.1 研究方法

SST的變化受多種因素的影響，海表熱通量以海氣熱交換的形式可以顯著影響混合層溫度，溫度平流和混合層卷夾過程通過與周圍海水的熱量交換也對SST的變化有重要影響，而混合層中的湍流耗散作用相對較小，一般予以忽略。

本文章的熱收支診斷主要基于混合層熱平衡方程:

式中，T為海溫；Qnet為海表凈熱通量；ρ為海水密度；cp為海水比熱；hm為混合層深度；Qb為穿透混合層的短波輻射；U為平流流速；we為卷夾速度；為熱通量項；-U·▽T為溫度平流項；為卷夾項；F為耗散項，其量級一般較小；R為誤差項。

海氣凈熱通量(Qnet)是以下四項共同作用的結果:短波輻射(Qsw)、長波輻射(Qlw)、感熱通量(Qsh)和潛熱通量(Qlh):

式中，Qsw來自浮標傳感器的直接觀測，按照9%扣除海表反射［12］；Qlh和Qsh的計算采用了COARE3.0通量法則［13-14］。

短波輻射通量隨深度的衰減采用以下方案［15-17］:

式中，Qz代表深度z處向下短波輻射通量；Q0為海表的短波輻射通量；R=0.67為常數；γ1=1.0，γ2=17，代表光衰減長度。

夾卷速度we由以下方程來確定［16-17］:

式中，hm為混合層深度，Δρ為混合層底部的密度變化，α是海水的絕熱膨脹系數，g是重力加速度，τ是風應力，m0=0.5，me=0.83。

由于淡水注入對孟加拉灣上層海洋層結具有重要影響，本文混合層深度的選取不能只考慮溫度的變化，同時也要考慮鹽度的影響，因此選取混合層深度的判據必須以密度為判據，本文以比表層(1 m)密度低于0.2 kg/m3的深度做為混合層深度。圖1顯示了孟加拉灣(90°E，15°N)所選浮標位置密度隨深度和時間變化的斷面圖，其中粗實線為30 d平滑后的混合層深度，可以看到本研究選取的混合層深度能較好地與上層密度層化結構相對應，從下文對溫度變化模擬的效果來看，所選取的混合層判據是較為合理的，混合層在每年有兩次最淺，分別出現在春季和秋季季風轉換期，其中春季較秋季更淺，深度不足10 m。

1.2 數據

本文章采用的主要資料來源于(90°E，15°N)的觀測浮標，時間跨度為2008-01-2011-12，所涉及的測量數據包括上層海水變量(溫度、鹽度、密度、流速和流向)，海表氣象數據(風速風向、短波輻射、長波輻射、氣溫、濕度等)(http://www.pmel.noaa.gov/tao/)。由于浮標觀測資料的缺失比較嚴重，進行混合層熱平衡診斷時只選取了觀測資料相對完整的2009年。為計算水平溫度平流，我們采用TMI衛星觀測的SST資料來計算SST水平梯度(http://www.ssmi.com/tmi)。以上所有數據的時間步長為1 d。

2 SST的雙峰結構

圖2給出了衛星觀測(TMI)的孟加拉灣中部斷面SST的季節變化，其中圖2a為90°E斷面10°～15°N經向平均SST時間序列，圖2b為90°E時間-經度斷面。由圖2a可見，孟加拉灣海溫存在顯著的季節變化特征，冬季風和夏季風期間分別對應著SST的兩個低谷，而在春季和秋季的季風轉換期出現兩個SST峰值，分別出現在4月份和10月份，不僅春季峰值高于秋季峰值，春季的增溫幅度也遠大于秋季增溫幅度。圖2b顯示出4月份高海溫的中心較為靠南，而10月份高溫中心則位于14～15°N；冬季風期間南部的海溫要遠高于北部，而其它時期南北溫度差異并不大。

圖1 孟加拉灣浮標觀測海水密度時間-深度剖面圖Fig.1 Time-depth section of seawater density observed by in-situ buoy

圖2 孟加拉灣氣候態SST季節變化圖Fig.2 Seasonal variations of climatologic SST in Bay of Bengal

圖3 顯示了位于(90°E，15°N)標觀測的2008-2011年SST時間序列，可以看到每年SST都會有兩個峰值，這與衛星觀測結果相一致。雖然個別年份(如2008年)，兩個峰值大小相當，但大部分年份第一個峰值明顯高于第二個峰值。

混合層熱收支的計算需要綜合運用多個物理量的觀測數據，如果數據來源不一致，會累積更多的誤差，影響診斷結果。在圖3(90°E，15°N)所示的4個年份中，唯有2009年觀測數據比較全面，且2009年是典型的雙峰不對稱年份。由圖4給出的2009年15°N浮標觀測的SST和風速時間序列，可以看到在春、秋季兩個峰值期間風速都比較小，且春季峰值比秋季峰值更小，風速較小不僅使海表潛熱釋放變小，而且混合層深度也會相應變淺，從而可能使加熱效率變強。本文章將通過對2009年孟加拉灣15°N浮標進行熱收支診斷，量化各控制項的貢獻，據此分析SST增暖機制及雙峰不對稱的原因。

圖3 浮標觀測的SST時間序列Fig.3 Time series of SST observed by in-situ buoy

圖4 2009年浮標觀測的SST和風速時間序列Fig.4 Time series of SST and wind speed observed by in-situ buoy in 2009

3 熱平衡診斷分析

3.1 熱收支

圖5給出了熱平衡效果及熱收支各項的時間序列，其中SST變化率表示的是SST單位時間內SST的變化量。由圖5a可見，方程(1)右側各項的和基本上與SST的變化趨勢相吻合，這說明只用熱通量項、溫度平流項和卷夾項這三項來分析SST的變化是可行的。相對來說，診斷結果在增暖階段誤差較小，而在6-8月及12-2月的季風盛行期誤差較大，因為本文章主要著眼于比較兩次增暖過程，因此不再詳細分析季風盛行期的診斷誤差來源。把02-20-04-01日的增暖階段稱為春季峰值形成期，把08-10-10-20日的增暖階段稱為秋季峰值的形成期。

圖5b給出了熱通量項、溫度平流項及夾卷項的時間序列，可以看到，各項都存在明顯的季節變化。全年大部分時間熱通量項都起到決定性作用，尤其是在兩個SST峰值形成期間，熱通量項的作用遠大于其它兩項。結合圖6可以看出，春季峰值形成期熱通量加熱作用非常強，超過0.12℃/d，雖然平流項和卷夾項同時表現為冷卻作用，但相對于熱通量項量值要小的多，只能在很小程度上減緩增溫速度；而兩冷卻項中，卷夾冷卻作用要更強一些。而在秋季峰值形成期，熱通量項仍然表現為正加熱作用，卷夾項仍表現為冷卻作用，但相對春季較弱，此時平流項轉變為正加熱作用。在秋季峰值形成期，雖然三項中有兩項都起到加熱作用，但是兩者的量值相對較小，所以總加熱效率比春季要低。影響SST的各因子在不同階段對SST變化起到加熱或冷卻作用，為寫作方便，在下文中將這些作用統稱為熱效應，加熱作用為正熱效應，冷卻作用為負熱效應，其單位統一為:℃/d。圖6所示，三項的熱效應在兩個峰值形成期都存在一定的不對稱性，但熱通量項的不對稱性要遠大于其他兩項，成為造成春、秋季熱效應不對稱的主要原因，本文將針對熱通量項做進一步分析，解析熱通量項在春季和秋季加熱不對稱的原因。

圖5 熱平衡效果圖(a)及熱收支各項熱效應(b)時間序列Fig.5 Time series of heat balance(a)and heat effect of every terms(b)

由圖6可以看到，春季峰值形成期，平流項表現為冷卻作用，延緩增溫速度；而秋季峰值形成期，平流項表現為加熱作用與熱通量項一起加熱海洋。圖7給出了平流速度和溫度水平梯度的經向、緯向分量的時間序列，2-4月份春季增暖期間，溫度南高北低，表現為經向溫度梯度的負值，而經向流速為負，即從較冷的北部向南流，所以徑向流表現為冷卻作用；與此同時緯向溫度梯度為正，緯向流為正，也表現為冷卻作用，所以春季平流項表現為冷卻作用。而8-10月份秋季增暖期間緯向溫度梯度遠弱于經向溫度梯度，平流作用以經向為主，經向流大部分時間仍為負值，經向溫度梯度卻變為正值，經向流表現為加熱作用。

3.2 熱通量項分析

圖6 春季和秋季SST峰值形成期的熱通量項、卷夾項和平流項熱效應的對比圖Fig.6 Contrast of heat flux term，entrainment term and advection term in the formation period of SST peaks in spring and autumn

熱通量項的熱效應取決于以下物理量:海表凈熱通量、穿透混合層底的短波輻射和混合層深度，圖8顯示了以上三個變量的時間序列。海表凈熱通量在春季和秋季存在不對稱現象，結合圖10可以看到，春季峰值形成期，海表凈熱通量平均值大約為110W/m2，而在秋季峰值形成期只有40 W/m2；在雙峰的形成期，由于混合層較淺，穿透混合層底的短波輻射也隨之增強，春季為50W/m2左右，秋季大約為25 W/m2。最終留在混合層中的熱量基本等于海表熱通量與混合層底短波穿透之差，因此春季峰值形成期混合層吸收的熱量大約為60 W/m2，但是秋季期間只有15 W/m2，不及春季的四分之一，這是造成熱通量加熱效應在春秋兩個SST峰值期產生不對稱的主要原因；此外春季和秋季混合層深度也存在不對稱，春季混合層深度平均值只有十幾米，而秋季為20 m左右，這是另一個造成熱通量加熱效應不對稱原因。

圖7 平流速度和溫度水平梯度的經向、緯向分量的時間序列Fig.7 Time series of longitude and latitude sectors of advection velocity and horizontal temperature gradient

圖8 海表凈熱通量、穿透混合層底的短波輻射和混合層深度的時間序列Fig.8 Time series of the net surface heat flux，the solar-wave radiation penetration themixed layer and the depth of themixed layer

圖9 給出了海面表熱通量的四個分量:短波輻射、長波輻射、感熱通量、潛熱通量的時間序列，其中短波輻射向下為正，其它三項向上為正。可以看到海表熱通量四項都存在的季節變化特征，尤其是短波輻射和潛熱釋放。短波輻射在春季和秋季出現高峰，而潛熱釋放在春季和秋季處于低谷，長波輻射則在夏季風期間較弱，感熱釋放的變化較小。結合圖10可以看到，短波輻射在春季峰值形成期平均強度在240 W/m2左右，而秋季峰值形成期平均強度為190 W/m2左右；潛熱釋放在春季峰值形成期平均值為70 W/m2左右，而秋季峰值形成期為110 W/m2左右。春季與秋季相比，其短波輻射加熱更強，而且海面潛熱釋放較小，因此，海面凈熱通量在春季時要顯著強于秋季，這是海表凈熱通量不對稱的主要原因。

圖9 海面短波輻射、長波輻射、感熱通量、潛熱通量的時間序列Fig.9 Time series of SW，LW，SH and LH

圖10 春季和秋季峰值形成期的熱通量各項對比圖Fig.10 Comparison of all heat flux terms in the formation period of SST Peaks in spring and autumn

4 結論

孟加拉灣SST有著顯著的季節變化特征，它在冬季風期間最低，夏季風期間次之，而在春季和秋季兩個季風轉換期出現峰值。SST的春季峰值高于秋季峰值，而且春季峰值形成期的SST增溫幅度顯著大于秋季。本文章利用浮標觀測資料對2009年進行了混合層熱平衡診斷，分析了兩個峰值的形成機制，并比較了其不對稱的原因。結果發現:

1)春季峰值形成期和秋季峰值形成期的SST升溫過程呈現不同機制，春季，熱通量項表現出強加熱作用，而溫度平流項和卷夾項表現為較弱的冷卻作用；秋季，熱通量項和溫度平流項都表現為加熱作用，卷夾項仍表現為冷卻作用。

2)春季峰值形成期熱通量項的加熱效應遠大于秋季，是造成SST雙峰呈現不對稱的主要原因。對熱通量項的進一步分析表明，被混合層吸收的熱通量和混合層深度的不對稱都對熱通量項加熱效應的不對稱存在貢獻。其中混合層吸收的熱通量在春、秋季的對比最為顯著，其不對稱性強于混合層深度的對比。混合層吸收的熱通量在春季和秋季存在的不對稱性主要由海面短波輻射和潛熱釋放的變化所造成。

：

［1］ XIE A，MAO JY.Climatological characteristics ofmoisture transport during summermonsoon over South China Sea［J］.Climatic and Environmental Research，2001，6(4):425-434.謝安，毛江玉.南海夏季風期間水汽輸送的氣候特征［J］.氣候與環境研究，2001，6(4):425-434.

［2］ ZHOU X X，DING Y H，WANG PX.Moisture transport in Asian summermonsoon region and its relationship with summer precipitation in China［J］.Acta Meteorologica Sinica，2008，66(1):59-70.周曉霞，丁一匯，王盤興.夏季亞洲季風區的水汽輸送及對中國將水的影響［J］.氣象學報，2008，66(1):59-70.

［3］ WANG B，LIN H.Rainy season of the Asian-pacific summermonsoon［J］.J.Climate，2002，15(4):386-398.

［4］ LIU Y J，DING Y H.Analysis of the basic features of the onset of Asian summermonsoon［J］.Acta Meteorologica Sinica，2007，65(4):511-526.柳艷菊，丁一匯.亞洲夏季風爆發的基本氣候特征分析［J］.氣象學報，2007，65(4):511-526.

［5］ SHINODA T，HENDON H H，GLICK J.Intraseasonal variability of surface fluxes and sea surface temperature in the tropicalWestern Pacific and Indian Ocean［J］.J.Climate，1998，11:1685-1702.

［6］ ZHANG C.Madden-Julian Oscillation［J］.Rev.Geophys.，2005，43，RG2003/2005，doi:10.1029/2004RG000158.

［7］ WEBSTER P J，PALMER T N，MAGANA V O，et al.Monsoons:Processes，predictability and the prospects for prediction［J］.J.Geophys.Res.，Oceans(1978-2012)，1998，103(C7):14451-14510.

［8］ PARAMPIL SR，ANITHA G，RAVICHANDRAN M，etal.Intraseasonal response ofMixed layer temperature and salinity in the Bay of Bengal to heat and freshwater flux［J］.J.Geophy.Res.Oceans(1978-2012)，2010 ，115(C5).doi:10.1029/2009JC005790.

［9］ WELLER R A，FISCHER A S，RUDNICK D L，et al.Moored observations of upper ocean response to themonsoon in the Arabian Sea during 1994-1995［J］.Deep Sea Res.，2002，49(12):2195-2230.

［10］ SENGUPTA D，RAY P K，BHATG S.Springwarming of the Eastern Arabian Sea and Bay of Bengal from buoy data［J］.Geophys.Res.Lett.，2002，29(15)，1734，doi:10.1029/2002GL015340.

［11］ SENGUPTA D，PARAMPIL SR，BHATG S，etal.Warm pool thermodynamics from the Arabian Sea Monsoon Experiment(ARMEX) ［J］.J.Geophys.Res.，2008，113(C10)，C10008，doi:10.1029/2007JC004623.

［12］ ZHANG Y F.Initial study of sea surface albedo［J］.Acta Oceanologica Sinica，1990，12(1):24-30.張一夫.關于海面反照率的初步探討［J］.海洋學報，1990 ，12(1):24-30.

［13］ DECOSMO J，KATSAROSK B，SMITH SD，et al.Air-sea exchange ofwater vapor and sensible heat:The Humidity Exchange Over the Sea(HEXOS)results［J］.J.Geophys.Res.，1996，101(C15):12001-12016.

［14］ FAIRALL CW，BRADLEY E F，HARE JE，et al.Bulk parameterization of air-sea fluxes:Updates and verification for the COARE algorithm［J］.J.Climate，2003，16:571-591.

［15］ PAULSON C A，SIMPSON JJ.Irradiancemeasurements in the upper ocean［J］.J.Phys.Oceanogr.，1977，7:952-956.

［16］ QIU B，KELLY K A.Upper-ocean heat balance in the Kuroshio Extension region［J］.J.Phys.Oceangr.，1993，23:2027-2041.

［17］ DONGSF，KELLY K A.Heatbudget in the Gulf Stream Region:The importance of heat storageand advection［J］.J.Phys.Oceanogr.，2003，34:1214-1231.