南海民都洛島西南暖池的季節變化研究*

周一銘 孫瑞立 李培良, 翟方國 劉 聰

(1.浙江大學海洋學院 浙江舟山 316021; 2.浙江大學海南研究院 海南三亞 572025;3.中國海洋大學海洋與大氣學院 山東青島 266100)

南海是西北太平洋最大的半封閉邊緣海, 其西側和北側與亞洲大陸相接, 自東北至西南依次主要被臺灣島、菲律賓群島、巴拉望島、加里曼丹島、蘇門答臘島和馬來半島包圍, 并主要通過臺灣海峽、呂宋海峽、卡里馬塔海峽、巴拉望海峽、馬六甲海峽與其他大洋相連接。南海處于東亞季風區, 在夏季, 盛行西南季風, 南海北部和南部分別呈現為氣旋式環流和反氣旋式環流; 在冬季, 盛行的東北季風導致整個南海海盆呈現氣旋式環流。南海除了海盆、次海盆尺度環流外還分布著眾多中尺度渦。東亞季風、大尺度環流、中尺度渦與地形等因素相互作用, 會通過潛熱通量、熱平流等作用, 顯著影響著南海海表面溫度的空間分布, 導致南海海表面溫度呈現出顯著的大尺度特征和局地特征。

南海暖池, 一般是指海表面溫度不低于28 °C 的水體(何有海等, 1997), 是南海海表面溫度空間分布的顯著特征之一。高溫的暖池上空大氣對流運動強烈,大氣潮濕、多云, 海氣相互作用強烈, 所以暖池的范圍、強度和位置的變化將影響海氣界面通量及其上的大氣對流, 進而影響南海水汽和熱量輸送、云量、長短波輻射甚至大氣環流的變化。暖池中高溫的水體是臺風重要的能量來源, 能夠加強臺風(伊炳祺等, 2008;Sunet al, 2016; 韋美鬧等, 2021)。因此研究南海暖池具有重要的科學意義。

Chu 等(1997)通過對美國海軍1966 年海洋觀測資料的分析, 發現并研究了春季南海中東部的暖池,首次提出南海暖池的概念。他們認為這是在副熱帶高壓控制下, 太陽輻射的增加和負風應力旋度作用下的上層海水輻合造成的。早期研究(何有海等, 1997,1999)主要是基于觀測和模式對其空間結構和季節變化特征進行探討。賈英來等(2000)和Liu 等(2002)將南海暖水季節變化過程概括為發展、維持、退縮和消失4 個階段, 同時指出發展階段局部加熱是南海暖池范圍和厚度增長的主導因素。Qu (2001)通過歷史觀測資料證實了春季暖池的存在, 同時基于混合層熱收支方程定性描述了海表面凈熱通量、風場、混合層深度以及卷挾速度在暖池各階段所起的作用。他的分析表明雖然表面凈熱通量項在海表面溫度的年際變化中占主導作用, 但是海洋動力過程是不可忽略的。Wang 等(2006)通過熱收支方程進一步量化分析給出了凈熱通量和海洋動力過程在春季暖池形成過程中的貢獻比例。同時也指出伴隨著西南季風的爆發, 海洋動力過程的降溫作用會克服表面熱輻射帶來的升溫作用。

隨著數據時間跨度的不斷增加和空間分辨率的不斷提高, 南海暖池的局部特征也逐漸被發現和研究。姜霞等(2006)和Liu 等(2009)通過高分辨率數據確認了菲律賓島西側春季暖池(高于30 °C 的高溫水體)的存在, 提出菲律賓島在冬季和早春對東北季風的阻隔作用是呂宋暖水形成的主要原因。Li 等(2012)和Li 等(2014)發現由于冬季東北季風受高海拔山脈地形的阻擋, 在海南島西南側及泰國灣內各存在一個冬季暖池。兩個暖池均有年際變化, 在厄爾尼諾(拉尼娜)年時, 東北季風減弱(增強), 海表面潛熱通量減少(增多), 導致暖池中心的溫度相應升高(降低)。

由于南海暖池的重要性, 前人對南海暖池時空變化特征及其動力機制做了系統的研究。受島嶼地形影響, 南海海表面溫度空間分布的局地特征顯著, 近期我們用0.25°×0.25°的OISST 衛星觀測數據, 重新檢查了南海海盆東側的海表面溫度分布, 發現在民都洛島西南側存在一個被冷水包圍的冬季暖池(圖1b),其空間分布特征、季節變化及強迫機制尚不清楚。我們將在本文中對其展開研究, 論文的結構如下: 第一部分簡要介紹數據和方法; 第二部分描述民都洛島西南暖池的季節變化特征和進行強迫機制分析; 第三部分總結本文研究成果。

1 數據與方法

1.1 數據

海表面溫度(sea surface temperature, SST)數據是美國國家海洋和大氣管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA)發布的2.1 版本的最優插值海表面溫度數據(Optimum Interpolation Sea Surface Temperature, OISST v2.1)。該數據是高級甚高分辨率輻射計(Advanced Very High Resolution Radiometer, AVHRR)得到的SST 數據, 經過船測、浮標、Argo 等現場觀測數據校正后, 利用最優插值法得到的日平均資料。時間分辨率1 d, 空間分辨率為0.25°×0.25°, 時間跨度為1981 年9 月1 日至今。本文所用時間范圍為1981 年9 月至2021 年12 月(Huanget al,2021)。下載地址: https://www.ncei.noaa.gov/data/sea-surface-temperature-optimum-interpolation/v2.1/ac cess/avhrr/。

本文利用歐洲中期天氣預報中心第五代再分析數據集(ECMWF Reanalysis v5, ERA5)中的大氣變量數據去描述和模擬大氣過程(Chenet al, 2022)。變量包括海表面10 m 處的緯向風速和經向風速、凈短波輻射、凈長波輻射、潛熱通量、感熱通量和總降雨量數據, 時間分辨率為1 d, 空間分辨率為0.25°×0.25°,時間跨度為1979 年1 月1 日至今, 本文所用時間范圍為 1982 年 1 月至 2021 年 12 月。下載地址:https://cds.climate.copernicus.eu。

氣候態月平均溫度、鹽度數據來自美國海軍通用數字環境模式第三代產品(GDEM-Version 3.0),該數據集是美國海軍研究實驗室通過對MOODS (Master Oceanographic Observational Data Set)中的溫度, 鹽度剖面觀測數據提取、插值后得到的全球氣候態月平均全深度的網格化產品(Liet al, 2012, 2014)。空間分辨率為0.25°×0.25°, 下載地址: http://www.nrl.navy.mil。

地轉流數據是由哥白尼海洋環境監測服務(Copernicus Marine Environment Monitoring Service,CMEMS)提供。數據集由處理系統生成, 包括許多高度計的數據:Sentinel-3A/B, Jason-3, HY-2A, Jason-1,Topex/ Poseidon, Envisat, GFO 和ERS-1/2。它提供了一個全球覆蓋范圍和區域產品, 具有空間分辨率0.25°×0.25°, 時間分辨率為1 d, 時間跨度為從1993 年至今, 本文使用時間范圍為1993 年1 月至2020 年6 月。CMEMS 包括兩類產品:近實時產品和延時產品。延時產品提供了一個均質化, 相互校準, 長時間高精度高度計數據(Sunet al, 2020)。本文選擇了延時產品。下載地址: http://marine.copernicus.eu/。

地形數據來自于海圖數據校正后的美國國家海洋和大氣管理局的 ETOPO1 全球地形起伏模型(Amanteet al, 2009)。空間分辨率為0.016 7°×0.016 7°,下載地址: https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/global.html。

1.2 方法

式中,0Q是海表面輻射凈熱通量, 系數R,1r和2r分別選擇為0.58, 0.35 和23。

熱收支方程中的卷挾速度Went可以用下面式子確定(Qu, 2001)6950:

式中, ?mh?t表示混合層加深速度,wmb是混合層底水團速度,U??mh表示混合層以下水團的水平對流(Williams, 1989)。南海由于混合層較淺, 混合層底的垂直速度一般由埃克曼抽吸作用占主導(Qu,2001)6951。

在本文中, 混合層熱收支方程(1)中等號左側項被稱為溫度趨勢項, 右側5 項分別被稱為凈熱通量項,埃克曼熱對流項, 地轉熱對流項, 垂向卷挾項及余項。所有這些項將利用氣候態月平均數據進行計算。

PWP 混合層模式是一維整體混合層模式, 混合層內各種變量(水平流速、溫度、鹽度等)都是充分混合的, 而混合層與深層之間的水平流速、溫度、鹽度是不連續的。混合層的判定滿足三重標準: 1、靜力穩定。任何的靜力不穩定性立即通過附近網格的混合來消除, 直至整個剖面滿足靜力穩定; 2、為了模擬混合層底部的卷入和卷出, 混合層底部的混合過程通過整體Richardson 數(bR)來控制; 3、為了消除混合層底與下層水體之間的巨大的速度梯度, 通過設置梯度Richardson 數(gR), 在混合層和下層水體之間形成一個有限深度的轉換層。

PWP 模式中使用的一維溫度、鹽度和動量方程如下:

式中,α= -3.0×10-4°C-1,β= 7.6×10-4‰-1。

PWP 初始條件采用的是GDEM 10 月份氣候態月平均的溫度、鹽度剖面數據。表面強迫采用的是從12 月1 日至2 月28 日冬季氣候態天平均的凈熱通量、風應力和淡水通量。凈熱通量包括凈短波輻射、凈長波輻射、潛熱通量、感熱通量; 風應力包括緯向風應力(向東為正), 經向風應力(向北為正), 其中潛熱通量和風應力是獨立的輸入文件, 前者屬于熱收支模塊,后者屬于混合模塊(Priceet al, 1986)。在我們的模擬實驗中, 垂直分辨率為1 m。這個模式連續運行90 d。

2 結論

2.1 民都洛島西南暖池的季節變化特征

圖1b 展示了從12 月至2 月氣候態冬季季節平均的OISST 的空間分布。圖中最鮮明的特征是在民都洛島西南側的溫暖水體被島北部和南部的冷水包圍。暖水覆蓋了119.2°～120.8°E, 12°～13°N 的區域, 暖池中心位置在120.5°E, 12.5°N, 我們將其稱作南海民都洛島西南暖池。本文中的暖池定義沿用Li 等(2012)和Li 等(2014)兩篇文章中暖池定義, 為相對意義上的暖池, 指海表面溫度高于周圍海水的區域。本文中相對暖池核心區域的平均溫度約為28 °C, 比南北兩側約高0.6～1.0 °C。為了量化分析該暖池強度變化, 我們基于地形選取了相對民都洛島中軸線近似對稱的三個1°×1°正方形區域, A 區、B 區和C 區, 分別用紫色粗線框出(圖1b)。紫色方框B 包括了整個暖池核心區域, 未包含區域將不會對結論產生影響。紫色方框A 和C 表示南北兩側冷水區。我們利用A、B 和C三個正方形區域內海表面溫度平均值計算暖池中心區域與周邊區域的溫差, 構造暖池的強度指數。

圖2 展示了民都洛島西南暖池空間分布的季節變化。從圖2 中可以看出該暖池具有顯著的季節變化。該暖池在某些月份很強, 如12 月、1 月和2 月; 在某些月份很弱, 如10 月、11 月、3 月、4 月和5 月; 在某些月份完全消失, 如6～9 月。

圖2 民都洛島鄰近海域氣候態月平均海表面溫度和風場的季節變化Fig.2 Seasonal variation of monthly mean SST, sea surface wind vectors, and wind speed around the Mindoro Island in climate state

圖3 給出了暖池(B 區域)和周圍區域(A 區域和C區域)海表面溫度及暖池強度的季節變化。圖3a 展示的是A、B、C 三個區域氣候態月平均海表面溫度的季節變化, 可以看出三個區域海表面溫度呈現出相似的季節變化特征: 海表面溫度從秋季開始逐漸降低, 直到在冬季2 月份達到最低溫度; 進入春季之后海表面溫度持續回升并在5 月份達到最高, 最后在夏季海表面溫度持續降低。同時B 區域平均海溫恒高于區域A 和C 區域, C 區域平均海溫一直處于最低。

圖3 暖池(B)及南北側冷水(A 和C)區域平均的氣候態月平均海表面溫度的季節變化(a)和暖池與冷水區域間氣候態月平均溫差的季節變化(b)Fig.3 Seasonal variation of the monthly mean sea surface temperature in the warm pool (B), and the north and south areas(A and C) in climate state (a) and seasonal variation of the monthly mean sea surface temperature differences between the warm pool and cold-water areas in climate state (b)

圖3b 表示的是暖池區域分別與民都洛島南部、北部區域溫差的季節變化。根據圖3b, 暖池的季節演變過程大致可以分為4 個階段: 成長期, 成熟期、衰退期和消失期。成長期為10～11 月份, 10 月暖池中心區域與南北兩側區域溫差約0.25 °C, 11 月份區域間溫差達到0.5 °C, 暖池長成雛形; 12～2 月為成熟期, 期間暖池中心區域與南北兩側區域溫差皆高于 0.5 °C, 暖池中心區域與南北兩側區域溫差最高可達1.1 °C 和0.7 °C; 3～5 月為衰退期, 暖池中心區域與南北兩側區域溫差逐月減小, 暖池結構不斷衰退; 6～9 月為消失期, 暖池特征在這4 個月中基本消失不見。

2.2 民都洛島西南暖池的強迫機制

前人研究(Qu, 2001; 王衛強等, 2005; Wanget al,2006)中指出影響海表面溫度的因素主要包括海表面凈熱通量, 埃克曼熱對流, 地轉熱對流以及垂向混合。因此我們使用在第二部分中介紹的混合層熱收支方程和PWP 模式來研究民都洛島西南暖池的強迫機制。

圖4 展示了氣候態冬季季節平均的海表面凈熱通量項, 埃克曼熱對流項, 地轉熱對流項和垂向卷挾項對海表面溫度變化貢獻的空間分布圖像。圖4a 展示了由海表面凈熱通量項引起的海表面溫度變化的空間模態和圖1b 中氣候態冬季季節平均的民都洛島西南暖池的空間結構是相似的。圖4b～4d 展示的埃克曼熱對流項, 地轉熱對流項和垂向卷挾項雖然在暖池附近區域引起的局部海表面溫度變化較大, 但是他們引起的升溫和降溫作用并不能促進暖池結構的形成。因此我們認為是海表面凈熱通量項導致了氣候態冬季民都洛島西南暖池的形成。基于此結論, 我們利用PWP 模式進一步驗證和探究民都洛島西南暖池的強迫機制。

圖4 氣候態冬季季節平均凈熱通量項(a)、埃克曼熱對流項(b)、地轉熱對流項(c)、垂向卷挾項(d)Fig.4 Winter climatological net surface heat flux term (a), the Ekman heat advection term (b), the geostrophic heat advection term (c)and vertical heat entrainment term (d)

圖5a 展示了以熱通量、風應力和淡水通量觀測資料作為強迫場進行PWP 模式模擬得到的海表面溫度結果。可以看到與觀測(圖1b)相比, 控制實驗很好地再現了民都洛島西南暖池的空間結構。值得注意的是, 模擬出的暖池及南北兩側的冷水區相比于觀測結果而言(圖1b)是較強的。這可能是模式中計算混合層深度時選取的密度梯度值較小導致的。

為了找到主要影響因素, 我們利用不同的外強迫做了六個額外的敏感實驗。在敏感性實驗中我們將短波輻射、長波輻射、潛熱通量、感熱通量、風應力和降雨速率設置成研究區域的區域平均值。如圖6c所示, 當潛熱通量被設置成區域平均值之后, 類似圖1b 中120.5°E, 12.5°N 附近區域的暖心空間結構不能被很好的重現出來(圖6c)。剩下的5 個實驗中, 當把其他5 個變量設置成區域平均值, 潛熱通量按照實際觀測數值輸入后是可以重現暖池的空間結構的(圖6a, 6b, 6d, 6e, 6f)。因此潛熱通量是暖池形成的主要影響因素。

圖6 將短波輻射(a)、長波輻射(b)、潛熱通量(c)、感熱通量(d)、風速(e)和降雨速率(f)設置為區域平均值得到的6 個PWP模式海表面溫度敏感性實驗結果Fig.6 Sea surface temperature results for six sensitive PWP model experiments by setting short wave radiation flux (a), longwave radiation flux (b), latent heat flux (c), sensible heat flux (d), zonal and meridional wind stress (e), and precipitation rate (f) to be an area-averaged value

圖1b 展示了氣候態冬季季節平均的風矢量和風速的空間分布。民都洛島西南側海域風速較小, 在島西北和東南兩側地區風速卻很大。風場這種獨特的空間分布是由于民都洛島上的高海拔山脈導致的。圖1b中民都洛島上海拔高于300 m 的地形用黑色陰影表示。在民都洛島西南背風側區域, 東北季風被島上高海拔山脈阻擋, 導致該地區風速減小, 同時在島的南北兩端風速增加。民都洛島西南暖池的范圍和小風速、潛熱通量較小區域, 暖池南北兩側低溫區與高風速、潛熱通量較大區域具有非常好的對應關系(圖5b)。

綜上, 我們認為潛熱通量對暖池空間結構的形成具有非常重要的影響。暖池的強迫機制可以總結如下: 秋季時西南季風逐漸轉換為冬季的東北季風, 受民都洛島上高海拔山脈阻擋, 東北季風在民都洛島西南背風側風速減小, 潛熱通量減小, 海洋失熱減少,海溫隨之升高, 與之相反的是在島南北兩側區域東北風受地形影響形成風激流區域, 潛熱通量增大, 海洋失熱增加, 海溫降低, 暖池結構逐漸形成; 冬季東北季風最強, 暖池結構最為顯著; 春季東北季風逐漸減弱, 地形引起的島西南(西北和東南)風速小(大)的空間結構消失, 暖池與冷水區域之間的潛熱通量的差異變小, 暖池逐漸衰退; 夏季東北季風完全消失,暖池隨之消失。

3 結論

綜合利用 NOAA 海表面溫度衛星觀測數據、ERA5 再分析數據、GDEM 氣候態溫度、鹽度剖面數據及PWP 模式, 發現了南海民都洛島西南暖池的存在, 分析了該暖池的季節變化特征, 探討了暖池的強迫機制, 主要結論如下:

(1) 南海民都洛島西南暖池為一個相對意義上的暖池, 定義為海表面溫度比周圍海域更高的區域。其位于民都洛島西南方向約100 km 范圍內, 中心位置靠近民都洛島西南側。其季節變化過程可分為發展期、成熟期、衰退期、消失期4 個階段: 成長期為10～11 月,10 月暖池中心區域與南北兩側區域溫差約0.25 °C,11 月份溫差初步達到0.5 °C, 暖池長成雛形; 12～2 月進入成熟期, 此時暖池中心區域與南北兩側區域溫差皆高于0.5 °C, 并且暖池中心區域與南北兩側區域溫差最高可達1.1 °C 和0.7 °C; 3～5 月為衰退期, 暖池結構開始衰退; 6～9 月為消失期, 暖池結構特征在這4個月中完全消失。

(2) 地形引起的民都洛島附近海域潛熱通量的空間差異是民都洛島西南暖池形成的主要原因。具體動力過程為: 冬季時東北季風受民都洛島上的高海拔山脈阻擋, 在民都洛島西南背風側形成低風速區, 而在民都洛島南北兩側形成高風速區。風速的空間差異引起了海表面潛熱通量的空間差異, 即民都洛島背風區的潛熱通量較周圍海域要小, 海表面失熱較少, 進而海表面溫度較周圍海域要高, 導致了民都洛島西南暖池的形成。春季東北季風不斷減弱, 暖池逐漸衰退, 夏季東北季風完全轉換為西南季風, 暖池徹底消失。

本文初步揭示了南海民都洛島西南暖池的季節變化特征及強迫機制, 對于全面了解南海暖池的局部結構特征提供了一定參考。未來的工作需要進一步分析該暖池的年際變化及其對于生態系統響應、降水和邊界層耦合等區域氣候的影響。