謝玲玲 宗曉龍 伊小飛 李 敏

(廣東海洋大學(xué)廣東省近海海洋變化與災(zāi)害預(yù)警重點實驗室 湛江 524088)

沿岸上升流是陸架海區(qū)一種重要的動力過程,對海域的生態(tài)環(huán)境和漁業(yè)生產(chǎn)具有重要影響(Silva et al, 2009; García-Reyes et al, 2010; Kuvaldina et al,2010; Jing et al, 2011)。低溫的上升流海水還影響了沿岸陸地環(huán)境和氣候(Bakun, 1990; Xie et al, 2003;Cropper et al, 2014)。此外, 沿岸上升流區(qū)也是海氣二氧化碳交換和全球碳循環(huán)中的重要區(qū)域(Tsunogai et al, 1999; Ianson et al, 2009; Lachkar et al, 2013)。

沿岸上升流的年際變化趨勢成為近年來全球氣候變化的研究熱點(Lorenzo, 2015; Sydeman et al,2014; Wang et al, 2015)。Bakun(1990)首先提出全球變暖會導(dǎo)致海陸間大氣壓強梯度力和沿岸風(fēng)應(yīng)力增強,從而加強大洋東邊界的沿岸上升流。這一論斷也得到了很多研究者的支持, 觀測結(jié)果顯示加利福尼亞上升流、秘魯上升流、本格拉上升流、洪堡上升流等大洋東岸的上升流均呈增強趨勢(McGregor et al, 2007;Vargas et al, 2007; García-Reyes et al, 2010; Santos et al, 2012; Cropper et al, 2014; Sydeman et al, 2014)。

我國位于太平洋西岸, 沿岸存在許多顯著的上升流區(qū)(伍佰瑜, 1990; 洪啟明等, 1991; 顏廷壯, 1992;Hu et al, 2001; 吳日升等, 2003; Gan et al, 2009; 韋欽勝等, 2011)。對于大洋東邊界上升流的觀點較為統(tǒng)一;而目前大洋西邊界上升流年際變化的研究較少。關(guān)于我國沿岸上升流變化趨勢的研究開展有限。蔡榕碩等(2006)研究了我國近海對全球變暖的響應(yīng), 認為1976年以來中國近海輻聚風(fēng)場減弱使得沿岸的南風(fēng)減小,從而不利于沿岸上升流的形成, 導(dǎo)致上升流區(qū) SST上升。Gan等(2009)通過觀測和數(shù)值模擬研究南海北部陸架上升流, 指出由于密度大的底層水向岸輸送增強, 南海東北部上升流呈現(xiàn)增強的趨勢。

瓊東上升流是發(fā)生于南海西北部、海南島以東的季節(jié)性沿岸上升流, 通常發(fā)生在 4—9月, 其中 6—7月最強(謝玲玲等, 2012)?；?959—1960、1977—1981年的現(xiàn)場觀測, 李立(1990)、鄧松等(1995)注意到瓊東上升流的強度和持續(xù)時間各年不同。Jing等(2011)指出 1998年夏瓊東上升流受厄爾尼諾影響而顯著增強。Li等(2012)數(shù)值模擬的結(jié)果顯示 2000—2007年海南島東部上升流的年際變化與南海季風(fēng)指數(shù)相關(guān)。這些研究關(guān)注了短期的年際變化, 對長時間的變化趨勢關(guān)注較少。劉羿等(2009)利用濱珊瑚重構(gòu)的溫度序列分析認為瓊東上升流在1906— 1993年間增強, 而Su等(2013)分析1960—2006年的溫度變化,得出瓊東上升流強度在減弱的結(jié)論?？梢? 關(guān)于瓊東上升流強度、空間特征的年際變化趨勢還有待更多研究。此外, 對于年際變化的機制, 前人較多地考慮了沿岸風(fēng)的變化。事實上, 風(fēng)應(yīng)力旋度也屬主要因素(Jing et al, 2011), 其貢獻可達到 30%(Wang et al,2013)。目前, 關(guān)于局地風(fēng)應(yīng)力旋度對瓊東上升流年際變化影響的研究比較少見。本文利用 1982—2012年的衛(wèi)星遙感海面溫度和再分析風(fēng)場資料, 分析瓊東上升流強度和中心位置的年際變化規(guī)律, 并著重探究局地風(fēng)應(yīng)力旋度在年際變化中的作用。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù)據(jù)來源

本文采用的溫度數(shù)據(jù)是 1982—2012年的Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR)的海表面溫度(Sea Surface Temperature, SST), 分辨率為 4km。風(fēng)場數(shù)據(jù)采用歐洲中尺度天氣預(yù)報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts,E C M W F)月平均的再分析數(shù)據(jù), 時間范圍是1982—2012年, 分辨率為0.125°, 在分析較長時間尺度的事件時, 再分析數(shù)據(jù)具有一定的優(yōu)勢。為了與溫度數(shù)據(jù)分辨率匹配, 我們將風(fēng)場數(shù)據(jù)進行二維線性插值, 分辨率為4km。

瓊東上升流為季節(jié)性上升流, 夏季最為強盛。為消除季節(jié)變化的干擾, 本文選用每年 6—8月份平均的溫度場和風(fēng)場。

1.2 研究區(qū)域

前人研究認為瓊東上升流出現(xiàn)范圍通常在18.5°—20°N, 111.5°E 以西近岸(韓舞鷹等, 1990; 鄧松等, 1995; 柴扉等, 2001), 集中在離岸 40km 以內(nèi)(郭飛等, 1998)。為了減小地形凸角對上升流強中心的影響(Su et al, 2009), 本文選擇18.8°—19.6°N范圍內(nèi)岸線變化相對平緩的沿岸40km的區(qū)域為瓊東上升流的代表區(qū), 如圖1中A所示。

在同樣緯度范圍內(nèi)的外海, 選擇與近岸上升流區(qū)形狀、大小完全一致的區(qū)域代表未受上升流影響的背景海域, 如圖1中B所示, 與近岸上升流A區(qū)相隔3個經(jīng)度(約 114°E以東), 以避免海南島東部外海114°E以西暖渦的影響(管秉賢, 1997)。作者實驗了不同研究區(qū)域面積, 發(fā)現(xiàn)其對上升流指數(shù)的變化規(guī)律影響不大。

圖1 南海北部夏季(6—8月)氣候態(tài)月平均的海表面溫度SST (a—c)、風(fēng)應(yīng)力矢量τ和風(fēng)應(yīng)力旋度curlzτ (d—f)。圖中的黑色框形為本文研究選取的近岸上升流區(qū)域A和外海背景場區(qū)域BFig.1 The summer (June—August) monthly climatological sea surface temperature SST (a—c), wind stress vector τ and wind stress curl curlzτ (d—f) in the northern South China Sea. The black boxes labeled A and B are the studied nearshore upwelling region and offshore background region, respectively

1.3 參數(shù)計算

1.3.1 上升流指數(shù) UI 由于上升流垂向流速無法直接獲取, 前人多采用其它易獲取參量(如溫度、風(fēng)速等)來表征上升流強度, 不同研究中上升流指數(shù)定義也不盡相同(Kuo et al, 2000; 苗馨等, 2011; Li et al,2012)。本文要探究沿岸風(fēng)和風(fēng)應(yīng)力旋度對上升流年際變化的影響, 為此不選用 Ekman輸送作為上升流指數(shù)。參考前人工作(Nykj?r et al, 1994; 鄧松等, 1995;Kuo et al, 2000; 苗馨等, 2011), 我們用海表面溫度差ΔT定義上升流指數(shù)(Upwelling Index, UI)為:

這里Ti,Year和ti,Year分別表示某一年份外海非上升流區(qū)(圖1中B)和近岸上升流區(qū)(圖1中A)的第i個網(wǎng)格點上的海表溫度, N表示網(wǎng)格數(shù)。ΔTi,Year是對應(yīng)網(wǎng)格點上的內(nèi)外海區(qū)的溫度差, UIYear為上升流指數(shù)(空間平均了的溫差)。UI越大, 上升流越強。

1.3.2 沿岸風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)應(yīng)力旋度 風(fēng)應(yīng)力 τ由海面10m風(fēng)速塊體公式計算:

其中拖曳系數(shù)Cd為(Yelland et al, 1996, 1998):

由 ETOPO 2′地形數(shù)據(jù)計算岸線傾角, 再將風(fēng)應(yīng)力矢量投影到沿岸方向, 得到沿岸風(fēng)應(yīng)力τalongshore。

風(fēng)應(yīng)力旋度culrzτ由以下公式計算得到

2 結(jié)果

氣候態(tài)下, 夏季南海北部表層水溫較高, 大部分海域SST達到28°C以上(圖1a—c)。在海南島東部沿岸, 上升流形成的低溫區(qū)十分明顯, 其等溫線大致與岸線平行, SST由離岸40km處的27.5°C降到岸邊的26°C。7、8月份的外海溫度相比6月份升高, SST達到29°C以上, 而近岸上升流的低溫仍在27.5°C以下。受東亞季風(fēng)氣候影響, 夏季南海北部海域盛行西南風(fēng)(圖1d—f), 瓊東近岸風(fēng)應(yīng)力相對外海較小, 風(fēng)向在沿岸偏向東北。風(fēng)場大小和方向在空間上分布不均勻,產(chǎn)生了不為零的風(fēng)應(yīng)力旋度。關(guān)注該海域的風(fēng)應(yīng)力旋度(圖 1d—f), 發(fā)現(xiàn)夏季南海北部 112°E以東的海域,風(fēng)應(yīng)力旋度通常為負值, 而在110°—111°E的海南島近岸區(qū)域風(fēng)應(yīng)力旋度在 6—8月份則為正值, 且 7月份正風(fēng)應(yīng)力旋度的量值和范圍較大。正風(fēng)應(yīng)力旋度作用下的 Ekman抽吸也會引起下層冷水上涌, 從而對瓊東沿岸的上升流和低溫產(chǎn)生影響。

2.1 瓊東上升流強度的年際變化

圖2給出了1982—2012年研究海域夏季海溫和上升流指數(shù)的變化?？梢钥吹? 盡管上升流區(qū)與背景海域緯度一致, 由于上升流的存在, 近岸溫度比外海背景溫度通常低1—2°C。在全球變暖背景下, 外海背景SST和近岸上升流區(qū)SST都呈現(xiàn)上升的趨勢。然而, 近岸SST的平均增溫率為0.027°C/年, 外海SST的平均增溫率只有0.018°C/年, 近岸比外海升溫更快,暗示近岸上升流減弱。進一步計算上升流指數(shù), 結(jié)果顯示瓊東上升流強度在 1982—2012年間呈現(xiàn)減弱趨勢, 變化率為–0.010°C/年。

圖2 1982—2012年夏季(6—8月份)研究海域的平均海表面溫度和瓊東上升流指數(shù)的時間變化a. 外海背景溫度SSTfar, b. 上升流區(qū)溫度SSTnear, c. 上升流指數(shù)UI。圖中直線為線性趨勢項Fig.2 Variations of averaged SST and Qiongdong Upwelling index (UI) in the study areas in summer (June—August) of 1982—2012 a: averaged SST in offshore background area; b: averaged SST in nearshore upwelling area; c: upwelling index. Straight lines are the linear trends of the variation

沿岸西南季風(fēng)產(chǎn)生的 Ekman輸運通常被認為是瓊東上升流產(chǎn)生的主要機制(伍佰瑜, 1990)。分析瓊東沿岸風(fēng)應(yīng)力(圖 3a)發(fā)現(xiàn), 近 30年來沿岸風(fēng)應(yīng)力變化與上升流指數(shù)變化的相關(guān)系數(shù)僅有 0.43(隨機噪音檢驗P值為0.016＜0.05, 相關(guān)性顯著, 95%置信區(qū)間上下限為[0.09 0.68]), 與瓊東上升流指數(shù)的下降趨勢不同, 沿岸風(fēng)應(yīng)力在 1982—2012年總體變化趨勢沒有減弱, 甚至略有增強, 增長率為 1.1×10–5N/(m2年)。Su等(2013)基于 cross-calibrated multi-platform(CCMP)海面風(fēng)場也發(fā)現(xiàn)瓊東沿岸風(fēng)應(yīng)力在 1988—2008年間呈現(xiàn)增強趨勢, 與瓊東上升流指數(shù)的減弱趨勢相反, 針對此“矛盾”現(xiàn)象, 他們通過數(shù)值模擬,從背景西邊界流的變化予以解釋。事實上, 除了沿岸風(fēng)應(yīng)力, 局地風(fēng)應(yīng)力旋度也是調(diào)控瓊東上升流的重要因素(Jing et al, 2011; Wang et al, 2013)。進一步分析風(fēng)應(yīng)力旋度數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)(圖3b), 近岸上升流區(qū)域內(nèi)風(fēng)應(yīng)力旋度的年際變化與上升流指數(shù)的相關(guān)性高于沿岸風(fēng)應(yīng)力, 相關(guān)系數(shù)達到了0.66(P值為0.0001, 95%置信區(qū)間的邊界分別為 0.39和 0.82), 并且, 風(fēng)應(yīng)力旋度變化的總體趨勢是減弱, 減弱率為–2.7×10–11N/(m3年)。相比沿岸風(fēng)應(yīng)力, 風(fēng)應(yīng)力旋度的變化對瓊東上升流強度的年際變化可能發(fā)揮了更重要的作用: 風(fēng)應(yīng)力旋度減弱可能是導(dǎo)致瓊東上升流強度減弱的重要因素。

圖3 1982—2012年瓊東上升流區(qū)沿岸風(fēng)應(yīng)力τalongshore (a)及風(fēng)應(yīng)力旋度curlzτ (b)的變化圖中直線為線性趨勢Fig.3 Variations of alongshore wind stress τalongshore (a) and the curl of wind stress curlzτ (b) in Qiongdong Upwelling region in 1982—2012. Straight lines are their linear trends

為了進一步研究風(fēng)場變化和瓊東上升流指數(shù)變化的內(nèi)在相關(guān)性, 我們將瓊東上升流指數(shù)、沿岸風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)應(yīng)力旋度進行經(jīng)驗?zāi)B(tài)分解(Empirical Mode Decomposition, EMD) (Huang et al, 1998)。該方法可以得到由數(shù)據(jù)本身變化決定的有限個本征模函數(shù)。如圖4a—c和表1所示, 瓊東上升流指數(shù)的年際變化存在3個本征模態(tài)(intrinsic mode function, IMFs), 變化周期約為3年、5年和10年, 方差貢獻分別為82%、10%和1%, 其中以3年周期的振幅最大, 是瓊東上升流指數(shù)變化的主周期。相應(yīng)的, 沿岸風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)應(yīng)力旋度也存在3個本征模態(tài), 其周期與上升流變化類似,并以第一模態(tài)的振幅和方差貢獻最大。對于上升流變化的前兩個主要模態(tài), 風(fēng)應(yīng)力旋度與上升流指數(shù)的相關(guān)性均高于沿岸風(fēng)應(yīng)力, 尤其是在振幅和方差貢獻最大的第一模態(tài), 相關(guān)系數(shù)達到 0.75, 說明風(fēng)應(yīng)力旋度變化在瓊東上升流變化中的重要作用。

圖4 1982—2012年瓊東上升流指數(shù)UI (a—c)、風(fēng)應(yīng)力旋度 curlzτ (d—f)和沿岸風(fēng)應(yīng)力τalongshore (g—i) EMD分解得到的本征模函數(shù)Fig.4 The intrinsic mode functions (IMFs) of the Qiongdong Upwelling index UI (a—c), the curl of wind stress curlzτ (d—f), and alongshore wind stress τalongshore (g—i) in 1982—2012

表1 瓊東上升流指數(shù)UI、沿岸風(fēng)應(yīng)力τalongshore和風(fēng)應(yīng)力旋度curlzτ的本征模函數(shù)及相關(guān)性Tab.1 The IMFs of the upwelling index (UI), wind curl (curlzτ) and alongshore wind stress (τalongshore), and the correlation coefficients

2.2 瓊東上升流強中心位置的年際變化

瓊東上升流在空間上分布不均勻。韓鷹舞等(1990)曾指出, 1984年7月在瓊東上升流近岸30m水深的范圍內(nèi)存在港北港北部和南部兩個低溫中心。我們對瓊東近岸上升流區(qū)氣候態(tài)的SST進行緯向(即沿緯線方向)平均(圖 5a), 發(fā)現(xiàn)低溫主要集中在 18.9°—19.3°N之間, 其中最低溫大約在19.2°N左右, 另外兩個低溫位于19.3°N和19°N附近。將氣候態(tài)的內(nèi)外溫差同樣作緯向平均(圖5b), 其分布特征與近岸低溫的分布呈現(xiàn)了很好的負相關(guān), 大值也集中在 18.9°—19.3°N之間, 其中最大值位于最北部的19.3°N。

定義緯向平均的最大溫差所處的緯度為上升流中心, 并研究瓊東上升流中心位置的年際變化。如圖6所示, 瓊東上升流的強中心隨年際變化在研究區(qū)域內(nèi)南北振蕩, 但大多在 18.9°—19.3°N 之間, 最大概率出現(xiàn)在19.2°—19.3°N附近, 其次在18.9°—19°N附近, 這與圖5中顯示的氣候態(tài)下的低溫和大溫差所處的位置基本一致。分析上升流中心位置的總體變化趨勢, 發(fā)現(xiàn)近 30年來瓊東上升流中心略向北偏移。對中心位置年際變化的南北振蕩進行 EMD分解, 也得到了大約以3年、5年和10年為周期的本征模態(tài), 方差貢獻分別為60%, 31%和4%, 其中以3年為周期的第一模態(tài)振幅和方差貢獻最大, 與上升流強度的年際變化規(guī)律相似。

圖5 近岸氣候態(tài)SST(a)和內(nèi)外溫差ΔT(b)的緯向平均Fig.5 Zonal averages of the coastal climate SST (a) and the upwelling temperature difference ΔT (b)

圖6 1982—2012年瓊東上升流中心位置的年際變化(a)、位置分布統(tǒng)計(b)以及中心位置南北振蕩的3個本征模態(tài)(c—e)Fig.6 Interannual variation (a) and the statistics (b) of the core location of Qiongdong Upwelling in 1982—2012, and three IMFs of the variation in the core location (c—e)

對沿岸風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)應(yīng)力旋度也作緯向平均, 發(fā)現(xiàn)最大沿岸風(fēng)應(yīng)力和最大風(fēng)應(yīng)力旋度出現(xiàn)的緯度較為固定(圖 7)。最大沿岸風(fēng)應(yīng)力集中在 19.1°N, 少數(shù)年份出現(xiàn)在 18.9—19°N, 這可能對上升流中心位置時常出現(xiàn)在 19°N附近起到了作用; 而最大風(fēng)應(yīng)力旋度對應(yīng)的緯度最大概率出現(xiàn)在19.25°N附近, 與上升流強中心出現(xiàn)最大概率的 19.2°—19.3°N一致。強風(fēng)應(yīng)力旋度可能對上升流強中心的位置具有重要的影響。對于上升流中心的北移趨勢, 可能與沿岸風(fēng)應(yīng)力增強了表層沿岸北向流從而使冷水北移有關(guān), 具體機制還有待更多分析。

圖7 瓊東上升流近岸區(qū)域內(nèi)緯向平均的最大沿岸風(fēng)應(yīng)力(a)和最大風(fēng)應(yīng)力旋度(b)所處緯度, 以及對應(yīng)緯度出現(xiàn)次數(shù)的統(tǒng)計(c, d)Fig.7 Latitudes of maximum zonal-averaged alongshore wind stress (a) and wind stress curl (b) in the Qiongdong Upwelling region, and their corresponding statistics (c, d)

3 討論

通常認為沿岸風(fēng)應(yīng)力是瓊東上升流的主要產(chǎn)生因素, 那么瓊東上升流的長時間變化是否也主要受沿岸風(fēng)應(yīng)力控制？本文分析衛(wèi)星資料的發(fā)現(xiàn), 瓊東上升流的長時間變化趨勢與沿岸風(fēng)應(yīng)力變化并不一致, 甚至相反, 這與Su等(2013)分析現(xiàn)場溫度和風(fēng)場的結(jié)果一致。事實上, 除了沿岸風(fēng)應(yīng)力, 風(fēng)應(yīng)力旋度引起的 Ekman抽吸也對上升流有重要貢獻, 瓊東上升流隨時間的變化可能受風(fēng)應(yīng)力旋度變化的影響。Jing等(2011)在關(guān)注厄爾尼諾對瓊東上升流影響時曾指出, 1999—2007年間風(fēng)應(yīng)力旋度變化是瓊東上升流變化的主要機制。本文關(guān)注1982—2012年近30年來瓊東上升流強度和中心位置的變化, 發(fā)現(xiàn)相比于沿岸風(fēng)應(yīng)力, 風(fēng)應(yīng)力旋度的變化是上升流變化的主要原因。

為了探究瓊東上升流的水平空間分布情況及其與局地風(fēng)應(yīng)力旋度的關(guān)系, 我們對表征上升流的內(nèi)外溫差ΔTi,Year和風(fēng)應(yīng)力旋度culrzτ的時空序列做經(jīng)驗正交函數(shù)分解(Empirical Orthogonal Function, EOF),并選取通過檢驗的方差貢獻最大的模態(tài)進行分析。

如圖 8a所示, 瓊東上升流第一模態(tài)在空間上均為正值, 呈南北向分布, 最強值出現(xiàn)在近岸, 并向離岸方向減弱, 在 19.0°—19.3°N之間存在最大值中心,與近岸低溫的空間分布形式類似, 其方差貢獻占60%, 是瓊東上升流的最主要空間分布形態(tài); 其時間系數(shù)變化譜分析顯示(圖8c), 存在2.5、2.9、3.8、5.2以及11.1年周期的峰值, 其中2.5年和2.9年(約3年左右)的周期峰值最高, 與上升流指數(shù)的EMD分解結(jié)果類似, 進一步證實瓊東上升流的時空變化3年左右的主周期。除第一模態(tài), 上升流內(nèi)外溫差EOF分解的其它模態(tài)所占比例都非常小, 其中第二模態(tài)最大方差貢獻僅有5.7%, 這里不再討論。風(fēng)應(yīng)力旋度的EOF分解也以第一模態(tài)為主, 其方差貢獻占93%。與上升流內(nèi)外溫差的第一模態(tài)類似, 風(fēng)應(yīng)力旋度第一模態(tài)在空間也均為正值(圖 8d), 最強值出現(xiàn)在近岸, 向離岸方向減弱, 并在 19.2°—19.4°N 之間存在最大值中心, 其時間系數(shù)變化也存在 2.5、3.0、3.8、5.2以及9.8年周期的峰值, 并以約 3年周期為主。兩者空間分布和時間系數(shù)的相關(guān)系數(shù)分別達到 0.60(假設(shè)檢驗P值為0.000)和0.67。這些相似, 進一步說明了風(fēng)應(yīng)力旋度可能是瓊東上升流變化的重要因素。

4 結(jié)論

在全球氣候變化背景下, 大洋東邊界上升流普遍呈現(xiàn)增強的趨勢, 而關(guān)于大洋西邊界上升流變化的研究不多。位于南海西北部的瓊東上升流區(qū)是我國重要的漁業(yè)生產(chǎn)區(qū), 其年際變化規(guī)律具有重要的科學(xué)意義和應(yīng)用價值。

本文在前人研究的基礎(chǔ)上, 利用 1982—2012年的高分辨率的風(fēng)場和溫度數(shù)據(jù)詳細研究了瓊東上升流強度和中心位置的年際變化趨勢, 得到以下結(jié)論:

圖8 瓊東上升流區(qū)內(nèi)外溫差ΔT和風(fēng)應(yīng)力旋度curlzτ的EOF分解第一模態(tài)的空間分布(a, c)、時間變化系數(shù)(b, d)以及時間變化的功率譜(c, e)Fig.8 The special (a, d) and temporal (b, e) components of the first mode of EOF decomposition of Qiongdong Upwelling temperature difference ΔT and local wind stress curlzτ. c and f are the power spectra of the temporal coefficients, where green dot lines are the upper and lower bounders of 95% confidence level

(1) 近30年來, 瓊東上升流強度總體上減弱。局地風(fēng)應(yīng)力旋度是瓊東上升流的重要影響因素, 其年際變化與瓊東上升流指數(shù)變化相關(guān)系數(shù)達到0.66, 并且其總體趨勢是減弱的, 與上升流指數(shù)變化趨勢一致。EMD分解結(jié)果顯示, 風(fēng)應(yīng)力旋度和上升流指數(shù)均存在3年、5年和10年的振蕩周期, 并以3年為主,該模態(tài)兩者相關(guān)系數(shù)達到0.75。

(2) 統(tǒng)計發(fā)現(xiàn), 在研究范圍內(nèi)瓊東上升流強中心最大概率出現(xiàn)在 19.2°—19.3°N 附近, 上升流中心位置隨年際變化也存在周期約3年、5年和10年的本征模態(tài), 其總體變化趨勢略向北偏移。最大風(fēng)應(yīng)力旋度在 19.25°N, 與上升流中心最大概率分布位置接近。局地風(fēng)應(yīng)力旋度對瓊東上升流強中心起到了重要作用。

韋欽勝, 臧家業(yè), 戰(zhàn)閏等, 2011. 夏季長江口東北部上升流海域的生態(tài)環(huán)境特征. 海洋與湖沼, 42(6): 899—905

鄧 松, 鐘歡良, 王名文等, 1995. 瓊海沿岸上升流及其與漁場的關(guān)系. 臺灣海峽, 14(1): 51—56

伍佰瑜, 1990. 珠江口以西陸架海域環(huán)流研究 II. 臺灣海峽,9(1): 14—21

劉 羿, 彭子成, 韋剛健等, 2009. 南海北部夏季沿岸上升流近百年的強度變化. 地球化學(xué), 38(4): 317—322

李 立, 1990. 珠江口以西陸架夏季上升流的研究. 臺灣海峽,9(4): 338—346

吳日升, 李 立, 2003. 南海上升流研究概述. 臺灣海峽,22(2): 269—277

苗 馨, 胡建宇, 2011. 用沿岸上升流指數(shù)分析中國東南沿岸風(fēng)生上升流的特征. 海洋通報, 30(3): 258—265

洪啟明, 李 立, 1991. 粵東陸架區(qū)夏季的上升流. 臺灣海峽,10(3): 271—277

柴 扉, 薛惠潔, 侍茂崇, 2001. 海南島東部上升流研究. 見:中國海洋學(xué)文集—南海海流數(shù)值計算及中尺度特征研究.北京: 海洋出版社, 129—137

郭 飛, 侍茂崇, 夏綜萬, 1998. 瓊東沿岸上升流二維數(shù)值模型的診斷計算. 海洋學(xué)報, 20(6): 109—116

韓舞鷹, 王明彪, 馬克美, 1990. 我國夏季最低表層水溫海區(qū)—瓊東沿岸上升流區(qū)的研究. 海洋與湖沼, 21(3):267—275

謝玲玲, 張書文, 趙 輝, 2012. 瓊東上升流研究概述. 熱帶海洋學(xué)報, 31(4): 35—41

蔡榕碩, 陳際龍, 黃榮輝, 2006. 我國近海和鄰近海的海洋環(huán)境對最近全球氣候變化的響應(yīng). 大氣科學(xué), 30(5):1019—1033

管秉賢, 1997. 海南島以東外海的暖渦. 黃渤海海洋, 15(4):1—7

顏廷壯, 1992. 浙江和瓊東沿岸上升流的成因分析. 海洋學(xué)報,14(3): 12—18

Bakun A, 1990. Global climate change and intensification of coastal ocean upwelling. Science, 247(4939): 198—201

Cropper T E, Hanna E, Bigg G R, 2014. Spatial and temporal seasonal trends in coastal upwelling off Northwest Africa,1981-2012. Deep Sea Research Part I, 86: 94—111

Gan J P, Cheung A, Guo X G et al, 2009. Intensified upwelling over a widened shelf in the northeastern South China Sea.Journal of Geophysical Research, 114(C9): doi:10.1029/2007JC004660

García-Reyes M, Largier J, 2010. Observations of increased wind-driven coastal upwelling off central California. Journal of Geophysical Research, 115(C4), doi: 10.1029/2009JC 005576

Hu J Y, Kawamura H, Hong H S et al, 2001. Hydrographic and satellite observations of summertime upwelling in the Taiwan Strait: A preliminary description. Terrestrial,Atmospheric and Oceanic Sciences, 12(2): 415—430

Huang N E, Shen Z, Long S R et al, 1998. The empirical mode decomposition and the Hilbert spectrum for nonlinear and non-stationary time series analysis. Proceedings of the Royal Society of London A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences, London, UK: The Royal Society,454(1971): 903—995

Ianson D, Feely R A, Sabine C L et al, 2009. Features of coastal upwelling regions that determine net air-sea CO2flux.Journal of Oceanography, 65(5): 677—687

Jing Z Y, Qi Y Q, Du Y, 2011. Upwelling in the continental shelf of northern South China Sea associated with 1997-1998 El Ni?o. Journal of Geophysical Research, 116(C2), doi:10.1029/2010JC006598

Kuo N J, Zheng Q N, Ho C R, 2000. Satellite observation of upwelling along the western coast of the South China Sea.Remote Sensing Enviroment, 74(3): 463—470

Kuvaldina N, Lips I, Lips U et al, 2010. The influence of a coastal upwelling event on chlorophyll a and nutrient dynamics in the surface layer of the Gulf of Finland, Baltic Sea. Hydrobiologia, 639(1): 221—230

Lachkar Z, Gruber N, 2013. Response of biological production and air-sea CO2fluxes to upwelling intensification in the California and Canary Current Systems. Journal of Marine Systems, 109-110: 149—160

Li Y N, Peng S Q, Yang W et al, 2012. Numerical simulation of the structure and variation of upwelling off the east coast of Hainan Island using QuikSCAT winds. Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 30(6): 1068—1081

Lorenzo E D, 2015. Climate science: The future of coastal ocean upwelling. Nature, 518(7539): 310—311

McGregor H V, Dima M, Fischer H W et al, 2007. Rapid 20th-century increase in coastal upwelling off northwest Africa. Science, 315(5812): 637—639

Nykj?r L, Van Camp L, 1994. Seasonal and interannual variability of coastal upwelling along northwest Africa and Portugal from 1981 to 1991. Journal of Geophysical Research, 99(C7): 14197—14207

Santos F, Gomez-Gesteira M, deCastro M, 2012. Differences in coastal and oceanic SST trends due to the strengthening of coastal upwelling along the Benguela current system.Continental Shelf Research, 34: 79—86

Silva A, Palma S, Oliveira P B et al, 2009. Composition and interannual variability of phytoplankton in a coastal upwelling region (Lisbon Bay, Portugal). Journal of Sea Research, 62(4): 238—249

Su J, Pohlmann T, 2009. Wind and topography influence on an upwelling system at the eastern Hainan coast. Journal of Geophysical Research, 114(C6), doi: 10.1029/2008JC00 5018

Su J, Xu M Q, Pohlmann T et al, 2013. A western boundary upwelling system response to recent climate variation(1960-2006). Continental Shelf Research, 57: 3—9

Sydeman W J, García-Reyes M, Schoeman D S et al, 2014.Climate change and wind intensification in coastal upwelling ecosystems. Sicence, 345(6192): 77—80

Tsunogai S, Watanabe S, Sato T, 1999. Is there a “continental shelf pump” for the absorption of atmospheric CO2? Tellus B, 51(3): 701—712

Vargas G, Pantoja S, Rutllant J A et al, 2007. Enhancement of coastal upwelling and interdecadal ENSO-like variability in the Peru-Chile Current since late 19th century. Geophysical Research Letters, 34(13), doi: 10.1029/2006GL028812

Wang D W, Gouhier T C, Menge B A et al, 2015. Intensification and spatial homogenization of coastal upwelling under climate change. Nature, 518(7539): 390—394

Wang D K, Wang H, Li M et al, 2013. Role of Ekman transport versus Ekman pumping in driving summer upwelling in the South China Sea. Journal of Ocean University of China,12(3): 355—365

Xie S P, Xie Q, Wang D X et al, 2003. Summer upwelling in the South China Sea and its role in regional climate variations.Journal of Geophysical Research, 108(C8), doi:10.1029/2003JC001867

Yelland M J, Moat B I, Taylor P K et al, 1998. Wind stress measurements from the open ocean corrected for airflow distortion by the ship. Journal of Physical Oceanography,28(7): 1511—1526

Yelland M J, Taylor P K, 1996. Wind stress measurements from the open ocean. Journal of Physical Oceanography, 26(4):541—558