周文正 于 非 南 峰

(1.中國科學院海洋研究所 青島 266071; 2.中國科學院大學 北京 100049)

慶良間水道的水交換對東海黑潮水團特性的影響*

周文正1,2于 非1①南 峰1

(1.中國科學院海洋研究所 青島 266071; 2.中國科學院大學 北京 100049)

慶良間水道水交換對其上下游東海黑潮的流量和水團特性的變異都起到了非常重要的作用, 本文通過將歷史觀測的 WOD資料插值為 1/8°×1/8°的網格化數據, 估算了慶良間水道的地轉流通量特征, 然后結合Argo浮標數據討論了慶良間水道的水交換對東海黑潮水團特性的影響, 研究結果表明: (1)西太平洋通過慶良間水道流入東海沖繩海槽主要發(fā)生在水道的次表層, 并且次表層的入侵可能跟慶良間水道東部的琉球流有關; (2)慶良間水道上下游黑潮的水團特性由于受到來自慶良間水道的動力混合作用導致其存在差異。黑潮次表層高鹽水到達沖繩附近之后鹽度略微增加, 深度略微變淺, 然而黑潮中層低鹽水的鹽度顯著減小, 深度明顯加深; (3)慶良間水道上下游東海黑潮的次表層高鹽水和中層低鹽水其鹽度的季節(jié)變化規(guī)律不一致。次表層高鹽水鹽度的季節(jié)變化可能同時受到慶良間水道的流量和表層淡水通量的影響, 在冬季最強, 夏季最弱, 然而中層低鹽水鹽度的季節(jié)變化主要受慶良間水道流量的影響, 在秋季最強, 夏季最弱。

慶良間水道; 黑潮; 琉球流; 水團; 季節(jié)變化

慶良間水道(Kerama Gap)位于琉球島鏈的沖繩島和宮古島之間, 寬度僅僅為 50km,但是海檻深度卻可以達到 1050m, 是琉球島鏈上最深的水道, 也是東海和西太平洋之間重要的水交換通道(Nakamuraet al,2013; Naet al, 2014)。慶良間水道的平均流量僅僅為2.1Sv(進入東海), 但是其流量變化的標準差卻能達到 5.0Sv, 因此慶良間水道的流量變化對東海黑潮的流量變化起到了非常重要的影響(Zhouet al, 2016)。慶良間水道的水交換特征及影響機制在過去幾年已經吸引了眾多海洋學家的關注(Nakamuraet al, 2013;Naet al, 2014; Yuet al, 2015, Nishina et al, 2016), 但是慶良間水道的水交換對東海黑潮水團特性的影響及季節(jié)變化規(guī)律目前還很少有人進行研究。

黑潮和琉球流位于琉球島鏈的東西兩側, 都是北太平洋副熱帶西邊界流, 它們將大量的水團和熱量向極地方向輸送, 對中國和日本的漁業(yè)、氣候都有重要的影響(Zhuet al, 2006)。由于琉球島鏈的阻隔,黑潮和琉球流的水交換主要通過慶良間水道進行(Andreset al, 2008b)。雖然黑潮的平均流量是琉球流的3.5倍, 但是琉球流的流量變化受中尺度渦的影響非常大, 導致琉球流的流量變化幅度比黑潮更強(Andreset al, 2008a)。目前對于琉球流的流速結構特征還沒有統(tǒng)一的說法, 但是很多研究結果指出, 琉球流在次表層的流速最大(劉勇剛等, 2000; Zhuet al,2003, 2006, 2010; Ichikawaet al, 2004; Thoppilet al,2016)。黑潮從臺灣以東進入東海, 然后通過吐噶喇海峽流出東海, 最后和琉球流在九州東南部匯合(Thoppilet al, 2016)。

東海沖繩海槽的中層水主要由臺灣以東的黑潮中層水和琉球流在慶良間水道的分支構成, 慶良間水道的水交換對其上下游東海黑潮水團特性的變化起到了重要的影響, 黑潮中層水通過臺灣以東進入沖繩海槽以后, 鹽度在南部的沖繩海槽有增加的趨勢, 但是到了慶良間水道之后, 由于西太平洋通過慶良間水道的平流作用, 導致黑潮的鹽度發(fā)生減弱, 太平洋和東海黑潮的中層水混合以后沿著沖繩海槽的北部斜坡繼續(xù)向東北方向流動(Nakamuraet al,2013)。Nakamura等(2013)通過計算三塊區(qū)域鹽度最小值的平均值得出黑潮 PN斷面鹽度最小值的水有1/3來自于慶良間水道, 2/3來自于臺灣以東。雖然Nakamura等已經研究了慶良間水道對東海黑潮 PN斷面的鹽度貢獻, 但是他們所用的數據分辨率為1/3°,而且沒有分析慶良間水道上下游東海黑潮水團特性的季節(jié)變化。Nishina等(2016)得出西太平洋中層水通過慶良間水道的底層溢流流入沖繩海槽的底部, 然后由于強烈的湍流混合導致底層水上涌, 因此慶良間水道流量的大小可能會影響西太平洋和黑潮水動力混合的強弱, 從而導致黑潮的水團特性發(fā)生變化。

本文將 1950年以后的 WOD(World Ocean Database)資料插值成更高分辨率(1/8°×1/8°)的網格化數據, 然后利用該網格化數據以及 Argo數據討論了慶良間水道的水交換對東海黑潮水團特性的影響及季節(jié)變化規(guī)律, 文章主要分為以下幾節(jié): 第一節(jié)介紹了文中所用的數據和方法, 第二節(jié)論述了慶良間水道水交換的通量特征及其對東海黑潮水團特性的影響, 第三節(jié)討論了東海黑潮上下游鹽度的季節(jié)變化及影響機制, 最后一節(jié)總結了本文的主要結論。

圖1 西太平洋-東海1000m水深等值線圖Fig.1 Maps of Northwestern Pacific (NP) and East China Sea(ECS) with 1000m interval bathymetry.

1 資料和方法

1.1 WOD數據

WOD數據來源于美國NOAA網站提供的World Ocean Database 2013, 該數據集將不同來源的數據進行了統(tǒng)一的格式轉化、數據排重、質量控制, 形成由溫鹽深數據集(Conductivity Temperature Depth,CTD)、海表面數據集(Surface-only Data, SUR)、剖面浮標數據集(Profiling Float Data, PFL)、海洋觀測站數據集(Ocean Station Data, OSD)等11個數據集組成的大型數據庫(Tomokiet al, 2013)。本文選取了1950年以后 120°—132°E, 22°—32°N 范圍內, 深度大于200m的CTD、OSD、和PFL數據, 共計36351個站點, 首先通過原始數據的質量控制, 然后利用高斯加權平均的方法將原始站位數據插值為 1/8°×1/8°(薛根元等, 2004; 楊昌軍等, 2004; Qiuet al, 2015)。具體過程如下:

(1) 首先去除鹽度大于35.5或者小于33, 溫度大于32℃或者小于2℃的觀測站位, 然后又去除了剖面小于5層的站位。

(2) 去除底層深度異常的站位數據, 將站位數據按照每10m一層插值到0—2000m深度。

(3) 去除整個區(qū)域 3倍標準差以外的站位數據,然后去除每1°網格內2倍標準差以外的站位數據, 此時共得到19129個站位數據。

(4) 將所有站位數據運用高斯權重插值法插值到1/8°×1/8°的網格中, 插值方法如下:

設F0(i,j)為所要獲得的分析區(qū)域內網格點的要素值(這里為溫度),(i,j)為各點行、列的序號,F(k)為已有測站實測要素值(k為測站序號), 則插值公式為:

式中,ri,j,k為格點(i,j)到測站k的距離;K為分析區(qū)和影響區(qū)半徑內測站總數;a取為常數0.5。

(5) 對網格化數據運用迭代循環(huán)的方法進行數據平滑(Qiet al, 2014), 具體方法如下:

其中Sguess為初始猜測值,Si為數據平均值,Wi為加權因子。

其中Wi的高斯形式定義如下:

其中ri為數據點和網格點的距離,R為影響半徑。

本文一共進行了3次迭代循環(huán), 影響半徑R依次取半徑為 1°、1/2°、1/4°。在迭代時, 前一次迭代結果S作為下一次迭代循環(huán)的初始猜測值。初次迭代時,選取所有網格點的平均值作為初始猜測值。

1.2 Argo數據

本文所用的 Argo浮標數據為法國 Coriolis數據中心提供, 數據下載網址: http://www.coriolis.eu.org/Data-Products。浮標工作的每個觀測周期一般為 10天, 每個周期又可以分為4個主要過程: 首先浮標下降到1000m水深停留, 在此深度繼續(xù)漂流大約10天,然后浮標上升至海表面繼續(xù)漂流大約半天, 最后浮標將信號通過衛(wèi)星發(fā)射給地面接收站, 地面接收站將接收到的數據發(fā)送給有需求的用戶(Ichikawaet al,2001)。本文選取了4條沿著黑潮流徑的Argo浮標分析了黑潮上下游水團鹽度的變化特征, 然后又選取了2條穿過慶良間水道的Argo浮標分析了西太平洋通過慶良間水道流入東海黑潮的鹽度變化過程。

2 結果與分析

2.1 西太平洋和東海黑潮上下游水團特性

慶良間水道是連接太平洋和東海重要的水交換通道, 因此在研究慶良間水道的水交換對東海黑潮水團特性的影響之前, 首先要認識太平洋和慶良間水道上下游黑潮的溫鹽特性, 如圖 2所示。從圖 2a可以得出西太平洋和慶良間水道上下游東海黑潮在1000m以淺的溫度特性基本是一致的, 在1000m以深的溫度特性存在差異。圖2b顯示太平洋(紅線)和慶良間水道上游黑潮(藍線)、下游黑潮(黑線)的鹽度特性除了在1000m以深存在差異, 在1000m以淺也存在比較明顯的差異。太平洋次表層高鹽水比慶良間水道上游黑潮次表層高鹽水的鹽度略高, 深度相差不大,然而太平洋中層低鹽水比上游黑潮中層低鹽水的鹽度明顯要小, 深度也明顯更深。此外還可以看到慶良間水道下游黑潮次表層高鹽水比上游黑潮次表層低鹽水的鹽度略大, 深度也略淺, 然而下游黑潮中層低鹽水比上游黑潮中層低鹽水的鹽度明顯減小, 深度也加深。因此可以得出西太平洋的鹽度特性與東海黑潮的鹽度特性存在差異, 慶良間水道的水交換可能會導致東海黑潮的水團特性發(fā)生改變。由于慶良間水道的海檻深度大約為1000m, 因此太平洋和東海黑潮的水交換主要發(fā)生在 1000m以淺, 在 1000m以深幾乎不發(fā)生水交換, 所以本文在研究慶良間水道的水交換對東海黑潮水團特性的影響時, 主要考慮1000m以淺的鹽度變化。

圖2 溫度(a)、鹽度(b)深度分布圖Fig.2 The temperature (a) and salinity (b) profiles

2.2 慶良間水道水交換的通量特征

從圖 3得出太平洋和慶良間水道上下游東海黑潮的鹽度特性存在差異, 但不清楚慶良間水道水交換的流速結構特征。最近幾年, 科學家對于慶良間水道的流速觀測主要利用了2009年6月到2011年6月的5套CPIES數據和3條錨系測流計資料(Nakamuraet al, 2013; Naet al, 2014), 觀測資料指出慶良間水道的底層有一窄層的水流入東海, 同時得出慶良間水道的流量主要集中在500m以淺。但由于觀測資料只有兩三個站點, 所以這幾個站點插值得出的流速剖面也僅僅體現(xiàn)了整個慶良間水道流速結構的一部分(圖3c, Yuet al, 2015)。為了從觀測角度更好的了解慶良間水道的流量特征, 本文利用 WOD插值得到的1/8°×1/8°的網格化數據估算了慶良間水道的地轉流通量如圖3所示。因為慶良間水道超過1000m的地方很窄, 不一定滿足地轉關系, 因此本文在計算慶良間水道的地轉流通量時, 并不是直接選取水道的橫斷面進行計算, 而是通過閉合三角形(圖 1)的方法,分別計算了三角形兩個直角邊 1200m以上的地轉流通量, 然后將其相加得到慶良間水道的流通量。

圖3 慶良間水道地轉流通量的垂直分布Fig.3 The vertical distributions of geostrophic flow flux through the Kerama Gap

圖3得出慶良間水道的平均地轉流通量為2.9Sv,跟前人研究結果得到的慶良間水道的流量大約為2.0Sv基本是一致的(Naet al, 2014; Yuet al, 2015)。此外, 還可以得到慶良間水道的地轉流通量在次表層最大, 這跟之前 Yu等(2015)利用太平洋區(qū)域同化的HYCOM 模式和 Zhou等(2016)利用太平洋區(qū)域非同化的HYCOM模式得出的結果是一致的。太平洋通過慶良間水道流入東海黑潮主要是琉球流的分支(Nakamuraet al, 2013), 但是對于琉球流的說法現(xiàn)在還沒有統(tǒng)一的定論。本文選取了一條穿過黑潮、慶良間水道以及琉球流的斷面KG(圖1), 并分析了該斷面的流速結構特征, 如圖 4所示。圖 4a顯示在慶良間水道的東部琉球流的位置并沒有看到流速在次表層最大, 最大流速發(fā)生在表層, 但是琉球流次表層的流量卻是最大的。此外, 從圖 4b可以看到太平洋通過慶良間水道流入東海黑潮時主要發(fā)生在水道的次表層, 因此本文可以得出慶良間水道在次表層流速最強的原因可能跟慶良間水道東部的琉球流有關。

圖4 KG斷面的流速剖面圖(單位: m/s)Fig.4 Thevertical distribution of velocity along the KG transect(units: m/s)

2.3 慶良間水道的水交換對東海黑潮水團特性的影響

Zhou等(2016)利用 HYCOM 模式研究了慶良間水道的水交換特征并且重點分析了慶良間水道和東海黑潮二者流量變化的關系, 發(fā)現(xiàn)慶良間水道上下游黑潮的流量變化存在顯著的差異, 其中慶良間水道的流量變化與其上游黑潮PM斷面的流量變化為顯著的負相關, 與其下游黑潮PN斷面的流量變化為正相關, 當黑潮上游流量高(低)的時候, 會有更多(少)的黑潮水從慶良間水道流出東海, 導致慶良間水道的流量減小(升高), 最后導致下游黑潮流量也降低(升高)。慶良間水道的流量整體上表現(xiàn)為流入東海黑潮, 然而黑潮和琉球流的水團特性差異顯著, 因此慶良間水道的水交換可能會對東海黑潮的水團特性產生重要的影響。

鹽度變化對海洋水團和氣候的變化具有重要的作用(Nanet al, 2015), 本節(jié)主要通過討論黑潮水的鹽度變化來分析其水團變化特征。Nitani等(1972)利用1965年夏天的數據, 首次描述了北太平洋西邊界地區(qū)鹽度最小值的空間分布, 并指出北太平洋中層水通過臺灣以東海峽和慶良間水道流進沖繩海槽跟東海中層水混合。Morinaga等(1998)利用1992年6月慶良間水道附近和1995年10月和1996年5月臺灣以東附近的 CTD資料驗證了 Nitani的描述, 但是他們都沒有給出鹽度最小值所對應的慶良間水道的流速結構。

圖5 西太平洋東海區(qū)域鹽度最大值(a)和最小值(b)的空間分布Fig.5 The spatial distributions of maximum salinity (a) and minimum salinity (b) in Northwestern Pacific

圖5是利用WOD插值資料得出的西太平洋東海區(qū)域次表層鹽度最大值和最小值以及地轉流的分布,從圖 5a可以看到西太平洋次表層水的鹽度明顯要比黑潮次表層水的鹽度大, 另外, 還可以看到西太平洋次表層的高鹽水主要通過臺灣以東進入東海黑潮,然后沿著黑潮主軸向東北方向流動, 同時還可以發(fā)現(xiàn)在慶良間水道也有西太平洋次表層高鹽水流入,慶良間水道處次表層高鹽水鹽度減小的同時導致黑潮次表層高鹽水鹽度比黑潮上游增加。圖5b顯示了西太平洋中層水的鹽度明顯要比黑潮中層水的鹽度小, 并且可以看到黑潮中層水的鹽度在流經慶良間水道之后明顯減小, 同時還可以看到西太平洋中層水在臺灣以東入侵東海黑潮時明顯比次表層弱, 但是在慶良間水道處卻有一股較強的低鹽水舌流進東海沖繩海槽, 導致黑潮中層水的鹽度減小。結合前人的研究結果, 可以得出PN斷面黑潮次表層高鹽水鹽度的增加和黑潮中層低鹽水鹽度的減小, 跟西太平洋通過慶良間水道流入沖繩海槽密切相關。

圖6 鹽度最大值所在深度(a)和最小值所在深度(b)(單位: m)的空間分布Fig.6 The spatial distributions of salinity maximum depth (a) and minimum depth (b)(unit: m)

通過圖5已經了解了黑潮PM斷面和PN斷面之間鹽度的變化特征以及慶良間水道的水交換可能對其產生的影響, 但是并不清楚高鹽水團和低鹽水團的深度變化情況。因此本文又分析了西太平洋東海區(qū)域鹽度最大值和最小值所在深度的空間分布(圖 6)。圖 6a顯示琉球島鏈周邊次表層高鹽水的深度明顯比其他區(qū)域要深。此外, 黑潮次表層高鹽水從慶良間水道上游到下游的過程中由于受到來自西太平洋次表層水的動力混合導致次表層高鹽水深度略微變淺。然而圖6b顯示西太平洋中層水的低鹽核心深度明顯比黑潮中層水低鹽核心的深度更深, 黑潮中層低鹽水從慶良間水道上游到下游的過程中由于慶良間水道深層水的動力混合導致中層低鹽水的深度也發(fā)生變化, 并且有加深的趨勢。此外, 還可以看到西太平洋中層低鹽水通過慶良間水道流入東海黑潮的過程中由于動力混合的原因導致深度變淺。因此本文得到西太平洋次表層高鹽水通過慶良間水道入侵東海黑潮以后由于水團的動力混合作用導致黑潮次表層高鹽水團鹽度增加, 深度變淺, 然而西太平洋中層低鹽水通過慶良間水道流入東海黑潮以后導致黑潮中層低鹽水的鹽度減小, 深度加深。

WOD插值資料給出了黑潮區(qū)域的鹽度變化特征,并且顯示了東海黑潮流經慶良間水道之后次表層高鹽水的鹽度增加, 深度變淺, 中層低鹽水的鹽度減小,深度加深。為了更清楚的認識黑潮流徑的鹽度變化過程, 本文選取了4條從臺灣以東流入東海黑潮然后通過吐噶喇海峽流出沖繩海槽的 Argo浮標, 浮標軌跡如圖7所示, 然后分析了這4條Argo浮標的鹽度剖面圖(圖 8)。從浮標軌跡的鹽度剖面可以看到黑潮從PM斷面經過慶良間水道到達 PN斷面的過程中, 中層低鹽水的鹽度確實發(fā)生了減小, 并且深度也有所加深, 低鹽水的鹽度衰減幅度可達 0.01, 深度可以下降 50m。可能受到該海域淡水通量季節(jié)變化的影響,黑潮次表層高鹽水的鹽度變化沒有一致的變化趨勢,圖8a、b顯示黑潮次表層高鹽水的鹽度減小, 深度變淺, 圖 8c顯示黑潮次表層的高鹽水鹽度增加, 深度加深, 然而圖 8d顯示黑潮次表層高鹽水的鹽度基本沒有變化。

圖7 黑潮流徑的四條Argo浮標軌跡Fig.7 The trajectories of four Argo floats in the Kuroshio path

圖8 Argo浮標的鹽度剖面Fig.8 The salinity profiles of the Argo floats

圖7和圖8利用Argo數據驗證了黑潮中層低鹽水的鹽度在流經慶良間水道前后確實發(fā)生了減小,深度也有所加深, 因此本文又選取了兩條 Argo浮標分析了西太平洋經過慶良間水道流入東海黑潮的鹽度變化過程, 浮標軌跡如圖9所示。從浮標的鹽度剖面(圖 10)可以看到西太平洋通過慶良間水道進入東海黑潮的過程中, 中層低鹽水的鹽度都有增大的趨勢, 深度也發(fā)生了明顯的變淺, 次表層高鹽水的鹽度大小變化不大, 但是深度都發(fā)生了變淺, 這跟 WOD插值資料的結果是一致的。

圖9 穿過慶良間水道的兩條Argo浮標軌跡Fig.9 The trajectories of two Argo floats through the Kerama Gap

圖10 Argo浮標鹽度剖面圖Fig.10 The salinity profiles of the Argo floats

3 討論

慶良間水道的水交換對東海黑潮的水團特性有重要的影響, 但是其季節(jié)變化特征目前很少有人研究, 由于黑潮PN斷面次表層高鹽水和中層低鹽水只來源于黑潮PM斷面和慶良間水道, 因此黑潮次表層高鹽水和中層低鹽水的鹽度變化應該是跟慶良間水道的鹽度混合密切相關, 所以可以通過對比黑潮 PN斷面和PM斷面的鹽度變化大小來判斷慶良間水道的水交換對黑潮水團特性影響的季節(jié)變化, 為此本文分別討論了春、夏、秋、冬四個季節(jié)慶良間水道、黑潮PM斷面、黑潮PN斷面之間的鹽度變化關系。本文定義鹽度高于34.82的水為次表層高鹽水, 定義鹽度小于34.33的水為中層低鹽水。

圖11的a、d、h、k分別為慶良間水道在四個季節(jié)的平均鹽度剖面圖, 在春季的時候, 慶良間水道的次表層高鹽水最大鹽度可以達到 34.84, 深度在 100—200m, 高鹽水可以橫跨整個慶良間水道, 水道中層低鹽水的最小鹽度為 34.27, 深度大約在 550—850m。到了夏季的時候, 慶良間水道次表層高鹽水的鹽度明顯增大, 最大鹽度可以達到 34.85, 同時水道中層低鹽水的鹽度減小, 深度加深, 大約在 520—880m, 最小鹽度低至 34.24。到了秋季, 慶良間水道次表層高鹽水的鹽度減小, 最大鹽度為 34.84, 高鹽水不足以橫跨整個水道, 中層低鹽水的鹽度增大, 最小鹽度為 34.26, 深度在 550—830m, 跟春季的鹽度相似。最后到了冬季, 慶良間水道次表層高鹽水的鹽度明顯變小, 最大鹽度僅為 34.83, 同時中層低鹽水的鹽度最大, 最小鹽度高至 34.28, 低鹽水的深度在550—800m。可以總結出慶良間水道的次表層高鹽水和中層低鹽水有一致的季節(jié)變化規(guī)律, 都表現(xiàn)出夏季最強, 秋季開始減弱, 冬季減到最弱, 然后到了第二年春季又開始加強的特征。

圖11b、e、i、l分別為黑潮PM斷面在春、夏、秋、冬四個季節(jié)的平均鹽度剖面圖。春季, 黑潮 PM斷面的次表層高鹽水可以到達沖繩海槽的中部位置,最大鹽度可以達到34.84, 另外, 可以看到PM斷面中層低鹽水的深度在 580—680m, 最小鹽度為 34.32。夏季, 黑潮PM斷面次表層的高鹽水鹽度最大, 最大鹽度為 34.84, 同時中層的低鹽水鹽度最小, 最小鹽度低至 34.31, 深度范圍在 520—800m。秋季, 黑潮PM 斷面次表層的高鹽水鹽度開始減小, 深度加深,雖然最大鹽度仍為 34.84, 但是高鹽水的面積明顯減小, 同時中層低鹽水的鹽度開始增大, 低鹽水核心靠近島鏈一端, 僅僅延伸至海槽的中部位置, 深度在520—700m, 最小鹽度為34.32。冬季, 黑潮PM斷面次表層高鹽水的鹽度最小, 最大鹽度僅為 34.81, 但是中層低鹽水的鹽度相比秋季卻有所減小, 低鹽水幾乎可以橫跨整個沖繩海槽, 深度在 500—700m, 最小鹽度為34.32。黑潮PM斷面的次表層高鹽水表現(xiàn)出在夏季最強、春秋季節(jié)次之、冬季最弱的特征, 然而中層的低鹽水表現(xiàn)出夏季最強、冬季次之、春季較弱、秋季最弱的特征。

圖11 慶良間水道, 黑潮PM斷面和黑潮PN斷面的鹽度剖面圖Fig.11 The salinity profiles of the Kerama Gap, Kuroshio PM line and Kuroshio PN line

圖11的c、f、j、m分別為黑潮PN斷面在春、夏、秋、冬四個季節(jié)的平均鹽度剖面圖。春季, 黑潮PN斷面次表層高鹽水的最大鹽度可以達到34.84, 低鹽水的最小鹽度為34.33, 深度在550—750m, 跟PM斷面相比, PN斷面次表層的高鹽水鹽度有所增加, 高鹽水的面積增大, 深度變淺, 雖然中層低鹽水的最低鹽度有所增大, 但是整個低鹽水的深度加深, 面積增大, 可以橫跨整個沖繩海槽。夏季, 黑潮 PN斷面次表層高鹽水的最大鹽度為 34.83, 中層低鹽水的最小鹽度為34.31, 跟PM斷面相比, 高鹽水的鹽度沒有顯著變化, 但是整個低鹽水的鹽度有所增加, 說明夏季慶良間水道對東海黑潮水團特性的影響非常弱。秋季,黑潮PN斷面次表層高鹽水的鹽度最大值為34.83, 中層低鹽水的鹽度最小值為34.32, 跟PM斷面相比, 高鹽水的鹽度增加, 中層低鹽水的鹽度減小, 深度加深,大約在500—720m。冬季, 黑潮PN斷面次表層高鹽水的鹽度最小, 最大鹽度僅為 34.82, 中層低鹽水的最小鹽度為34.32, 但是跟PM斷面相比, 高鹽水的鹽度增加最為顯著, 中層低鹽水的鹽度并沒有顯著的減小, 這說明黑潮PN斷面和PM斷面之間次表層高鹽水和中層低鹽水的季節(jié)變化是不一致的。

根據三條斷面鹽度的季節(jié)變化特征, 以及黑潮PM斷面和PN斷面次表層高鹽水鹽度增加的變化和中層低鹽水鹽度減小的變化, 得出東海黑潮PM斷面和PN斷面之間次表層高鹽水鹽度變化在冬季最強、春季次之、秋季較弱、夏季最弱, 然而中層低鹽水的鹽度變化在秋季最強、春季次之、冬季較弱、夏季最弱, 說明黑潮PN斷面和PM斷面之間次表層高鹽水和中層低鹽水鹽度的變化都在夏季最弱, 區(qū)別在于,次表層高鹽水鹽度的變化在冬季最強, 而中層低鹽水鹽度的變化在秋季最強。

Zhou等(2016)利用HYCOM模式得出黑潮PM斷面的流量在夏季最強, 在秋季最弱, 慶良間水道的流量在春秋季節(jié)最強, 在夏季最弱。慶良間水道上下游黑潮中層低鹽水的季節(jié)變化機制可以解釋為在秋季,黑潮PM斷面的流量最小, 慶良間水道的流量幾乎最大, 因此慶良間水道的水交換對黑潮水團特性的影響最為明顯, 然而在夏季, 黑潮PM斷面的流量最高,慶良間水道的流量最低, 黑潮自身的流量起到了主要的作用, 從而導致慶良間水道的水交換對東海黑潮水團特性的影響也就最弱。然而對于黑潮次表層高鹽水鹽度的季節(jié)變化, 除了慶良間水道水交換的影響之外, 表層淡水通量可能也對其產生了重要的影響。因為東海區(qū)域的表層淡水通量在冬季是失水增鹽的過程, 淡水通量從南向北依次增加, 然而在夏季是得水減鹽的過程, 淡水通量從南向北依次減小(Qietal, 2013), 這說明在冬季黑潮PM斷面到PN 斷面是増鹽的過程, 在夏季是降鹽的過程, 因此在冬季次表層鹽度的變化最為明顯, 受慶良間水道流量的影響可能相對就比較弱。

綜上所述, 可以總結為慶良間水道的水交換對其上下游東海黑潮水團特性的影響主要體現(xiàn)在中層水鹽度的變化, 在秋季影響最強, 在夏季影響最弱。雖然慶良間水道的水交換對其上下游黑潮次表層高鹽水鹽度的季節(jié)變化也產生了重要的影響, 但因其同時受到了表層淡水通量的影響, 所以在冬季變化最強、夏季最弱。

4 結論

本文通過搜集歷史觀測的WOD溫鹽資料, 將其插值為1/8°×1/8°的網格化數據, 然后結合 Argo剖面浮標數據分析了慶良間水道的通量特征, 最后重點討論了慶良間水道的水交換對東海黑潮水團特性的影響及其季節(jié)變化規(guī)律, 得到的主要結論如下:

(1) 通過觀測資料得出慶良間水道入侵東海黑潮主要發(fā)生在水道的次表層, 并且認為次表層的入侵可能跟水道東部的琉球流有關。

(2) 東海黑潮PM斷面和PN斷面的次表層高鹽水和中層低鹽水的水團特性存在差異, 次表層高鹽水鹽度略微增加, 深度也略微變淺, 中層低鹽水鹽度顯著減小, 深度明顯加深, 而這一差異主要受慶良間水道水交換的動力混合影響。西太平洋次表層高鹽水通過慶良間水道流入東海黑潮以后, 水道鹽度更大,水深更淺的高鹽水導致黑潮次表層高鹽水的鹽度增加, 深度變淺。然而, 西太平洋中層的低鹽水通過慶良間水道進入東海黑潮之后, 水道鹽度更小, 深度更深的低鹽水導致黑潮中層低鹽水的鹽度減小, 深度加深。

(3) 黑潮PN斷面和PM斷面次表層高鹽水和中層低鹽水鹽度的季節(jié)變化是不一致的, 其中次表層高鹽水的鹽度變化在冬季最強, 春秋季節(jié)次之, 夏季最弱, 這可能主要受表層淡水通量和慶良間水道的流量變化共同影響。然而中層低鹽水鹽度的變化在秋季最強, 春季次之, 冬季較弱, 夏季最弱, 這主要受慶良間水道流量變化的影響, 當慶良間水道流量大的時候, 從西太平洋通過慶良間水道流入東海時的動力混合可能就越強, 從而導致黑潮的水團特性發(fā)生更大的變化。

雖然本文通過觀測資料得出慶良間水道的水交換對東海黑潮的水團特性起到了重要的影響, 但是并沒有計算影響所占的比重。此外, 其他因素比如地形, 潮混合等也可能對慶良間水道的流速結構產生重要的影響。

致謝 感謝國際海洋數據中心(NOAA)提供 WOD數據, 以及法國 Coriolis數據中心提供 Argo浮標數據。

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WATER EXCHANGE VIA THE KERAMA GAP AFFECTS SALINITY OF THE KUROSHIO

ZHOU Wen-Zheng1,2, YU Fei1, NAN Feng1
(1.Institute of Oceanology,Chinese Academy of Sciences,Qingdao266071,China;2.University of Chinese Academy of Sciences,Beijing100049,China)

By interpolating the historical World Ocean Database (WOD) into 1/8°× 1/8°, we estimated the geostrophic flux of the Kerama Gap and analyzed the water exchange through the gap by combing with the Argo data, and discussed its impact on water property of the Kuroshio.The major results are as follows.(1) The Pacific water flows into the East China Sea (ECS) through the Kerama Gap in mainly a subsurface layer, which may be contributed by the eastern Ryukyu Currents.(2) The water mass characteristics of Kuroshio upstream and downstream have a significant variation.The salinity of Kuroshio subsurface water increases slightly at a shallower depth, but the salinity of Kuroshio intermediate water decreases remarkably at a much deeper layer.(3) The seasonal variation in salinity of subsurface and intermediate layers between the upstream and downstream is inconsistent i.e., the variation is the strongest in winter and weakest in summer in a subsurface layer, which may be affected by the Kerama Gap transport and surface freshwater flux, while for an intermediate layer, the variation is the strongest in autumn and weakest in summer, which is induced mainly by the variation of Kerama Gap transport.

Kerama Gap; Kuroshio; Ryukyu Current; water property; seasonal variation

* 國家自然科學基金委員會-山東省人民政府聯(lián)合資助海洋科學研究中心項目, U1406401號; 創(chuàng)新研究群體科學基金項目,41421005號; 全球變化和海氣相互作用專項項目, GASI-IPOVAI-01-06號。周文正, 博士研究生, E-mail: 15265269919@163.com

① 通訊作者: 于 非, 博士生導師, 研究員, E-mail: yuf@qdio.ac.cn

2017-02-28, 收修改稿日期: 2017-03-17?