王 建,李淑江,徐騰飛,汪一航,徐曉慶,王永剛,魏澤勛

(1.寧波大學 數(shù)學與統(tǒng)計學院,浙江 寧波315211;2.自然資源部 第一海洋研究所,山東 青島266061;3.自然資源部 海洋環(huán)境科學與數(shù)值模擬重點實驗室,山東 青島266061)

爪哇海是太平洋西部邊緣海,位于印尼爪哇島、蘇拉威西島、加里曼丹島、蘇門答臘島之間,通過多個海峽通道與南海、西太平洋和東印度洋相通。在西北方向經(jīng)卡里馬塔海峽連接南海,在東北方向經(jīng)望加錫海峽連接蘇拉威西海,最終都與西太平洋相通;在西南和東南方向分別經(jīng)巽他海峽和龍目海峽連接東印度洋;向東連接弗洛勒斯海,經(jīng)翁拜海峽和帝汶海峽與東印度洋溝通(圖1)。它是溝通西太平洋、印度洋和南海的重要海域,也是西太平洋、南海通往印度洋及澳大利亞間的重要航海通道。爪哇海的深度,由西向東逐漸變大,其中西部水深大部分淺于50 m,而東端靠近望加錫海峽附近有一片深水區(qū),深度由50 m 迅速增加到2 000 m,為海區(qū)最深點。

爪哇海位于亞澳季風區(qū),其水文特性受到半年轉(zhuǎn)向一次的西北季風和東南季風強烈影響[1-4]。在西北季風期間(11月—次年3月),表層海水向東流動,在東南季風期間(6—9月),表層海水向西流動[5]。爪哇海溫一般高于周邊海域,鹽度明顯低于周圍海域[6-9],其海表溫度和鹽度分布受季風影響顯著[10]。Putri[11]采用HAMSOM 模式詳細模擬了爪哇海環(huán)流與外海水交換的季節(jié)變化:1月份,2.1 Sv(1 Sv=1×106m3/s)的南海水通過卡里馬塔海峽被輸送到爪哇海,然后分別通過爪哇海的東部和巽他海峽流出爪哇海,流量分別為1.6和0.5 Sv;8月份,1.0 Sv的海水從爪哇海東部流入爪哇海,然后向西北和西南分別經(jīng)卡里馬塔海峽和巽他海峽流入南海和印度洋,流量分別為0.3和0.7 Sv。

因此,位于蘇門答臘島和爪哇島之間的巽他海峽(圖1),是溝通爪哇海與印度洋的重要通道。在地形上,巽他海峽顯示為一個喇叭口的斜坡,在爪哇海最窄約有18 km 寬,在印度洋處最大為90 km,水深由50 m增大為約1 500 m。巽他海峽的北部被桑吉昂島分為2個通道,最大水深都約為70 m。巽他海峽是大巽他島鏈從蘇門答臘島到東帝汶島的第1個缺口,也是印度尼西亞貫穿流(Indonesian Througflow,ITF)的出流通道之一[12]。

Wyrtki基于船舶觀測資料,指出巽他海峽的海流全年流向印度洋,估算其流量低于-0.5 Sv[1](本文中負號代表流出爪哇海,流入印度洋)。后來,Humphries等[13]用數(shù)值模擬驗證了這一估計,計算出在月平均風和6 h風的作用下,通過巽他海峽向印度洋的水體輸運量分別為-0.3和-0.2 Sv。Putri[11]的數(shù)值模擬結(jié)果進一步表明,巽他海峽輸運全年流出爪哇海,且在12月流量最小,最小為-0.48 Sv;在8月或9月流量最大,最大為-0.72 Sv。Susanto等[12]進一步指出巽他海峽水體輸運主要受爪哇?；驏|印度洋季節(jié)性環(huán)流的影響。在北半球冬季(以下簡稱冬季),印度洋高鹽海水通過巽他海峽流入爪哇海;而在北半球夏季(以下簡稱夏季),爪哇海低鹽海水通過巽他海峽流入到印度洋,從而加強了ITF從太平洋到印度洋的物質(zhì)輸送。近年來的觀測結(jié)果,也證實了巽他海峽海流的季節(jié)變化特征,并初步估算出冬季和夏季巽他海峽輸運量分別約為(0.24±0.1)和(-0.83±0.2)Sv[12],年平均值約為(-0.24±0.53)Sv[14]。觀測結(jié)果還表明,在西北季風期和季風轉(zhuǎn)換期,海流中存在強烈的季節(jié)內(nèi)變化信號[14-15]。

表1 巽他海峽體積輸運的已有估算結(jié)果(Sv)Table 1 Estimated volume transport in the Sunda Strait(Sv)

表1統(tǒng)計了已有的巽他海峽體積輸運量的估算結(jié)果,無論數(shù)值模擬還是觀測結(jié)果都存在較大差異,尤其是冬季甚至出現(xiàn)反向的不同結(jié)果。雖然巽他海峽較窄且淺,但作為溝通爪哇海與東印度洋的唯一西部通道,其水體輸運過程及其變化對爪哇海水體性質(zhì)的形成和變化有重要影響。本研究基于2008—2016年期間來巽他海峽獲取的4次海流觀測數(shù)據(jù),分析了體積輸運的多時間尺度的變化規(guī)律,并構(gòu)建了水體輸運與局地風和海峽兩端海面高度差的回歸模型,從而重構(gòu)了1993—2017年間的巽他海峽貫穿流的流量,研究了其年際變化規(guī)律。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)

2006年,中國、印度尼西亞和美國的科學家聯(lián)合建立了“南海-印尼海水交換及其對季節(jié)性魚類洄游的影響(The South China Sea-Indonesian Seas Transport/Exchange and Impact on Seasonal Fish Migration,SITE)”觀測計劃[12,16-17]。自2006—2016年,通過SITE計劃,在卡里馬塔海峽和巽他海峽布放了多套座底式抗拖網(wǎng)海床基觀測系統(tǒng)(Trawl-Resistant Bottom Mount,TRBM),該系統(tǒng)裝配了自海底向上觀測的自容式聲學多普勒海流剖面儀(Acoustic Doppler Current Profiler,ADCP)和溫鹽深觀測儀(Conductivity-Temperature-Depth,CTD),用于獲取2個海峽的流速剖面和溫鹽定點長期觀測序列。

本文采用的海流觀測數(shù)據(jù)來自SITE計劃在巽他海峽獲取的4個站位的海流觀測資料(表2)。其中,S1站和S2站分別位于巽他海峽北部的桑吉昂島兩側(cè)通道上(圖1),觀測點水深分別為55.3和97.6 m。S1和S2站的TRBM 于2008-11-09布放,并分別于2009-10-20及2009-07-20回收[12,14]。布放在桑吉昂島北部斷面的S11和S22站的TRBM(圖1),其觀測時間分別為2010-02-23—2011-09-25,2015-06-08—2016-05-23。4個觀測站中,S2站的有效觀測時長最短,為254 d,S11站位的有效觀測時間最長,為581 d。ADCP海流數(shù)據(jù)在使用前,其深度間隔和時間間隔分別處理為2 m 和1 h。S1站和S2站所在直線構(gòu)成S1-S2觀測斷面,S11站和S22站所在直線構(gòu)成S11-S22斷面。

表2 SITE計劃在巽他海峽布放的4個站位的TRBM 信息Table 2 TRBM information at the four stations of the SITE plan

本文采用的岸線數(shù)據(jù)來自GSHHS(http:∥www.ngdc.noaa.gov/mgg/shorelines/data/gshhs/)數(shù)據(jù)庫[18];水深數(shù)據(jù)來GEBCO(https:∥www.gebco.net/data and products/gridded bathymetry data/),空間分辨率為0.5'×0.5'[19];海表面風場數(shù)據(jù)來自CCMP v2.0(http:∥www.remss.com/measurements/ccmp),其空間分辨率為0.25°×0.25°,時間分辨率為6 h[20];動力高度(Absolute Dynamic Topography,ADT)資料由法國空間局AVISO 發(fā)布(http:∥www.aviso.altimetry.fr/duacs/),時間分辨率為1 d,空間分辨率為0.25°×0.25°[21];采用計算AVHRR(Advanced Very High Resolution Radiometer)紅外衛(wèi)星海表面溫度異常數(shù)據(jù)計算Ni?o 3.4指數(shù)及印度洋偶極子模態(tài)指數(shù)(DMI),該數(shù)據(jù)時間分辨率為1 d,空間分辨率為0.25°×0.25°[22]。

1.2 方法簡介

1.2.1 海峽體積輸運計算

通過海峽的體積輸運可通過下式計算得出:

式中,dA為海峽斷面A的積分微元,u為斷面dA處的沿海峽方向流速。

斷面水深數(shù)據(jù)的準確性會直接影響海峽體積輸運的計算結(jié)果,因此本文基于觀測數(shù)據(jù)對斷面水深數(shù)據(jù)進行了訂正。此外,還需要觀測獲取的流速沿海體積輸運計算斷面進行分解,獲取沿海峽方向(即垂直于海峽斷面)的流速,并采用合適的插值方法,將有限的觀測數(shù)據(jù)插值到整個計算斷面上。

1)斷面水深訂正

精準的斷面水深對于計算海峽水體通量非常重要。因此,本文結(jié)合斷面觀測數(shù)據(jù)、定點長期觀測數(shù)據(jù)和GEBCO 水深數(shù)據(jù),重新構(gòu)造了更加準確的斷面水深。在巽他海峽北部S11-S22斷面,首先根據(jù)S11站的定點水深觀測數(shù)據(jù)對斷面走航觀測水深數(shù)據(jù)進行了訂正(圖2實線),然后結(jié)合經(jīng)過實測水深訂正過后的GEBCO 水深數(shù)據(jù),對斷面兩端缺測部分水深數(shù)據(jù)進行了插補(圖2虛線)。水深數(shù)據(jù)的修訂提高了海峽流量計算的準確性,訂正后的斷面面積增加了約30%,這將導致相同流速條件下流量相應增加約30%。在S1-S2斷面,由于缺乏走航觀測數(shù)據(jù),只采用S1和S2 站的定點水深觀測時間序列對GEBCO 水深數(shù)據(jù)進行了修訂。

圖2 重構(gòu)修訂的S11-S22斷面水深Fig.2 Reconstructed water depth of the section S11-S22

2)沿海峽方向流速計算

為了計算穿越海峽斷面的流量,需計算出沿海峽方向(即垂直于海峽斷面)的流速。因此將觀測到的海流分解為沿海峽方向分量(u),和垂直于海峽分量(v),其中u又稱為沿海峽方向流速(Along Strait Velocity,ASV)。分解方法如下[16,23]:

式中,w和θ分別為觀測海流的流速和流向;ψ為海峽斷面的法線方向,且以正北方向為0°,其中S1-S2斷面和S11-S22斷面分別選取ψ=53°和ψ=45°。

3)斷面流速插值

為了計算穿越海峽斷面的流量,需要將沿海峽方向流速插值到整個斷面上。在斷面流速的計算中,寬度較大的海峽常用的插值方法有線性插值、三次樣條插值等[16,24]?？紤]到巽他海峽觀測斷面約僅20～30 km,因此水平方向流速方向具有均一性,可以用觀測站點流速代表整個斷面相應層的流速,同時考慮到海峽地形對流速分布的影響,本文使用δ坐標系插值方法,對整個斷面進行差值。

1.2.2 多元線性回歸

受各種因素的限制,觀測資料時長有限,且存在多觀測站位不同步的情況。為了拓展觀測序列,本文采用了線性回歸的方法拓展了觀測序列。線性回歸是利用數(shù)理統(tǒng)計中回歸分析,來確定兩種或兩種以上變量間相互依賴的定量關(guān)系的一種統(tǒng)計分析方法。線性回歸中變量包括1個因變量和1個(或多個)自變量。通過對大量的數(shù)據(jù)的分析,建立自變量與因變量之間的關(guān)系,在氣候預測中,運用十分廣泛。具體的多元線性回歸方法如下[25]:

設因變量y的自變量個數(shù)為m,并分別記為x1,x2,…,xm。 由此建立y的m元線性回歸模型:

式中:β0,β1,β2 和βm是回歸系數(shù);ε為殘差。

在實際問題中,對y與x1,x2,…,xm作n次觀測,即yt,x1t,x2t,…,xmt(t=1,2,…,n),則有:

本文基于巽他海峽貫穿流與局地風應力和海表面高度差的關(guān)系,采用了多元線性回歸分析的方法構(gòu)建了巽他海峽ASV 年際變化時間序列。

1.2.3 其他方法

本文在分析巽他海峽水交換的季節(jié)和季節(jié)內(nèi)變化之前,利用截斷周期為48 h的低通濾波器去除了海流中能量較強的潮流信號;在分析巽他海峽水交換的年際變化變化之前,利用截斷周期為24個月的低通濾波器去除了海流中能量較強的年信號。

2 結(jié)果與討論

2.1 巽他海峽貫穿流的多尺度變化

截至目前,SITE計劃在巽他海峽2個斷面(S1-S2斷面和S11-S22斷面)開展了多次定點海流長期觀測,共獲取了4個站點的海流數(shù)據(jù)(表2)。觀測表明,受狹窄海峽的約束,海水基本上沿海峽方向流動,且由于水深較淺,海流的垂向變化較小,主要表現(xiàn)為正壓流。因此,本文分別計算出了4個站點垂向平均的沿海峽方向流速(圖3)。其中,圖3 a和3 b為同期S1-S2斷面上的2點觀測,其同期相關(guān)系數(shù)為0.86,平均流速差為0.2 cm/s,這表明同一斷面上不同觀測點ASV具有一致性,因此可采用觀測站點流速代表整個斷面相應層的流速?？梢怨浪愠鲑闼{4個站點在觀測期間的年平均ASV分別為-19.5,-19.3,-17.3和-32.3 cm/s。

4次觀測結(jié)果(圖3)都表明,巽他海峽貫穿流存在顯著的季節(jié)和季節(jié)內(nèi)變化。2008—2011年觀測期間,巽他海峽的海流冬季從印度洋流入爪哇海,夏季從爪哇海流向印度洋。南向流每年持續(xù)約9個月,遠長于北向流每年持續(xù)約3個月。且南向流的流速也明顯高于北向流(表3)。S1站北向的最大流速發(fā)生在2月份,最大為63.7 cm/s;南向的最大流速發(fā)生在7月份,最大為81.3 cm/s。S2站北向的最大流速發(fā)生在2月份,最大為51.5 cm/s;南向的最大流速發(fā)生在4月份,最大為102.1 cm/s。S11站北向的最大流速發(fā)生在4月份,最大為89.5 cm/s,南向的最大流速發(fā)生在9月份,最大為107.8 cm/s。2015—2016年觀測期間,S22站的海流幾乎全年向南流出爪哇海,但也存在明顯的季節(jié)變化特征,表現(xiàn)為南向流在冬季增強和夏季減弱,其中北向的最大流速發(fā)生在12月份,最大僅為34.8 cm/s;最大南向流發(fā)生在9月份,最大為84.7 cm/s?？梢?巽他海峽海流的低頻變化主要由兩部分構(gòu)成,即由爪哇海流常年流向印度洋的南向流與冬夏季隨季風南北轉(zhuǎn)向的季節(jié)反向流。4 次觀測結(jié)果的最大值均大于其他ITF 通道觀測到的50～60 cm/s的余流強度[26-27],說明巽他海峽在ITF的水交換中有著不可替代的作用。圖3結(jié)果也表明,巽他海峽貫穿流中也存在強烈的季節(jié)內(nèi)變化信號,其強度和發(fā)生頻率在冬季和春季最強,夏季最弱。

圖3 4個站的垂向平均ASV 時間序列Fig.3 Vertical average ASV time series of the four stations

表3 4個站點南北向最大流速及月份Table 3 Maximum velocity and occurring month of the north-south flow at the four stations

2.2 巽他海峽的體積輸運

根據(jù)2.1的分析,沿海峽同一斷面上不同觀測點的ASV 具有一致性。因此,可以利用回歸分析的方法,基于S1站和S2站同期觀測時間序列,將S2站的ASV 增補到和S1站位同觀測時長。采用1.2.1的具體方法,可以分別計算出S1-S2斷面和S11-S22斷面3次觀測期間的巽他海峽的水體輸運量(圖4)。2008—2009年,2010—2011年和2015—2016年的年平均水體輸運量分別為(-0.31±0.34),(-0.27±0.43)和(-0.49±0.31)Sv(表4)?？梢?3次觀測的年平均流量均為南向,即從爪哇海流入東印度洋,其流量大小與之前對巽他海峽流量的估算范圍-0.6～-0.2 Sv(表1)基本一致。計算結(jié)果也表明,不同觀測年份的其水體輸運存在年際差異,2008—2009年和2010—2011年的水體輸運量相近,而2015—2016年的水體輸運量相比之前,輸運量明顯增大70%左右,這可能與2015—2016年的超強EI Ni?o事件有關(guān)。

圖4 2個斷面3個時間段水體輸運時間序列Fig.4 Time series of volume transport at the two sections during the three observation periods

表4 巽他海峽的月平均水體體積輸運Table 4 Monthly volume transport in the Sunda Strait

3次輸運都有趨勢一致的季節(jié)變化規(guī)律(圖4),冬季以北向輸運為主,夏季以南向輸運為主,月平均南向輸送每年持續(xù)9個月以上,北向輸運每年小于3個月,且南向輸運量遠大于北向輸運。3次觀測期間的南向最大月平均體積輸運都發(fā)生在夏秋季,分別為-0.72,-0.89和-1.02 Sv;北向最大月平均體積輸運都發(fā)生在冬季,分別為0.20,0.50和0.03 Sv,且輸運量小于夏季。圖4的結(jié)果還表明,受強季節(jié)內(nèi)信號的影響,巽他海峽輸運還頻繁出現(xiàn)短時間的反季節(jié)性轉(zhuǎn)向,特別是在冬季和夏季季風轉(zhuǎn)換季。雖然巽他海峽的年平均輸運量較小,但是其季節(jié)和季節(jié)內(nèi)頻繁的輸運方向變化,加強了印度洋和爪哇海之間的水體、物質(zhì)和能量的交換。

2.3 風場和海表面高度對巽他海峽水體輸運的影響

已有的研究表明,巽他海峽的體積輸運過程與局地風的Ekman 輸運密切相關(guān)[12],并受來自印度洋Kelvin波的影響[14-15]。季風是形成南海及周邊海域環(huán)流的季節(jié)性特征的主要因素[1]。爪哇海夏季盛行東南季風,向西的緯向風應力加快了海水從爪哇海經(jīng)巽他海峽流入到印度洋,而冬季季風的轉(zhuǎn)向減弱爪哇海水體的流出,甚至導致了印度洋水體經(jīng)巽他海峽流入爪哇海[12]。作為印尼貫穿流的出流通道之一,巽他海峽貫穿流同時還受上游望加錫海峽和卡里馬塔海峽水體輸運的影響,因此除局地風的直接作用外,海峽兩端爪哇海和印度洋之間的海面高度差也會影響巽他海峽水體輸運。

圖5 巽他海峽局地氣候態(tài)各月海表面風場和動力高度ADTFig.5 Monthly sea surface wind velocity and ADT in surrounding areas of the Sunda Strait

圖5給出了巽他海峽附近海域風速和海面高度氣候態(tài)平均1—12月的季節(jié)變化過程。結(jié)合圖4和圖5可以看出,冬季(12—次年2月),來自南海南部的東北季風順著卡里馬塔海峽南下,在科氏力的作用下轉(zhuǎn)變?yōu)槲鞅奔撅L后進入爪哇海。爪哇海強烈的西風導致海水由爪哇海南部向北部輸運,從而減弱甚至逆轉(zhuǎn)了巽他海峽向印度洋方向的流動。12月,海峽兩側(cè)的海表面高度差達到最小,海水流向甚至逆轉(zhuǎn)為從印度洋流向爪哇海(圖5a,5b和5l)。春季(3—5月)是季風轉(zhuǎn)換時期,4月份緯向風已經(jīng)由西風轉(zhuǎn)為東風,巽他海峽北部海面高度也逐漸升高(圖5c,5d和5e),因而流向轉(zhuǎn)回南向并逐漸增強。夏季(6—8月)東南季風更加強盛,受東南季風影響,海水在巽他海峽北部進一步堆積,海表面高度逐漸升高(圖5f,5g和5h),在8月海峽兩側(cè)的海表面高度差也達到最大,通過巽他海峽進入東印度洋的水體輸運量也達到最大值。秋季(9—11月),9月份東南季風仍然控制巽他海峽及附近海域,但10月份開始,緯向東風從北向南逐漸衰退和轉(zhuǎn)向,海峽北部的海表面高度也逐漸降低(圖5i,5j和5k)。

巽他海峽的輸運與局地風和海峽兩側(cè)的海表面高度密切相關(guān)。3次觀測期間,海峽流通量與同期局地緯向風的相關(guān)系數(shù)分別為:0.77,0.73 和0.78,與兩側(cè)海表面高度差的相關(guān)系數(shù)分別為-0.83,-0.87 和-0.92?？傮w來看,巽他海峽爪哇海一側(cè)的海表面高度常年高于印度洋一側(cè),這有助于海水從爪哇海流入印度洋。

2.4 海峽水體輸運的回歸分析

圖6 觀測時段S11站沿海峽方向流速與ADT 相關(guān)系數(shù)Fig.6 Correlation coefficients between the ASV of S11 and ADT during observation period

2.2節(jié)的分析表明,巽他海峽水體輸運量在2008—2016年觀測期間也存在顯著的年際差異。但受客觀因素限制,很難獲取長時間序列的觀測數(shù)據(jù)研究其年際變化。2.3節(jié)的分析表明,巽他海峽海流主要受海表面風和海峽兩側(cè)海表面高度差的驅(qū)動。因此可以建立海流流速和海表面風場及海峽兩側(cè)的海表面高度差之間的回歸模型,利用回歸模型構(gòu)建長時間的海流剖面時間序列。其中,局地海表面風選取巽他海峽核心區(qū)域(104°07'30″～108°07'30″E,4°52'30″～7°52'30″S)的平均值,海峽兩側(cè)的海表面高度差選取與流速時間序列相關(guān)系數(shù)最大的2 個區(qū)域之差。圖6 是S11 站ASV 與ADT 相關(guān)系數(shù)空間分布圖,結(jié)果表明海峽北部爪哇海一側(cè)ADT 與巽他海峽的ASV 負相關(guān),印度洋一側(cè)正相關(guān),且巽他海峽的ASV 與印度洋的ADT 的相關(guān)性較大,其中蘇門答臘島東南沿岸海域和爪哇島西南沿岸海域,對巽他海峽的ASV 的影響最大,最大相關(guān)系數(shù)為0.7,表明巽他海峽的ASV 主要受印度洋海平面高度的影響。因此計算海峽兩側(cè)的海表面高度差,選取的分別區(qū)域為:印度洋區(qū)域A(103°37'30″～105°37'30″E,5°37'30″～6°37'30″S)和爪哇海區(qū)域B(106°22'30″～108°22'30″E,4°52'30″～5°52'30″S)(圖6)。即用A 區(qū)域平均ADT 和B區(qū)域平均ADT 之差(ΔADT),用來代表S11站海峽兩端壓強梯度力。

假設沿海峽方向速度ASV 變化主要受局地風速和海峽兩端壓強梯度決定,則構(gòu)建如下回歸模型:

式中,U和V分別為巽他海峽核心區(qū)域的緯向風和經(jīng)向風;u0為截距值,代表沒有局地風和風壓梯度的基本流;ε為殘差;a1,a2,a3為回歸系數(shù)。利用已有的S11站觀測資料和遙感資料(1.1),可以計算出S11站各層的ASV 的速度的多元回歸模型的回歸系數(shù)(表5),其中r為回歸結(jié)果與原數(shù)據(jù)的相關(guān)系數(shù)?；貧w結(jié)果表明,基本流u0隨著深度增加而增加,而回歸系數(shù)都隨著深度增加而減小。利用該回歸模型,得到的S11站各層u的時間序列與原始時間序列的相關(guān)系數(shù)均大于0.8,表明回歸模型能夠較好地還原出海峽流速的變化,而且相關(guān)系數(shù)隨海水深變深而變大,顯示了回歸模型的底層流速更符合觀測結(jié)果。

表5 S11站ASV多元回歸的回歸系數(shù)Table 5 Regression coefficients of ASV on local wind and pressure gradient at station S11

根據(jù)回歸模型,利用更長時間序列的風場和海峽兩岸的海表面高度數(shù)據(jù),可以回歸出1993—2017年期間S11站的ASV(圖7),其中觀測期間的變化趨勢與觀測結(jié)果基本一致。從近25 a的流速來看,巽他海峽的流速總體是南向,且南向流速持續(xù)的時間較長,流速較大。流速的最大值一般出現(xiàn)在每年的下半年。

利用回歸模型得出的S11站流速時間序列,可以計算出巽他海峽25 a的水體輸運時間序列。根據(jù)計算出的1993—2017年的水體輸運結(jié)果,可以計算出巽他海峽多年平均體積輸運量為(-0.37±0.43)Sv,介于3次觀測結(jié)果之間。氣候態(tài)平均的海峽流量的季節(jié)變化規(guī)律與3次觀測結(jié)果基本一致(圖8),表明回歸計算出的流量具有較高的可信度。多年月平均結(jié)果顯示,全年月均北向輸運只發(fā)生在12月,其他月份均為南向輸運。下半年輸運量大于上半年輸運量,春季和冬季流量較小,夏季流量最大,其中夏季月平均水體輸運量為(-0.72±0.1)Sv,冬季月平均輸運量為(-0.01±0.16)Sv。南向輸運主要發(fā)生在夏季和秋季,最大輸運一般發(fā)生在每年的8月份,最大值為-0.79 Sv。結(jié)果同時表明,海峽輸運量的年際差異主要出現(xiàn)在秋冬季節(jié),夏季的年際差異最小。

圖7 回歸流速與S11站實測流速的比較Fig.7 Comparison between the regressed velocity and the measured velocity at station S11

圖8 巽他海峽氣候態(tài)月平均水體輸運量Fig.8 Monthly water transport in the Sunda Strait

巽他海峽位于印太交匯海區(qū),輸運年際的變化可能同時受到來自太平洋的年際信號ENSO 和印度洋的年際信號IOD 的影響。圖9給出了巽他海峽體積輸運的年際異常與Ni?o 3.4指數(shù)和DMI指數(shù)的時間序列,其相關(guān)系數(shù)分別為-0.50和-0.52。這表明ENSO,IOD 與巽他海峽體積輸運的年際異常為負相關(guān),即ENSO,IOD 正位相期間巽他海峽的南向體積輸運增加,負位相期間巽他海峽的北向體積輸運增加。

圖9 巽他海峽的年輸運異常,Ni?o 3.4指數(shù)和DMI的時間序列Fig.9 Interannual variation of transport in the Sunda Strait,Ni?o 3.4 index and DMI

為了進一步研究ENSO 如何通過局地風和海峽兩側(cè)海表面高度梯度影響海峽輸運異常,文中選取了1993—2017年的厄爾尼諾(El Ni?o)年,進行了El Ni?o年局地風和ADT 異常的1—12月的合成分析(圖10)。由圖10可知,El Ni?o年的海峽兩側(cè)海表高度差的年際異常在秋冬季較強,夏季較弱。秋冬季,印度洋和爪哇海出現(xiàn)東南風異常[28],巽他海峽東印度洋一側(cè)海表面高度降低,這些抑制了流向爪哇海的北向流動,增強流向印度洋的南向流動,也造成海峽年均南向輸運的增強。2015—2016年El Ni?o期間的觀測結(jié)果也證實了在秋冬季南向輸運變大,從而導致年均南向輸運量變大(圖8),這也與Putri[11]數(shù)值模擬在El Ni?o和IOD 期間,從爪哇海流向印度洋的水流增加0.15～0.20 Sv的結(jié)果一致。

圖10 局地風和ADT 異常在El Ni?o年的合成分析Fig.10 Composite analysis of local wind and ADT anomalies during El Ni?o

3 結(jié) 語

本文根據(jù)SITE計劃海流觀測數(shù)據(jù),結(jié)合遙感再分析資料,初步分析了爪哇海通過巽他海峽與東印度洋進行水體交換的季節(jié)及年際變化規(guī)律,探討了影響海峽水體輸運的因子,得到如下主要結(jié)論:

1)2008—2016年觀測期間,巽他海峽3個站點4次觀測的年平均流均為流出爪哇海,年平均ASV 分別為-19.5,-19.3,-17.3和-32.3 cm/s,相應計算出的2個斷面的3次年均流量分別為(-0.31±0.34),(-0.27±0.43)和(-0.49±0.31)Sv。巽他海峽貫穿流存在顯著的季節(jié)變化,流出爪哇海的體積輸運的持續(xù)時間和強度都大于流入量,平均1 a約有9個月的南向流,3個月的北向流。

2)巽他海峽的輸運與局地風和海峽兩側(cè)的海表面高度密切相關(guān),其中印度洋的海表面高度對輸運的影響更大。利用多元回歸模型,重構(gòu)出1993—2017年的海流流速時間序列,進而計算出巽他海峽的體積輸運。25 a的平均體積輸運為(-0.37±0.43)Sv,這進一步表明巽他海峽是印尼貫穿流的出流通道之一?；谕瑯拥姆椒?Wang等[23]計算出卡里馬塔海峽多年平均的體積輸運為-0.74 Sv。這表明,剩余-0.37 Sv的水體向東流出爪哇海。即每年從南海流入爪哇海的海水,50%的海水會通過巽他海峽流入印度洋,50%的海水會繼續(xù)向東經(jīng)望加錫海峽、龍目海峽和弗洛勒斯海流出爪哇海。

3)巽他海峽體積輸運異常與Ni?o 3.4指數(shù)及DMI呈負相關(guān)。在El Ni?o年的秋季和冬季,海峽南向輸運增強,年均輸運變大。