瓊東上升流的年際變化及長期變化趨勢*

謝玲玲 宗曉龍 伊小飛 李 敏

(廣東海洋大學廣東省近海海洋變化與災害預警重點實驗室 湛江 524088)

沿岸上升流是陸架海區一種重要的動力過程,對海域的生態環境和漁業生產具有重要影響(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境和氣候(Bakun, 1990; Xie et al, 2003;Cropper et al, 2014)。此外, 沿岸上升流區也是海氣二氧化碳交換和全球碳循環中的重要區域(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致海陸間大氣壓強梯度力和沿岸風應力增強,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(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一;而目前大洋西邊界上升流年際變化的研究較少。關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, 認為1976年以來中國近海輻聚風場減弱使得沿岸的南風減小,從而不利于沿岸上升流的形成, 導致上升流區 SST上升。Gan等(2009)通過觀測和數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增強的趨勢。

瓊東上升流是發生于南海西北部、海南島以東的季節性沿岸上升流, 通常發生在 4—9月, 其中 6—7月最強(謝玲玲等, 2012)?；?959—1960、1977—1981年的現場觀測, 李立(1990)、鄧松等(1995)注意到瓊東上升流的強度和持續時間各年不同。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)數值模擬的結果顯示 2000—2007年海南島東部上升流的年際變化與南海季風指數相關。這些研究關注了短期的年際變化, 對長時間的變化趨勢關注較少。劉羿等(2009)利用濱珊瑚重構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論?？梢? 關于瓊東上升流強度、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的變化。事實上, 風應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, 關于局地風應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年的衛星遙感海面溫度和再分析風場資料, 分析瓊東上升流強度和中心位置的年際變化規律, 并著重探究局地風應力旋度在年際變化中的作用。

1 數據和方法

1.1 數據來源

本文采用的溫度數據是 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。風場數據采用歐洲中尺度天氣預報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts,E C M W F)月平均的再分析數據, 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, 再分析數據具有一定的優勢。為了與溫度數據分辨率匹配, 我們將風場數據進行二維線性插值, 分辨率為4km。

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

1.2 研究區域

前人研究認為瓊東上升流出現范圍通常在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(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范圍內岸線變化相對平緩的沿岸40km的區域為瓊東上升流的代表區, 如圖1中A所示。

在同樣緯度范圍內的外海, 選擇與近岸上升流區形狀、大小完全一致的區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區相隔3個經度(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域面積, 發現其對上升流指數的變化規律影響不大。

圖1 南海北部夏季(6—8月)氣候態月平均的海表面溫度SST (a—c)、風應力矢量τ和風應力旋度curlzτ (d—f)。圖中的黑色框形為本文研究選取的近岸上升流區域A和外海背景場區域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 參數計算

1.3.1 上升流指數 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、風速等)來表征上升流強度, 不同研究中上升流指數定義也不盡相同(Kuo et al, 2000; 苗馨等, 2011; Li et al,2012)。本文要探究沿岸風和風應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。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(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(圖1中B)和近岸上升流區(圖1中A)的第i個網格點上的海表溫度, N表示網格數。ΔTi,Year是對應網格點上的內外海區的溫度差, UIYear為上升流指數(空間平均了的溫差)。UI越大, 上升流越強。

1.3.2 沿岸風應力和風應力旋度 風應力 τ由海面10m風速塊體公式計算:

其中拖曳系數Cd為(Yelland et al, 1996, 1998):

由 ETOPO 2′地形數據計算岸線傾角, 再將風應力矢量投影到沿岸方向, 得到沿岸風應力τalongshore。

風應力旋度culrzτ由以下公式計算得到

2 結果

氣候態下, 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。受東亞季風氣候影響, 夏季南海北部海域盛行西南風(圖1d—f), 瓊東近岸風應力相對外海較小, 風向在沿岸偏向東北。風場大小和方向在空間上分布不均勻,產生了不為零的風應力旋度。關注該海域的風應力旋度(圖 1d—f), 發現夏季南海北部 112°E以東的海域,風應力旋度通常為負值, 而在110°—111°E的海南島近岸區域風應力旋度在 6—8月份則為正值, 且 7月份正風應力旋度的量值和范圍較大。正風應力旋度作用下的 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的變化?？梢钥吹? 盡管上升流區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SST都呈現上升的趨勢。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, 結果顯示瓊東上升流強度在 1982—2012年間呈現減弱趨勢, 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的時間變化a. 外海背景溫度SSTfar, b. 上升流區溫度SSTnear, c. 上升流指數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

沿岸西南季風產生的 Ekman輸運通常被認為是瓊東上升流產生的主要機制(伍佰瑜, 1990)。分析瓊東沿岸風應力(圖 3a)發現, 近 30年來沿岸風應力變化與上升流指數變化的相關系數僅有 0.43(隨機噪音檢驗P值為0.016＜0.05, 相關性顯著, 95%置信區間上下限為[0.09 0.68]), 與瓊東上升流指數的下降趨勢不同, 沿岸風應力在 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)海面風場也發現瓊東沿岸風應力在 1988—2008年間呈現增強趨勢, 與瓊東上升流指數的減弱趨勢相反, 針對此“矛盾”現象, 他們通過數值模擬,從背景西邊界流的變化予以解釋。事實上, 除了沿岸風應力, 局地風應力旋度也是調控瓊東上升流的重要因素(Jing et al, 2011; Wang et al, 2013)。進一步分析風應力旋度數據發現(圖3b), 近岸上升流區域內風應力旋度的年際變化與上升流指數的相關性高于沿岸風應力, 相關系數達到了0.66(P值為0.0001, 95%置信區間的邊界分別為 0.39和 0.82), 并且, 風應力旋度變化的總體趨勢是減弱, 減弱率為–2.7×10–11N/(m3年)。相比沿岸風應力, 風應力旋度的變化對瓊東上升流強度的年際變化可能發揮了更重要的作用: 風應力旋度減弱可能是導致瓊東上升流強度減弱的重要因素。

圖3 1982—2012年瓊東上升流區沿岸風應力τalongshore (a)及風應力旋度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

為了進一步研究風場變化和瓊東上升流指數變化的內在相關性, 我們將瓊東上升流指數、沿岸風應力和風應力旋度進行經驗模態分解(Empirical Mode Decomposition, EMD) (Huang et al, 1998)。該方法可以得到由數據本身變化決定的有限個本征模函數。如圖4a—c和表1所示, 瓊東上升流指數的年際變化存在3個本征模態(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, 是瓊東上升流指數變化的主周期。相應的, 沿岸風應力和風應力旋度也存在3個本征模態, 其周期與上升流變化類似,并以第一模態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, 風應力旋度與上升流指數的相關性均高于沿岸風應力, 尤其是在振幅和方差貢獻最大的第一模態, 相關系數達到 0.75, 說明風應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UI (a—c)、風應力旋度 curlzτ (d—f)和沿岸風應力τalongshore (g—i) EMD分解得到的本征模函數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UI、沿岸風應力τalongshore和風應力旋度curlzτ的本征模函數及相關性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氣候態的SST進行緯向(即沿緯線方向)平均(圖 5a), 發現低溫主要集中在 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。將氣候態的內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了很好的負相關, 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域內南北振蕩, 但大多在 18.9°—19.3°N 之間, 最大概率出現在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, 發現近 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, 方差貢獻分別為60%, 31%和4%, 其中以3年為周期的第一模態振幅和方差貢獻最大, 與上升流強度的年際變化規律相似。

圖5 近岸氣候態SST(a)和內外溫差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)、位置分布統計(b)以及中心位置南北振蕩的3個本征模態(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)

對沿岸風應力和風應力旋度也作緯向平均, 發現最大沿岸風應力和最大風應力旋度出現的緯度較為固定(圖 7)。最大沿岸風應力集中在 19.1°N, 少數年份出現在 18.9—19°N, 這可能對上升流中心位置時常出現在 19°N附近起到了作用; 而最大風應力旋度對應的緯度最大概率出現在19.25°N附近, 與上升流強中心出現最大概率的 19.2°—19.3°N一致。強風應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, 可能與沿岸風應力增強了表層沿岸北向流從而使冷水北移有關, 具體機制還有待更多分析。

圖7 瓊東上升流近岸區域內緯向平均的最大沿岸風應力(a)和最大風應力旋度(b)所處緯度, 以及對應緯度出現次數的統計(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

通常認為沿岸風應力是瓊東上升流的主要產生因素, 那么瓊東上升流的長時間變化是否也主要受沿岸風應力控制？本文分析衛星資料的發現, 瓊東上升流的長時間變化趨勢與沿岸風應力變化并不一致, 甚至相反, 這與Su等(2013)分析現場溫度和風場的結果一致。事實上, 除了沿岸風應力, 風應力旋度引起的 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應力旋度變化的影響。Jing等(2011)在關注厄爾尼諾對瓊東上升流影響時曾指出, 1999—2007年間風應力旋度變化是瓊東上升流變化的主要機制。本文關注1982—2012年近30年來瓊東上升流強度和中心位置的變化, 發現相比于沿岸風應力, 風應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應力旋度的關系, 我們對表征上升流的內外溫差ΔTi,Year和風應力旋度culrzτ的時空序列做經驗正交函數分解(Empirical Orthogonal Function, EOF),并選取通過檢驗的方差貢獻最大的模態進行分析。

如圖 8a所示, 瓊東上升流第一模態在空間上均為正值, 呈南北向分布, 最強值出現在近岸, 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; 其時間系數變化譜分析顯示(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, 與上升流指數的EMD分解結果類似, 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, 上升流內外溫差EOF分解的其它模態所占比例都非常小, 其中第二模態最大方差貢獻僅有5.7%, 這里不再討論。風應力旋度的EOF分解也以第一模態為主, 其方差貢獻占93%。與上升流內外溫差的第一模態類似, 風應力旋度第一模態在空間也均為正值(圖 8d), 最強值出現在近岸, 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的相關系數分別達到 0.60(假設檢驗P值為0.000)和0.67。這些相似, 進一步說明了風應力旋度可能是瓊東上升流變化的重要因素。

4 結論

在全球氣候變化背景下, 大洋東邊界上升流普遍呈現增強的趨勢, 而關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是我國重要的漁業生產區, 其年際變化規律具有重要的科學意義和應用價值。

本文在前人研究的基礎上, 利用 1982—2012年的高分辨率的風場和溫度數據詳細研究了瓊東上升流強度和中心位置的年際變化趨勢, 得到以下結論:

圖8 瓊東上升流區內外溫差ΔT和風應力旋度curlzτ的EOF分解第一模態的空間分布(a, c)、時間變化系數(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。局地風應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變化相關系數達到0.66, 并且其總體趨勢是減弱的, 與上升流指數變化趨勢一致。EMD分解結果顯示, 風應力旋度和上升流指數均存在3年、5年和10年的振蕩周期, 并以3年為主,該模態兩者相關系數達到0.75。

(2) 統計發現, 在研究范圍內瓊東上升流強中心最大概率出現在 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, 其總體變化趨勢略向北偏移。最大風應力旋度在 19.25°N, 與上升流中心最大概率分布位置接近。局地風應力旋度對瓊東上升流強中心起到了重要作用。

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