遼東半島頂端海域上升流長期變化特征及影響因素*

柳沙沙 趙 騫 王 玉 張煜巾

(1.上海海洋大學海洋生態與環境學院 上海 201306；2.國家海洋環境監測中心 大連 116023；3.自然資源部第一海洋研究所 青島 266061)

沿岸上升流是一種海洋垂直環流,具有低溫、高營養鹽和低溶解氧的特征,也是近海海洋環流和物質輸運的重要組成部分。上升流所在海域的生產力較高,以不到全球海洋3%的總面積提供了全球20%的漁獲量(Ryther,1969；Benazzouzet al,2014)。此外,沿岸上升流可通過物理過程(物理泵)和生物過程(生物泵)影響?！獨饨缑娴亩趸冀粨Q,在全球碳循環中發揮重要作用(Tsunogaiet al,1999)。受環境因素如風、初級生產力、氣體交換等條件的影響,沿岸上升流系統對全球氣候變化比較敏感(Fréonet al,2009)。近百年來,全球氣候正經歷著以變暖為主要特征的變化(IPCC,2013；秦大河等,2014)。全球氣候變暖會使沿岸上升流的強度、范圍及其所在海域的溫度、鹽度等結構發生變化,對局地海區的海洋環流和物質輸運產生影響,進而影響沿岸上升流區域的漁業資源、生態環境及其沿岸的陸地環境和氣候(Bakun,1990；Bakunet al,2015；Jayaramet al,2018；Oyarzúnet al,2019)。因此,有必要對全球氣候變暖背景下沿岸上升流的長期變化趨勢開展研究。

Bakun(1990)提出在全球氣候變暖的影響下,?！憸囟忍荻瓤赡軙龃?從而加劇沿岸風應力,使風生類沿岸上升流增強。學者們對此開展了大量的研究工作。部分學者認為,上升流強度的變化趨勢與其所處的地理環境有關,其中索馬里—阿曼沿岸上升流和71.25°W以東的南加勒比海沿岸上升流均呈增強的變化趨勢,而肯尼亞北海岸沿岸上升流和 71.25°—76.56°W的南加勒比海沿岸上升流分別呈減弱和無顯著的變化趨勢(Varelaet al,2015)；加那利上升流系統、洪堡上升流系統、本格拉上升流系統和加利福尼亞上升流系統在高(低)緯度地區受加劇(減弱)的沿岸風應力影響呈增強(減弱)的變化趨勢(Cropperet al,2014；Rykaczewskiet al,2015；Wanget al,2015)。也有學者認為,在全球氣候變暖的情況下,上升流強度的變化趨勢與季節有關,5—8月加那利上升流呈減弱的趨勢,而10月至次年4月呈增強的變化趨勢(Sousaet al,2017)。而在地理位置跨度較小且研究季節相同時,由于所用數據資料的不同,有學者認為瓊東沿岸上升流在全球氣候變暖的影響下有所增強(劉羿等,2009),也有學者認為該上升流的強度呈減弱的趨勢(Suet al,2013；謝玲玲等,2016)。另外,全球氣候變暖對非風生類上升流影響的研究也比較匱乏。因此,沿岸上升流在全球氣候變暖背景下的變化特征還有待于進一步研究。

遼東半島頂端海域是渤海與北黃海水交換的重要通道(冀承振等,2019)。北黃海冷水團經老鐵山水道進入渤海時,底層冷水受地形抬升和強潮流繞遼東半島運動所產生的離心力作用影響向上涌升形成上升流(郭炳火等,1986；賈瑞麗等,2008)。該上升流是海流—地形類上升流,出現位置相對固定。春、夏季,上升流可涌升到表層海域,在遼東半島頂端鄰近海域形成一處封閉的冷水區(湯明義等,1989),其中心位置為 38°40′N、121°E,范圍在離岸20km以內(顏廷壯,1991)。上升流現象對遼東半島頂端鄰近海域的動力環境和理化環境有一定的影響,為夏季海霧的形成創造了有利的條件(孟憲貴等,2012),從而影響了海上航運及沿岸陸地的交通。迄今為止,關于該上升流現象的研究主要集中在基本特征及形成機制方面,尚未對全球氣候變暖背景下該上升流的長期變化趨勢進行研究。本文利用海表溫度、風場、海面凈輻射通量等數據資料及Ni?o3.4指數,通過回歸分析和相關性分析等方法對1988—2018年夏季遼東半島頂端鄰近海域上升流強度的變化趨勢及影響因素進行了研究,以確定全球氣候變暖對該上升流的影響。

表1 本文所用數據及來源Tab.1 Data used in this article and their sources

1 材料和方法

1.1 數據來源

本研究主要采用1988—2018年夏季(6月1日—8月31日)的逐日海表溫度(Sea Surface Temperature,SST)數據,該數據來自于英國氣象局(UK Met Office)的全球高分辨率業務化海表溫度及海冰分析(Operational Sea Surface Temperature and Sea Ice Analysis,OSTIA)格點數據集(表1)。該數據集始于1985年4月,融合了現場實測SST數據以及AATSR(Advanced Along-Track Scanning Radiometer)、AVHRR(Advanced Very Hight Resolution Radiometer)等衛星遙感SST數據,2006年起又同化了SEVIRI(Spinning Enhanced Visible and Infrared Imager)、AMSRE(Advanced Microwave Scanning Radiometer-Earth Observing System)、TMI(TRMM Microwave Imager)等衛星數據,并經過了最優插值(Optimal Interpolation,OI)處理,其空間分辨率為0.05°×0.05°。在研究夏季風及風應力旋度對研究海域上升流現象所產生的影響時,利用了來自美國遙感系統(Remote Sensing Systems,RSS)的多平臺交叉校正風矢量分析(Cross-Calibrated Multi-Platform Wind Vector Analysis,CCMP)海面10m風場數據集,該數據集融合了QuickSCAT(Quick Scatterometer)、ASCAT(Advanced Scatterometer)等微波散射計和GMI(GPM Microwave Radiometer)、SSM/I(Special Sensor Microwave/Imager)、SSMI/S(Special Sensor Microwave Imager/Sounder)等微波輻射計以及浮標觀測的海面風場數據,其空間分辨率為0.25°×0.25°,時間間隔為6h(表1)。此外,為了更好地了解全球氣候變暖背景下研究海域上升流產生變化的原因,還分析了ENSO(El Ni?o-Southern Oscillation)和凈輻射通量對上升流的影響。其中,Ni?o3.4指數是NOAA利用HadISST1 數據集計算出的 5°S—5°N,170°—120°W區域內的SST矩平平均值；海面凈輻射通量包含感熱通量(Sensible Heat Flux,SH)、潛熱通量(Latent Heat Flux,LH)、凈短波輻射通量(Net Short Wave Radiation Flux,SW)和凈長波輻射通量(Net Long Wave Radiation Flux,LW)四項,均來自于歐洲中期天氣預報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts,ECMWF)提供的ERA-Interim再分析數據集,其空間分辨率為 0.125°×0.125°,時間分辨率為12 h(表1)。

1.2 分析方法

20世紀末全球氣候變暖開始進入暫緩期(Knightet al,2009),故以此為時間節點可將1988—2018年分成1988—1997年和1998—2018年兩個階段,分別對應變暖加速期和變暖暫緩期(譚紅建等,2016)。在這兩個階段,遼東半島頂端海域上升流的變化趨勢及其影響因素可能會有所不同。因此,本文首先計算出夏季(6—8月)渤海及北黃海部分海域1988—2018年的平均SST,分析研究海域上升流的空間分布特征；其次,分析全球變暖加速期和變暖暫緩期研究海域上升流的時空分布特征及其變化情況,并利用回歸分析的方法對各要素的時間序列進行分析,確定該上升流在全球變暖加速期、變暖暫緩期和整個研究時間段內的變化趨勢；最后,利用相關性分析等方法探討了全球氣候變暖背景下研究海域上升流長期變化的影響因素。

1.2.1 海表溫度上升流指數 上升流向上涌升時可將深層冷水帶至表層,使上升流區的海表溫度低于周圍海域。因此,可用沿岸海域與離岸海域同一緯度的SST之差來表征上升流的強度,該強度指標稱為海表溫度上升流指數(Sea Surface Temperature Upwelling Index,UIΔSST)。其計算公式為：

式中,UIΔSST是海表溫度上升流指數,單位為°C；SSTocean代表離岸海域SST,SSTcoast代表沿岸海域SST(Santoset al,2012)。當 UIΔSST為正值時,表明研究海域存在上升流現象；當UIΔSST為負值時,則表明研究海域存在下降流現象；當UIΔSST增大時,研究海域上升流現象增強；反之則減弱。該方法在沿岸上升流的研究中得到了廣泛應用(Suet al,2013；Cropperet al,2014；謝玲玲等,2016；Jayaramet al,2018)。

由于研究海域位于半封閉淺海區,同緯度離岸海域的SST存在一定程度的差異,因此,本研究用上升流區SST的平均值表示SSTcoast,上升流區以外海域SST的平均值表示SSTocean,再通過公式(1)計算出夏季平均 UIΔSST。

1.2.2 沿岸風應力和風應力旋度 風應力計算公式為：

式中,τx和τy分別表示緯向風應力和經向風應力,單位為N/m2；ρa是空氣密度(本文取1.22 kg/m3)；Cd是無量綱拖曳系數(1.4×10-3)；Wx和Wy分別是緯向風速和經向風速。風應力旋度計算公式為：

curlzτ表示風應力旋度,單位為N/m3；當curlzτ為正值時,表示氣旋性風應力旋度,其作用下的Ekman抽吸可引起深層冷水上涌,有利于上升流現象的形成；當curlzτ為負值時,則表示反氣旋性風應力旋度,可使表層海水向下運動從而抑制上升流現象的產生。

2 結果

2.1 上升流的分布特征

為了確定夏季遼東半島頂端海域上升流的空間分布特征,對1988—2018年夏季(6—8月)渤海及北黃海部分海域的SST進行時間平均(圖1)?？梢钥闯?夏季研究海域SST的基本特征為：遼東灣頂、渤海灣及萊州灣的溫度相對較高且均高于23°C；其他海域的溫度相對較低,其值介于20.55—23°C之間,并在遼東半島頂端海域出現了一個溫度低于21°C的冷水區。根據以往的研究可知,該冷水區主要是由上升流現象產生的(夏綜萬等,1983),此外潮混合對冷水區的影響也不可忽視(呂新剛,2010)?；诖?本研究將多年夏季平均SST＜21°C的海域定義為上升流區,SST≥21°C的海域定義為非上升流區。經計算得出,該上升流的海表溫度上升流指數為1.75°C,上升流區SST的最低值為20.55°C,比同緯度非上升流區低1—2°C,同瓊東上升流與外海背景場溫度的差值(謝玲玲等,2016)相當,表明該上升流現象較為顯著。在空間上,此處上升流以 38°52′N、120°55′E 為中心,呈非對稱的紡錘狀分布在遼東半島頂端西側海域；緯向上,上升流區東側基本以遼東半島頂端為界,向西最遠伸展至120°30′E附近海域；經向上,其向北伸展到復州灣海域,向南則伸展至北砣磯水道；與歷史觀測結果證實的上升流位置(夏綜萬等,1983)基本吻合。

圖1 1988—2018年夏季(6—8月)渤海及北黃海部分海域的平均海表面溫度(sea surface temperature,SST)分布Fig.1 Distribution of the average SST in summer(June—August)from 1988—2018 in the Bohai Sea and part of the northern Yellow Sea

2.2 上升流的長期變化趨勢

1988—1997年和1998—2018年夏季渤海及北黃海部分海域平均SST及其差值的空間分布情況如圖2所示?？梢钥闯?1988—1997年夏季,非上升流區大部分區域平均SST在21—23°C之間,個別海域高于23°C；上升流區平均SST均低于21°C,其最低值為20.47°C,比同緯度非上升流區低1.5°C左右；海表溫度上升流指數為1.48°C。1998—2018年夏季,非上升流區大部分海域SST在21.5—24°C之間,渤海灣及萊州灣頂的溫度甚至高于25°C；上升流區大部分海域SST低于21°C,其溫度最低值為20.59°C,比同緯度的非上升流區低2°C左右；海表溫度上升流指數為1.88°C。與1988—1997年相比,1998—2018年研究海域夏季平均SST均有所升高,但上升流區的升溫速度慢于非上升流區,海表溫度上升流指數增大。此外,對這兩個時間段的海表溫度上升流指數分別進行線性變化趨勢分析也可發現,1998—2018年上升流指數呈顯著增加的變化趨勢(通過95%的信度檢驗)(圖3)。

圖2 1988—1997年(a)和1998—2018年(b)夏季研究海域平均SST及其海表溫度差(c)分布Fig.2 Distribution of the average SST in summer from 1988—1997(a)and 1998—2018(b)and their difference in the research area

為進一步確定遼東半島頂端海域上升流強度在1988—2018年的變化趨勢,分別對上升流區及非上升流區的夏季平均SST和海表溫度上升流指數進行趨勢分析(圖4和表2)。結果表明,在整個研究時間段上,非上升流區SST呈增加的變化趨勢(通過95%的信度檢驗),溫度升高了1.32°C,增長速率為0.43°C/10a；上升流區SST卻無明顯的變化趨勢；此外,海表溫度上升流指數也呈顯著增加的變化趨勢,其速率為0.27°C/10a(通過95%的信度檢驗)。上升流指數的增加是由非上升流區與上升流區溫差增大引起的,其增加速率小于非上升流區SST的增加速率,但二者均高于0.11[0.09—0.13]°C/10a的全球平均SST增長速率(IPCC,2013；秦大河等,2014)。因此,遼東半島頂端海域上升流在整個研究時段上一直呈顯著增強的變化趨勢。

圖3 1988—1997年和1998—2018年海表溫度上升流指數UIΔSST時間序列(實線)及其線性變化趨勢(虛線)Fig.3 Time series of UIΔSST(solid line)and its linear variation trend(dotted line)from 1988—1997 and 1998— 2018

圖4 夏季非上升流區(a,黑色)、上升流區(a,灰色)平均SST和UIΔSST(b)的時間序列(b,實線)及其線性變化趨勢(虛線)Fig.4 Time series of average SST(solid line)in the non-upwelling region(a,black line)and upwelling region(a,gray line)and UIΔSST(b)and their linear trend(dashed line)in summer

表2 各變量線性趨勢分析的相關系數R2Tab.2 Correlation coefficient R2of linear trend analysisof all variables

3 討論

3.1 凈輻射通量對上升流長期變化趨勢的影響

凈輻射通量反映研究海域的熱量得失情況,當凈輻射通量為正值時表示海區獲得熱量,反之則表示海區失去熱量。對研究海域夏季凈輻射通量的時間序列(圖5b)進行分析可發現,1988—2018年夏季研究海域凈輻射通量為正值并呈增加的變化趨勢(通過95%的信度檢驗),表明在全球氣候變暖的影響下研究海域獲得的熱量持續增加。近30年研究海域SST增加的變化趨勢(圖6)也證明了這一點。其中,1998—2018年研究海域所獲熱量增加的顯著性較為明顯(通過95%的信度檢驗)(圖5a)。凈輻射通量與非上升流區SST及海表溫度上升流指數均呈現一定的正相關關系,相關系數分別為0.40和0.45(通過95%的信度檢驗),但與上升流區SST無明顯的相關關系。這主要是上升流區SST在受凈輻射通量影響的同時還受到底層冷水的影響,但凈輻射通量對底層海水溫度的影響較為有限,其增溫較慢。如作為研究海域上升流區深層冷水源的北黃海冷水團有升溫的變化趨勢,但其速率僅為0.26°C/10a(李昂等,2015),明顯小于非上升流區SST的增長速率。因此,升溫速率較慢的底層冷水涌升至表層后抑制了上升流區SST的增加,從而加大了上升流區與非上升流區SST的差異。

圖5 1988—1997年(a)、1998—2018年(a)和 1988—2018年(b)夏季研究海域凈輻射通量時間序列(實線)及其線性變化趨勢(虛線)Fig.5 Time series of net radiation flux(solid line)and its linear variation trend(dotted line)in the research area in 1988—1997(a),1998—2018(a)and 1988—2018(b)

圖6 1988—2018年夏季研究海域SST時間序列(實線)及其線性變化趨勢(虛線)Fig.6 Time series of SST(solid line)and its linear variation trend(dotted line)in the research area in 1988—2018

3.2 夏季風對上升流長期變化趨勢的影響

在全球變暖加速期和暫緩期,研究海域都盛行偏南風,其風速介于0.67—2.20m/s之間(圖7)。老鐵山西側海域的風幾乎與岸線平行,在科氏力的作用下表層海水向岸運動并在遼東半島頂端產生堆積,從而阻礙底層冷水向上涌升,不利于研究海域上升流現象的形成(顏廷壯,1991)。此外,老鐵山水道附近海域一直為氣旋性風應力旋度,其產生的Ekman抽吸可能會促進底層冷水向上涌升。與變暖加速期相比,在全球氣候變暖暫緩期,研究海域的風向無明顯變化,風速稍有減小,風應力旋度增強了7.94×10-9N/m3,均有利于研究海域上升流的增強(圖3)。

圖7 1988—1997年(a)和1998—2018年(b)夏季研究海域風場、風應力旋度及其風應力旋度差值(c)分布Fig.7 Distribution of summer monsoon and wind stress curl in summer in 1988—1997(a)and 1998—2018(b)and wind stress curl difference(c)in the research area

在整個研究時間段內,研究海域經向風v分量有所減弱,緯向風u分量由西風逐漸轉化為東風(圖8、圖9和表3)。緯向風(東風)有利于遼東半島頂端西側海域底層冷水的上涌,經向風(南風)的減弱也減小了表層海水的向岸運動對底層冷水上涌產生的抑制作用。此外,相關性分析的結果也表明,緯向風u分量分別與海表溫度上升流指數和上升流區SST呈負相關和正相關關系,相關系數分別為-0.38和0.35(通過95%的信度檢驗),經向風v分量亦與海表溫度上升流指數和上升流區SST呈負相關和正相關關系,相關系數分別為-0.34和0.22(通過95%的信度檢驗)。

圖8 1988—1997年和1998—2018年夏季研究海域緯向風u分量、經向風v分量(a)及老鐵山水道附近風應力旋度(b)的時間序列(實線)及其線性變化趨勢(虛線)Fig.8 Time series(solid line)of zonal wind component(a,blue line),meridional wind component(a,red line)and wind tress curl near Laotieshan channel(c)and their linear variation trends(dashed line)jn 1988—1997 and 1998—2018

圖9 夏季渤海緯向風u分量(a)、經向風v分量(a)和老鐵山水道附近風應力旋度(b)的時間序列(實線)及其線性變化趨勢(虛線)Fig.9 Time series(solid line)of zonal wind component(a,black line),meridional wind component(a,gray line)and wind tress curl near Laotieshan channel(c)and their linear variation trends(dashed line)

3.3 ENSO對上升流長期變化趨勢的影響

ENSO可通過大氣遙相關作用影響全球氣候的變化,進而對上升流的強度產生影響。1988—2018年夏季,Ni?o3.4指數無顯著的增長趨勢(R2=0.17)(圖10)；此外,海表溫度上升流指數與夏季Ni?o3.4指數也無顯著的相關關系(R=0.06,P=0.76)。因此,從統計意義而言ENSO并不會影響上升流強度的長期變化趨勢,但在某些年份,ENSO可通過影響緯向風u分量來影響研究海域上升流的強度。夏季Ni?o3.4指數與緯向風u分量呈正相關關系,相關系數為0.34(通過95%的信度檢驗)；而緯向風u分量又與海表溫度上升流指數呈負相關關系,相關系數為-0.38(通過95%的信度檢驗)。1997年和2014年夏季分別為1997—1998年和2014—2016年這兩次強厄爾尼諾事件的發展階段,研究海域緯向風(西風)有所增強,推動表層海水向遼東半島頂端海域流動,并在沿岸處形成堆積,抑制底層冷水上涌,不利于研究海域上升流的形成。海表溫度上升流指數在1997年和2014年較臨近年份有所減小也證明了這一結論(圖4b)。

表3 各變量線性趨勢分析的相關系數R2Tab.3 Correlation coefficient R2of linear trend analysis ofall variables

圖10 夏季研究海域緯向風分量(藍色)、經向風分量(紅色)及Ni?o3.4指數(灰色)時間序列(實線)及其變化趨勢(虛線)Fig.10 Time series of zonal wind component(blue),meridional wind component(red)and Nino3.4 index(gray)in the Bohai Sea in summer(solid line)and their linear variation trend(dashed line)

4 結論

本文利用1988—2018年夏季渤海及北黃海部分海域的SST、風場、海氣界面凈輻射通量以及Ni?o3.4指數等數據資料,對全球氣候變暖背景下遼東半島頂端海域上升流的長期變化趨勢及其影響因素進行了分析,主要結論如下：

(1)夏季,遼東半島頂端海域上升流以38°52′N、120°55′E為中心,分布在38°—40°N,120°30′—121°30′E海域內,其中心位置較為固定。1988—2018年,海表溫度上升流指數呈顯著增加的變化趨勢,其變化速率為0.27°C/10a,快于全球平均SST增長的速率,研究海域上升流顯著增強；其中,1998—2018年全球變暖暫緩階段上升流增強更為顯著。

(2)在全球氣候變暖背景下,渤海及北黃海部分海域的凈輻射通量和夏季風場是遼東半島頂端海域上升流長期變化趨勢的兩個影響因素。在整個研究時間段上,凈輻射通量增加可使研究海域SST增加,上升流區SST的升溫速率慢于非上升流區SST的升溫速率,使上升流區與非上升流區SST的溫差增大,研究海域上升流增強。夏季風緯向風u分量由西風轉化為東風及經向風v分量(南風)的減弱有利于底層冷水上涌,進而使研究海域上升流增強。

(3)遼東半島頂端海域上升流的長期變化趨勢不受ENSO的影響,但在某些年份ENSO可通過影響緯向風u分量對研究海域上升流的強度產生影響。在強厄爾尼諾發展階段(1997年和2014年),研究海域緯向風(西風)有所增強,對底層冷水的抑制作用增加,導致研究海域上升流減弱。

本文主要對全球氣候變暖背景下遼東半島頂端海域上升流的變化趨勢進行了分析,但未考慮渤黃海大規模圍填?；顒訉е碌某毕?、潮流變化(林磊等,2016；侯慶志等,2017)對其產生的可能影響；此外,關于渤黃海底層冷水團的強弱對上升流影響的研究還不夠深入。因此,今后將主要從這兩個角度出發,對遼東半島頂端海域上升流的變化趨勢作進一步的研究。