董玉杰，王輝武，劉延亮，王海員，于衛(wèi)東

（1.國(guó)家海洋局 第一海洋研究所，山東 青島266061；2.海洋與氣候研究中心，山東 青島266061）

爪哇島位于印度洋東南岸，它與同屬印度尼西亞的蘇門(mén)答臘島共同形成了熱帶印度洋的東邊界。爪哇西南沿岸存在著一支顯著而多變的海流，稱(chēng)為南爪哇流，該流系受印度洋復(fù)雜氣候系統(tǒng)的影響，存在多種時(shí)間尺度變化［1-4］。

關(guān)于南爪哇流的時(shí)間變率，以往研究［1，4，6-7］認(rèn)為季節(jié)變化和半年周期的變化占據(jù)主導(dǎo)地位。Wyrtki［1］認(rèn)為南爪哇流的季節(jié)變化主要是受季風(fēng)系統(tǒng)控制。Quadfasel和Cresswell［4］指出南爪哇流的季節(jié)變化，不僅與季風(fēng)和沿岸淡水通量有關(guān)，而且與海洋內(nèi)部波動(dòng)密切聯(lián)系。南爪哇流存在的半年周期變化主要與赤道地區(qū)的強(qiáng)迫有關(guān)。春季和秋季的季風(fēng)轉(zhuǎn)換期，在赤道西風(fēng)的驅(qū)動(dòng)下，赤道印度洋表層出現(xiàn)向東的急流，稱(chēng)為wyrtki急流［5］。同時(shí)，赤道西風(fēng)會(huì)激發(fā)赤道Kelvin波，Kelvin波東傳到蘇門(mén)答臘島后，產(chǎn)生一支南傳的沿岸Kelvin波，這也與南爪哇流半年周期的變化相聯(lián)系［6-7］。

近年來(lái)，Iskandar［8-9］等通過(guò)數(shù)值模擬研究指出南爪哇流存在顯著的季節(jié)內(nèi)變化，其季節(jié)內(nèi)變化主要與一支南傳的沿岸Kelvin波相聯(lián)系。事實(shí)上，熱帶印度洋是大氣季節(jié)內(nèi)振蕩（Madden-Julian Oscillation，簡(jiǎn)稱(chēng)MJO）的活躍區(qū)域［10-11］，南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化很可能與MJO 的動(dòng)力強(qiáng)迫存在聯(lián)系，這是本研究的一個(gè)基本出發(fā)點(diǎn)。

在科技部國(guó)際合作重點(diǎn)項(xiàng)目“印尼Java沿岸上升流潛標(biāo)觀測(cè)”支持下，國(guó)家海洋局第一海洋研究所海洋與氣候研究中心于2008-12在爪哇島西南海域布放了一套深水錨定潛標(biāo)系統(tǒng)。該潛標(biāo)位于106°42′3″E，8°30′1.8″S，共獲取了500多d的連續(xù)觀測(cè)數(shù)據(jù)。本文將利用該觀測(cè)資料，對(duì)南爪哇流的時(shí)間變率進(jìn)行分析，重點(diǎn)研究其季節(jié)內(nèi)變化與MJO 的內(nèi)在聯(lián)系。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù)據(jù)來(lái)源

本文使用的海流數(shù)據(jù)來(lái)自潛標(biāo)觀測(cè)，時(shí)間為2008-12-27-2010-05-10，共計(jì)500d。潛標(biāo)上搭載了ADCP海流剖面儀1臺(tái)（150K）、安達(dá)拉單點(diǎn)海流計(jì)1臺(tái)（RCM11）、RBR 溫鹽深傳感器4臺(tái)（XR-420）和RBR 溫深傳感器2臺(tái)（TDR-2050），獲取了該地區(qū)的0～200m 海流剖面和0～450m 溫鹽剖面。ADCP資料經(jīng)過(guò)標(biāo)準(zhǔn)化處理以后，垂直剖面共計(jì)17層，從水下8m 開(kāi)始，每隔8m 一個(gè)，直到136m。而24m 以上由于風(fēng)攪拌引起表層氣泡，導(dǎo)致表層ADCP測(cè)流不準(zhǔn)確，所以本文只分析了24～136m 的海流數(shù)據(jù)。

為了研究大氣MJO 強(qiáng)迫，本文使用了表征MJO 過(guò)程中大氣深對(duì)流強(qiáng)度的向外長(zhǎng)波輻射［12］（Outgoing Longwave Radiation，簡(jiǎn)稱(chēng)OLR）和NCEP／NCAR 再分析海面風(fēng)場(chǎng)［13］資料，空間分辨率為2.5°×2.5°。為了研究熱帶海洋對(duì)MJO 強(qiáng)迫的響應(yīng)，本文使用了衛(wèi)星高度計(jì)觀測(cè)的海面高度異常資料（http：／／www.aviso.oceanobs.com／en／data／products／sea-surface-height-products／global／index.html），時(shí)間分辨率為7d，空間分辨率為0.25°×0.25°。

1.2 處理方法

對(duì)于沿岸海域來(lái)說(shuō)，垂直于岸界的流動(dòng)是很微弱的，主要以沿岸流動(dòng)為主。為此，我們將潛標(biāo)觀測(cè)的流場(chǎng)分解為平行于岸界和垂直于岸界的兩個(gè)分量。把平行于岸界的流場(chǎng)分量作為U 分量，并取沿岸界向東南為U 的正方向；把垂直于岸界的流場(chǎng)作為V 分量，并定義向岸的方向?yàn)槠湔较?。本研究以U 分量的變化特征代表南爪哇流的變化特征。

為了研究海洋Kelvin波對(duì)南爪哇流的影響，我們選取了沿赤道、蘇門(mén)答臘島及爪哇島沿岸共計(jì)294個(gè)觀察點(diǎn)的衛(wèi)星高度計(jì)觀測(cè)資料，來(lái)分析Kelvin波的傳播過(guò)程，如圖1所示。

圖1 監(jiān)測(cè)Kelvin波所選取的路徑Fig.1 The selected routes for monitoring the Kelvin wave

爪哇沿岸流包含多時(shí)間尺度的變化，我們采用譜分析來(lái)診斷各種變化的強(qiáng)度分布。一般的功率譜值隨頻率變化是比較平滑的，特別是當(dāng)時(shí)間序列較短時(shí)，往往會(huì)帶來(lái)對(duì)真正譜估計(jì)的誤差，且發(fā)生功率譜值的偏移現(xiàn)象。最大熵譜估計(jì)具有分辨率高，峰值偏離小的優(yōu)點(diǎn)，可以克服上述缺點(diǎn)。本文采用最大熵譜估計(jì)對(duì)潛標(biāo)流場(chǎng)進(jìn)行譜分析。

在分析季節(jié)內(nèi)變化時(shí)，我們對(duì)沿岸流場(chǎng)、海表高度異常、OLR 和海面緯向風(fēng)資料均進(jìn)行了40～100d帶通濾波。

3 結(jié)果分析

3.1 南爪哇流的最大熵譜分析

為了能夠在譜分析中顯示我們感興趣的周期，需要排除潮流的影響，在潛標(biāo)資料的前期處理過(guò)程中，對(duì)潛標(biāo)流場(chǎng)做了濾潮處理。圖2顯示了不同深度濾潮后流場(chǎng)的最大熵譜分析結(jié)果，所標(biāo)注的都是通過(guò)顯著性檢驗(yàn)的周期，沒(méi)通過(guò)顯著性檢驗(yàn)的周期沒(méi)有進(jìn)行標(biāo)注。不同深度上流場(chǎng)，反映了大致相同的結(jié)果，4個(gè)主要譜峰分別為50，60，100和180d。其中，前三個(gè)譜峰屬于季節(jié)內(nèi)變化，第4個(gè)反映了半年周期的變化。50d和60d周期的變化在4個(gè)深度上都比較顯著，這與典型的MJO 周期基本一致，說(shuō)明它們很可能存在聯(lián)系。100d周期的信號(hào)隨深度迅速衰減，在128m 層基本消失。半年周期的信號(hào)在各個(gè)深度都比較顯著，它隨深度的衰減較慢，在128m 深度上它成為主要信號(hào)。

與傳統(tǒng)認(rèn)識(shí)上的南爪哇流半年周期的變化占主導(dǎo)有所不同，本文的觀測(cè)顯示季節(jié)內(nèi)變化信號(hào)顯著強(qiáng)于半年周期變化，尤其是在海洋上層。本文只是研究南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化，并探討它與MJO 的內(nèi)在聯(lián)系。南爪哇流的半年周期變化，本文不做闡述。

圖2 不同深度流場(chǎng)的最大熵譜分析Fig.2 Maximum entropy spectral analyses of current fields at different depth

3.2 南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化

MJO 是熱帶地區(qū)行星尺度的深對(duì)流擾動(dòng)系統(tǒng)，按照對(duì)流的發(fā)展過(guò)程可以劃分為對(duì)流活躍階段和抑制階段，具有30～60d的典型周期，并有很強(qiáng)的季節(jié)性。MJO 在冬季時(shí)較強(qiáng)，主要活躍于赤道及以南區(qū)域，以向東傳播為主。在夏季時(shí)MJO 強(qiáng)度較弱，且在季風(fēng)區(qū)存在北傳現(xiàn)象。伴隨著大氣對(duì)流的演化過(guò)程，海面風(fēng)場(chǎng)也存在顯著的季節(jié)內(nèi)變化，尤其是緯向風(fēng)。在MJO 對(duì)流活躍（抑制）階段，海面風(fēng)場(chǎng)具有顯著的西（東）風(fēng)異常。MJO 風(fēng)場(chǎng)的動(dòng)力強(qiáng)迫可以激發(fā)赤道Kelvin波［14-15］，它向東傳播至東邊界后，部分能量會(huì)以邊界Kelvin波的形式向南傳播，由此引起南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化。基于以上想法，我們將進(jìn)一步診斷南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化與MJO 的聯(lián)系。

考慮到MJO 的季節(jié)性，它對(duì)赤道海區(qū)的動(dòng)力強(qiáng)迫在冬季時(shí)最為顯著，我們僅對(duì)觀測(cè)資料所包括的2009～2010年冬季的MJO 過(guò)程進(jìn)行診斷分析。圖3給出了40～100d帶通濾波的OLR 和海面緯向風(fēng)沿赤道的傳播，海表高度異常沿圖1所選路徑的傳播以及爪哇沿岸流場(chǎng)的演化過(guò)程。圖3c橫坐標(biāo)路徑的定義如下，將圖1所選294個(gè)點(diǎn)中赤道最西邊的點(diǎn)作為第一個(gè)點(diǎn)，并把第一個(gè)點(diǎn)的橫坐標(biāo)定義為1，后面點(diǎn)的橫坐標(biāo)為其上一點(diǎn)橫坐標(biāo)的數(shù)值加s，以次類(lèi)推，s的定義為，如果圖1所選點(diǎn)中某一點(diǎn)與其上一點(diǎn)在同一緯線或經(jīng)線上，則s等于1，否則s等于

圖3 南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化與大氣季節(jié)內(nèi)振蕩的聯(lián)系Fig.3 Relationship between the intraseasonal variability of the South Java Current and the Madden-Julian Oscillation

OLR 是表征大氣深對(duì)流的變量，負(fù)（正）OLR 異常代表了MJO 對(duì)流的活躍（抑制）階段。圖3a顯示了兩次較為顯著的MJO 過(guò)程，其對(duì)流活躍階段分別發(fā)生在2009 年11 月上旬和12 月下旬，振蕩中心位于60°～90°E的東印度洋，對(duì)流抑制階段則緊隨其后。與大氣對(duì)流的演化過(guò)程相對(duì)應(yīng)，圖3b（正值為西風(fēng)異常，負(fù)值為東風(fēng)異常）顯示地海面緯向風(fēng)在MJO 對(duì)流活躍（抑制）階段呈現(xiàn)出顯著的西（東）風(fēng)異常，二者基本呈現(xiàn)同時(shí)相關(guān)。

海表風(fēng)場(chǎng)的動(dòng)力擾動(dòng)通過(guò)激發(fā)赤道Kelvin波影響海洋次表層，Kelvin波沿赤道波導(dǎo)以及東邊界傳播，從而會(huì)對(duì)南爪哇流產(chǎn)生影響。圖3c（岸代表沿岸第一個(gè)點(diǎn)，標(biāo)代表潛標(biāo)位置）以海表高度異常表征了Kelvin波的傳播過(guò)程。與MJO 西風(fēng)異常相對(duì)應(yīng)，海表高度異常體現(xiàn)出正異常，并沿赤道以及東邊界傳播。當(dāng)其傳播至爪哇沿岸時(shí)，潛標(biāo)觀測(cè)的沿岸流具有顯著正異常（圖3d）。海表高度異常沿赤道向東傳播的速度大約為2m／s，這與觀測(cè)的赤道Kelvin波的傳播速度基本一致［16］。也就是說(shuō)，赤道MJO 西風(fēng)異常激發(fā)了下沉（暖）的Kelvin波，該Kelvin波沿赤道以及東邊界傳播至爪哇沿岸，從而引起南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化。與赤道MJO 東風(fēng)異常相對(duì)應(yīng)，涌升（冷）的Kelvin波沿赤道以及東邊界到達(dá)爪哇沿岸時(shí)，爪哇沿岸流具有明顯負(fù)異常。

圖3顯示了南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化與MJO 的內(nèi)在聯(lián)系。簡(jiǎn)言之，MJO 引起的赤道風(fēng)場(chǎng)異常激發(fā)出赤道Kelvin波，Kelvin波沿赤道傳播至東邊界后，部分能量以邊界Kelvin波的形式沿蘇門(mén)答臘和爪哇沿岸繼續(xù)傳播，邊界Kelvin波通過(guò)調(diào)整溫躍層深度而使南爪哇流產(chǎn)生相應(yīng)的季節(jié)內(nèi)變化。

此外，我們還注意到，爪哇沿岸流的季節(jié)內(nèi)變化信號(hào)在40～70m 深度時(shí)最強(qiáng)，并隨深度的增大而逐漸減弱。

4 結(jié) 語(yǔ)

傳統(tǒng)認(rèn)識(shí)上，南爪哇流的季節(jié)變化明顯，以半年周期的變化占據(jù)主導(dǎo)地位，反映了上層海洋對(duì)于季風(fēng)強(qiáng)迫的響應(yīng)。本文利用潛標(biāo)觀測(cè)的南爪哇流資料，通過(guò)最大熵譜分析，發(fā)現(xiàn)南爪哇流存在顯著的季節(jié)內(nèi)變化，其信號(hào)甚至超過(guò)半年周期的變化，這與以往的認(rèn)識(shí)有所差異。

南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化與MJO 密切聯(lián)系。MJO 引起的赤道緯向風(fēng)異?？梢约ぐl(fā)赤道Kelvin波，該波動(dòng)沿赤道傳播至東邊界后，部分能量以沿岸Kelvin波的形式沿蘇門(mén)答臘和爪哇沿岸繼續(xù)傳播，南爪哇流的季節(jié)內(nèi)變化正是與這類(lèi)沿岸Kelvin波的到來(lái)相聯(lián)系。

本文的研究結(jié)果豐富了對(duì)南爪哇流時(shí)間變化特征的認(rèn)識(shí)，但也存在一些尚待進(jìn)一步探討的問(wèn)題。最大熵譜分析顯示上層海流存在100d左右的典型周期，超出了MJO 通常的30～60d周期范圍，近來(lái)的研究表明這是印度洋海盆的一種共振模態(tài)［17］，實(shí)際觀測(cè)與模式結(jié)果的對(duì)比研究有待進(jìn)一步開(kāi)展。

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［1］ WYRTKI K.Physical ocean oceanography of the Southeast Asian water in scientific results of maritime investigations of the South China Sea and Gulf of Thailand 1959-1961［J］.NAGA Report，1961，2：195.

［2］ SPRINTALL J，CHONG J，SYAMSUDIN F，et al.Dynamics of the South Java Current in the Indo-Australian basin［J］.Geophys.Res.lett.，1999，26（16）：2493-2496.

［3］ SPRINTALL J，GORDON A L，MURTUGUDDE R，et al.A semiannual Indian Ocean forced Kelvin wave observed in the Indonesian seas in May 1997［J］.J.Geophys.Res.Oceans（1978-2012），2000，105（C7）：17217-17230.

［4］ QUADFASEL D R，GRESSWELL G.A note on the seasonal variability in the South Java Current［J］.J.Geophys.Res.Oceans（1978-2012），1992，97（C3）：3685-3688.

［5］ WYRTKI K.An equatorial jet in the Indian Ocean［J］.Science，1973，181（4096）：262-264.

［6］ CLARKE A J，LIU X.Observations and dynamics of semi-annual and annual sea levels near the eastern equatorial Indian Ocean boundary［J］.J.Phys.Oceanogr.，1993，23（2）：386-399.

［7］ CLARKE A J，LIU X.Interannual sea level in the northern and eastern Indian Ocean［J］.J.Phys.Oceanogr.，1994，24（6）：1224-1235.

［8］ ISKANDAR I，TOZUKA T，SASAKI H，et al.Intraseasonal variations of surface and subsurface currents off Java as simulated in a highresolution ocean general circulation model［J］.J.Geophys.Res.Oceans（1978-2012），2006，111，C12015，doi：10.1029／2006JC003486.

［9］ ISKANDAR I，MARDIANSYAH W，MASUMOTO Y，et al.Intraseasonal Kelvin waves along the southern coast of Sumatra and Java［J］.J.Geophys.Res.，2005，110，C04013，doi：10.1029／2004JC002508.

［10］ MADDEN R A，JULIAN P R.Detection of a 40-50day oscillation in the zonal wind in the tropical pacific［J］.Atmos.Sci.，1971，28（5）：702-708.

［11］ MADDEN R A，JULIAN P R.Description of Global-scale Circulation Cells in the Tropics with a 40-50day period［J］.Atmos.Sci.，1972，29（6）：1109-1123.

［12］ LIEBMANN B，SMITH C A.Description of a complete（interpolated）outgoing longwave radiation dataset［J］.Bulletin of the American Meteorological Society，1996，77：1275-1277.

［13］ KALNAY B，KANAMITSU M，KISTLER R，et al.The NCEP／NCAR 40-year reanalysis project［J］.Bull.Amer.Met.Soc.，1996，77（3）：437-470.

［14］ MATTHEWS A J，SINGHRUCK P，HEYWOOD K J.Deep ocean impact of a Madden-Julian Oscillation observed by Argo floats［J］.Science，2007，318（5857）：1765-1769.

［15］ WEBBER B G M，MATTHEWS A J，HEYWOOD K J.A dynamical ocean feedback mechanism for the Madden-Julian Oscillation［J］.Quart.J.Roy.Meteorol.Soc.，2010，136（648）：740-754.

［16］ ROUNDY P E，GEORGE N K.Observed relationships between oceanic Kelvin waves and atmospheric forcing［J］.J.Climate，2006，19（20）：5253-5272.

［17］ WEI Q H，JULIAN P M，YUKIO M，et al.Basin resonances in the Equatorial Indian Ocean［J］.J.Phys.Oceanogr.，2011，41（6）：1252-1270