王耀環(huán)，汪嘉寧，李家星，魏 皓

(1.天津科技大學(xué)海洋科學(xué)與工程學(xué)院，天津 300457；2.中國科學(xué)院海洋研究所，青島 266071)

宮古海峽位于琉球群島中南部，沖繩島和宮古島之間，呈東北—西南走向，南北間距長約145 海里，水深最深處為慶良間水道，深度約為1,800,m.宮古海峽是連接?xùn)|海和西北太平洋的主要通道，也是唯一深水通道，對于兩邊水體交換起著重要作用[1-2].了解其周圍海域的水文環(huán)境特征，對航運(yùn)和漁業(yè)生產(chǎn)也具有重要影響[3].

近年來，一些學(xué)者利用不同年份的資料研究宮古海峽海域水文環(huán)境的垂直結(jié)構(gòu)，通過不同斷面的研究發(fā)現(xiàn)，該海域溫鹽分布均呈4 層結(jié)構(gòu)：表層高溫低鹽，次表層高溫高鹽水位于100～250,m，中層低溫低鹽水位于500～700,m，深層則為低溫次高鹽水[4-6].而浦泳修等[7]利用1986 年5—6 月“實(shí)踐”號航次數(shù)據(jù)，討論了宮古島以北陸架外海域的水文狀況的大面分布：發(fā)現(xiàn)水溫和鹽度的分布皆以200,m 層為界，200,m 以淺，溫度和鹽度的變化梯度相對較大.

現(xiàn)有研究表明，宮古海峽鄰近海域水文環(huán)境特征已取得一定認(rèn)識，但由于現(xiàn)有資料較少，時(shí)間序列較短，無法了解水文環(huán)境要素隨時(shí)間變化的全貌，故本文將基于最新的再分析模擬數(shù)據(jù) JCOPE2(Japan Coastal Ocean Predictability Experiments 2)1993 年1月1 日至2012 年12 月31 日間月平均溫度和鹽度數(shù)據(jù)，選取位于宮古島與沖繩島之間的KR 斷面分析其水文要素季節(jié)變化和年際變化特征.

1 研究海域及數(shù)據(jù)與躍層的確定

研究海域地形圖見圖1.JCOPE2 模式(Japan Coastal Ocean Predictability Experiments 2)基于POM(Princeton Ocean Model)[8].它從全球模型提取邊界條件，包含大小區(qū)兩個(gè)嵌套模式：大區(qū)模式覆蓋整個(gè)太平洋海域(30°S～62°N，100°E～90°W)，水平分辨率 1/4°，垂向 21 層；小區(qū)模式覆蓋西北太平洋(10.5°N～62°N，108°E～180°E)，水平分辨率1/12°，垂向46 層.地形使用1/12°分辨率的地球高度數(shù)據(jù)(GETECH DTM5).

JCOPE2 模式使用NCEP/NCAR 再分析數(shù)據(jù)中的風(fēng)應(yīng)力、熱通量和淡水通量作為強(qiáng)迫場.運(yùn)用多種實(shí)測數(shù)據(jù)進(jìn)行同化[9]，其中有TOPEX/Poseidon、ERS-1、Jason-1 和GFO(Geosat Follow-On)等沿軌道衛(wèi)星高度計(jì)數(shù)據(jù)、AVHRR/MCSST 數(shù)據(jù)、GTSPP 的Argo浮標(biāo)和船舶觀測資料溫鹽數(shù)據(jù).本研究下載了模式輸出的水位、水平流速、溫度和鹽度等數(shù)據(jù)，時(shí)間范圍為1993.1.1—2013.7.31.

圖1 宮古海峽鄰近海域地形圖(黑線為宮古海峽研究斷面KR)Fig.1 Map of the Miyako Strait with isobaths contoured in meters(The KR section is denoted by a solid line)

此外，根據(jù)我國《海洋調(diào)查規(guī)范》以及我國《專屬經(jīng)濟(jì)區(qū)和大陸架勘測技術(shù)規(guī)程》，定義躍層標(biāo)準(zhǔn)如下：水深小于200,m 時(shí)，溫躍層強(qiáng)度的最低標(biāo)準(zhǔn)為Δt/ΔZ＝0.2,℃/m，鹽躍層的最低標(biāo)準(zhǔn)為 ΔS/ΔZ＝0.1,m-1，水深大于200,m 時(shí)，則分別為0.05,℃/m、0.01,m-1.

2,KR斷面溫度、鹽度、密度的季節(jié)變化特征

2.1 溫度

KR 斷面為從西到東穿過宮古海峽最深處連接?xùn)|海和太平洋的斷面.圖2 顯示了KR 斷面1—12 月氣候態(tài)(1993—2012 年每月平均)溫度(t)分布的時(shí)間變化.綜觀整個(gè)斷面，表層溫度春季為25.3,℃，夏季為28.8,℃，秋季為25.6,℃，冬季為22.5,℃，溫度隨著深度增加而降低，到 1,000,m 左右溫度已經(jīng)降低到4,℃.斷面溫度以200,m 水深為分界線：200,m 以淺溫度季節(jié)變化較為明顯，200,m 以深溫度季節(jié)上幾乎無變化.斷面西側(cè)表層至800,m 左右，等溫線自西向東向下傾斜至126.4°E 附近.

溫度分布的季節(jié)變化主要表現(xiàn)在200,m 以淺：1—3 月，上100,m 溫度分布幾近均勻且為全年最低值(t＜24,℃)，其中2—3 月127°E 周圍等溫線上凸；4～6 月，溫度逐月升高，在慶良間水道(126.75°E 附近)以西等溫線表現(xiàn)為凹形分布，而東側(cè)等溫線平行于海平面分布；7—9 月，近表層海水溫度高于28,℃，達(dá)到全年最高.10—12 月，為秋季降溫期，近表層溫度開始降低，最低小于24,℃，上均勻?qū)雍穸仍龃?

圖2 KR斷面1—12月氣候態(tài)溫度分布Fig.2 Climate state temperature distribution from January to December along the KR section

本文分析的斷面在126°E 以東外海區(qū)溫度躍層分布存在季節(jié)變化：1—4 月無躍層存在，5—6 月躍層開始從10,m 處成長，厚度以及強(qiáng)度不斷增加，至7—9 月躍層最強(qiáng)，下界深度最深超過100,m；10 月起進(jìn)入消衰期，躍層上界深度逐漸加深，厚度逐月變薄，到12 月，躍層幾乎完全消失.

2.2 鹽度

KR 斷面鹽度(S)的分布(圖3)顯示，各月鹽度的垂向結(jié)構(gòu)分布一致.表層為低鹽水，隨著深度增至100～200,m，出現(xiàn)高于34.85 的次表層高鹽水，且斷面東側(cè)勢力較大；200,m 以深，鹽度又隨深度逐漸減小，至500～800,m 斷面東側(cè)出現(xiàn)小于34.30 的中層低鹽水，自東向西呈舌狀分布，中層低鹽水以下，鹽度又隨深度逐漸增加.同時(shí)，在次表層高鹽水和中層低鹽水之間的西側(cè)等鹽線由西向東向下傾斜至126.4°E 附近，這與等溫線的傾斜相同.

鹽度季節(jié)變化較為顯著區(qū)域也位于200,m 以淺，深層水幾乎無變化.1—2 月，表層鹽度全年最高，除近陸架處，鹽度值均高于34.7 且分布較為均勻；3—6月，近表層鹽度逐月降低，垂向變化梯度增大.在次表層，大于34.85 的高鹽水上界深度不斷下降，面積逐漸減小，至6 月降為最小值；7—9 月，近表層鹽度為全年最低，幾乎都在34.5 以下，此時(shí)西側(cè)的低鹽水系向東擴(kuò)展增大；10—12 月，近表層等鹽線變得稀疏，鹽度升高且逐漸分布均勻，次表層高鹽水不再舌狀分布，而是形成了封閉的高鹽水中心.

該斷面鹽躍層只存在于 7—9 月，且范圍在125.67°,E～126°,E.7—8 月相對較強(qiáng)，主要出現(xiàn)在15～35,m，9 月后躍層上界深度變深且范圍減小.

2.3 密度

KR 斷面的密度(ρ)與溫度具有類似的分布趨勢及等值線走向(圖4).表層密度春季為22.9,kg/m3，夏季為 21.6,kg/m3，秋季為 22.8,kg/m3，冬季為23.9,kg/m3，密度從表至底隨深度變深而不斷增加，1,000,m 以深密度高于27.2,kg/m3.600,m 以淺斷面西側(cè)等密線向東傾斜至126.4°E 附近，與等溫線、等鹽線的傾斜類似.等密度線的傾斜對應(yīng)著這一區(qū)域黑潮向東北的流動(dòng).

密度隨季節(jié)變化也主要體現(xiàn)在200,m 以淺水層：1—3 月，近表層溫度全年最低，鹽度最高，故此時(shí)密度為全年最大，且分布均勻；4—6 月，近表層密度逐漸降低，等密線由疏變密，126.5°E 以西近表層密度呈凹形分布；7—9 月，近表層密度最小，垂向梯度變化較大；10—12 月，200,m 以淺降溫增鹽導(dǎo)致密度增加，等密線逐漸稀疏.

圖3 KR斷面1—12月氣候態(tài)鹽度分布Fig.3 Climate state salinity distribution from January to December along the KR section

圖4 KR斷面1—12月氣候態(tài)密度分布Fig.4 Climate state density distribution from January to December along the KR section

3 密度躍層的變化特征

3.1 季節(jié)分布

海水密度躍層強(qiáng)度可以由浮力頻率來進(jìn)行定量，浮力頻率平方(N2)的表達(dá)式

式中：z 為向上增加的垂向坐標(biāo)，g 是重力加速度，ρs為海水密度.根據(jù)我國《海洋調(diào)查規(guī)范》以及我國《專屬經(jīng)濟(jì)區(qū)和大陸架勘測技術(shù)規(guī)程》，定義200,m以深密度躍層標(biāo)準(zhǔn)為0.015,kg/m4.將g＝9.8,m/s2，ρs＝1,025,kg/m3，dρs/dz＝-0.015,kg/m4代入公式(1)中，取對數(shù)后得到log10,N,2＝-3.8,s-2作為判斷海洋密度躍層的指標(biāo)，N,2大于或等于該指標(biāo)的區(qū)域深度定義為密度躍層[10].

KR 斷面1—12 月log10,N,2分布(圖5)顯示密度躍層主要分布在200,m 以淺；西側(cè)躍層厚度以及強(qiáng)度要大于東側(cè)；躍層強(qiáng)度、深度以及厚度季節(jié)變化顯著.全年各月來看：1—3 月躍層最弱且只在斷面西側(cè)存在，上界深度位于50,m 以下；4 月開始，躍層開始成長，強(qiáng)度、厚度及范圍等方面不斷增大，其上界深度也相應(yīng)變淺；直到7—9 月，躍層達(dá)到強(qiáng)盛期，其強(qiáng)度和厚度都為全年最大，厚度在80～160,m 范圍內(nèi)，上界深度亦最淺，小于25,m；10—12 月，上均勻?qū)雍穸仍龃螅S層下沉，厚度也逐月變薄.

圖5 KR斷面1—12月log10N,2 分布Fig.5 log10N,2 distribution from January to December along the KR section

3.2 溫度、鹽度對密度躍層分布的相對貢獻(xiàn)

密度躍層受到溫度梯度和鹽度梯度的共同影響.本文根據(jù)澀度方程來量化溫度、鹽度變化對密度躍層的相對貢獻(xiàn).澀度方程

式中：α 為熱膨脹系數(shù)，β 為鹽收縮系數(shù)，α 和β 根據(jù)溫度、鹽度和壓力值進(jìn)行計(jì)算[11]，其特征值(平均值±標(biāo)準(zhǔn)方差)分別為(1.77×10-4±5.82×10-5,)℃-1和7.55×10-4±5.61×10-5.當(dāng)dv/dz＞0 時(shí)，密度躍層主要受溫度影響；反之，則主要受控于鹽度.由KR 斷面澀度分布(圖6)可知，該斷面垂向密度的變化主要受溫度影響，只有在126°E 附近水域受鹽度影響.此區(qū)域密度躍層變化主要受溫度影響的認(rèn)識與前人的研究結(jié)果是一致的[12].通過溫度隨季節(jié)的變化也能合理解釋密度躍層的分布：4—6 月為增溫期，密度垂直梯度增大，躍層逐漸加強(qiáng)；7—9 月，躍層受溫度影響最為顯著，強(qiáng)太陽輻射使表層增溫快，而深層增溫則相對變慢，由于平均風(fēng)速小，對流、渦動(dòng)混合弱，密度在垂直方向出現(xiàn)強(qiáng)層化現(xiàn)象，因而使躍層達(dá)到全年最強(qiáng).10—11 月為降溫期，表層受溫度影響相對較小，密度垂直梯度減弱，上均勻?qū)雍穸仍龃?12 月至翌年3 月，溫度全年最低，100,m 以淺密度躍層受溫度影響相對減弱，受鹽度影響范圍相對增大.

3.3 密度躍層的季節(jié)與年際變化率相對大小

變化率可以描述物理量在一定時(shí)間尺度的變化幅度大小，本文使用方差來表征變化率.密度躍層總時(shí)間變化率包括年際變化率和季節(jié)變化率，總時(shí)間變化率為20 年共240 個(gè)月log10,N,2序列的方差，年際變化率為20 年共240 個(gè)月log10,N,2月異常(每月值減去20 年該月的平均值)序列的方差，季節(jié)變化率為總時(shí)間變化率減去年際變化率[13].由圖7 可知：KR斷面20 年共240 個(gè)月平均密度躍層分布在126.25°E以西，厚度大約為100,m.密度躍層的總時(shí)間變化率在100,m 以淺值較大，最大值為0.14，在100,m 以深值較小，最小值接近于0，說明上層海洋的密度躍層總時(shí)間變化明顯大于中深層，而且100,m 以淺的總時(shí)間變化率在黑潮流核處明顯小于其兩側(cè).季節(jié)變化率的分布和總時(shí)間變化率的分布基本一致，而年際變化率的分布和前兩者相差較大，最大值位于陸架坡折處，水深在50,m 左右.為進(jìn)一步量化不同深度上密度躍層年際變化和季節(jié)變化的相對大小，對兩者所占總時(shí)間變化率的比例進(jìn)行計(jì)算，結(jié)果(圖8)顯示200,m 以淺季節(jié)變化率占優(yōu)，相對比例達(dá)到80%,以上，200,m 以深年際變化率相對占優(yōu)，相對比例達(dá)到50%,以上.這說明不同深度的水體密度躍層主要時(shí)間變化機(jī)制存在差異，200,m 以淺季節(jié)變化顯著，200,m以深年際變化顯著.

圖6 KR斷面1—12月澀度變化Fig.6 Changes in the astringent degree from January to December along the KR section

圖7 log10N,2 的平均態(tài)、總時(shí)間變化率、年際變化率和季節(jié)變化率的分布Fig.7 Distribution of average state，total time change rate，interannual change rate and seasonal change rate of log10N,2

圖8 log10N,2 的季節(jié)變化率占總時(shí)間變化率的比例和年際變化率占總時(shí)間變化率的比例Fig.8 Interannual change rate and seasonal change rate to total variability of log10N,2

4 結(jié)論

(1) 宮古海峽典型斷面(KR 斷面)表層溫度春季為25.3,℃，夏季為28.8,℃，秋季為25.6,℃，冬季為22.5,℃；當(dāng)深度增加至1,000,m 左右，溫度降低到4,℃.鹽度在次表層(100～200,m)達(dá)到最大(＞34.85)，中層(500～800,m)最小(＜34.3)，且兩高、低鹽水均表現(xiàn)為東側(cè)勢力大于西側(cè).表層密度春季為22.9,kg/m3，夏季為21.6,kg/m3，秋季為22.8,kg/m3，冬季為23.9,kg/m3；當(dāng)深度增加至1,000,m，密度高于27.2,kg/m3.等密線與等溫線分布基本一致，兩者在黑潮核心區(qū)向下傾斜.

(2) KR 斷面溫躍層在126°E 以東躍層存在季節(jié)變化，經(jīng)過了無躍期、成長期、強(qiáng)盛期，最后到消衰期.5 月躍層開始形成，7—9 月達(dá)到最強(qiáng)，隨后進(jìn)入消衰期至12 月幾乎完全消失.鹽躍層則只存在于7—9 月陸坡處，且厚度較薄(20,m 左右).密度躍層主要分布在200,m 以淺，躍層的強(qiáng)度、深度以及厚度存在顯著的季節(jié)變化，且西側(cè)躍層厚度及強(qiáng)度要大于東側(cè).密度躍層分布與溫躍層類似，126°E 以東經(jīng)過無躍期(1—4 月)和成長期(5—6 月)，7—9 月達(dá)到強(qiáng)盛期，強(qiáng)盛期躍層的強(qiáng)度和厚度都達(dá)到最大，且上界深度最淺(＜25,m)，進(jìn)入10 月后躍層又到消衰期.

(3) 密度躍層的分布主要受控于溫度，只有在126°E 左右近表層海域受鹽度影響.密度躍層的總時(shí)間變化率包括季節(jié)變化率和年際變化率兩部分.100,m 以淺的海洋密度躍層時(shí)間變化明顯大于中深層，而且黑潮流核處時(shí)間變化明顯小于其兩側(cè).水體不同深度的密度躍層主要時(shí)間變化機(jī)制存在差異，200,m 以淺季節(jié)變化顯著，200,m 以深年際變化顯著.

［1］宣基亮，黃大吉，章本照.宮古海峽通道海流的高分辨率數(shù)值模擬[J].海洋學(xué)研究，2008，26(1)：1-10.

［2］朱小華.琉球海流的研究進(jìn)展[J].海洋學(xué)報(bào)：中文版，2008，30(5)：1-8.

［3］張媛，吳德星，林霄沛.東海夏季躍層深度計(jì)算方法的比較[J].中國海洋大學(xué)學(xué)報(bào)，2006，36(增刊)：1-7.

［4］于洪華，蘇紀(jì)蘭，苗育田，等.東海黑潮低鹽水核與琉球以西邊界流的入侵[M]∥國家海洋局科技司.黑潮調(diào)查研究論文選(五).北京：海洋出版社，1993：225-240.

［5］樓如云，袁耀初.1995 與1996 年夏季琉球群島兩側(cè)海流[J].海洋學(xué)報(bào)，2004，26(3)：16-27.

［6］蘇紀(jì)蘭.中國近海水文[M].北京：海洋出版社，2005：1-367.

［7］浦泳修，蘇玉芬.1986 年5—6 月東海黑潮海流觀測資料的初步分析[M]∥國家海洋局科技司.黑潮調(diào)查研究論文選(一).北京：海洋出版社，1990：163-173.

［8］Mellor G L，H?kkinen S M，Ezer T，et al.A generalization of a sigma coordinate ocean model and an intercomparison of model vertical grids[M]//Ocean Forecasting.Berlin：Springer Berlin Heidelberg，2002：55-72.

［9］Miyazawa Y，Zhang R C，Guo X Y，et al.Water mass variability in the western North Pacific detected in a 15-year eddy resolving ocean reanalysis[J].Journal of Oceanography，2009，65：737-756.

［10］李佳訊，張韌，金寶剛，等.太平洋不同海水層結(jié)條件下的內(nèi)波波致聲場起伏研究[J].海洋學(xué)報(bào)：中文版，2013，35(3)：78-86.

［11］McDougall T J.Neutral surfaces[J].Journal of Physical Oceanography，1987，17：1950-1964.

［12］修義瑞，張緒東，尼建軍，等.黑潮源區(qū)及鄰近海域海水密度躍層分析[J].海洋測繪，2010，30(1)：49-52.

［13］Fiedler P C，Mendelssohn R，Palacios D M，et al.Pycnocline variations in the eastern tropical and North Pacific[J].Journal of Climate，2013，26(2)：583-599.