Search
E-mail
RSS

Online submission Editor-in-chief Peer review Staff Login

Journal of Tropical Oceanography >

2022 , Vol. 41 >Issue 2: 38 - 51

DOI: https://doi.org/10.11978/2021051

Marine Physics

Seasonal variation of East India Coastal Current and its transports of heat and salt

  • XIN Hongyu , 1, 2 ,
  • XIE Qiang , 1, 6, 7 ,
  • WANG Weiqiang 3, 4, 5
Expand
  • 1. Institude of deep-sea science and engineering, Chinese Academic Science, Sanya 572000, China
  • 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
  • 3. Southern marine science and engineering Guangdong laboratory (Guangzhou), Guangzhou 511458, China
  • 4. State Key Laboratory of Tropical Oceanography (South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences), Guangzhou 510301, China
  • 5. Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 511458, China
  • 6. Laboratory for Regional Oceanography and Numerical Modeling, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061, China
  • 7. Center for Ocean Mega-Science, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China
XIE Qiang.

Received date: 2021-04-15

  Revised date: 2021-07-20

  Online published: 2021-08-02

Supported by

Strategic Priority Research Program of Chinese Academy of Sciences(XDA20060502)

National Natural Science Foundation of China(91958202)

National Natural Science Foundation of China(41521005)

Key Special Project for Introduced Talents Team of Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Guangzhou)(GML2019ZD0306)

Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences(ISEE2018PY06)

Key Research Program of the Chinese Academy of Sciences(ZDRW-XH-2019-2)

Fold

Abstract

Using satellite altimeter, model and assimilation data, we reveal the spatial and temporal distribution characteristics of the East India Coastal Current (EICC) in the annual cycle, and discuss its possible mechanism, and heat and salt transports. In the annual cycle, the EICC presents three distribution states. Affected by the monsoon, it flows southward (northward) in the early stage (October to December) and late stage (February to May) of the northeast monsoon, while it distributes in three stages from June to August, which is significantly different from the other two periods, showing southward flow in the areas south of 9°N, north of 16°N and northward in the area between 9°N and 16°N. Previous studies suggested that the local wind stress along the east coast of India is the main mechanism of the EICC. In addition to the local wind stress, the Ekman Pumping in the central Bay of Bengal (BOB) plays an important role during the whole year, and drives the northward (southward) flow of the EICC from February to May (October to December), while the local wind stress is conducive to the southward flow of the EICC from October to December. The EICC is a factor for the transport of low-salinity water from the BOB to the Equatorial East Indian Ocean and the Arabian Sea, which plays an important role in the heat and salt exchanges between the basins. The heat transport of the EICC from June to December (February to May) is favorable (unfavorable) to the temperature increase in the BOB; salt transport is conducive to the increase of salinity in the BOB throughout the year. The transport characteristics of the EICC promote the redistributions of heat and salt in the BOB and play an important role in maintaining the heat and salinity budgets in the northern Indian Ocean.

Key words： East India Coastal Current; heat and salt transports; local wind stress; Ekman Pumping; Kelvin wave

Cite this article

XIN Hongyu , XIE Qiang , WANG Weiqiang . Seasonal variation of East India Coastal Current and its transports of heat and salt[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2022 , 41(2) : 38 -51 . DOI: 10.11978/2021051

东印度沿岸流(East India Coastal Current, EICC)位于孟加拉湾(Bay of Bengal, BOB)西边界, 是孟加拉湾和印度洋环流系统的重要组成部分, 其最大速度可达1m·s-1, 影响深度在300m左右, 具有强烈的季节变化特征(Shetye et al, 1988, 1991, 1993, 1996; McCreary et al, 1993, 1996; Shankar et al, 1996)。受降水、蒸发及径流的影响, 孟加拉湾每年有大量的淡水输入, 造成湾内尤其是BOB北部海水盐度偏低, 与赤道东印度洋(Equatorial Eastern Indian Ocean, EEIO)和阿拉伯海(Arabian Sea, AS)的高盐水特性形成鲜明的对比。EICC等海流的平流输运使得来自BOB的低盐水和AS的高盐水在斯里兰卡至苏门答腊岛连线的断面上进行水体交换, 对于维持北印度洋(North Indian Ocean, NIO)的热量和盐度收支平衡具有重要的作用(Shetye et al, 1996; Shankar et al, 2002; Shenoi et al, 2002; Vinayachandran et al, 2005, 2009; Pant et al, 2015; Jensen et al, 2016; Hormann et al, 2019)。此外, EICC通过平流输运和局地上升流影响营养盐和叶绿素的分布, 在BOB的海洋生产力中也发挥着积极的作用(Madhupratap et al, 2003; McCreary et al, 2009)。因此, 了解EICC的时空分布特征及其热盐输运对区域气候研究具有重要意义, 同时也可为建设绿色丝绸之路提供技术服务和必要保障(郑佳喻 等, 2018)。
先前对EICC的认识主要来自有限的现场水文观测资料。Cutler等(1984)基于船舶报数据发现春季BOB西边界存在一股很强的北向流动。Shetye等(1991, 1993)使用现场水文观测资料发现北向的EICC在1月份开始生成, 3—4月发展, 至6月开始逐渐衰退。Mariano等(1995)使用历史船舶报数据集发现, 2—8月期间EICC北向流动, 10—12月期间EICC转为南向的流动, 其中1月和9月为转向期。近30年来, 随着观测技术的不断发展, 越来越多的观测、遥感及再分析资料为研究EICC提供了大量的支持(Legeckis, 1987; Shenoi et al, 1999; Durand et al, 2008, 2009; Kurien et al, 2010; Mukherjee et al, 2014)。前人研究表明, 2—5月(10—12月) EICC沿着整个印度东海岸表现为一致的北向(南向)流动; 而6—9月期间EICC呈现不连续的3段式分布特征, 此时10°—18°N为北向的EICC, 其他区域均为南向的EICC, 这种分布特征与西南季风期间BOB西边界三涡结构的环流场相吻合(McCreary et al, 1996; 邱云 等, 2007; 高立宝 等, 2009; Mukherjee et al, 2014)。
目前研究认为, EICC与印度东海岸的局部风应力、孟加拉湾中部的艾克曼抽吸(Ekman Pumping)、孟加拉湾东边界和北边界的风应力强迫以及赤道东印度洋的遥强迫有关(McCreary et al, 1996; Shankar et al, 1996; Mukherjee et al, 2018)。Shetye等(1991)将西南季风期间EICC的北向流动归因于印度东海岸的沿岸风, 正是由于西南季风的爆发, 导致印度东海岸产生一股北向的流动。Yu等(1991)、Potemra等(1991)和McCreary等(1993)认为EEIO的遥强迫对EICC的季节变异具有重要的影响, EEIO上空的风应力变率触发了赤道Kelvin波, 赤道Kelvin波在向东传播到达苏门答腊岛后激发了沿BOB东边界传播的沿岸Kelvin波, 从而有利于北向EICC的生成。McCreary等(1996)和Shankar等(1996)分别使用连续线性层化模型(simpler, linear, continuously stratified model, LCS)研究了EICC的4种影响机制及其相对贡献, 结果表明印度东海岸的局地风应力是全年非常重要的强迫机制; 孟加拉湾中部的艾克曼抽吸(Ekman Pumping)对春季东北向的EICC起着重要作用, 同时抑制了夏季斯里兰卡岛周围区域北向的流动; 赤道强迫有助于EICC在春季的北向流动, 并在秋季推迟斯里兰卡区域南向的流动; 而孟加拉湾北边界和东边界的风应力强迫在全年的贡献都较弱。Mukherjee等(2018)利用简单的海洋环流模式(ocean general circulation model, OGCM)和LCS模式发现印度东海岸的局地风和BOB中部的Ekman Pumping主要影响EICC的季节性变化, 而EIO的遥强迫对EICC的年际变化起着重要的作用。
EICC是影响BOB淡水输运的一个因素, 其平流输运对于维持北印度洋的盐度收支平衡具有重要作用(Shankar et al, 2002; Vinayachandran et al, 2005)。10—11月期间BOB北部的低盐水通过EICC的输运作用到达斯里兰卡沿岸后汇入东北季风流(northeast monsoon current, NMC), 之后持续向阿拉伯海输送低盐水(Shetye et al, 1996; Vinayachandran et al, 2005, 2009)。Jensen等(2016)通过3种不同的海洋模型模拟了北印度洋的盐度分布特征, 结果表明BOB和EEIO之间存在着很强的盐度交换, 在年平均状态下, EEIO的高盐水在83°—95°E区域内输送至BOB, 而BOB的低盐水则通过斯里兰卡东海岸和95°E以东的海域流出。Hormann等(2019)通过对表层漂流浮标和Argo浮标的研究中发现在西南季风期间, 斯里兰卡东海岸南向的EICC也会导致低盐水从孟加拉湾流出, 这与赤道波导过程有关。Pant等(2015)的研究表明, 印度洋偶极子(Indian Ocean Dipole, IOD)控制着BOB盐度的年际变化, 在负IOD年夏季降水的增加以及10—12月份南向EICC的减弱使得BOB北部的盐度值较平常年份更低。
虽然前人对EICC的季节变化特征及其形成机制已经进行了大量的研究, 但是在EICC三维结构特征的刻画上并不详细, 对EICC热盐输运的认识不够全面, 仍缺乏定量化的研究。本文利用同化、再分析和卫星遥感资料详细刻画了EICC的时空分布特征, 探讨其可能的影响机制, 并通过估算EICC上层100m的热盐输运来进一步探究EICC在BOB热盐收支平衡中的作用。

1 数据和方法

1.1 数据介绍

海表面高度异常场及地转流数据来自法国空间局提供的网格化融合卫星资料(archiving, validation, and interpretation of satellite oceanographic data, AVISO), 由TOPEX/POSEIDON、Jason和ERS1/2等卫星的MSLA数据整合而成, 时间跨度为1993—2018年共26年, 空间分辨率为1/4°×1/4°, 时间分辨率为天(http://www.aviso.oceanobs.com/)。
海表面流场数据来自实时海洋表层流资料(ocean surface current analysis real time, OSCAR), 该产品主要是由卫星高度计数据、QuickSCAT风场资料以及温度场数据联合反演得到的海表流场, 包括地转流和Ekman流成分, 其数据质量已通过与现场资料对比进行了验证, 时间跨度为1992年10月—2018年12月, 空间分辨率为1/3°×1/3°, 时间分辨率为5天(http://www.esr.org/research/oscar/)。
三维地转流和温度、盐度数据来自日本地球模拟器模拟计算的长时间序列的涡解高精度海洋模式(ocean general circulation model for the earth simulator, OFES)数据, 该模式数据已被广泛的应用于海洋动力学以及海气相互作用的研究。OFES资料的水平分辨率为1/10°×1/10°, 时间分辨率为月, 垂直方向上为不等间距的54层, 水深从2.5m至5900m (http://apdrc.soest.hawaii.edu/las_ofes/v6/dataset?lastvar=1)。
风场数据来自欧洲中期天气预报中心(European Center for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF), 它是全球最权威的国际性天气预报研究和业务机构。ECMWF数据为海表面10m的风场数据, 时间跨度为1958年1月—2016年12月, 空间分辨率为1/2°×1/2°, 时间分辨率为月(https://apps.ecmwf.int/datasets/data/)。

1.2 研究方法

为了更好的定量描述EICC沿海岸线方向上的流动特征, 对EICC进行沿海岸线方向上的投影分解计算:
${{V}_{1}}=V\cdot \cos \theta $
式中: V为实际的海流流速(单位: m·s-1); θ为EICC流速与海岸线的夹角(单位: °); V1则为EICC沿海岸线方向投影的流速(单位: m·s-1)。
为了量化EICC的热盐输送对BOB热量和盐度的贡献, 本文对上层100m的热盐输运进行积分, 方程如下:
热量输运:${{F}_{\text{T}}}=\iint{{{C}_{p}}\Delta T{{V}_{\text{n}}}\text{d}A}$
盐度输运:${{F}_{\text{S}}}=\iint{\rho \Delta S{{V}_{\text{n}}}\text{d}A}$
式中: FT为经向热量输运(单位: W); FS为经向盐度输运(单位: kg·s-1); Vn为经向流速分量(单位: m·s-1); A为选取断面的面积(单位: m2); Cp为海水的定压比热容(一般取4.2×103J); ρ为海水的密度(一般取1.0g·cm-3); ∆T为网格点的温度与BOB湾内平均温度的差值(单位: ℃); ∆S为网格点的盐度与BOB湾内平均盐度的差值(单位: ‰)。

2 东印度沿岸流的季节变化及三维结构特征

以往研究发现EICC每年转向两次, 其中4月和11月分别为南向和北向流动(Shetye et al, 1991, 1993; Marian et al, 1995; Shenoi et al, 1999)。近年来, Durand等(2008, 2009)、Mukherjee等(2014, 2018)进一步研究发现EICC每年转向3次, 2—5月(10—12月)期间EICC沿着整个印度东海岸表现为一致的北向(南向)流动, 而6—9月期间EICC则呈现不连续的3段式分布特征。
通过表层流场的分析发现, EICC大致位于印度东海岸50~150km, 具有显著的季节变化特征(图1)。3—4月时印度东海岸8°—21°N区域开始出现北向的EICC并逐渐加强, 海流宽度可达100km, 流速在0.7m·s-1左右; 5—6月时北向EICC逐渐减弱, 至7月时出现了不连续的三段式分布结构; 11—12月时EICC表现为一致的南向流动, 自20°N一直延伸至斯里兰卡东海岸, 最大流速可达0.8m·s-1。而1—2月、9—10月期间EICC流场比较杂乱, 为流向的转换期。因此, EICC在年周期上呈现3种分布特征: 2—5月EICC表现为沿海岸线方向一致的北向流动; 6—8月EICC则为不连续的三段式分布结构, 除9°—16°N表现为北向流动外, 其他区域均为南向的流动; 而10—12月的EICC表现为一致的南向流动(图2a)。
图1 孟加拉湾(BOB)多年月平均的表层流场分布

图a~f依次表示AVISO资料气候态1—12月每两个月的平均地转流。黑色箭头表示地转流; 填色表示地转流大小。图a蓝色实线为选取的不规则断面, 距BOB西边界约100km, 可近似认为与海岸线平行

Fig. 1 Monthly averaged surface flow distribution in the BOB.

Panels (a~f) represent the mean geostrophic current of each two months from January to December in the climate state of the AVISO data. The black arrows indicates the geostrophic current, while the shading indicates the velocity of geostrophic current. The blue solid line is the selected irregular section, about 100 km from the west boundary of the BOB, which can be considered parallel to the coastline

尽管如此, 由于目前受限于观测资料的影响, 对EICC三维结构特征的描述仍不够清晰。为了更加详细的刻画EICC的时空分布特征, 本文使用OFES再分析流场资料来研究EICC的三维结构。为验证OFES资料的可靠性, 首先通过OFES表层流场与AVISO卫星高度计资料、OSCAR表层流场的对比分析来检验(图2)。结果表明3套资料所显示的EICC的季节变化特征基本保持一致, 在年周期上均呈现3种分布状态, 且发生南北转向的时间也基本相同。这表明了OFES资料的可靠性。
图2 不规则断面(图1a中蓝色实线)上的表层海流随时间的变化

a、b、c分别表示AVISO、OSCAR、OFES气候态月平均的表层海流; 填色表示沿海岸线方向投影的流速, 沿海岸线北向流动为正。图中3条黑色虚线分别表示2月1日、6月1日和10月1日

Fig. 2 Monthly variation of surface currents along the irregular section (solid blue line in Fig. 1). Monthly surface currents from the data of AVISO

(a), OSCAR (b), and OFES (c). Shading represents the projected velocity along the coastline, and the northward flow along the coastline is positive

由于EICC在年周期上呈现3种分布状态, 因此本文将EICC分成2—5月、6—8月和10—12月3个时间段来分别进行研究(图3和图4)。结果表明, EICC全年大致位于印度东海岸50~200km, 影响深度在200m左右, 沿海岸线南向流动的最大速度可达0.9m·s-1, 北向流动的最大速度在0.7m·s-1左右, 不同区域影响深度略有不同(Shetye et al, 1988, 1991, 1993, 1996; McCreary et al, 1993, 1996; Shankar et al, 1996)。2—5月份期间EICC大致位于印度东海岸8°—18°N海域, 并表现为一致的北向流动, 海流宽度约150km, 沿海岸线北向流动的最大速度可达0.7m·s-1, 影响深度在200m左右; 此时BOB中部的海流则为南向流动, 影响深度可达200m, 这种三维流场分布表明2—5月BOB上层200m存在一个大的反气旋式环流场, EICC可认为是该反气旋式环流场在BOB西边界的分支(图3a、3d和图4a)。6—8月期间EICC呈现不连续的三段式分布特征, 除11°—15°N的EICC表现为沿海岸线北向的流动外, 印度东海岸的其他区域均为南向的流动, 其流速、海流宽度和影响深度均较弱, 影响深度仅为100m, 但在斯里兰卡东海岸南向EICC的流速和影响深度却较强, 影响深度甚至可达200m。这是由于斯里兰卡东海岸是西南季风流(southwest monsoon current, SMC)北向分支进入孟加拉湾的主要区域, 在西南季风和西传Rossby波的共同作用下, 斯里兰卡东海岸伴随有斯里兰卡穹顶(Sri Lanka Dome, SLD)的生成, 进而导致此处的流速和影响深度均较深(Vinayachandran et al, 1998, 1999; 邱云 等, 2008; Burns et al, 2017; Ekanayaka et al, 2019)。与此同时, BOB中部的海流也呈现不连续的三段式分布结构, 与EICC形成3个闭合的环流场, 并在BOB西边界自北向南呈现气旋式环流、反气旋式环流、气旋式环流的三涡结构(图3b、3e和图4b), 与前人的研究相吻合(McCreary et al, 1996; 邱云 等, 2007; 高立宝 等, 2009; Mukherjee et al, 2014)。10—12月期间EICC表现为一致的南向流动, 海流宽度在100km左右, 10°N以南EICC的最大流速为0.9m·s-1, 影响深度甚至可达300m, 而10°N以北的区域最大流速仅为0.4m·s-1, 影响深度在100m左右。此时BOB中部的海流为北向流动, 影响深度在100m左右, 这种三维流场分布表明10—12月BOB上层100m存在一个大的气旋式环流场(邱云 等, 2007; 高立宝 等, 2009), EICC可认为是该气旋式环流场在BOB西边界的分支(图3c、3f和图4c)。
图3 孟加拉湾(BOB)表层地转流(a、b、c)和不规则断面(图1a中蓝色实线)上的海流随深度的变化(d、e、f)

a、b、c分别表示AVISO资料2—5月、6—8月、10—12月季节平均的表层地转流, 箭头表示流速, 填色表示流速大小; d、e、f分别表示OFES资料2—5月、6—8月、10—12月季节平均的海流在不规则断面上随深度的变化, 填色表示沿海岸线方向投影的流速, 沿海岸线北向流动为正

Fig. 3 Seasonal variations of AVISO surface geostrophic current (a, b, c) and OFES projected velocity along the coastline along the irregular section (solid blue line in Fig. 1) (d, e, f). February to May (a, d); June to August (b, e); October to December (c, f). Shading represents the projected velocity along the coastline, and the northward flow along the coastline is positive

图4 孟加拉湾(BOB)气候态月平均的经向流速三维断面分布图

a、b、c分别表示OFES资料2—5月、6—8月、10—12月季节平均的经向流场

Fig. 4 Three-dimensional cross-section distribution of monthly mean meridional velocity in the BOB.

We show the seasonal mean meridional current of February - May (a), June - August (b), and October - December (c) from OFES data

3 东印度沿岸流的机制分析

前人的研究认为印度东海岸的局地风应力是EICC的主导机制, BOB中部的Ekman Pumping和赤道遥强迫有利于春季EICC的北向流动, 而BOB东边界和北边界风应力的贡献则相对较弱(McCreary et al, 1996; Shankar et al, 1996; Mukherjee et al, 2018)。然而由于不同模式间的结果有所差异, 4种机制的相对贡献目前仍然存在着一定的争议。下面我们将分别对印度东海岸的局地风应力、BOB中部的Ekman Pumping和赤道印度洋(Equatorial Indian Ocean, EIO)的遥强迫3个机制分别进行探讨分析, 具体结果如下:
通过对风应力旋度场的分析表明, BOB中部的Ekman Pumping在全年发挥着重要的作用, 2—5月(10—12月) BOB中部的Ekman Pumping主导了EICC的北向(南向)流动, 而6—8月期间Ekman Pumping和印度东海岸的局地风应力共同导致了EICC的三段式分布(图5a~5c)。2—5月(10—12月)期间, 负(正)风应力旋度场控制着BOB的大部分海域, 这种负(正)风应力旋度会引起垂直向下(向上)的Ekman Pumping, 使得BOB中部的水体产生向南(向北)的水体输运, 而印度东海岸的水体将以补偿流的形式(向北)向南输运, 从而导致EICC的北向(南向)流动。6—8月期间负的风应力旋度控制着BOB中部和东部, 而印度东海岸和斯里兰卡东部则被强的正风应力旋度场控制, 这种风应力旋度场分布表明EICC在BOB西北部和西南部的南向流动是由于局地风应力引起的气旋式涡旋导致的, 而EICC中段的北向流动则是由于BOB中部的Ekman Pumping引起的(图5b)。
图5 孟加拉湾(BOB)的风应力旋度场和海表面高度随时间的变化

a、b、c分别表示ECMWF资料2—5月、6—8月、10—12月季节平均的10m风场(黑色箭头)和风应力旋度场(填色); d. BOB沿岸选取的站点和断面位置分布, 图中蓝点表示沿BOB沿岸1°网格的格点位置, 红色实线表示格点位置的连线, 数字表示自(80°E, 0)的格点序号, 蓝色星号表示(90°E, 0)的位置, 黑色实线分别表示BOB湾内7°N、11°N和15°N 3条断面; e. BOB沿岸各站点海表面高度随时间的变化, 图中黑色箭头表示沿岸Kelvin波传播的示意路径; f. BOB沿岸各站点的海表面高度相对于蓝星所示站点(90°E, 0)海表面高度的超前滞后回归, 图中黑色箭头表示沿岸Kelvin波传播示意路径; g、h、i 分别表示BOB湾内7°N、11°N、15°N断面(图5d黑色实线)的海表面高度变化, 图中黑色箭头表示西传Rossby波的示意路径

Fig. 5 Seasonal variation of wind stress curl and time series of sea-surface height in the BOB.

(a, b, c) Seasonal mean 10-m wind field (black arrow) and wind stress curl field (shading) of ECMWF data from February - May, June - August, and October - December. (d) Distribution of selected stations along the BOB coast and three sections of 7°N, 11°N, and 15°N. (e) Time series of sea-surface height of stations along the BOB coast. (f) Corresponding time-station lag regression of the observed sea-surface height with respect to the normalized sea-surface height at the stations indicated by blue star (90°E, 0) in Fig. 5d. (g, h, i) Time series of sea-surface height cross the 7°N, 11°N, and 15°N sections (black solid line in Fig. 5d)

EIO上空的风场对调节北印度洋环流系统起着重要的作用(Potemra et al, 1991; Yu et al, 1991; McCreary et al, 1993, 1996; Subrahmanyam et al, 2000; Shankar et al, 2002; Rao et al, 2010; Chen et al, 2012; Cheng et al, 2013)。本文研究表明, 2—3月(5—6月), 赤道上升(下降) Kelvin波在到达苏门答腊岛后, 会激发沿岸的Kelvin波向北传播, 并在缅甸沿岸风应力的作用下增强该信号, 最终到达印度半岛东部海岸, 从而有利于EICC的北向(南向)流动; 8—9月时, 赤道上升Kelvin波的信号较弱, 沿岸Kelvin波很难到达印度半岛沿岸, 对EICC的影响作用较小; 11—12月时, 沿岸Kelvin波传播至中南半岛, 伊洛瓦底江三角洲后, 在局地风应力的强迫作用下信号不断加强, 最终到达印度半岛东海岸和斯里兰卡岛附近, 有利于EICC的南向流动(图5d~5f)。7°N断面的海表面高度变化表明: 2月苏门答腊岛激发西向的上升(冷) Rossby波, 经过两个月的传播后到达斯里兰卡岛东部85°E附近, 使得该区域的海表面高度降低, 有利于SLD的形成, 进而导致EICC在6—8月的斯里兰卡岛东海岸呈现南向的流动; 而6月苏门答腊岛激发的西向下沉(暖)Rossby波在经过两个月的传播后使得斯里兰卡岛附近海域的海表面高度上升, 造成SLD的衰减和北向移动, 从而推迟印度半岛东海岸10°—15°N区域的南向EICC。此外15°N断面上同样可以看到Rossby波的西传现象, 6月下沉Kelvin波沿着BOB东边界北向传播到达伊洛瓦底江三角洲时, 在局地风应力强迫作用下产生西向的下沉Rossby波, 经过3个月的传播后到达印度半岛东海岸, 使得印度半岛东海岸的海表面高度升高, 产生南向的压力梯度力, 进而有利于EICC的南向流。而11°N断面上几乎看不到Rossby波的西传现象, 这是由于北向Kelvin波沿岸传播时的能量衰减造成的(图5g~5i)。
之前的研究认为局地风应力是EICC形成的主要机制, 其在全年的贡献都比较大。然而EICC的转向与印度东海岸风向的变化并不总是同步的, 在东北季风后期甚至出现了逆风的海流, 这说明EICC在东北季风后期似乎不是由局地风应力直接驱动的。为了进一步验证印度东海岸的局地风应力与EICC季节性变化特征的关系, 本文对BOB的表层流场和风场进行矢量相关性分析(图6), 结果表明印度东海岸的局地风应力在年周期的不同时间段对EICC的贡献不同。2—5月期间斯里兰卡沿岸和SMC移动路径上的相关性高达0.8, 而印度东海岸的相关性大多在0.5以下, 这说明2—5月期间EICC与局地风应力并不显著相关, 此时EICC的北向流动并不是由风场直接驱动的, 主要受BOB中部Ekman Pumping的影响。6—8月期间印度东海岸出现了3个相关性高值区, 其中心位置分别位于9°N、13°N和17°N, 与EICC三段式分布的中心位置基本一致, 这表明印度东海岸的局地风应力主导了EICC的这种三段式分布; 同时印度东海岸存在大量相关性低于0.5的区域, 这意味着其他机制的相对贡献是不可忽略的。10—12月期间印度东海岸的绝大多数地区的相关性都在0.7以上, 这说明EICC与局地风应力高度相关, 可以认为东北季风有利于EICC的南向流动(Shetye et al, 1996; McCreary et al, 1996; Shankar et al, 1996; Mukherjee et al, 2018)。
图6 AVISO地转流和ECMWF风场矢量相关系数的空间分布(95%置信水平)

a. 2—5月平均; b. 6—8月平均; c. 10—12月平均

Fig. 6 Spatial distribution of correlation coefficients between the AVISO geostrophic current and ECMWF wind.

(a) Average from February to May; (b) Average from June to August; and (c) Average from October to December

4 东印度沿岸流的热盐输运

BOB和AS之间巨大的盐度差异意味着两海盆间具有很强的淡水交换, EICC的平流输运对这种水体交换具有重要的影响(Shankar et al, 2002; Shenoi et al, 2002; Pant et al, 2015; Jensen et al, 2016; Hormann et al, 2019)。由于EICC在年周期上呈现3种分布状态, 因此为了更好的研究EICC热盐输运的周年变化, 我们分别对2—5月、6—8月、10—12月的热盐输运进行分析探讨。上层100m平均的温度、盐度和流场分布显示2—5月期间BOB西海岸强劲的EICC在北向流动的过程中将南部高温高盐的水体向北部输运, 使得BOB北部的温度和盐度升高(图7a、7d)。6—8月期间, 15°N以北的EICC将北部高温低盐水向南输运, 10°—15°N的EICC将中部的高温低盐水向北输运, 而10°N以南的EICC则将低温低盐水向南输运, 从而有利于BOB西边界的热盐再分配。10—12月期间BOB北部为低盐的水团, 南部则为高盐水, 在南向EICC的平流输运作用下, 北部的低盐水持续向南输运, 并在到达斯里兰卡南部时与NMC融合汇入阿拉伯海, 这表明EICC是影响BOB淡水输运的一个因素。
图7 印度东海岸上层100m平均的流场、温度场(a、b、c)和盐度场(d、e、f)的空间分布

a和d, b和e, c和f分别表示2—5月, 6—8月和10—12月的季节平均, 红色实线表示EICC的大致范围

Fig. 7 Spatial distribution of the mean flow field, temperature field (a, b, c), and salinity field (d, e, f) in the upper 100 m of the east coast of India.

(a, d) average from February to May; (b, e) average from June to August; and (c, f) average from October to December. The black arrow represents the current velocity, and the red solid line represents the general range of the EICC

前人研究发现BOB盐度的变化主要发生在100m以浅区域, 100m以深的盐通量变化不大(张玉红 等, 2009), 所以为了对EICC的热盐输运有更直观的认识, 我们计算了BOB上层100m年平均上的经向热盐输运对BOB湾内的贡献(图8)。结果表明, 在年平均状态下, 斯里兰卡东部海岸的经向热量输运有利于湾内热量的增加, 并在9°N区域达到最大增温效果(1.8×1011W); 与此同时印度东海岸存在着明显的负值区域, 表示对湾内热量的增加具有负贡献, 这是由于EICC在北向流动的过程中引起沿岸强烈的上升流, 携带深层冷水团上涌导致的。年平均上的经向盐输运结果显示7°—11°N的斯里兰卡东海岸对湾内盐度的增加具有明显的正贡献, 这种现象是由于斯里兰卡东部海岸是AS高盐水入侵BOB的主要区域, 有利于湾内盐度的升高; 斯里兰卡东南部盐输运的负贡献则可能是由于夏季期间SLD导致的高盐水流出造成的; 其他区域则通过经向的水体输运对湾内热盐的再分配产生重要影响。
图8 EICC上层100m年平均的经向热输运(a)和盐输运(b)对BOB湾内的贡献

正(负)贡献表示EICC有利于BOB湾内温度(盐度)的增加(降低)

Fig. 8 Annual average contributions of meridional heat transport (a) and salt transport (b) to the BOB in the upper 100 m of the EICC.

The positive (negative) contribution indicates that EICC is beneficial to the increase (decrease) of temperature or salinity in the BOB

EICC的热盐输运对BOB湾内热盐的贡献存在明显的季节变化特征(图9)。经向热输运结果显示, 2—5月期间斯里兰卡东部的EICC对BOB湾内热量的增加具有正贡献, 这是由于EICC携带南部高温水向北输送导致的; 而EICC北部分支则对BOB湾内的升温具有明显的负贡献, 这与EICC北向流动过程中引起的上升流导致深层冷水上涌有关。6—8月期间, 斯里兰卡东部存在明显的热量正贡献区域, 这是由于西南季风期间AS的高温水进入BOB造成的, 有利于湾内热量的增加。10—12月期间南向EICC将北部低温水向南输送, 对湾内热量的增加具有明显的正贡献。经向盐输运结果显示, 2—5月期间斯里兰卡东海岸的盐度贡献为正值, 表示有利于湾内盐度的增加, 并在北向EICC的输运作用下将盐度输运至BOB北部, 有利于改变湾内盐度的空间分布; 6—8月期间来自AS的高盐水在SMC的输运作用下进入BOB, 使得湾内盐度持续增加, 此外斯里兰卡东岸南向的EICC将BOB低盐水向南输运, 进一步导致湾内盐度的增加; 10—12月EICC对湾内盐度为正贡献, 这是由于南向EICC使得BOB北部的低盐水沿着印度东海岸持续流出, 有利于湾内盐度的升高; 与此同时, 斯里兰卡东海岸同样存在盐输运负贡献区域, 这与10—12月斯里兰卡东部存在一个反气旋涡导致局地盐度值偏低有关。
图9 EICC上层100m季节平均的经向热输运(a、b、c)和盐输运(d、e、f)对BOB湾内的贡献

a、d为2—5月平均; b、e为6—8月平均; c、f为10—12月平均。图e中黑色实线分别表示8°N、14°N和18°N断面

Fig. 9 Seasonal average contributions of meridional heat transport (a, b, c) and salt transport (d, e, f) to the BOB in the upper 100 m of the EICC.

(a, d) average from February to May; (b, e) average from June to August; and (c, f) average from October to December

由于EICC在6—8月期间呈现不连续的三段式结构, 而EICC各段的热盐输运目前尚不清楚, 因此本文分别选取8°N、14°N和18°N 3个断面(图9e中黑色实线区域)来研究EICC在不同区域上的热盐输运(图10)。结果表明, 2—9月期间8°N断面上的热输运有利于湾内热量的增加, 并在7月份达到最大贡献值3.7×1013W; 9—12月的EICC对湾内热量的增加具有负贡献, 10月底达到最大负贡献1.75× 1013W。盐输运结果显示, 8°N断面的盐输运在2—4月和10—11月对BOB湾内盐度的增加具有负贡献, 而5—10月的盐输运则有利于湾内盐度的增加, 这是由于西南季风期间AS的高盐水持续向BOB输运以及该区域频繁的涡流相互作用造成的。14°N和18°N断面的结果显示, BOB湾内的平流输运将热量和盐度进行经向传输, 改变温盐的空间分布特征, 进而有利于湾内热盐的再分配。
图10 距印度东海岸50~150km处3个断面(图9e黑色实线所示区域)的热量和盐输运对BOB湾内的贡献

Fig. 10 Contributions of heat and salt transports to the BOB at three transects 50 ~ 150 km from the east coast of India (area shown by black solid line in Fig. 9e)

5 总结与讨论

本文利用卫星高度计数据、同化数据和模式资料详细刻画了EICC的时空分布特征, 并探讨了其可能的影响机制及热盐输运。主要结论如下:
1) EICC位于印度东海岸50~200km处, 在年周期上呈现3种分布特征, 即2—5月EICC北向流动, 流速可达1m·s-1, 影响深度在200m以内; 6—8月受BOB西部三涡结构的影响, EICC呈现不连续的三段式结构, 在9°N以南和16°N以北区域表现为南向流动, 10°—16°N则为北向流动, 影响深度可达200m; 10—12月EICC南向流动, 速度最大可达0.8m·s-1, 影响深度较浅, 仅为100m左右。
2) 孟加拉湾中部的Ekman Pumping在全年发挥着重要的作用, 在2—5月(10—12月)期间驱动EICC的北向(南向)流动, 而印度东海岸的局地风应力有利于EICC的南向流动, 并在6—8月与BOB中部Ekman Pumping的共同作用下导致了EICC不连续的三段式分布特征, 这是对先前研究的进一步补充。
3) 年平均状态下EICC上层100m平均的经向热输运对BOB湾内热量为正贡献, 但印度东海岸同样存在热量输运的负贡献带, 这与沿岸区域强烈的上升流导致的深层冷水的上涌有关。EICC经向盐输运在年平均上有利于BOB湾内盐度的增加, 这是由于6—8月AS的高盐水持续向BOB输运以及10—12月BOB北部的低盐水流出两者共同作用导致的。
4) EICC上层100m平均的热盐输运在不同时间段对湾内热盐的贡献不同。EICC的热输运在6—12月有利于湾内温度的增加, 而2—5月印度东海岸却存在一热量负贡献带, 这与北向EICC导致的上升流有关。EICC的盐输运则在全年都有利于BOB湾内盐度的增加, 这是由于AS的高盐水在2—8月入侵BOB, 以及10—12月BOB北部的低盐水沿着印度东边界流出BOB造成的。
虽然本文对EICC的季节变化特征、影响机制及其热盐输运进行了一定的分析研究, 但是并未深入探究各种影响机制对EICC的相对贡献大小, 也未考虑孟加拉湾西部的涡流相互作用及淡水输送对EICC热盐输运的影响, 这将在以后的工作中进行展开讨论。

References

Publishing order | Descend order by publishing year | Descend order by cited within
[1]
EKANAYAKA K B S S J, 王卫强, 2019. 斯里兰卡穹顶区的形成和演变机制分析[J]. 南京信息工程大学学报(自然科学版), 11(2): 198-207.

EKANAYAKA K B S S J, WANG WEIQIANG, 2019. Mechanisms of the Sri Lanka Dome and its evolutionary aspects[J]. Journal of Nanjing University of Information Science and Technology (Natual Science Edition), 11(2): 198-207 (in English with Chinese abstract).

[2]
高立宝, 于卫东, 2009. 孟加拉湾局地动力过程的季节变化研究[J]. 海洋科学进展, 27(3): 312-323.

GAO LIBAO, YU WEIDONG, 2009. Study on seasonal variation of local dynamic process in the Bay of Bengal[J]. Advances in Marine Science, 27(3): 312-323. (in Chinese with English abstract)

[3]
邱云, 李立, 2007. 孟加拉湾上层地转环流周年变化的遥感研究[J]. 海洋学报, 29(3): 39-46.

QIU YUN, 2007. Annual variation of geostrophic circulation in the Bay of Bengal observed with TOPEX/Poseidon altimeter data[J]. Acta Oceanologica Sinica, 29(3): 39-46. (in Chinese with English abstract)

[4]
邱云, 李立, 周喜武, 2008. 斯里兰卡冷涡及其成因分析[J]. 热带海洋学报, 27(4): 45-51.

QIU YUN, ZHOU XIWU, 2008. Sri Lanka cold eddy and its generation mechanism analysis[J]. Journal of Tropical Oceanography, 27(4): 45-51. (in Chinese with English abstract)

[5]
张玉红, 徐海明, 杜岩, 等, 2009. 阿拉伯海东南海域盐度收支的季节变化[J]. 热带海洋学报, 28(5): 66-74.

ZHANG YUHONG, XU HAIMING, DU YAN, et al, 2009. Seasonal variability of salinity budget in the southeastern Arabian Sea[J]. Journal of Tropical Oceanography, 28(5): 66-74. (in Chinese with English abstract)

[6]
郑佳喻, 徐康, 陈更新, 等, 2018. 热带印度洋环流动力与季风相互作用研究进展[J]. 南京信息工程大学学报(自然科学版), 10(3): 275-281.

ZHENG JIAYU, XU KANG, CHEN GENGXIN, et al, 2018. Research progress on the interaction between tropical Indian Ocean circulation dynamics and monsoon[J]. Journal of Nanjing University of Information Science and Technology (Natural Science Edition), 10(3): 275-281. (in Chinese with English abstract)

[7]
BURNS J M, SUBRAHMANYAM B, MURTY V S N, 2017. On the dynamics of the Sri Lanka Dome in the Bay of Bengal[J]. Journal of Geophysical Research, 122(9): 7737-7750.

[8]
CHEN GENGXIN, WANG DONGXIAO, HOU YIJUN, 2012. The features and interannual variability mechanism of mesoscale eddies in the Bay of Bengal[J]. Continental Shelf Research, 47: 178-185.

DOI

[9]
CHENG XUHUA, XIE SHANGPING, MCCREARY J P, et al, 2013. Intraseasonal variability of sea surface height in the Bay of Bengal[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 118(2): 816-830.

DOI

[10]
CUTLER A N, SWALLOW J C, 1984. Surface currents of the Indian Ocean (to 25S, 100E):compiled from historical data archived by the Meteorological Office, Bracknell, UK[R]. Wormley, UK: Institute of Oceanographic Sciences.

[11]
DURAND F, SHANKAR D, BIROL F, et al, 2008. Estimating boundary currents from satellite altimetry: A case study for the East Coast of India[J]. Journal of Oceanography, 64(6): 831-845.

DOI

[12]
DURAND F, SHANKAR D, BIROL F, et al, 2009. Spatiotemporal structure of the East India Coastal Current from satellite altimetry[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 114(C2): C02013.

[13]
HORMANN V, CENTURIONI L R, GORDON A L, 2019. Freshwater export pathways from the Bay of Bengal[J]. Deep Sea Research Part Ⅱ: Topical Studies in Oceanography, 168: 104645.

[14]
JENSEN T G, WIJESEKERA H W, NYADJRO E S, et al, 2016. Modeling salinity exchanges between the equatorial Indian Ocean and the bay of Bengal[J]. Oceanography, 29(2): 92-101.

DOI

[15]
KURIEN P, IKEDA M, VALSALA V K, 2010. Mesoscale variability along the east coast of India in spring as revealed from satellite data and OGCM simulations[J]. Journal of Oceanography, 66(2): 273-289.

DOI

[16]
LEGECKIS R, 1987. Satellite observations of a western boundary current in the Bay of Bengal[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 92(C12): 12974-12978.

[17]
MADHUPRATAP M, GAUNS M, RAMAIAH N, et al, 2003. Biogeochemistry of the Bay of Bengal: Physical, chemical and primary productivity characteristics of the central and western Bay of Bengal during summer monsoon 2001[J]. Deep Sea Research Part Ⅱ: Topical Studies in Oceanography, 50(5): 881-896.

[18]
MARIANO A J, RYAN E H, PERKINS B D, et al, 1995. The Mariano global surface velocity analysis 1.0[R]. USCG report CG-D-34-95, Office of Engineering, Logistics, and Development, US Coast Guard.

[19]
MCCREARY J P, KUNDU P K, MOLINARI R L, 1993. A numerical investigation of dynamics, thermodynamics and mixed-layer processes in the Indian Ocean[J]. Progress in Oceanography, 31(3): 181-244.

DOI

[20]
MCCREARY J P, HAN W, SHANKAR D, et al, 1996. Dynamics of the East India Coastal Current: 2. Numerical solutions[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 101(C6): 13993-14010.

[21]
MCCREARY J P, MURTUGUDDE R, VIALARD J, et al, 2009. Biophysical processes in the Indian Ocean[M]// WIGGERTJ D, HOODR R, NAQVIS W A, et al. Indian Ocean biogeochemical processes and ecological variability, Volume 185. Washington, DC: American Geophysical Union: 9-32.

[22]
MUKHERJEE A, SHANKAR D, FERNANDO V, et al, 2014. Observed seasonal and intraseasonal variability of the East India Coastal Current on the continental slope[J]. Journal of Earth System Science, 123(6): 1197-1232.

DOI

[23]
MUKHERJEE A, SHANKAR D, CHATTERJEE A, et al, 2018. Numerical simulation of the observed near-surface East India Coastal Current on the continental slope[J]. Climate Dynamics, 50(11): 3949-3980.

DOI

[24]
PANT V, GIRISHKUMAR M S, BHASKAR T V S U, et al, 2015. Observed interannual variability of near-surface salinity in the Bay of Bengal[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 120(5): 3315-3329.

DOI

[25]
POTEMRA J T, LUTHER M E, O'BRIEN J J, 1991. The seasonal circulation of the upper ocean in the Bay of Bengal[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 96(C7): 12667-12683.

[26]
RAO R R, KUMAR M S G, RAVICHANDRAN M, et al, 2010. Interannual variability of Kelvin wave propagation in the wave guides of the equatorial Indian Ocean, the coastal Bay of Bengal and the southeastern Arabian Sea during 1993-2006[J]. Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 57(1): 1-13.

DOI

[27]
SHANKAR D, MCCREARY J P, HAN W, et al, 1996. Dynamics of the East India Coastal Current: 1. Analytic solutions forced by interior Ekman Pumping and local alongshore winds[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 101(C6): 13975-13991.

[28]
SHANKAR D, VINAYACHANDRAN P N, UNNIKRISHNAN A S, 2002. The monsoon currents in the north Indian Ocean[J]. Progress in Oceanography, 52(1): 63-120.

DOI

[29]
SHENOI S S C, SAJI P K, ALMEIDA A M, 1999. Near-surface circulation and kinetic energy in the tropical Indian Ocean derived from Lagrangian drifters[J]. Journal of Marine Research, 57(6): 885-907.

DOI

[30]
SHENOI S S C, SHANKAR D, SHETYE S R, 2002. Differences in heat budgets of the near-surface Arabian Sea and Bay of Bengal: Implications for the summer monsoon[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 107(C6): 3052.

[31]
SHETYE S R, SHENOI S S C, 1988. Seasonal cycle of surface circulation in the coastal North Indian Ocean[J]. Proceedings of the Indian Academy of Sciences - Earth and Planetary Sciences, 97(1): 53-62.

[32]
SHETYE S R, SHENOI S S C, GOUVEIA A D, et al, 1991. Wind-driven coastal upwelling along the western boundary of the Bay of Bengal during the southwest monsoon[J]. Continental Shelf Research, 11(11): 1397-1408.

DOI

[33]
SHETYE S R, GOUVEIA A D, SHENOI S S C, et al, 1993. The western boundary current of the seasonal subtropical gyre in the Bay of Bengal[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 98(C1): 945-954.

[34]
SHETYE S R, GOUVEIA A D, SHANKAR D, et al, 1996. Hydrography and circulation in the western Bay of Bengal during the northeast monsoon[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 101(C6): 14011-14025.

[35]
SUBRAHMANYAM B, ROBINSON I S, 2000. Sea surface height variability in the Indian Ocean from TOPEX/POSEIDON altimetry and model simulations[J]. Marine Geodesy, 23(3) 167-195.

DOI

[36]
VINAYACHANDRAN P N, YAMAGATA T, 1998. Monsoon response of the sea around Sri Lanka: Generation of thermal domes and anticyclonic vortices[J]. Journal of Physical Oceanography, 28(10): 1946-1960.

DOI

[37]
VINAYACHANDRAN P N, MASUMOTO Y, MIKAWA T, et al, 1999. Intrusion of the southwest monsoon current into the Bay of Bengal[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 104(C5): 11077-11085.

[38]
VINAYACHANDRAN P N, MCCREARY J P, HOOD R R, et al, 2005. A numerical investigation of the phytoplankton bloom in the Bay of Bengal during northeast monsoon[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 110(C12): C12001.

[39]
VINAYACHANDRAN P N, NANJUNDIAH R S, 2009. Indian Ocean sea surface salinity variations in a coupled model[J]. Climate Dynamics, 33(2): 245-263.

DOI

[40]
YU LISAN, O'BRIEN J J, YANG JIAYAN, 1991. On the remote forcing of the circulation in the Bay of Bengal[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 96(C11): 20449-20454.

Options
Outlines

/

〈 〉