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琉球海流次表层流核的模拟与验证
Sung Hyup You, Jong Hwan Yoon, and Cheol-Ho Kim
译者 王思雯*
*南京信息工程大学海洋科学学院海洋科学专业2015级 20151331004
摘要 琉球海流是在琉球群岛的太平洋一侧的东北向潜流，它具有独特的“东北向次表层流核”结构。近年来对其进行的多次基于直流观测和模式模拟的研究均取得了成功。琉球海流的体积输送（20-25 Sv）完成了黑潮系统的体积输送的预算（45-50 Sv）。基于水平分辨率为1/12∘的RIAM海洋模式(RIAMOM)的太平洋环流模式成功地再现了琉球海流东北方向500-600 m的次表层核结构。三层模式模拟表明了琉球海流的存在，并通过琉球群岛底部地形的阻挡效应解释了次表层流最大的机制。
1．引言
由于黑潮在ECS中的体积输送量只有日本南部黑潮的一半（20-25 Sv）（Nakamura and Hyuga 1999; Ichikawa and Beardsley 2002）（40-45 Sv）（Imawaki et al. 2001）许多研究人员一直认为，在琉球群岛的太平洋一侧，应该存在向东北方向流动的琉球海流（以下简称RC），它提供了黑潮缺少的运输。
近年来，若干使用带压力计的倒置回波测深仪(PIES)、系泊流速计或ADCP与水文观测相结合的直接测量已成功地探测到沿RI（琉球群岛）具有独特结构的RC海流(Yuan et al. 1995;Zhu et al. 2003, 2005, 2006; Ichikawa et al. 2004; Konda 2005)。
在模式研究中，Nakamura等人(2007)使用分别结合了真实地形和理想地形的两个基本方程模式进行数值实验。结果表明，Tokara海峡黑潮产生的第一斜压型地形Rossby波是RC底部增强的原因。Nakamura等（2007）指出，需要进一步的高分辨率模式来再现真实的RC系统。
You和Yoon(2004)利用1/6∘太平洋环流模式，成功地再现了沿RI太平洋侧的RC观测结构，该RC具有500-600 m的次表层流核。You和Yoon(2004)表明，沿RI向东北流动的RC体积输送量从台湾东部海峡附近的5.6 Sv增加到Tokara海峡附近的20.5 Sv。Tokara海峡附近的体积输送足以解释黑潮的缺失输送。You和Yoon(2004)的研究表明，沿RI向东北输送量的增加是西向提供的。Yon和Yoon的研究没有解释RC的次表层流核的形成机制。
本文根据You和Yoon(2004)的工作，描述了1/12∘太平洋环流模式中RC的结构和变化情况，并与观测资料进行了比较，试图阐明沿RI方向的RC结构。利用三层模式验证了RC与次表层核形成机制的假说，重点研究了RI的阻挡效应。
2．模型
2.1大洋环流模式
本研究使用的RIAM海洋模式（RIAMOM）是由Lee和Yoon（1994）在应用力学研究所（RIAM）开发的具有自由表面的原始海洋环流模式。在You和Yoon（2004）和You（2005）中描述了模式的详细解释。
该模式覆盖了从95°E到70°W，从50°s到65°N（图1）的太平洋。在水平方向和纵向方向上，水平网格间隔为1/12°，垂直水平的数量为70。模式底部地形是基于国家地球物理数据中心ETOP5，分辨率为5 min。双调和水平扩散用于动量和示踪。在这项研究中动量的系数为8.0times;1017 cm4s-1，示踪的系数是8.0times;1016 cm4s-1。
图1 模型区域和地形。深度是米。等高线间距为1000米。
该模式是将World Ocean Atlas （WOA）94（Levitus and Boyer 1994; Levitus et al. 1994）的气候平均温度和盐度分布相结合得到的，并加入了在1979-2001年期间受到月平均NCEP风应力的强迫。为了确定地表的热通量，利用NCEP的净热通量和WOA 94（Levitus and Boyer 1994）的海面温度资料，采用组合边界条
图2三层模型区域和厚度的示意图。黑色标记指示岛屿和底部地形。
图3平均速度场在25, 520和982米的深度。
件（Barnier et al. 1995），对地表强迫（动量和热通量）的气候月平均数据进行线性插值，得到每个时间步长的值。将表层盐度恢复到WOA 94（Levitus et al. 1994）季节盐度数据的气候值，恢复时间为10天。该模式集成了25年，并对过去五年进行了分析。
2.2三层模式
在本研究中使用的分层模式是一个非线性原始方程海洋模式。该模式可以处理2层以上的自由曲面。由于没有采用正压/斜压模式分裂方法，因此求解地面重力波需要对Courant-Friedrichs-Lewy(CFL)条件进行短时间步长计算。模式与Holland和Lin（1975）、Kim和Yoon（1996）的基本相同。
模式域假定为矩形、中纬度海洋，在纬向和纵向方向上具有0.5度和3个垂直层（图2）。为了考虑地形效应，在简单矩形海洋的西部设计了类似于RI的倾斜岛链，如图2所示。第一层厚度假定为500 m左右，第二层和第三层的底部假定为1200 m和5000 m左右。各层的海水密度分别为1.017、1.024和1.027 g cm-3，分别是先前OGCM结果的平均值。在本模式中，R（瑞利阻力系数）、Ah（水平涡粘性系数）和g（牛顿阻尼系数）分别为1.0times;10-7 sec-1、1.0times;108 cm2sec-1和7.0times;10-7sec-1。对于风强迫，我们用40∘N时最大为1的简单风应力旋度，10∘N时最小为-1[等式(1)]来产生副热带气旋。
?? = sin [? times;(j grid number – total j grid/2)/total j grid]
??= 0 (1)
?：纬度 ?：经度
3．结果
3.1平均场
图3显示了过去5年的平均模拟流场，高度分别为25、520和982米。在25米处，黑潮主要通过台湾以东的海峡进入ECS，并沿ECS大陆架断裂流向Tokara海峡。在520米的深度，可以看到显著的东北向流，即RC，沿着RI的太平洋一侧以及沿着ECS大陆架断裂的黑潮。在982米深度，沿太平洋一侧的RC比沿ECS大陆架断裂的黑潮强得多。与You和Yoon（2004）相似，在这个1/12∘太平洋环流模型中，我们可以看到另一个西边界流，RC，沿着RI的太平洋一侧流动。
图4中示出了图3中的线A到F的5年平均水平流垂直部分。这项研究中的当前场的垂直结构非常类似于You和Yoon（2004）。黑潮以典型的A线西边界流结构为主，经台湾以东的海峡（B线）进入ECS，沿大陆架断裂向东北方向流动，输送量大。另一条向东北的流，RC，可以看到沿RI的太平洋一侧有500-600米深的次表层流核（B到E线）。RC的次表层流核在B线处很弱，然后随着沿RI向东北移动（C线到E线）而变强。在C线和D线处，RC向东北流动的最大核速度分别为10和15 cm s-1，而在E线处，RC的最大次表层流核增加到大约35cm s-1。最后，ECS的黑潮和RC在Tokara海峡合并，并补充日本南部的黑潮（F线）。图4所示的速度场表明，北西向边界流RC具有次表层速度核的特征。它起源于环台湾以东的RI的太平洋一侧，并随着沿着RI流动而变得更加强大，这意味着有来自某处的批量运输供应。
图5中体积输送的流函数域和图6中体积输送预算的示意图阐明了向RC提供体积输送。RC在Brsquo;线上的体积输送量约为8.0 Sv，在D线(冲绳岛)增加到10.6 Sv，在E线(阿玛米-小岛)增加到18.5 Sv。You和Yoon(2004)表明，在台湾以东海峡附近，RC的体积输送量在原点约为5.7 Sv(与B线相同)，在冲绳逐渐增加到约15.5 Sv，在阿玛米-小岛逐渐增加到约21.3 Sv。因此，本研究显示B′线之体积输运量比You和Yoon（2004）的多大约2.3 Sv。然而这项研究表明，与You和Yoon（2004）相比，在冲绳岛和阿玛米-小岛的体积输送量小4.9 Sv和2.8 Sv。沿着RI的梯级输运量增加支持了最近的观测，即RC的体输运从冲绳东南部（Zhu et al. 2003）的6.1 Sv增加到阿米岛-小岛东南部（Ichikawa et al. 2004）的18-20Sv。You和Yoon(2004)指出，体积输送的增加是由一个相对较强的西向流提供的，即在西太平洋中纬20°到26°之间的500 m上部的“亚热带气流（STC）”。
体积输送量为27.3 Sv的ECS黑潮和体积输送量为18.5 Sv的RC在Tokara海峡合并，以45.8 Sv的净体积输送给日本南部的黑潮。ECS黑潮体积运输量与观测值（Nakamura and Hyuga 1999；Ichikawa and Beardsley 2002）吻合较好。
图4 琉球群岛附近黑潮系统从A到F线剖面的水平速度垂直剖面。等高线间距为5 cm S-1。阴影指示西南速度（B至F线）和向南速度（A线）。
图5 五年平均体积流量函数在太半洋西北部1500 m深。间隔为5 SV。
图6 图5中基于流函数的西北太平洋体积输运的示意图。
3.2次表层核的形成
我们假设岛链的存在，如RI是形成次表层流核的关键因素。为了研究RI的影响，我们使用简单的风强迫的三层模式模拟次表层流核。这些岛屿的封闭效应被认为是次表层核形成的首要原因。如图2所示，在理想化的三层矩形海洋中，副热带环流被外力驱动。第一层厚度假定略大于Tokara海峡和台湾东部海峡的深度（约500米）。运动中的第二层和第三层的顶部总是低于这些海峡的深度。
副热带顺时针环流是西向增强（?-效应）和非线性效应共同作用的结果。在真实的海洋里，RI有两个主要的海峡，台湾以东的海峡和Tokara海峡。这些海峡可能允许比海峡底部(约500米)浅的西边界流的上部由于?效应向西移动，因此，与第二层中的西部边界流相比，在RI太平洋一侧的第一层的剩余西部边界流变得足够弱（比较图7a和b）。在第一层（图7a）中，岛以东的西边界流的体积输运约为5 Sv，与RC的相对应。
在第二层（图7b）中，产生比第一层弱的顺时针循环。RC可以沿RI的太平洋一侧流动，具有次表层流核，显示最大体积运输约12 Sv，在黑潮日本南部。在第三层（图7c）沿RI的逆流显示出-8 Sv的最大体积输运，因此我们不能识别出岛屿以东显著的西边界流。
图7 （a）第一层、（b）第二层和（c）第三层的理想亚热带海洋的模拟流线。间隔为5 Sv（第一层）和2 Sv（第二和第三层）。
4. 结论
1/12∘太平洋模式的结果成功地捕获了深度为500-600 m的次表层流核的沿RI太平洋侧的RC的观测结构。模式中RC五年平均体积输运量由台湾东部海峡附近的8.0 Sv增加到托卡拉海峡附近的18.5 Sv。RC的体积输运类似于You和Yoon（2004）以前的模式结果。这些特征的本质被成功地获得沿RI向东北增加的次表层最大流的三层模式很好地再现，其结果与OGCM结果很好地对应。
研究结果表明，RI周围地形可能可以解释RC次表层流核形成的机制。三层模型成功地证明了RC的存在，并解释了次表层流核的机理。尽管最近进行了大量的观测，但是由于RC在实际海洋中的巨大波动，甚至它的平均结构也没有被完全捕获。因此，需要更广泛、更全面的RI观测来探测RC的空间和时间变化。
这项研究提出了次表层流最大值形成的一个可能的机制。季节性和年际变化、涡旋与RI之间的相互作用等问题仍有待解决。
5. 参考文献
Barnier, B., L. Siefridt, and P. Marchesiello, 1995: Thermal forcing for a global ocean circulation model using a three- year climatology of ECMWF analyses. J. Mar. Syst., 6, 363-380, doi: 10.1016/0924-7963(94)00034-9.
Holland, W. R. and L. B. Lin, 1975: On the generation of mesoscale eddies and their contribution to the oceanic general circulation. I. A preliminary numerical experi- ment. J. Phys. Oceanogr., 5, 642-657, doi: 10.1175/1520- 0485(1975)005lt;0642:OTGOMEgt;2.0
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