从静止海色成像仪测绘东海表层潮流和长江羽流外文翻译资料

英语原文共 10 页，剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

从静止海色成像仪测绘东海表层潮流和长江羽流

胡志峰^1,2,3 ，汪东平 ^2,4 ，潘德炉 ² ，何贤强 ² ，宫泽泰佑 ⁵ ，白燕 ² ，王迪峰 ² 和龚芳²

1 中国科学院南海海洋研究所热带海洋学国家重点实验室，中国广州

2 国家海洋局第二海洋研究所卫星海洋环境动力学国家重点实验室，中国杭州，

3 中国科学院大学，中国北京

4 纽约州石溪市石溪大学海洋与大气科学学院

5 日本海洋地球科学与技术机构应用实验室，日本横滨

通信作者：汪东平，dong-ping.wang@stonybrook.edu

引用：Hu, Z., D.-P. Wang, D. Pan, X. He, Y. Miyazawa, Y. Bai, D. Wang, and F. Gong (2016), Mapping surface tidal currents and Changjiang plume in the East China Sea from Geostationary Ocean Color Imager, J. Geophys. Res. Oceans, 121, 1563–1572, doi:10.1002/2015JC011469.

摘要：利用卫星独特的当地白天时间每小时采集一次的8幅地球静止海色成像仪（GOCI）序列图像绘制了东海（半个月）的半日潮M2潮流的空间分布。利用28个表面漂流浮标和4个系泊潜标观测资料对GOCI反演的海表M2分潮潮流进行了验证。该方法误差方差小于总方差的10％。 网格化的GOCI反演的潮流也与中国海的俄勒冈州立大学（OSU）高分辨率区域潮汐模型结果非常吻合。退潮时的平均流显示出强劲的长江羽流延伸到离岸数百公里，与同时卫星海表温度（SST）和海面盐度（SSS）分布一致。 将观测到的海表面流场与日本沿海海洋可预报性试验（JCOPE2）的日均值比较，模型结果与观测结果一致，表明长江羽流对风强迫的敏感性。 这项研究清楚地表明，地球静止卫星能够在宽（〜400公里）潮汐控制的大陆架上测绘海表面流场。

1. 引言

无处不在的潮流是渤海，黄海（YS）和东海（ECS）最重要的水动力过程之一。 据估计，中国广阔浅海的底部摩擦耗散量占全球M2潮汐耗散总量的9％[Lefe`vre等，2000; Provost和Lyard，1997]。 这种耗散主要发生在沿海浅海，潮流可以达到1米/秒[Lie et al。，2002]。 因此，准确估计潮流对于了解ECS中的物理和生物地球化学过程至关重要[Gao et al。，2009; 李和荣，2012; Moon等人，2010;Xuan等，2015]。 潮汐混合在长江口反复出现的低氧环境中也起着重要作用[Chen et al。，2014]。此外，潮流信息对于海上搜救、海洋导航和环境监测等实际应用非常重要。广泛的数值模式已被用于研究中国海正压潮流的特征[Guo-hong，1994; Guo和Yanagi，1998; Kang等人，1998,2002; Larsen等，1985; Lefe`vre等人，2000; Song等人，2013; 姚等人，2012]。 由于现场观测的局限性，模型潮流的验正更具挑战性。 Lee和Jung [1999]利用沿海潮汐高程和锚系海流观测值确定了YS和ECS三维正压潮汐模型中模型的最优底部摩擦系数。 Lie等人 [2002]根据YS和ECS中的不规则漂流物位置数据估算了M2和K1潮流的空间分布，并用韩国西海岸的锚系海流流系统验证了模型性能。 Xuan 等[2015]从ECS中的一组14个锚系观测中检验了深度平均潮汐椭圆。

锚系观测在空间覆盖上有限，另一种方法是使用沿海高频雷达的遥感。 戴维斯等人[2001]使用高频雷达和锚系声学多普勒海流剖面仪（ADCP）验证了爱尔兰海的三维潮汐模型。Mau等人 [2007] 采用类似的方法研究纽约湾和Block Island Sound的半日潮流。这些研究强调需要全面的空间覆盖来解决潮汐椭圆的小尺度变化。 HF雷达虽然一般不可用，其准确性也受到海上范围的限制。卫星遥感有可能绘制高空间分辨率和广泛覆盖的海表流。 埃默里等人[1986]表明，表面流可以通过跟踪连续红外卫星图像之间海面温度（SST）特征的位移来推导。 已经使用各种可见和热红外卫星图像，例如SST和叶绿素a浓度来推导海表面流，例如Crocker等 [2007]和Kelly和Strub [1992]。然而，传统的极轨卫星传感器每天仅限于一个或两个图像。 相比之下，2010年6月推出的全球第一台静止海色成像仪（GOCI）可提供多达间隔为1小时的8个快照，其空间分辨率为500 m [Choi et al。，2012]。这种前所未有的能力使得可以绘制潮汐流占主导的沿海水域中迅速变化的表面流。基于GOCI反演的总悬浮颗粒物浓度（TSM）图像，Choi等人[2013]和杨等人[2014]成功地推导出了韩国西海岸的海表流场。 此外，杨等人[2015] 显示了使用GOCI反演的叶绿素a和551 nm标准化的离水辐射图像反演的YS沿海海流的快照。

在以前的GOCI应用中，为了证明反演方法将卫星反演的表面流与瞬时锚系观测流进行比较。 这些研究没有提供与沿海海洋学直接相关的信息。 在这里，我们测绘ECS中的表面潮流。 GOCI反演的半日潮流椭圆通过一套过去的海面漂流浮标和锚系测流系统的观测值进行验证。 然后将观测结果用于评估ECS的高分辨率高度计数据同化区域潮汐模型。我们还绘制了明显包含长江羽流的退潮时的平均表面流场。将观测到的表面流与卫星SST和海面盐度（SSS）图像相结合，与日本海岸海洋预报实验（JCOPE2）的日平均海面表面流进行比较。 在本文的其余部分安排如下：第2节介绍了本研究中的数据和方法；第3节介绍了GOCI反演的潮流椭圆与观测和模型预测的M2分潮潮流的比较，同时，将退潮时的平均海流与JCOPE日平流再分析结果进行比较，考察长江羽流对风强迫的敏感性；第4节总结了结论。

2. 数据和方法

GOCI具有500米的空间分辨率。 它可以每天在格林尼治标准时间00:15和07:45（当地时间 8小时）每隔1小时获得8个连续快照[Ryu等，2012]。 在这项研究中选择了在稀有无云条件下（2011年4月5日，2013年5月13日和2013年9月16日）的三个1天GOCI Level-1B数据。 首先处理所有GOCI数据，以使用韩国海洋卫星中心（KOSC）提供的GOCI数据处理软件（GDPS）获取TSM图像。 图1显示了2013年5月13日GOCI反演的TSM的一个例子，平均8幅每小时一幅的图像。 高TSM通常在水深小于30米的近岸地方。 另外还有一个近海斑块TSM，它似乎源自长江口和/或YS的潮汐泥沙场。为了从TSM图像中导出表面流，使用了先进的最大互相关方法[Yang等，2014]。 我们在一幅图像中使用一个10ⅹ10公里的子源块，在连续的图像中使用一个18ⅹ18 km的目标块。 通过最大互相关系数在目标窗口内搜索最可能匹配的子目标，并在两个匹配框之间计算表面速度。 [Barton，2002]通过与两个连续图像之间的前向和后向MCC跟踪图案的地理位置相比较，丢弃伪矢量的互易滤波技术也被应用。每500 m ⅹ500 m像素重复整个过程。 所结果的表面流在0.25°ⅹ0.25°栅格上网格化以通过平均栅格框内的所有速度矢量来降低噪声。我们注意到，有很多数据缺失，特别是在高度浑浊的沿海水域。因为大气校正限制和复杂的水光学特性，很难准确地反演浅海岸水域的TSM图像[He et al，2013]。 此外，高度浑浊的近岸水域中的卫星反演的流场很可能受到局部沉积物再悬浮和沉积的污染[Yang等，2014]。 为了保证数据质量，我们测量每个0.25°ⅹ0.25°盒子中的好向量/总可能结果的比率。我们选择38％作为可接受数据的临界值（图1，由黑色轮廓表示）。 该标准是经验性的，旨在排除浑浊的海岸带。

图1. 2013年5月13日8小时GOCI衍生的TSM（mg / L）在东海的复合图。 等深线（米）用白色轮廓覆盖。 黑色轮廓表示有效卫星数据的截止标准。 四个锚系点的位置由黑色实心圆圈标记。 区域地图显示在左上角。

GOCI观测时的潮流预测是从俄勒冈州立大学（OSU）的区域性正压潮汐模式中提取的（China Seas 2010）[Egbert and Erofeeva，2002;Egbert等，1994]。 该区域模型的空间分辨率为1/30°，并同化测高海平面观测资料。 模型潮汐海平面已经通过潮汐计测量验证，主要来自于沿海车站。 模型与现场数据之间的均方根误差（RMS）大约为4.5厘米（M2）和1.3厘米（K1）（http://volkov.oce.orst.edu/tides/YS.html）。模型输出插值到0.25°网格格与卫星反演的潮流进行比较。

ECS和YS中公布的直接测量潮汐流的相对较少。 拉森等人 [1985]使用九个横跨大陆架的锚系海流计系统得到了长江口附近地区的潮流。我们使用位于长江口四个锚系点（图1，以实心圆圈表示）位于2m（C1），20 m（C2），5 m（C3）和23 m（C4）低于表面。 另外，Lie等人 [2000]和Lie等人[2002]使用多年卫星跟踪漂流轨迹估算ECS和YS的M2和K1潮汐流。 他们的研究迄今为止最广泛的潮流空间覆盖。 我们在我们的分析中包含了他们所有的ECS数据。 我们注意到，可用数据是分析的M2潮汐椭圆参数，半长轴和半短轴，半长轴方向和相位。 由于正压潮与天文潮汐强迫相位锁定，因此椭圆在任何时候都完全确定了潮流特性。没有直接测量与广大长江羽流有关的海表流场。 对于比较卫星反演的平均海表流场是不同的，我们使用JCOPE2 [Miyazawa et al。，2009]的日平均模型输出。JCOPE2是一种全面的高分辨率（1/12°）西北太平洋海洋预报系统（OFS）。 OFS由国家大气环境预报中心/国家大气研究中心（NCEP / NCAR）再分析的每6小时风应力、海表面热和盐通量驱动[Kalnay等，1996]，并同化SST，海表高度异常（SSHA），以及全球温度 - 盐度剖面计划获得的温度和盐度剖面。

图2.卫星（蓝线）和潮汐模型（红线）在图1中位置C2处的M2潮流比较。东西向速度和南北向速度分别显示在顶部和底部的图中。蓝色和红色散射点分别对应于卫星导出海流和模型预测潮流。 时间是格林尼治标准时间。

OFS包括中国政府水文信息网站报告的长江月平均运量（http://www.hydroinfo.gov.cn/） 通过使用河流排放建模方法[Kourafalou等，1996]。 我们还获得了夏威夷大学网格化的日常先进散射仪（ASCAT）海表风场（http://apdrc.soest.hawaii.edu），Aquarius卫星和GHRSST（高分辨率SST组）的2级轨道海面盐度（SSS）数据，分析了美国国家航空航天局（NASA）网站的海面温度数据 （http://podaac.jpl.nasa.gov）。通过地球和空间研究（ESR）提供的节点校正的谐波分析被用于卫星得出的和模型数据以获得与观测相符的潮汐椭圆参数。 相位在最大海流时测量，方向从东向逆时针方向。 半长轴的正（负）值对应于潮汐椭圆的逆时针（顺时针）旋转[Moody et al。，1984]。 由于GOCI反演海流的记录长度短，因此解决所有主要的昼夜和半日成分是不可行的。 我们只考虑在研究区域占优势的M2半日潮[Fang et al。，2004; Lie等人，2002]。

3、结果

3.1. 潮流

单个站点（图1中标记的“C2”）用于演示GOCI数据的分析。 图2显示了包括潮汐和平均流以及OSU模型预测潮汐流的每小时卫星得到的海表流。 我们注意到，模型预测代表了瞬时潮汐流，包括所有八种主要半日潮和日潮汐成分。 3天数据涵盖了近乎完整的半日潮周期。 卫星和模型海流对u和v分量都有很好的一致性。

图3.卫星（蓝色）与四个系泊（灰色）和28个漂流位置（红色）的实地观测之间的M2半日潮潮汐椭圆比较。 箭头表示相对于GMT的潮汐相位。

图2还包括从卫星和模型导出的M2分潮谐波时间序列，所测得的M2分潮的调和常数具有相似的幅度，潮汐相位略有不同。为了进行验证，我们比较了GOCI反演与锚系和漂流浮标观测的M2分潮潮流椭圆。图3显示了4个锚系点和28个漂流点位置的比较结果。 平均在四个锚系点上，绝对差值在半长轴上为0.07m / s，半短轴上为0.06m / s，方向上为18°，相位上为3.4°。 我们注意到，在外部架子上的C2和C4比靠近海岸的C1和C3的结果的一致性要好。 对于C1和C3，Aanderaa海流计的位置非常靠近海表，可想而知，表面波可能影响速度测量值。对于漂流浮标，半长轴平均失配为0.05米/秒，短半轴为0.04m / s，方向为17°，相位为18°。 为了提供定量评估，定义一项参数，

S=1-lt;( Uo -Um)² (Vo-Vm)²gt;/lt;(Uo² Vo²)gt;

其中u o 和u m 分别是观测的和卫星反演的潮流，括号是对所有观测值求平均值。速度包括振幅和相位,u=A exp(-itheta;)，其中A是M2分潮的振幅，theta;是M2分潮的潮流相位。与幅度和方向的RMS差异相比，该参数是一个更加严格的度量。 完美一致就是S =1，锚系和漂流观测的的参数分别为0.77和0.94。 与大量漂流浮标数据集具有良好一致性，因为漂流浮标不太可能受表面波的影响。

图4显示了从卫星反演的海表流场和OSU潮汐模型计算

剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

资料编号：[23589]，资料为PDF文档或Word文档，PDF文档可免费转换为Word