（气象学专业论文）利用argo浮标提取中层海流信息研究.pdf

学位 论 文 独创 性 声 明 本 人 郑 重 声 明 坚持以 “ 求实、创新 ”的科学精神从事研究 r作。 本论文 是我个人在导师指导下进行 的研究一 r 一 作和取得 的研究 扒么 成 果 。 3 、本论文中除引文外，所有实验、数据和有关材料均是真实的。 4 、本论文中除引文和致谢的内容外，不包含其他人或其它机构 已经发表或撰写过的研究成果。 5 、其他同志对本研究所做的贡献均己在论文中作了声明并表示 了谢意 。 作者签名: 学 位 论 文 使 用 授 权 声 明 本人完全了解南京气象学院有关保留、使用学位论文的规定，学 校有权保留学位论文并向国家主管部门或其指定机构送交论文的电 子版和纸质版:有权将学位论文用于非赢利日的的少量复制并允许论 文进入学校图书馆被查阅;有权将学位论文的内容编入有关数据库进 行检索;有权将学位论文的标题和摘要汇编出版。保密的学位论文在 解密后适用本规定。 作者签名: 日期: 摘要 全球a r g o计划的实施不仅使实时观$* n 全球海洋中上层( 2 0 0 0 m) 水体温盐剖 面成为现实， 而且也为人类首次在全球范围内 近实时的观测海洋中 层绝对流速提供 了一个绝好的契机。 根据 a r c o浮标工作原理和实际浮标资料的特点， 分析了 在提取中层海流过 程中的主要误差来源:i ) 浮标观测循环过程中，下潜开始 ( 上浮结束)时刻与末 次 首次) 定 位时刻之间的表面漂流: 2 ) 浮标下潜 ( 上浮) 过程中垂直流切变; 3 ) 卫星定位误差以 及浮标实际水下漂流的深度等等， 有针对性地提出了较严格的 质量 控制方案。 在此基础上， 讨论了利用 a r g o浮标资料直接提取、 订正表层位置和 订正垂直流切变等中 层流提取方法， 并结合海洋再分析资料对上述三种方法各自 提 取误差进行估计，分析表明:时滞误差是提取中层海流过程中最主 要的误差。 最后， 本文发展了一个基于最小二乘原理的最优分析方法。 利用浮标在海面的 一系列定位信息， 对2 0 0 1 . 1 1 - 2 0 0 4 . 8 热带太平洋浮标资料进行表层位置订正后， 提 取其中相对误差小于2 0 % 的中 层流速 ( 1 0 0 0. 2 0 0 0 d b ) 。再与n c e p , e c c o再分 析海流资料进行定量对比 分析， 结果表明:1 ) 再分析资料对中 层海流的描述不足， 平均偏弱2 - - 4 c m / s ， 但n c e p 优于e c c o ; 2 ) 在实际浮 标资 料中 缺省信息 过多， 以至主要在2 0 0 0 d b 西太平洋能提取可靠的中层海流信息。 关键词: a r g o浮标:中层流速: 质量控制:最小二乘;相对误差; ab s t r a c t t h e a c t i o n o f t h e g l o b a l a r g o p r o j e c t n o t o n l y c r e a t e s t h e a c t u a l i t y t o o b s e r v i n g t h e t e m p e r a t u r e a n d s a l i n i t y p r o f i l e s i n t h e m i d - a n d u p p e r - o c e a n a t re a l t i m e , b u t a l s o p r o v i d e s a n u n i q u e o p p o r t u n i t y b y w h i c h p e o p l e c a n o b s e r v e t h e a b s o l u t e v e l o c i t y o n m i d - d e p t h w i t h i n t h e w o r l d o c e a n s a t n e a r r e a l - t i m e . b a s e d o n t h e p r i n c i p l e a b o u t t h e o p e r a t i n g a n d m e a s u r i n g c h a r a c t e r o f t h e a r g o fl o a t , w e a n a l y s e t h e m a i n e r r o r s o u r c e i n e s t i m a t i n g t h e m i d - d e p t h c u r r e n t b y t h e fl o a t s , a s f o l l o w s : t h e f i r s t i s d r i ft i n g o n s u r f a c e b e f o r e ( o r a ft e r ) l o c a t i n g w h e n fl o a t i s e n d i n g a s c e n t ( o r b e g i n n i n g d e s c e n t ) , t h e s e c o n d i s t h e v e l o c i t y s h e a r b e t w e e n d i ff e re n t d e p t h s w h e n fl o a t a s c e n d i n g ( o r d e s c e n d i n g ) . o t h e r s i n c l u d e p o s i t i o n i n g e r r o r s a n d t h e t e a l d e p t h w h e n fl o a t s u b m e r g e d d r i f t i n g o n . a n d a i m i n g a t t h o s e , p r o p o s e s o m e s p e c i a l q u a l i t y c o n t r o l s c h e m e s . o n t h e g ro u n d , w e d i s c u s s t h re e m e t h o d s th e r e a re d i r e c t l y e s t i m a t i n g , c o r re c t i n g t h e p o s i t i o n o n s u r f a c e a n d c o r r e c t i n g t h e v e l o c i t y s h e a r f o r e s t i m a t i n g t h e m i d - d e p t h c u r r e n t b y t h e fl o a t s , m o re o v e r r e s o r t t o t h e r e a n a l y z e d o c e a n d a t a t o r e c k o n t h e e r r o r w i t h t h e a b o v e m e t h o d s re s p e c t i v e l y . i t s h o w s t h a t t h e t i m e - l a g e r r o r i s p r e d o m i n a n t d u r i n g t h e e s t i m a t i n g t h e c u r r e n t . t h e n b a s e d u p o n t h e p r i n c i p l e o f l e a s t s q u a r e , i n t h i s p a p e r p r o g r e s s a n o p t i m u m a n a l y s e m e th o d . u s i n g a s e q u e n c e o f s u r f a c e t i m e - p o s i t i o n i n f o r m a t i o n re c o r d e d i n a r g o f i l e s , w e d r a w o u t t h e s e m i d - d e p t h v e l o c i t i e s ( 1 0 0 0 , 2 0 o o d b ) t h e ir re l a t i v e e r r o r s a r e l e s s t h a n 2 0 % f ro m t h e a r g o i n t ro p i c a l p a c i f i c d u r i n g 2 0 0 1 . 1 1 - 2 0 0 4 . 8 a ft e r t h e s e m e t h o d a p p l i e d . w h e r e a ft e r u s i n g t h a t v e l o c i t i e s c o m p a r e s w i t h t h e r e a n a l y z e d c u r r e n t d a t a o f n c e p a n d o f e c c o , t h e r e s u l ts s u g g e s t t h a t : f i r s tl y t h e d e s c r i p t i o n o f t h e r e a n a l y z e d d a t a a b o u t t h e m i d - d e p t h v e l o c i t y i s d e f i c i e n c y , o n a v e r a g e l e s s 2 - 4 c m / s t h a n t h e o b s e r v i n g b y t h e fl o a t , b u t t h e a b i l i t y o f n c e p i s e x c e l l e d e c c o s . s e c o n d l y a t p r a c t i c e t h e r e l a t i v e l y i n f o r m a t i o n d e f a u l t e d i n a r g o fi l e s i s t o o m u c h s o t h a t t h e w e s t p a c i f i c o n 2 0 o o d b i s t h e m a i n r e g i o n , w h e r e w e c o u l d r e c k o n t h e c r e d i b l e c u r r e n t o n m i d - d e p t h b y t h e a r g o fl o a t . k e y w o r d s : a r g o fl o a t , m i d - d e p t h c u r r e n t , q u a l i t y c o n t r o l , l e a s t s q u a r e , re l a t i v e e r r o r . 利用a r g o 浮标提取中 层海流信息 研究 第一章前言 1 . 1 研究背景 海洋覆盖着地表约7 1 % 的面积，吸收进入地球大气层顶的总太阳 辐射达7 0 %, 其中绝大部分 ( 8 5 %)以 潜热、长波辐射和感热交换的形式向 大气输送。 大量科学 实验和调查证实，海洋不仅是空气一 海洋一 陆地上水和热量变化的主要聚散 地，而且 洋动力学和海洋热力学还参与了 热量、 动量的 重新分配， 并起着隔离气候式活性气 团的作用。 世界海洋环流实验 ( w o c e ) 揭示出， 洋流从热带海域携带大量过热到 中 纬 度区 域， 仅在北半 球就有大约z x 口 5 w 的 过 热被带 往中 纬 度海域， 与大 气输 送的 热 at 儿 乎 相 等 p 1-lz l根 据 全 球 热 带 海 洋 大 气 实 验 ( t o g a ) 在 热 带 太 平 洋 布 设 的 现场观测， 人类首次对 1 9 9 71 9 9 8 年厄尔尼诺事件进行了成功地预测。 进一步证实 赤道太平洋动力学在厄尔尼诺形成、 演变过程中 起着 重要的 作用3 1 近儿十年来， 全球性气候异常频繁发生， 人们逐渐认识到 海洋在全球气候变化 中起着关键作用， 如大洋中的 温盐环流和大气中的h a d l e y 环流、 f e r re l 环流和极地 环流一起， 构成了对于维持地球气候系统的能量平衡至关重要的经向环流体系。 同 时近年来许多新的 研究发现表明， 海洋在年际、 年代际和世纪尺度气候变率， 如北 大西 洋 涛 动 14 3 、 南 极 绕极 波 15 3 和新 仙 女木冷 事 件 16 1等 现 象中 ， 都 起 着至关 重 要的 作 用。 因此， 人们愈来愈关注海洋环流在全球气候变化特别是年代际气候变率中 所起 的作用。 但是， 人们对于 海洋本身的认识还非常有限， 缺乏深入， 其发展的 滞后已 成为 阻碍气候预测水平提高和发展的一大瓶颈: 1 )缺乏 较准 确的 全球热和淡水时 序储量、 温盐时 序结构及海 洋中 间层 和温跃 层水团的时序总量。 2 )缺乏全球 覆盖 或区 域覆盖的、 高 质量和准确的 次表 层温盐 数据作为 海气祸 合模式较为准确的 初始场和约束条件。 1997 年厄尔尼诺事拌之所以能 t 位置 检验、 极大值检验、 压力反转 检验、 毛 刺检验、 梯 度检验等等(3 3 1 。 另一是 延时 ( 4 0 d ) 质最控制模式， 其精度达到a r g o计划要求的技术指标。 该过程是利用每 个浮标及尽可能多的 使用相邻浮标或x b t等历史记录来检验该浮标剖面数据正确 性 3 4 1井 做出 校 正， 如w o n g 等 人 3 5 利 用 气 候 态的 温 盐关 系 来 订 正a r g o浮 标 观 利用a r c 0 浮标提取中层海流信息研究 第二章质量控制 在夫气、海洋观测过程中。都存在误差，大致可分为三类：第一，随机误差。 随机误筹存在于所有的观测中，产生的原因有很多，且相互无关，因此，可认为该 误差是无偏的。第二，系统误差。这类误差主要由观测系统的误差所引起。被认为 是有偏的，如船舶报s s t 资料是在商船的冷却水进水口处采集的，因而比通常海 洋调查的观测值平均高出o 3 0 c 川。第三，重大误差，主要指由于观测仪器、数据 处理或通信过程中的故障引起的误差，这类误差通常所占比重很小，但冈误差数量 级较大，若不予剔除，将对后续的客观分析和数值预报精度产生重大的影响【3 ”。 2 1 质量控制及现有方法 质量控制f 下简称q c ) 是指在用观测资料进行客观分析或资料同化之前对资料 进行检验并删除有误著的观测的过程”】。一般，我们难以从观测资料中辨别出随机 误差，所以q c 往往限丁对系统误差和重大误差的检验，主要有三种： 1 ) 合理性检验。通常，观测变量有一个变化范围，若观测值与气候或模式预 报值相去甚远，则可认为观测资料有误而舍弃，这种检验也称为重大误差检验。 2 ) 连续性检验。将一个观测值与周用的观测值相比较，若两者相差很大，则 该观测值可能有错。这是利用观测分布在空间上连续性，同理，也可将相邻时刻的 观测进行比较是否有重大误差，则是利用时间上的连续性。 3 )内在一致性检验。通过对观测资料的累积分析，得到若干统计规律或模式 的预报、气候值通过建立的动力诊断方程来检验观测资料的可靠性。 目前，国际上对a r g o 浮标资料的q c 可分为丽种模式：一是称为实时 ( 2 4 7 2 h ) 质量控制模式，其特点是处理快速、资料精度一般。该过程主要包括： 位置检验、极大值检验、压力反转检验、毛刺检验、梯度检验等等p ”。另一是延时 ( 9 0 d ) 质最控制模式，其精度达到a r g o 计划要求的技术指标。该过程是利用每 个浮标及尽可能多的使用相邻浮标或x b t 等历史记录来检验该浮标剖面数据正确 性口“，并做出校正，如w o n g 等人闻利用气候态的温盐关系来订正a r g o 浮标观 1 0 利用a r g o 浮标提取中层海流信息研究 测到的盐度剖面数据。显然，上述q c 过程是以如何使得温盐剖面资料更为合理可 信为原则的，关注重点是一条条温盐剖面。而在利用a r g o 定位信息提取中层海 流流速时更为关注的是浮标在下潜开始和上井终了时刻的定位和时间，以及浮标 在水f 实际漂流的过程。 2 2a r g 0 资料的特点 所用的a r g o 资料，均来源于全球a r g o 资料信息中心( g d a c s ) 的网站： h t t p ：w w w , a r g o u c s d e d u 和h t t p ：a r g o j c o m m o p s o 唱。所有a r g o 数据格式都是基 于n e t c d f 格式，共有四种类型：剖面数据( p r o f i l ed a t a ) 、轨迹数据 图2 1a r g o 浮标疆测循环中各工作阶段示意图 ( t r a j e c t o r yd a t a ) ，元数据( m e t ad a t a ) 和技术数据( t e c h n i c a l i n f o r m a t i o n ) 1 3 6 1 。剖面数据文件包含若干个观测剖面中，浮标在上升过程中所 测到各层温、盐、压信息 轨迹数据文件中存储的是浮标在被投放以来多个腮测循 环过程中，所有的定位及其时间的信息。也包括部分观测参数的测量值：元数据文 件存储的是与浮标观测循环相关的上升、下潜时间和所达到深度层等控制信息，都 是在浮标被投放之前，根据浮标观测目的所设定； 2 2 1a r g o 浮标工作原理 a r g o 浮标是中性漂流浮标的一种发展，在大洋中通过调节自身体积来获取垂 利用a r 6 0 浮标提取中层海流信息研究 直方向上的净浮力从而上升，并完成温盐剖面的观测唧j 。一次观测循环可分为4 个工作阶段( 如图2 1 ) ：r 潜阶段( i ) ，浮标从海面经过短暂加速之后，很快匀 速地下潜观测设定压力深度( 漂流深度) 通常距海面1 0 0 0 2 0 0 0 m 左右。水f 漂 移阶段( i i ) ，此时浮标处于重力、浮力平衡的“中性状态”，在等密度层随周罔环 境漂流。上升阶段( i i i ) ，浮标通过液压装置使体积增大，获得2 0 0 9 左右的净浮 力，在上升的同时完成对温度、压力和电导率等参数的观测并记录。海面漂流阶段 ( i v ) ，浮标在海面漂移的同时向卫星发射采集到的信息，同时卫星根据多巷勒频 移效戍完成对浮标的定位，这是浮标电池能量消耗最多的个过程。 在a r g o 计划中，完成与浮标通讯和对浮标进行定位任务的a r g o s 系统，由 n o a a d 、h 、j 、k 、l 五颗极轨卫星组成。卫星高度为8 5 0 k m ，绕地球一周约1 0 2 分钟，每扫描一次卫星轨道西进2 5 。( 在赤道上相当于2 $ 0 0 k m ) 。那么在海面漂流 图2 2全球a r g o 计划在1 9 9 9 2 0 0 4 年期间实际上布放的有效浮标数量 红色表示在太平洋区域( 1 2 0 。e 7 0 。w , 6 0 。s 一6 0 。n ) ：黄色表示在全球海洋 过程中，在低纬度海洋的浮标被卫星捕捉定位的次数( 一般为5 - 6 次) 要明显少于 在中高纬度的浮标( 可超过2 0 次) 。 当前a r g o 浮标上加载的测量仪器多数有：压力计、温度计和电导率传感器， 为了使得所测量的温盐剖面真实可靠，通常在浮标布放现场有调查船进行c t d 仪 2 利用a r 6 0 浮标提取中层海流信息研究 的标定校正，从而保证浮标在预定海域上完成既定的观测任务。由于a r g o 浮标 在观测循环中，f 滞、上升、水下漂流和水面漂流的时间以及在水下的平衡深度( 也 即水r 漂流深度) 等控制参数都可以在布放以前设定，使得浮标能在全球海洋中被 广泛使用。应用于各种科学观测任务。但也正是浮标的这种灵活性，使得全球a r g o 浮标的控制参数有较大差别，增大了综台利用浮标轨迹资料的难度，也为提取中层 海流过程中如何进行必要的质量控制提出了严格要求。 2 。2 2a l i g o 浮标观测过程的总体特征 由于，本文旨在对a r g o 浮标提取中层海流的般性方法进行讨论，并获取 对大洋尺度海流的误差描述，因此，对于浮标观测循环过程有整体定量的认识是十 分必要的。 文中仅对下载到的全球a r g o 浮标资料中剖面数据、轨迹数据和元数据都 完备的浮标进行统计分析，如图2 2 。自从1 9 9 9 年全球a r g o 计划实施以来，每 月全球布放的浮标数量稳步上升，布放总量达到2 2 0 2 。2 0 0 1 年以后，在太平洋区 圈2 3 各承下漂流深度上的l r g o 浮标分布频数 a 在全球范嗣内( 总计：2 2 0 2 ) ：b 在太平洋区域内( 总计：1 0 8 7 ) 利用a r c 0 浮标提取中层海流信息研究 域布放的浮标数量有了迅速的增加与全球布放的浮标数增长趋势一致，总体上太平 洋布放浮标数达到1 0 8 7 个，约占全球浮标总量的5 0 。 显然不同海域，随着a r g o 浮标的观测目的不同，使得浮标在观测循环过程 太平洋区域a r g o 浮标循环周期和水下漂流时间的频数分布 ( 浮标数量：1 0 0 0 d b ：3 4 42 0 0 0 d b ：1 9 6 ) 图2 4太平洋区域a r c , o 浮标的循环周期和水下漂流时间频数分布 ( 浮标数量：1 0 0 0 d b ：3 4 42 0 0 0 d b ：1 9 6 ) 中既定的控制参数也就千差万别。图2 3 在全球和在太平洋海域内分别对a r g o 浮 标的水f 漂流深度的分布数量进行统计，其中每一个标准深度表示浮标的水下平衡 深度在该深度正负5 0 d b 范同以内。在全球海洋内a r g o 浮标在1 0 0 0 、1 5 0 0 和 1 4 利用a r g o 浮标提取中层海流信息研究 a r g o i 乎标在观测循环中特征时问的频数 ( 浮标数最：1 0 0 0 d b ：3 4 42 0 0 0 d b ：1 9 6 ) 图2 s 观测循环过程中a r g 0 浮标的特征时间频数 a 浮标在表面漂流时间( t s )b 浮标上升时间( b )c 浮标下潜时间( b ) 2 0 0 0 d b 层上漂流的比例依次为：5 0 6 、1 4 o 和2 0 2 ，而在太平洋区域内，a r g o 浮标在上述三个层次上漂流的比率依次为：5 5 8 、7 4 和2 3 6 。另外。也有少 数浮标在元数据文什中没有提供浮标在水下漂流的深度，这种浮标的轨迹资料在提 利用a r g o 浮标提取中层海流信息研究 取中层海流的过程中无法得到运用，约占到全球浮标总量的0 7 。从图中可知 浮标在水f 漂流的深度不一显然不利于中层海流观测资料的积累。 本文利用a r g o 浮标资料提取中层海流信息时，土要针对水f 平衡深度在 1 0 0 0 和2 0 0 0 d b 的浮标，且由，太平洋区域瞧的浮标数量占屠全球浮标数量韵5 0 ， 因此，在文中选择太平洋区域内的浮标进行统计分析。图2 4 和图2 5 是对上述太 平洋区域内a r g o 浮标在观测循环过程中的特征时间进行的统计。 从太平洋区域内1 0 8 7 个浮标的元数据文件中，解读出共计5 4 0 个浮标的观测 循环特征时间( 其余浮标的特征时间资料缺省) ，为便于比较分析按浮标水下漂流 深度分成两类：第一类水下漂流深度为1 0 0 0 d b 的浮标：第二类水f 漂流深度 为2 0 0 0 d b 的浮标。从图2 4 可知，水下漂流深度为1 0 0 0 d b 的浮标( 以下简称i 类 浮标) 一个观测循环周期主要有三个分布区闻：7 3 、9 1 0 和1 0 1 l d ，其中周期时 间介丁1 0 1 l d 之间的约为9 0 。水下漂流深度为2 0 0 0 d b 的浮标( 以下简称i i 类浮 标) 一个观测循环周期有多个分布区间，但仍以1 0 1 l d 为主( 约为9 0 ) 。对丁水 下漂流时间，i 、i i 类a r g o 浮标都以8 1 0 d 的漂流时间为主，各自比率达9 8 前1 9 0 。 但在图2 5 中，这两类浮标在观测循环中的水面漂流、上升和下潜的时间则表 现出较大差别。如图2 5 a 中，浮标在表面漂流的时间最少是7 - 8 h ，晟多不足2 5 h 。 i i 类浮标表面漂流的时间绝大多数( 约8 7 ) 在8 9 和1 2 1 3 h 。而i 类浮标表面 漂流时间大部分( 约5 3 呦介于1 8 1 9 h ，其余以1 0 - 1 1 和2 4 2 5 h 为主( 合计约2 8 ) ， 明显l 类浮标的漂流时间长，这可能与i i 类浮标主要布故在中商纬海洋有艾。 从图2 5 b 可知，约有9 5 的i i 类浮标上升至海面需时6 8 h ，而对i 类浮标则 上升时间为1 2 1 3 h 约有3 4 ，其次上升时问为7 9 h 约5 2 。两类浮标上升的最 短时间均出现在3 0 h 之间，晟长时间则为2 1 2 2 h 。浮标下潜时问见图2 ，5 c ，i 类 浮标下潜时间段多数在8 9 h ( 约6 5 ) ，其次主要为p 7 ( 约25 ) 。i i 类浮标 的下潜时间则多数在6 7h 之间，约有52 ，其次主要为1 2 13 h ，约有27 。 就平均而言，i 类浮标f 潜时间约7 h 稍快于平均上升时间8 h ，i i 类浮标则平均上 1 6 利用a r g o 浮标提取中层海流信息研究 升时间7 h 略快丁平均f 潜时间8 h 。 2 3 质量控制方案设计 在a r g o 浮标进行剖面观测时由于其抛弃式的特点，不可能对所携带的传 感器进行实时标定校正，也很难确定浮标在海洋漂流过程中传感器产生误差的原 因。因此有必要对浮标观测资料进行严格的质量控制从而保证提取出的中层流信 息的准确性和可靠性。 2 。3 1 提取中层海流的可能误差来源 利用a r o o 浮标定位信息提取中层海流时，所用到的浮标资料中是重要的是 其轨迹资辩。幽2 6 反缺的是a r g o 浮标在观测循环中各工作阶段的位置与时间信 息。事实上，在浮标的观测轨迹资料中仅能知道与浮标在水面的定位和时间等相关 信息，而对于浮标在水ff 潜、漂流和上浮等实际过程却无法实时跟踪。 图2 6a r g o 浮标观测循环各阶段所有的定位和时间信息 及其估计中层流的可能误差来源 从图中可知，影响所获取的中层海流速度大小、方向和估计误差的主要因素有 以f - 个：第一个因素是浮标在海面开始下潜( 上浮结束) 时刻的准确位置和时间； 第二个因素是浮标下潜( 上浮) 过程中垂直切变给中层流估计造成的干扰；第三个 因素是浮标实际在水下漂流的深度与在布放前所设定的水f 漂流深度一致。对于一 个正常运作的浮标而言，利片j 表层定位估计中层海流的误差在理论上包括f 列儿 利用a r g o 浮标提取中层海流信息研究 项，见2 1 式： = 2 x ，占；+ r 占；+ s ；，2 ， r 21 ， 其中，0 是与卫星扫过浮标时对浮标的定位过程有关，称之为定位误差；。是由丁 住浮标上浮结束( r 潜开始) 时刻与浮标在海面漂流过程中的第一次( 最后次) 定位完成时亥0 之间，浮标在海面漂流所引起，在此统称为时滞误差：2 则是由于浮 标在上浮( f 潜) 过程中，由于上下水层的流速切变所引起，在此简称为切变误差， 如图2 - 6 所示。 2 3 2 质量控制方案 如前所述，由于a r g o 浮标观测本身就是一个复杂、综合的庞大系统，观测 过程中可能包含有重大误差，如仪器故障和信号传输错码等。在t j 浮标位置信息提 取中层海流过程中，倘若没有严格有力的q c 过程，可能无法剔除在观测循环过程 中浮标不能有效f 潜到设定深度上的观测记录，最终也导致获取的中层流速不足以 代表实际中层海流运动状况。 本文针对提取中层海漉的误差来源和可能途径，提出以下q c 方案： 】) 定位参数检验 由于浮标在海面的定位信息是分析提取中层海流最原始的资料来源，定位精度 显然对分析结果有赢接的影响，正如2 1 式中e o 。因此，文中首先剔除定位精度在 l k m 以上和没有进行过定位精度估计的轨迹点。 2 ) 流速极值检验 相关研究和观测结果均表明，除西边界流外，中层大尺度海流通常运动平缓， 为了进一步约束在提取中层海流过程中的重火误差。文中设定中层平均流速的极大 值为6 0 c m ，s ，若所获取中层流速超过该极大值则予以直接剔除。 3 ) 水下漂流时间检验 由图2 4 可知，绝大部分a r g o 浮标在中层漂流的时间介于8 l o d 之问并 且为在相近时间尺度上提取出中层拉格朗日平均流速，文中仅保留浮标下潜开始与 上浮结束之间时间差在8 1 1 d 之间的观测记录。 8 利用a r g o 浮标提取中层海流信息研究 4 1水f 漂流深度有效性检验一( v o ) 将上升剖面观测中最大压力记录( p m ) 与浮标元数据中在每次观测循环预设好 的最大深度压力值( p d ) 进行比较，如2 2 式： i 引圳。亿：， 图2 7a r g o 浮标在水下运动的可能轨迹及其剖面记录下的晟大压力值 ( p m ) 与浮标在水下设定的漂流深度( p p ) 及强大深度( p d ) 之间的关系 从图2 1 可知在a r g o 浮标观测循环中，浮标下潜到的最大深度值应当与浮标在 上升剖面中所记录的最大压力值相当只有当两者差在适当范围之内，才能说明浮 标的浮性正常。如图2 7 中所示，当浮标剖面观测记录到的最大压力值p k 距离所 设定的最大压力深度较远，则可认为浮标在实际观测中没有下潜到设定的漂流深 度，即提取的中层流速代表性不足，对该观测循环予以剔除。 5 ) 水f 漂流深度有效性检验二( n ) 将p m 值与浮标设定好的水下漂流深度( p p ) 进行比较。如2 3 式： k ：乏粤l o o r 2 3 j 1 只 从图2 ，i 可知，在a r g o 浮标观测循环中，所测得剖面最大压力值应当大于或等于 9 利用a r g o 浮标提取中层海流信息研究 浮标在水f 漂流的深度。如幽2 7 所示，当出现剖面最大压力值j d k 与p p 相比异 常偏小时，也可认为浮标在实际观测中没有f 潜到预设漂流深度那么据此提取的 图2 8 在篮过程中最大压力检验“0 耜漂流深度有效性检验“0 取 不同临界值对中层流记录的剔除率 中层流速可艋更多反映在p p 深度以上的海流速度，囡而对该观测循环予班副除。 显然上述q c 方案中，除了对浮标轨迹定位及其时间的约束阻外，着重考虑的 是尽可能保证浮标在水下实际漂流深度与预计的p p 相一致，如q c 方案中4 、5 。 针对v 。、v 不同临界值，计算出对太平洋区域内实际资料的剔除率，从图2 8 中可 知，在1 0 前后剔除率有着明显不同的变化率，为尽可能剔除水下漂流深度有较大 偏差的观测，文中对v 。、v 均取临界值为1 0 。 6 ) 传感器检验 目前，浮标上加载的传感器主要有：温度计、压力计和电导率传感器。亩了无 法对大洋中漂流的浮标压力计及其液压装置的正常运作做出实时直接地评估，文中 借助现有削面资料，对浮标在水下漂流深度是否与设定深度致进行检验。另外， 如果在温盐剖面观测中的有效观测层次不足该浮标设计观测层数的5 0 ，那么在分 析提取过程中也将予以剔除。 利用a r g o 浮标提取中层海流信息研究 第三章中层流直接提取方法及误差估计 中层流直接提取方法，是利用观测循环过程中，a r g o 浮标下潜开始前一刻的 定位及时间和上浮结束后的首次定位及时间计算出浮标在水下漂流的平均流速。 这种方法的特点是简单直接、便于实现但在实际应用过程中存在诸多误差来源， 如：定位误差、时滞误差和切变误荠等，因此对这种方法所获取的中层流速的误差 进行分析研究是十分必要的。 3 1 方法 根据速度与距离的公式，若不考虑任何误差的影响，那么可得到在投影方向上 中层流速的直接提取值： 图3 1工作中的a r g o 浮标在不同时间段内的位移投影和时间关系 红色点表示仅知道浮标所在时制，黄色点表示浮标所在的位置和时间都 知道，绿色点表示浮标所在位置和时间均不知道 吒：芏堡竺丛r 3 1 j。 ，2 + t 3 + + t 5 + t 6 其中s l 、b ( i = l 2 6 ) 则分别表示在浮标在一个观测循环中不同工作阶段所经 历的投影位移利时间( 如图3 1 ) 。图3 1 中黄色点表示浮标在海面漂流时的若干次 定位点，绿色点表示浮标在水下漂流时的位置。红色点则表示浮标开始下潜和上浮 结束的时刻在海面的位置，但此时浮标所在的位置是没有定位的。 i c h i k a w a 等人2 1 搬据日本海附近若干a r g o 浮标的轨迹资料，在假定流速是一 2 l 利用a r g o 浮标提取中层海流信息研究 维的条件r ，讨论了在理想状况f 直接提取出中层流速的误差，并认为以表面漂流 带米的时滞误差和切变误差为主使得中层流速被高估1 0 2 5 。显而易见，这些f j 习 素所引起对中层海流估计的误差，是随着浮标所在海洋中垂直流切变以及浮标在观 测过程中的特征时间而变化。以上所给出的误筹估计过丁简单化，且不够准确。那 么对更大范围内具有多种观测参数的a r g o 浮标是否有同样的估计误差量级? 以及 什么样的观测参数能使得用商接提取方法能获得误差上述误差范围以内的中层流 速呢? r 文中首先以数学分析的手段讨论一般性的误差公式，再以太平洋区域内的 a r g o 浮标轨迹资料和海洋再分析资料的计算结果从而对以上问题进行研究。 3 。2 误差估计 在图3 1 中，投影方向上中层流速的真实速度虑该为：所= s 。h ，而直接提取得 到的中层流速为，如3 1 式，为使研究问题进一步简化，做出如下假设。 假设3 1 、表层流速是中层流速的m 倍，既有： 丑* 删“s _ ，2 _ 7 ，同时，j 2 + v一 v t v ., ( m - 1 ) ( 1 2 + t 6 ) + ( n - 1 ) ( t 3 + i 6 ) . 1 0 0 % ( t + t b ) + ( t 3 + t 5 ) + t 4 . ( 3 . 3 ) - 一 亡 r 仅当凡足够小时， 所提取得到的中 层流速值较为可信。 那么，中层流速相对 误差大小依 赖于 以h 几方 面因素: 1 ) m的 时空分 布 特征; 2 ) n 的 时空 分布特征; 3 ) 浮 标在卜 潜开始 ( 上升结束) 时 刻与前 ( 后) 一 个定 位时 刻之间的时间 差; 4 ) 在 观测循环中， 浮标 卜 潜 ( 上升) 过程的时间;5 ) 浮标在水下漂流的时间;在影响 凡 一 大小的因素当中， 第4 、 第5 个因素由 于浮标布放前水 卜 漂流， 上浮和下潜的时 利用a r c o 浮标提取中 层海流信息 研究 间 均已设定， 所以这两个因素在浮标投放以后就能确知的; 第j 个因素则取决于 浮 标在水面的时间以 及卫星扫过浮标的时间， 由 于对 海洋中固定空间点而言， 卫星经 过的时间儿乎是恒定的， 所以 浮标时滞误差大小既取决于浮标观测循环中的特征时 间又随浮标所在空间价置变化; 而第 1 、 2 个因素则完全取决于 环境流场运动特征。 因此 ( 3 .3 ) 式表明:在未经过任何订正时，根据a r g o浮标表面轨迹信息直 接提取出中层海流的相对误差， 是由浮标在观测循环中的特征时间和浮标所在海洋 环境的表层及上下层海流差异所决定。 浮标在海洋中的运动特性， 使得每次浮标在 海面露头、f 沉的时间和地点不断变化， 也使得每次观测到的中 层流相对误差随之 变化。 3 .3 实际资料计算结果 根据 3 . 3式，为了 对直接提取中层流速误差大小及其时空变化， 做出总体一 般性的 估计， 首先必须对环境场中的m, n值定量的 估计，其次对于a r g o浮标 的观测循环过程也须有一个一般性认识，即对其特征时间有总体和定量的估计。 3 .3 . 1计算m, n的 气候平均场 由 于在 浮标实际 观 测过程中， 不可能 对其进行跟踪 对照观测， 所以 无法就浮 标 所处环境中的m, n做出 准确估计。 为便于对提取的中层流速值进行误差比 较和方 法 评估， 采用1 9 8 01 9 9 9 年 逐月n c e p 再 分析资 料 来计算m和n 值的 气候平 均场 再分析 资料由c d c 提供 ( n o a a - c i r e s c l im a te d i a g n o s t ic s c e n te r , b o u ld e r , c o lo r a d o , u s a , h n p / / w w w .c d c n o a a .e o v / ) ， 包括热带太平洋区 域 ( 4 5 0 n - 3 5 0 s , 1 2 2 . 2 5 0 e - 2 8 8 . 7 5 0 e )内海流的月平均u , v 分量，共有2 7 层. 最大深度到3 1 2 7 m , 水平分辨率为1 . 5 0 x 1 . 0 0 , 首先把n c e p 速度场在垂直方向 上用拉格朗日 插值， 得到1 0 0 0 , 2 0 0 0 d b 深度 u , v分星气候逐月平均场。 为避免插值得到的中 层u , v分量出现趋于 零的小量， 从而导致计算出的m. n有异常人的数值出现， 以至空间不连续。 而通常在大洋中 流场运动在空间上是连续的， 因此， 根据海洋中层流速平缓的特点， 以 假设中层u , v 分量最小流速为。 .2 c m / s , 即插值计算出 现趋于 零的速度分量时则以数值。 . 2 取代。 利用a r c o 浮标提取中 层海流信息 研究 间 均已设定， 所以这两个因素在浮标投放以后就能确知的; 第j 个因素则取决于 浮 标在水面的时间以 及卫星扫过浮标的时间， 由 于对 海洋中固定空间点而言， 卫星经 过的时间儿乎是恒定的， 所以 浮标时滞误差大小既取决于浮标观测循环中的特征时 间又随浮标所在空间价置变化; 而第 1 、 2 个因素则完全取决于 环境流场运动特征。 因此 ( 3 .3 ) 式表明:在未经过任何订正时，根据a r g o浮标表面轨迹信息直 接提取出中层海流的相对误差， 是由浮标在观测循环中的特征时间和浮标所在海洋 环境的表层及上下层海流差异所决定。 浮标在海洋中的运动特性， 使得每次浮标在 海面露头、f 沉的时间和地点不断变化， 也使得每次观测到的中 层流相对误差随之 变化。 3 .3 实际资料计算结果 根据 3 . 3式，为了 对直接提取中层流速误差大小及其时空变化， 做出总体一 般性的 估计， 首先必须对环境场中的m, n值定量的 估计，其次对于a r g o浮标 的观测循环过程也须有一个一般性认识，即对其特征时间有总体和定量的估计。 3 .3 . 1计算m, n的 气候平均场 由 于在 浮标实际 观 测过程中， 不可能 对其进行跟踪 对照观测， 所以 无法就浮 标 所处环境中的m, n做出 准确估计。 为便于对提取的中层流速值进行误差比 较和方 法 评估， 采用1 9 8 01 9 9 9 年 逐月n c e p 再 分析资 料 来计算m和n 值的 气候平 均场 再分析 资料由c d c 提供 ( n o a a - c i r e s c l im a te d i a g n o s t ic s c e n te r , b o u ld e r , c o lo r a d o , u s a , h n p / / w w w .c d c n o a a .e o v / ) ， 包括热带太平洋区 域 ( 4 5 0 n - 3 5 0 s , 1 2 2 . 2 5 0 e - 2 8 8 . 7 5 0 e )内海流的月平均u , v 分量，共有2 7 层. 最大深度到3 1 2 7 m , 水平分辨率为1 . 5 0 x 1 . 0 0 , 首先把n c e p 速度场在垂直方向 上用拉格朗日 插值， 得到1 0 0 0 , 2 0 0 0 d b 深度 u , v分星气候逐月平均场。 为避免插值得到的中 层u , v分量出现趋于 零的小量， 从而导致计算出的m. n有异常人的数值出现， 以至空间不连续。 而通常在大洋中 流场运动在空间上是连续的， 因此， 根据海洋中层流速平缓的特点， 以 假设中层u , v 分量最小流速为。 .2 c m / s , 即插值计算出 现趋于 零的速度分量时则以数值。 . 2 取代。 利用从g o 浮标提取中层海流信息研究 间均已设定，所以这两个冈素在浮标投放蹦后就能确知的；第3 个因素则取决丁：浮 标在水面的时间以及卫星扫过浮标的时间，由于对海洋中固定空间点而言，卫星经 过的时间几乎是恒定的，所以浮标时滞误差大小既取决于浮标观测循环中的特征时 间x 随浮标所在空闽位置变化：而第l 、2 个闻素则完全取决子环境流场运动特征。 因此( 3 3 ) 式表明：在未经过任何订正时，根据a r g o 浮标表面轨迹信息直 接提取出中层海流的相对误差，是由浮标在观测循环中的特征时间和浮标所在海洋 环境的表层及上下层海流差异所决定。浮标在海洋中的运动特性，使得每次浮标在 海面露头