水平密度平流对副热带南太平洋东部混合层季节性加深的影响外文翻译资料

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水平密度平流对副热带南太平洋东部混合层季节性加深的影响

作者：Qinyu LIU，Yiqun LU

摘要：本文使用从2004年~2012年的AGRO月平均数据研究副热带南太平洋东部混合层季节性加深的影响机制。在22–30, 105–90发现了混合层深度大值区（MLD超过175m），在27–28, 100附近，MLD在9月份的最大值可达到200m左右。本文定性的讨论了水平密度平流在确定MLD最大值处的相对重要性。向下的艾克曼抽吸是决定深层ML东部边界的关键。另外，由副热带南太平洋西部的副热带逆流（STCC）引起的区域密度平流通过密度较小的海水运输加强分层，从而形成MLD的“浅舌”阻止STCC地区深层ML的向西延伸，决定了深层ML的西部边界。最后，副热带环流引起的表面净热通量和密度平流的共同作用决定了深层ML区域的北部和南部边界：海表的热损失范围逐渐从22增加到35，而密度平流加强了MLD南部的分层并削弱MLD北部的分层。淡水通量对ML加深的贡献在冬季期间受到限制。这个结果对于了解副热带南太平洋东部ML形成的海洋动力学机制是有重要作用的。

关键词：混合层，季节变化，南太平洋东部，热通量，密度平流

一、前言

海洋混合层（ML）在海气交换和气候变化等方面有着重要的作用，其温盐密具有垂向均一性。混合层深度（MLD）决定了水团的输送以及海气间动量和能量的交换（de Boyer Mont′eGut等人, 2004）。MLD对于从海水表层向更深水层的潜沉过程有着重要的作用（Qiu and Huang, 1995; Xie等人, 2011; Liu and Huang, 2012），同时，潜沉过程对气候变化有着重要影响（Williams, 1991; Deser 等人,1996; Sato and Suga, 2009;Liu and Wang, 2014）。

前人已经提出几种影响机制来解释ML的形成。除了艾克曼抽吸和海表净热通量，水平密度平流也可以引起海水分层和MLD的变化（de Boyer Montacute;eGut 等人, 2004）。混合层上部的艾克曼漂流引起不同性质的水团流动从而导致垂直密度对流，这种垂向对流机制可以解释冬季澳大利亚南边界强烈的水平密度平流补偿。通过分析上层海洋季节性变化分层发现北太平洋中部模态水域的上层海洋中存在一个具有弱分层的特定区域（“稳定间隙”），这为冬季深层ML形成“局部特征”提供了可靠的依据。 另外，艾克曼冷平流和暖平流在决定稳定间隙的东西边界有着至关重要的作用（Pan等人, 2008）。

　　除了南极圈和北大西洋深层水形成区之外，根据CTD可以发现冬季在副热带南太平洋东部和南大西洋分别存在MLD大值区（）（de Boyer Mont′eGut等人,2004, 图5）。冬季时，在南太平洋东部MLD最大值的北边，即副热带南太平洋东部模态水生成区（SPESTMW）存在一个强MLD锋面和明显的潜沉过程(Wong and Johnson, 2003)。SPESTMW形成后，在副热带南太平洋环流东部分支的驱使下向西北方向移动，最终汇入南赤道流（Nishikawa和Kubokawa, 2012）。随着气候变暖，与北太平洋模态水完全不同的是SPESTMW逐渐向西南方向扩展并且体积增大，这主要取决于西南季风的作用（Luo 等人，2011）。前人比较了一系列海洋数值模型中MLD的空间分布发现增强的西南季风通过产生由海洋向大气输送的强烈的水汽通量使副热带南太平洋东部ML随着气候变暖而加深（Luo 等人，2011）。

　　　众所周知，MLD主要是由海气界面的风应力和热通量引起的垂直对流和湍流混合决定的（Kara等人，2003）。通过1991~1996年间的高分辨率CTD数据和AGRO数据资料，Wong和 Johnson (2003)等人指出剧烈变化的盐度梯度对SPESTMW的形成有重要的影响，其中SPESTMW的主要潜沉区在130以东和30以北。在密度为24.5–25.8 的SPESTMW核心区，AGRO数据测得了温度和盐度垂向梯度的季节性变化（Sato 和Suga, 2009）。基于CTD数据，能发现副热带南太平洋东部MLD的季节性变化。但是CTD数据较少且副热带南太平洋东部深层ML的形成机制仍不清楚(de Boyer Mont′eGut等人, 2004)。另外，南太平洋东部海表净热通量的观察研究已经被用于检验海洋250米以上水体的热量（Colbo and Weller, 2007），这表明赤道热量输送补偿了近一半的热量平衡，同时水平涡流热通量散度弥补剩余部分，艾克曼输送和抽吸微不足道。 因为前人只关注了热量，这些研究并没有直接估计水平密度平流。

为了深入了解副热带南太平洋东部MLD的季节性变化过程，我们将在下文中回答以下问题：副热带南太平洋东部MLD最大值出现在何时何地？什么决定了深层ML的位置？ 众所周知，通常是南半球的密度比北半球的更大，同时副热带南太平洋东部海表的风向为东南风向。冬季时西南向的艾克曼流和向东的副热带逆流（STCC）输送的低密度平流不利于ML深化。 所以我们假设西北向的副热带环流在ML的季节性深化中起着重要的作用，因为它向北流动时从南部获得密度较大的水体，并削弱了那里的海洋分层。

在本文的剩余部分中，我们在文章第二部分简要介绍了数据。在文章的第三部分，我们分析了MLD最大的位置和MLD的季节性演变，并讨论了确定ML最大值位置的每个影响因素的相对重要性。文章第4节总结了研究的关键发现。

二、数据说明

在研究北太平洋ML和模态水潜沉时，再分析数据和ARGO数据的分析结果不同，这是因为涡流分辨模型的结果比非涡旋解析模型更接近ARGO观测结果（Xu等人，2014）。本文中使用的是从2001年1月至2012年12月的温盐数据，该数据由AGRO浮标在太平洋海域测得。每个浮标下降到预定的深度（通常为1000m），在该深度自由漂移，然后在下降达到最大压力（2000 m）位置后经过预定的时间间隔（通常为10天）上升到表面。这些数据自收集后可由国际ARGO数据中心和国家提供（http://www.argo.ucsd.edu，http://argo.jcommops.org）。只有分别具有表示“好数据”和“可能好的数据”的质量标志“1”和“2”的数据可用于本研究。太平洋地区总共20571个浮标（40-20，120-60）和副热带南太平洋东部（20-40，90-120）有1425个浮标。中国ARGO实时数据中心（http://www.argo.org.cn）对数据进行进一步的质量控制，包括通过Akima插值法将数据转换成垂直标准深度（48）数据，然后在每个网格中进行平均。ARGO浮标在南太平洋的良好覆盖保证了我们在该地区研究的可能性。海表位势温度和密度（以下称为温度和密度）可由温度和盐度数据插值得到。分辨率为的2004年至2009年每月净表面热通量数据可从位于Woods Hole的空气-海洋通量项目海洋学研究所的客观分析海气通量机构（OAFlux）获得（Yu et al.，2006）。OAFlux中使用的分析方法结合了卫星测量和模型再分析数据（Yu和Weller，2007; Yu，2007）。 根据Large和Yeager（2008）和Liu等人的研究结果（2010），OAFlux的净表面热通量在热带地区被高估了约5~10。 因此我们分析了净热通量之前，我们首先从短波中消除额外的热通量辐射（仅保留其短波辐射的94.5％）（Liu等人，2010）。

本文使用分辨率为的2004年至2009年蒸发量月平均数据（）。同时，使用来自CMAP的分辨率为的2004年至2009年降水量月平均数据，该数据融入了5种卫星测量数据（Xie and Arkin, 1997）。

使用QuikSCAT计算风应力旋度和艾克曼抽吸速度。QuikSCAT由海洋表面风速大小、海面风向的周平均组成，其分辨率为。 对于QuikSCAT周平均数据来说，风速度是标量平均的，而风向是矢量的。

从2004年到2012年的动态地形月平均数据是从卫星海洋学数据归档、验证和解释中心（AVISO）获得的数据（AVISO，2008），其水平分辨率为。根据de Boyer Mont′eGut等人的研究，MLD被定义为海面下位势密度超过海表位势密度0.125 所对应的海洋深度 （2004）。 地球流和海面高度可使用相对于1200米的Argo温度和盐度月平均数据计算。

三、ML的季节加深

3.1 ML的季节加深和艾克曼抽吸

本文将2004—12年度的平均值定义为气候态。图1表明了副热带南太平洋东部MLD从秋季到春节的季节性变化过程。在南半球秋季（4月和5月），MLD在整个副热带南太平洋东部地区只有大约50-75米（图1-a和b）。6月至8月时，MLD大致上在该位置（20-30，120-90）逐渐加深，在空间上呈现出分布不均匀的情况（图1c-e）。ML深层区（gt; 175m）位于22-32，105-90，9月份（南半球冬季）时在27，100处达到MLD最大值（约200m）（图1f）。在20-30，180-120处有一个MLD“浅舌”，即浅MLD区域带（图2d-f）。基于浮标观测数据（Wong and Johnson，2003）和有限的CTD数据（de Boyer MonteGut等人，2004），前人已经研究了MLD季节性循环的特征。九月后，MLD变得越来越浅，因为随着表面温度上升，冬天ML迅速被浅层季节温跃层所替代。正如Sato和Suga所说（2009年），副热带南太平洋东部MLD最大值的北部是副热带南太平洋东部模态水的形成区。

对应于ML的季节性深化，海表风场如图1所示。赤道附近有季风且副热带南太平洋中纬地区有西风带。整个海盆存在负的艾克曼抽吸（向下），负艾克曼抽吸的绝对值大值区分别位于副热带南太平洋西部和东部（约20）。向下的艾克曼抽吸是确定副热带环流东部边界的关键。 考虑到在南美洲西海岸的上升流，埃克曼抽吸是确定东部边界的主要因素（Huang，2010）。

3.2 海表净热通量，纯水通量和水平密度平流

海洋热量损失是ML加深的重要因素。负海表净热通量（海洋失热）出现在4月至8月，位于22至50之间，有助于整个海洋盆地ML的加深（图3a-f）。但是负净热通量的绝对值大值区呈现带状分布，且出现在副热带南太平洋西南部而不是东南部，其空间分布对应于较浅的ML，意味着可能有其他过程影响着副热带南太平洋西南部的热量损失。5月和6月时，副热带南太平洋东部海表热损失从22逐渐升高到35（图3b和c），最深的ML（超过175m）位于22-32，105-90。根据上述讨论，我们可以得出结论，ML在22南部受到限制，因为在5月到8月期间，海洋热损失发生在22以南（图3a-e）。由于最大MLD区域南部的热损失比北方大（图3b-e），这意味着在6月、7月和8月的热损失增加时，在相对较浅的MLD区域中存在其他因素阻碍对流混合过程的。

根据图1c-e，对应于30以南的西风比北向艾克曼流携带更密集海洋表面水在海水上表面向北流动（lt;50m），这有助于6月至8月间30和40之间的垂直混合。 由于艾克曼流在南方比北方更强，可以推测艾克曼流在30-40，120-90处对阻碍MLD向北加深。 另一方面，在20以北，与季风对应的艾克曼流携带淡水向西南向流动，这阻碍了20以南ML的加深。 因此，根据由艾克曼流引起的水平密度对流，我们无法解释为什么MLD的最大值区出现在22-32，105-90。

图1 MLD月平均气候态分布（等值线为50，75，90，125，150和175m）和表面风场（矢量，m/s）,其中（a）4月（b）5月（c）6月，（d）7月，（e）8月和（f）9月）

图2 艾克曼抽吸速度月平均气候态分布（填色，向上为正值，m/s）和MLD（等值线为50，75，90，125，150和175m）,其中（a）4月（b）5月（c）6月，（d）7月，（e）8月和（f）9月）

南太平洋辐合区从澳大利亚北部向东南部延伸，这有利于引发降水。为了确定南半球冬季淡水通量（蒸发减去降水，即E-P）对ML加深的贡献，根据图3g–l，我们可以看到，在新鲜海洋表面水弱化垂直混合过程时负E-P通量对应于较浅的ML（图3g-1）。在澳大利亚冬季（6〜9月），E-P通量较大值出现在副热带浅ML区域西部以及20的北部，提供了更密集的海洋表面水并增强垂直混合过程（图3I-1）。因此，淡水通量仅在南极秋季对ML空间分布有贡献，其贡献在冬季受到限制。

3.2.1. STCC对密度平流中的作用

本节研究了由地转流引起的位势密度平流（PDHA）的作用。PDHA定义为 ，

其中是相对于海表的位势密度，和分别是地转流速度分量。需要注意的是负（正）PDHA意味着密度较大（较小）的水通过水平对流代替当地的水。

为了证明由STCC引起的区域密度对流可以导致MLD“浅舌”，地转流（0-100 m）和海表高度标准偏差如图4所示。在100以西、20和30之间的 STCC将淡水从副热带南太平洋西部的暖池输送到副热带南太平洋东部（正带状PDHA），跨越130-140。值得注意的是，较大的PDHA位于海水上层（图5），其对应于较浅的ML，这会形成更稳定的分层，并减弱混合过程。此外，在22和30之间，上层的正向平流导致100东部热量损失大于100以西的热量损失，这将导致负净表面热通量最大值位于副热带南太平洋西部附近。在南半球的冬季，MLD在130-140之内深度超过80米，这意味着淡水通量的作用有限（图5c-f）。

因此，海洋热量损失有助于ML加深，但由100以西的STCC引起的PDHA通过在上层海洋中运送较轻的水并稳定分层限制ML深层区以西

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