雙擴(kuò)散在南極文森灣海域熱鹽結(jié)構(gòu)演變中的作用

張賢良 程靈巧 高郭平

(1上海海洋大學(xué)海洋科學(xué)學(xué)院海洋科學(xué)與技術(shù)系,上海 201306;2上海海洋大學(xué)大洋漁業(yè)資源可持續(xù)利用省部共建教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,上海 201306;3中國科學(xué)院上海技術(shù)物理研究所,上海 200083)

0 引言

南極文森灣屬于南大洋印度洋扇區(qū),地處南極洲威爾克斯地,位于 65°S—67°S,104°E—114°E,并處在福爾杰角和努特角之間,海灣呈三角形狀,南北120 km,東西150 km[1]。在南極大陸周邊海灣中,文森灣屬于一個中尺度海灣,東部是洛多姆冰帽。

南極底層水(AABW)作為全球熱鹽環(huán)流的重要部分[2],是世界大洋底層存在量最大的水團(tuán)[3],被認(rèn)為對全球氣候系統(tǒng)以及生化循環(huán)有著極為關(guān)鍵的作用,因此長期以來是南極海洋水體研究的重點(diǎn)。AABW生成于南極大陸斜坡或者坡折附近,由低溫、高鹽的高密度陸架水(DSW)與變性南極繞極深層水(MCDW)相互混合演變而來[4]。其中,DSW 大部分生成于沿岸冰間湖區(qū)域,受海冰生成過程中的鹽析作用以及海水-海冰-大氣耦合作用影響。DSW的積累和向外輸送是最終形成AABW 的前提與必要條件。直至目前,威德爾海[5]、羅斯海[6]、阿德雷地沿岸冰間湖海域[7-8]以及達(dá)恩利角冰間湖海域[9]依次被證實(shí)是南極底層水的重要生成源地。近年,Kitade等[10]通過長期深層潛標(biāo)觀測,在文森灣陸坡前緣也發(fā)現(xiàn)了新的底層水,并討論認(rèn)為該底層水對澳大利亞-南極海盆內(nèi)AABW的中上層有重要影響作用。根據(jù)其研究,來自文森灣的 DSW 向外年平均輸送量為(0.16±0.07)×106m3·s–1,可生成(0.32±0.14)×106m3·s–1的AABW。由此可見,中等海灣內(nèi)中等冰間湖區(qū)域的海水熱鹽演變及輸出對 AABW 的貢獻(xiàn)不容忽視,特別是在近年來相繼發(fā)現(xiàn)AABW區(qū)域性水團(tuán)特性變化的背景下[11-12],對其研究顯得尤為重要。

Kitade等[10]在研究中觀測到了文森灣陸架水的產(chǎn)生,并檢測到底層水的生成,但是并未對文森灣高密度陸架水和底層水的產(chǎn)生機(jī)制作詳細(xì)描述。在南極結(jié)冰期(3—10月)的大陸架上,下降風(fēng)的強(qiáng)勁吹動使得薄海冰持續(xù)生成且向外漂移,海表水溫降至冰點(diǎn)(～–1.9℃)附近,上層海水鹽度增大,失去浮力,產(chǎn)生垂向混合,最終生成溫度在冰點(diǎn)附近、鹽度大于 34.5的 DSW[13-14]。基于海冰生成過程中向海水輸出鹽度通量與 DSW 產(chǎn)生的關(guān)系,Tamura等[15]和Nihashi等[16]通過衛(wèi)星遙感亮溫數(shù)據(jù)計(jì)算獲得薄冰厚度,繼而算出海冰生成量,且最終估算出DSW生成量。通過這些研究,對大陸架上結(jié)冰期的海水熱鹽演變及其驅(qū)動力有了充分了解,然而也發(fā)現(xiàn)對該過程中海水垂向混合的具體機(jī)制不甚清楚。存在的主要疑問是,致使 DSW 生成的垂向混合是重力不穩(wěn)定下的強(qiáng)對流占主導(dǎo)地位,還是另有其他形式的混合,其中包括本文關(guān)注的雙擴(kuò)散對流。在南極結(jié)冰初期,大陸架次表層保留著相對高溫高鹽的夏季水[14]。在表層不斷降溫增鹽的海水沒有打破密度層結(jié)之前,次表層相對高溫高鹽,在其界面雙擴(kuò)散對流中的擴(kuò)散對流被認(rèn)為是最有可能的混合形式。同時在南極夏季,相對高溫高鹽的MCDW會侵入到大陸架上,并盤踞其中下層[8],其與上層海水在重力穩(wěn)定下的混合也極有可能是擴(kuò)散對流的形式。

因此,本研究通過分析 2012年3—4月期間象海豹攜帶的溫鹽深儀(CTD-SRDL)在文森灣大陸架上所獲取的溫/鹽剖面數(shù)據(jù),重點(diǎn)揭示南極結(jié)冰初期海水熱鹽演變過程中雙擴(kuò)散對流在海水垂向混合中的地位,并探討其對DSW生成的作用。本文的研究區(qū)域?yàn)槟蠘O文森灣中西部海域(65.2°S—65.8°S,107°E—109°E),該區(qū)域位于文森灣大陸架上,且最大水深可達(dá)1 200 m,海豹活動頻繁,在文森灣海域具有一定代表性。下面具體介紹數(shù)據(jù)和處理方法,并展示海水溫鹽結(jié)構(gòu)演變、鹽指對流和擴(kuò)散對流的強(qiáng)度分布、重力不穩(wěn)定層的分布情況及基于雙擴(kuò)散對流的熱/鹽通量結(jié)果,探討雙擴(kuò)散對DSW生成的作用,最后給出結(jié)論。

1 數(shù)據(jù)和處理方法

本文利用的觀測數(shù)據(jù)由澳大利亞海洋集成觀測系統(tǒng)(Integrated Marine Observing Systems,IMOS)中安裝在象海豹頭頂上的自動溫鹽深探測儀(CTD-SRDL)觀測得到。由 CTD-SRDL觀測得到的溫度數(shù)據(jù)分辨率為 0.03℃,鹽度數(shù)據(jù)分辨率為0.05[13]。在2012年,IMOS共捕捉了46頭象海豹安裝CTD-SRDL進(jìn)行海洋環(huán)境觀測。其中在文森灣海域活動的有22頭,在3—4月期間共觀測到溫鹽剖面數(shù)據(jù) 3 221個,其中在本文的研究區(qū)域內(nèi)共獲得425個溫鹽剖面數(shù)據(jù)(圖1)。由于海豹等海洋生物的上浮下潛行為類似于Argo浮標(biāo),所以IMOS提供的海豹CTD數(shù)據(jù)也類似于Argo數(shù)據(jù),每個溫鹽剖面數(shù)據(jù)在垂直方向上被分為16層,本文利用線性插值法對每個剖面的溫鹽數(shù)據(jù)插值到以1 dbar為間隔。同時本文對于單個剖面數(shù)據(jù)中最大水深大于該地實(shí)際水深的剖面作為異常值進(jìn)行了剔除。

圖1 2012年3—4月南極文森灣象海豹CTD數(shù)據(jù)觀測點(diǎn)分布(顏色代表不同的時間,等值線為水深)Fig.1.Distribution of seal CTD profiles during March to April,2012 in Vincennes Bay,East Antarctica(colors represent time,contours represent water depth)

根據(jù) Ruddick等[17]的方法計(jì)算以 J.Stewart Turner命名的Turner 角(Tu):

其中,α=-(1/ρ)(?ρ/?θ)是熱擴(kuò)散系數(shù),β=(1/ρ)(?ρ/?S)是鹽濃縮系數(shù),θZ=?θ/?Z和S Z=?S/?Z分別是是位溫和鹽度的垂直梯度。密度比R ρ=α θZ/βSZ是溫度對水體靜態(tài)穩(wěn)定度的垂直影響與鹽度對水體靜態(tài)穩(wěn)定度的垂直影響的比值。雖然密度比是表征雙擴(kuò)散對流類型和強(qiáng)度的良好參數(shù),但是本文偏向于用更直觀的Tu。Tu以角度的形式表示,當(dāng)它在 45°—90°時,表示上層高溫高鹽、下層低溫低鹽,會出現(xiàn)雙擴(kuò)散對流的“鹽指對流”。Tu越接近90°,鹽指對流越強(qiáng)烈。當(dāng)Tu在–45°—–90°時,表示上層低溫低鹽、下層高溫高鹽,會出現(xiàn)雙擴(kuò)散對流的“擴(kuò)散對流”。Tu越接近–90°,擴(kuò)散對流活動越強(qiáng)烈。另外,Tu在–45°—45°時,表示溫度和鹽度是雙重穩(wěn)定的層化狀態(tài); 當(dāng)Tu大于90°或小于–90°時,表示了水體處于重力不穩(wěn)定狀態(tài)[18]。為了獲得水體的層結(jié)強(qiáng)度,本文還計(jì)算了浮力頻率(buoyancy frequency)的平方N2=-(g/ρ)(dσ θ/dz),g(m·s-2)是重力加速度,σθ(kg·m-3)和(kg·m-3)分別為位密和海水密度。

為了評估雙擴(kuò)散對流混合的效應(yīng),本文計(jì)算了垂直熱通量(Fh)和鹽度通量(FS)來進(jìn)行分析:

其中,Cp是海水的比熱,取 3.99×103J·kg-1·K-1,KT和KS分別為溫度和鹽度的垂直渦動系數(shù)。在雙擴(kuò)散對流中,不同的雙擴(kuò)散對流形式所對應(yīng)的溫鹽垂直渦動系數(shù)的計(jì)算方法不同。

當(dāng)海水處于“鹽指對流”狀態(tài)時,KT和KS[19]分別為

其中,γ=αFθ/βFS是在“鹽指對流”狀態(tài)下,熱分量和鹽度分量的浮力通量比值,根據(jù) Schmitt理論[19],當(dāng)R ρ＜2時,γ≈0.7; 當(dāng)Rρ＞2,γ≈Rρ。K*是“鹽指對流”狀態(tài)下的擴(kuò)散上限,RC是臨界密度比,n是擴(kuò)散衰敗系數(shù),本文取K*=1.0×10-4m2s-1,RC=1.6,n=6。

當(dāng)海水處于“擴(kuò)散對流”狀態(tài)時,KT和KS[20]TS分別為

其中,Ra,C,RF都是經(jīng)驗(yàn)系數(shù)分別被定義為kθ是分子熱擴(kuò)散系數(shù),取 1.4×10-7m2·s-1。

2 結(jié)果

通過分析 2012年 3—4月所獲得的象海豹CTD數(shù)據(jù),可以看出文森灣大陸架上中西部(65.2°S—65.8°S,107°E—109°E)海水熱鹽演變的過程。從海水位溫、鹽度以及位密隨時間變化的斷面圖(圖2)可以看出,3月至4月中上旬,表層海水(0—200 m)層化現(xiàn)象比較明顯,混合層較淺較薄; 到 4月下旬,表層海水層化現(xiàn)象顯著減弱,混合層變深變厚。在極地海域結(jié)冰期,氣溫普遍比水體溫度要低,表層海水受到海-氣界面熱交換影響,水溫率先降低到冰點(diǎn)溫度; 次表層水溫受其上層冷卻作用,隨后也逐漸降溫,并且這種降溫逐步延續(xù)到整個水柱,期間垂向水體上下溫差最大達(dá)到2℃。密度分布與鹽度分布趨勢類似,從 3月初期到中旬,薄且淺的表層低鹽低密度水在 3月下旬開始,受結(jié)冰鹽析作用,開始出現(xiàn)增鹽增密且往下部延伸的趨勢; 直至 4月下旬,密度分層弱化基本延續(xù)至整個水柱。

浮力頻率平方(2N)是衡量海水層結(jié)穩(wěn)定性的重要參數(shù)。當(dāng)N2＞0且較大時,表明海水層結(jié)穩(wěn)定; 當(dāng)N2＜0時,該水層出現(xiàn)垂向密度翻轉(zhuǎn),即處于重力不穩(wěn)定狀態(tài)。從圖3的浮力頻率平方的斷面圖可以發(fā)現(xiàn)3月至4月中上旬,上層海水(<100 dbar)從較強(qiáng)的層結(jié)結(jié)構(gòu)(N2max＞1.2×10-4s-2)逐 漸轉(zhuǎn)變?yōu)?較弱的層 結(jié)(N2max＜4.0×10-5s-2); 從4月中旬開始,上層海水開始出現(xiàn)密度翻轉(zhuǎn)層(N2＜0); 進(jìn)入下旬,出現(xiàn)翻轉(zhuǎn)層的概率變大,整個水柱的N2都小于 2.0×10-5s-2。相較于上層海水明顯的層結(jié)變化,內(nèi)部海水層結(jié)一直處于較低的穩(wěn)定狀態(tài)(N2＜2.0×10–5s–2)。

圖3 2012年3月1日—4月30日期間浮力頻率(buoyancy frequency)平方隨時間變化的斷面分布Fig.3.Time series of squared buoyancy frequency from March 1st to April 30th,2012

從該區(qū)域的海水位溫-鹽度圖(圖4)中可以發(fā)現(xiàn)具有低溫高鹽性質(zhì)的水團(tuán)存在,該部分高鹽水團(tuán)符合 Kitade等[10]觀測到的文森灣高密度陸架水性質(zhì),即深度在 500 dbar以下、鹽度在 34.49—34.51、溫度接近海表冰點(diǎn)溫度。因此可以確定在本文所研究的區(qū)域內(nèi)存在高密度陸架水。同時從圖4可以發(fā)現(xiàn),鹽度小于34.3時,出現(xiàn)了溫度低于冰點(diǎn)溫度的水團(tuán),結(jié)合鄭少軍[21]對南極水團(tuán)的分析,該水團(tuán)屬于南極獨(dú)有的一種陸架水團(tuán)——冰架水(ISW)。由于冰架水往往存在于冰架下,位于海平面下幾百甚至幾千米的水層,受壓力影響,其海水冰點(diǎn)比海表面海水冰點(diǎn)要低。

本文為了探究該地區(qū)雙擴(kuò)散效應(yīng)對高密度陸架水產(chǎn)生機(jī)制的影響,通過計(jì)算Turner角分布來判斷不同水深下“雙擴(kuò)散對流”的狀態(tài)。通過該海域Turner角分布和不同時間水體各種狀態(tài)在水柱中所占的比例(圖5)可以發(fā)現(xiàn),水體狀態(tài)以“擴(kuò)散對流”狀態(tài)和“雙重穩(wěn)定”狀態(tài)為主,“擴(kuò)散對流”狀態(tài)在水柱中占比約為60%,其中強(qiáng)“擴(kuò)散對流”(–90°

圖6、圖7是本文研究區(qū)域水體基于雙擴(kuò)散對流情況下的熱通量(Fh)和鹽度通量(FS)分布。在“擴(kuò)散對流”層,低溫低鹽在高溫高鹽水上方會產(chǎn)生向上的熱通量和鹽度通量,而在本文研究區(qū)域,中上層水體熱通量整體較低,平均值小于0.1 W·m-2; 深層水體的“擴(kuò)散對流”現(xiàn)象更為劇烈,熱通量較高的水層集中在500 dbar以下的深層和底層,可以達(dá)到0.5 W·m-2; 對于鹽度通量,同樣存在深層水和底層水中通量較高的現(xiàn)象,由于數(shù)據(jù)點(diǎn)地理位置的差異,深層水中鹽度通量范圍大約在 1×10-9—1×10-7m·s-1。在“鹽指對流”情況下,高溫高鹽水在低溫低鹽水上方會產(chǎn)生向下的熱通量和鹽度通量,在本文的研究區(qū)域,“鹽指對流”主要集中發(fā)生在300—500 dbar的中層水。在“鹽指對流”層,平均熱通量約為–0.5 W·m-2,平均鹽度通量約為–1×10-8m·s-1。

圖4 位溫-鹽度圖(藍(lán)色實(shí)線代表不同鹽度下的海表冰點(diǎn)溫度)Fig.4.θ-S diagram(blue line represents freezing point at sea surface)

3 討論

海豹CTD數(shù)據(jù)反映了2012年3—4月結(jié)冰初期文森灣大陸架內(nèi)部水體的溫鹽特性演變過程,該過程與 Williams等[13]在阿德雷地洼地和高郭平等[14]在普里茲灣冰間湖區(qū)域獲得的水體溫鹽特性演變過程相似(圖2)。期間,受海表結(jié)冰過程中的持續(xù)冷卻與鹽析作用,相對低溫低鹽的表層水(θ≈–1.7℃,S≈34.1),相對高溫高鹽的次表層水(θ≈–1.6℃,S≈34.4),以及受變性繞極深層水入侵影響的深層高溫高鹽水(θ≈–1.4℃,

S≈34.5)經(jīng)過垂向混合,失去各自顯著溫鹽特性,

持續(xù)向低溫高鹽水轉(zhuǎn)變。此過程還表現(xiàn)為海水密度層結(jié)持續(xù)弱化(圖3)的特點(diǎn),特別是在100 dbar

以淺水層弱化最為明顯,直至4月中下旬頻繁出現(xiàn)密度翻轉(zhuǎn)層,即重力不穩(wěn)定層。本文結(jié)果顯示,

在此結(jié)冰初期的海水垂向混合中,雙擴(kuò)散對流中的“擴(kuò)散對流”形式在整個水柱平均占比50%以上,相較之下; “鹽指對流”與“重力不穩(wěn)定”狀態(tài)僅各占5%左右(圖5),盡管“重力不穩(wěn)定”狀態(tài)在4月中下旬增多至與“擴(kuò)散對流”形式相當(dāng)。另外,由于該海域位于文森灣灣內(nèi),受到的外部動力強(qiáng)迫主要來自海表持續(xù)的下降風(fēng),處于一個相對穩(wěn)定的動力環(huán)境下,因此發(fā)生湍流混合的概率較小。由此得出,在結(jié)冰初期的南極大陸架上,除了4月中下旬200 m以淺外,海水的溫鹽特性演變并非通過強(qiáng)對流或湍流混合形式,而主要是以雙擴(kuò)散對流中的“擴(kuò)散對流”形式為主實(shí)現(xiàn)的。

圖5 a)Turner角分布,其中顏色代表時間; b)四種狀態(tài)(擴(kuò)散對流、鹽指對流、雙重穩(wěn)定和重力不穩(wěn)定)在水柱中所占百分比隨時間的變化; c)擴(kuò)散對流和雙重穩(wěn)定的Turner角分布Fig.5.a) Distribution of Turner angle with colors representing time; b)time series of the percentages of four states(diffusive convection,salt finger convection,double stable and gravitationally unstable) in the water column; c)distribution of Turner angle of diffusive convection and double stable

圖6 分別由擴(kuò)散對流(a)和鹽指對流(b)引起的熱通量Fh分布Fig.6.Distribution of heat fluxes(Fh) due to diffusive convection(a) and salt finger convection(b)

圖7 分別由擴(kuò)散對流(a)和鹽指對流(b)引起的鹽度通量FS分布Fig.7.Distribution of salinity fluxes(FS) due to diffusive convection(a) and salt finger convection(b)

從圖4可以發(fā)現(xiàn),在3月和4月都存在θ≈–1.9℃、S≈34.5性質(zhì)的水團(tuán),即 Kitade等[10]對文森灣高密度陸架水(DSW)的定義。結(jié)冰冷卻與鹽析作用,以及海洋內(nèi)部的垂向混合促使 DSW 的生成與積累。然而有趣的是,雙擴(kuò)散對流中的兩種對流混合形式都會引發(fā)向下的密度通量,有增強(qiáng)密度層化結(jié)構(gòu)的效果,貌似與觀測結(jié)果(圖2c,圖3)的整體水柱密度層結(jié)弱化相悖。此時,發(fā)現(xiàn)不能脫離海表結(jié)冰持續(xù)冷卻與鹽析作用這一重要的外部強(qiáng)迫條件來論述海水內(nèi)部垂向混合。以低溫低鹽的表層水與相對高溫高鹽的次表層水之間的“擴(kuò)散對流”混合為例,由于在此混合過程中表層水受海表結(jié)冰冷卻與鹽析作用,本身有持續(xù)冷卻、鹽度不斷增大(來自海表的增密效果)的特性變化,這種增密彌補(bǔ)了“擴(kuò)散對流”作用產(chǎn)生的向下密度通量。這種效果依次類推到海水深處。換言之,來自海表的增密效果不斷彌補(bǔ)了海水中由于雙擴(kuò)散對流產(chǎn)生的持續(xù)向下密度通量,而且這種來自海表的增密又以雙擴(kuò)散對流的形式向下輸送。同時,從圖5中可見,在100—500 dbar深度范圍內(nèi)隨著時間變化強(qiáng)“擴(kuò)散對流”(–90o＜Tu＜–72o)形式消失,說明了向下的密度通量減弱,如果來自表層的增密效果變化不大,海洋中上層密度將持續(xù)增大。這就解釋了直至4月中下旬水柱密度層結(jié)弱化嚴(yán)重,并頻繁出現(xiàn)密度翻轉(zhuǎn)層的原因。由此也可推測,4月之后的結(jié)冰中晚期,強(qiáng)對流有可能代替雙擴(kuò)散對流成為該海域海水垂向混合的主要形式。另外,在 500 dbar以深,強(qiáng)“擴(kuò)散對流”形式一直存在,保證了海洋深層高密度陸架水的生成與積累。

根據(jù)同時間段而地理位置相差較遠(yuǎn)的溫鹽剖面結(jié)果(圖8)來看,該海域海水溫鹽特性的水平分布存在一定變化,但是差距較小,因此空間變化也較小。雖然外強(qiáng)迫隨時間變化較小,但是海水隨時間變化的持續(xù)冷卻鹽析強(qiáng)迫存在,會引起海水內(nèi)部逐步變化,進(jìn)而表現(xiàn)為海水溫鹽特性隨時間發(fā)生變化。該過程與Williams等[13]在阿德利洼地和高郭平等[14]在普里茲灣冰間湖區(qū)域?qū)Ｋ疁佧}特性演變的研究結(jié)論類似。

圖8 2012年3月11日與2012年4月6日的象海豹CTD溫鹽數(shù)據(jù)剖面.紅色線條代表剖面位置位于107°E—107.5°E范圍內(nèi),藍(lán)色線條代表剖面位置位于108.5°E—109°E范圍內(nèi)Fig.8.Profiles of the seal CTD temperature and salinity data on March 11th,2012 and April 6th,2012.Red lines represent the profile in the range of 107°E—107.5°E; blue lines represent the profile in the range of 108.5°E—109°E

4 結(jié)論

使用2012年3—4月的海豹CTD數(shù)據(jù),獲取到文森灣內(nèi)研究區(qū)域的 425個溫鹽剖面,并進(jìn)而分析文森灣海域水體溫鹽演化過程,定量給出“雙擴(kuò)散”效應(yīng)的類型與強(qiáng)度分布,結(jié)合DSW產(chǎn)生的機(jī)制得出了主要結(jié)論。

1.“雙擴(kuò)散對流”作用在文森灣海域結(jié)冰初期普遍存在,海水內(nèi)部以“擴(kuò)散對流”為主要混合形式,在水柱中占比超過 50%,并且主要發(fā)生在500 dbar以下的深層水體中,部分區(qū)域海水還伴隨著少量“鹽指對流”效應(yīng),重力不穩(wěn)定效應(yīng)受海冰生長影響從 4月開始變得顯著?！皵U(kuò)散對流”會產(chǎn)生向上的熱通量和鹽度通量,受地理位置的差異性等因素影響,熱通量大約在 0.02—0.5W·m–2范圍,鹽度通量大約在 1×10–9—1×10–7m·s–1范圍; “鹽指對流”則會產(chǎn)生向下的熱通量和鹽度通量,平均熱通量大約為–0.5 W·m–2,平均鹽度通量大約為–1×10–8m·s–1。

2.在本文研究的 3—4月范圍內(nèi)均發(fā)現(xiàn)了高密度陸架水(DSW)的存在。在結(jié)冰初期,海表結(jié)冰過程的持續(xù)冷卻及鹽析作用,和海洋內(nèi)部的雙擴(kuò)散對流(主要是“擴(kuò)散對流”)混合的共同作用促使了水柱的溫鹽特性演變,同時500 dbar以下的強(qiáng)“擴(kuò)散對流”保證了DSW的生成與積累。然而,在4月之后的中晚期,強(qiáng)對流混合有可能取代雙擴(kuò)散對流,成為海水垂向混合的主要形式。

本文所使用的象海豹 CTD數(shù)據(jù)具有獨(dú)特的結(jié)構(gòu),在垂向結(jié)構(gòu)上分辨率有限,在處理數(shù)據(jù)中使用了線性插值的做法使垂向溫鹽趨勢更加明顯,因此在探究“雙擴(kuò)散對流”對 DSW 貢獻(xiàn)上只能做定性分析,未能定量地確定其貢獻(xiàn)程度。在今后的研究中,有必要收集分辨率更高的溫鹽數(shù)據(jù)產(chǎn)品,并且覆蓋更大的區(qū)域以及更廣的時間,進(jìn)而定量驗(yàn)證本文結(jié)論,并且討論“雙擴(kuò)散對流”作用在DSW生成過程中的長期作用,分析DSW產(chǎn)生和演變的完整機(jī)制。

1 Drewry D J.Antarctica: Glaciological and Geophysical Folio[M].Cambridge: University of Cambridge,Scott Polar Research Institute,1983.

2 Marshall J,Speer K.Closure of the meridional overturning circulation through Southern Ocean upwelling[J].Nature Geoscience,2012,5(3): 171—180.

3 Johnson G C.Quantifying Antarctic bottom water and North Atlantic deep water volumes[J].Journal of Geophysical Research: Oceans,2008,113(C5): C05027.

4 Bindoff N L,Rosenberg M A,Warner M J.On the circulation and water masses over the Antarctic continental slope and rise between 80 and 150°E[J].Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography,2000,47(12—13): 2299—2326.

5 Gill A E.Circulation and bottom water production in the Weddell Sea[J].Deep Sea Research and Oceanographic Abstracts,1973,20(2):111—140.

6 Jacobs S S,Amos A F,Bruchhausen P M.Ross Sea oceanography and Antarctic bottom water formation[J].Deep Sea Research and Oceanographic Abstracts,1970,17(6): 935—962.

7 Williams G D,Bindoff N L,Marsland S J,et al.Formation and export of dense shelf water from the Adélie Depression,East Antarctica[J].Journal of Geophysical Research: Oceans,2008,113(C4): C04039.

8 Williams G D,Aoki S,Jacobs S S,et al.Antarctic bottom water from the Adélie and George V Land coast,East Antarctica(140—149°E)[J].Journal of Geophysical Research: Oceans,2010,115(C4): C04027.

9 Ohshima K I,Fukamachi Y,Williams G D,et al.Antarctic Bottom Water production by intense sea-ice formation in the Cape Darnley polynya[J].Nature Geoscience,2013,6(3): 235—240.

10 Kitade Y,Shimada K,Tamura T,et al.Antarctic bottom water production from the Vincennes Bay Polynya,East Antarctica[J].Geophysical Research Letters,2014,41(10): 3528—3534.

11 Robertson R,Visbeck M,Gordon A L,et al.Long-term temperature trends in the deep waters of the Weddell Sea[J].Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography,2002,49(21): 4791—4806.

12 Aoki S,Rintoul S R,Ushio S,et al.Freshening of the Adélie Land Bottom water near 140°E[J].Geophysical Research Letters,2005,32(23): L23601.

13 Williams G D,Hindell M,Houssais M N,et al.Upper ocean stratification and sea ice growth rates during the summer-fall transition,as revealed by Elephant seal foraging in the Adélie Depression,East Antarctica[J].Ocean Science,2011,7(2): 185—202.

14 高郭平,閆敏斐,徐智昕,等.2011年初冬南極普里茲灣冰間湖區(qū)上層水體結(jié)構(gòu)演化研究[J].極地研究,2016,28(2): 219—227.

15 Tamura T,Ohshima K I,Nihashi S.Mapping of sea ice production for Antarctic coastal polynyas[J].Geophysical Research Letters,2008,35(7): 284—298.

16 Nihashi S,Ohshima K I.Circumpolar mapping of Antarctic coastal polynyas and landfast sea ice: Relationship and variability[J].Journal of Climate,2015,28(9): 3650—3670.

17 Ruddick B.A practical indicator of the stability of the water column to double-diffusive activity[J].Deep Sea Research Part A.Oceanographic Research Papers,1983,30(10): 1105—1107.

18 You Y Z.A global ocean climatological atlas of the Turner angle: implications for double-diffusion and water-mass structure[J].Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers,2002,49(11): 2075—2093.

19 Schmitt R W.Form of the temperature-salinity relationship in the central water: evidence for double-diffusive mixing[J].Journal of Physical Oceanography,1981,11(7): 1015—1026.

20 Kelley D E.Fluxes through diffusive staircases: a new formulation[J].Journal of Geophysical Research: Oceans,1990,95(C3):3365—3371.

21 鄭少軍.海冰和冰架對南極普里茲灣海洋過程的影響研究[D].青島: 中國海洋大學(xué),2011.