熱帶東太平洋淡水池的季節(jié)變化*

池建偉, 曲堂棟, 張瑩, 施平, 杜巖

熱帶東太平洋淡水池的季節(jié)變化*

池建偉1, 2, 曲堂棟3, 4, 張瑩1, 2, 施平1, 杜巖1, 2

1. 熱帶海洋環(huán)境國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(中國(guó)科學(xué)院南海海洋研究所), 廣東 廣州 510301;2. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049;3. 區(qū)域地球系統(tǒng)科學(xué)與工程聯(lián)合研究所(加州大學(xué)洛杉磯分校), 加利福尼亞 洛杉磯 90095;4. 海洋環(huán)境科學(xué)與數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)室(自然資源部, 第一海洋研究所), 山東 青島 266000

文章利用觀測(cè)和模式數(shù)據(jù), 并基于混合層鹽度收支方法, 研究了熱帶東太平洋淡水池的季節(jié)變化。研究發(fā)現(xiàn): 熱帶東太平洋淡水池具有顯著的季節(jié)變化, 由海表強(qiáng)迫(蒸發(fā)與降水)、水平平流和次表層過程共同控制。淡水池的季節(jié)變化主要分為擴(kuò)張與收縮兩個(gè)階段。4月至11月為擴(kuò)張階段, 淡水池向西擴(kuò)張, 最大體積和面積比最小時(shí)擴(kuò)大將近一倍, 分別達(dá)到2.83×105km3和8.94×106km2。熱帶輻合帶向北移動(dòng)帶來的強(qiáng)降水是淡水池?cái)U(kuò)張的主要原因, 海表強(qiáng)迫決定了混合層鹽度降低。12月至3月為淡水池收縮階段, 海表淡水通量的減弱、水平平流和次表層過程的增強(qiáng)導(dǎo)致混合層鹽度升高, 淡水池向東收縮。

東太平洋淡水池; 季節(jié)變化; 混合層鹽度收支

熱帶太平洋是全球海氣交換最強(qiáng)的海域之一, 在全球氣候系統(tǒng)中起著至關(guān)重要的作用。從海表溫度來看, 熱帶太平洋最主要的特征表現(xiàn)為西太平洋暖池(溫度>28°C)和東太平洋暖池(溫度>28°C) (張啟龍等, 1997, 2006; 秦思思等, 2017; Chi et al, 2017)。從海表鹽度來看, 熱帶太平洋最顯著的特征之一為在0°—20°N之間存在一條橫跨整個(gè)海盆的低鹽帶(圖1a)(Lynn, 1965; Hires et al, 1972)。這條低鹽帶的強(qiáng)度和寬度在緯向上存在差異: 在日界線附近, 低鹽帶最窄, 鹽度較高; 沿著日界線越往東或西方向延伸, 低鹽帶越寬且海水鹽度越低。160°W以西, 熱帶西太平洋海域存在一個(gè)高溫低鹽的淡水池(鹽度<34.8‰), 稱之為西太平洋/西太淡水池。在熱帶太平洋東部, 130°W以東同樣存在一個(gè)淡水池(鹽度<34‰)。在東太平洋淡水池95°W以東, 海表鹽度低于33‰, 是熱帶太平洋海表鹽度最低的區(qū)域。值得注意的是, 熱帶東太平洋淡水池與暖池(圖1c)處于同一海域, 只是因?yàn)檫吔绲亩x標(biāo)準(zhǔn)不同而導(dǎo)致其形態(tài)(邊界位置、面積、厚度、體積等)存在一定差異。赤道北部的熱帶輻合帶導(dǎo)致了條帶狀的持續(xù)性強(qiáng)降水, 這也是這條低鹽帶主要形成原因。

圖1 多年年平均熱帶太平洋海表鹽度(a)、海表鹽度季節(jié)變化標(biāo)準(zhǔn)差(b)、溫度(c)和流場(chǎng)(d) 圖中紅色實(shí)線代表多年年平均34‰等鹽度線。圖d中矢量箭頭代表流速, 填色為緯向流速, 正值代表東向流, 負(fù)值為西向流

東、西太平洋淡水池在海洋垂向?qū)咏Y(jié)中起著關(guān)鍵作用(Godfrey et al, 1989; Lukas et al, 1991)。Godfrey等(1989)和Lukas等(1991)的觀測(cè)結(jié)果表明, 西太暖池區(qū)域鹽度的最大梯度存在于等溫層50m左右, 而溫度最大梯度位于主溫躍層頂部的100m。由于西太暖池遠(yuǎn)深于淡水池, 所以在淡水池內(nèi)的混合層主要由鹽度躍層控制。Lukas等(1991)將這種由于溫鹽廓線不同, 介于溫度及鹽度定義的混合層之間存在的間隔稱為“障礙層”, 而西太暖池區(qū)域在垂向上大致可分為混合層、障礙層和深層(Qin et al, 2015)。局地的蒸發(fā)、降水及由于赤道太平洋中部潛沉的高鹽水被認(rèn)為是障礙層形成的主要原因(Chen et al, 1991; Lukas et al, 1991; Picaut et al, 1996; Vialard et al, 1998a, b; Cronin et al, 2002; Bosc et al, 2009)。研究表明在東太區(qū)域障礙層存在著顯著的季節(jié)變化(de Boyer Montégut et al, 2007), 這種由鹽度梯度所決定的障礙層對(duì)于上層海洋的熱力性質(zhì)變化以及厄爾尼諾與南方濤動(dòng)(El Ni?o-ENSO)事件有著緊密聯(lián)系(Ando et al, 1997; Maes et al, 2005; Bosc et al, 2009)。

熱帶東太平洋主要由兩個(gè)熱力與動(dòng)力結(jié)構(gòu)不同的區(qū)域構(gòu)成, 即東太暖池與赤道冷舌。暖池中心位于15°N北美沿岸, 海表溫度高于28°C, 海氣交換強(qiáng)烈(Xie et al, 2005)。赤道冷舌平均溫度低于24°C, 是赤道太平洋上升流的主要區(qū)域(Wyrtki, 1981)。而兩個(gè)區(qū)域之間的赤道流系復(fù)雜, 包括了南北赤道流及北赤道逆流(圖1d)。

最近一些研究從動(dòng)力方面分析了東太平洋淡水池的季節(jié)變化(Alory et al, 2012; Yu, 2014, 2015; Guimbard et al, 2017)。Alory等(2012)研究了東太平洋淡水池最東部, 即巴拿馬西部最低鹽度區(qū)(海表鹽度<33‰)的季節(jié)變化, 得出結(jié)論: 在夏季, 由于熱帶輻合帶向北移動(dòng)帶來強(qiáng)降水, 導(dǎo)致了低鹽區(qū)域出現(xiàn); 在下半年, 東向北赤道逆流使得低鹽水維持在東邊界; 在冬季, 熱帶輻合帶向南移動(dòng), 東北信風(fēng)產(chǎn)生的上升流帶來低溫高鹽次表層水, 最終使得淡水池在5月份幾乎消失。Yu等(2014, 2015)研究表明東太平洋淡水池不僅僅由蒸發(fā)與降水控制, 風(fēng)生環(huán)流對(duì)其也有很重要的影響。Guimbard等(2017)利用衛(wèi)星數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)東太平洋淡水池的年際變化與ENSO事件緊密相關(guān)。目前, 對(duì)于東太平洋淡水池季節(jié)變化的動(dòng)力機(jī)制尚不明確, 對(duì)鹽度變化的定量分析還有待研究。因此, 本文將著眼于東太平洋淡水池, 利用觀測(cè)數(shù)據(jù)分析其季節(jié)變化及動(dòng)力機(jī)制, 同時(shí)利用海洋環(huán)流與氣候模式數(shù)據(jù)(Estimating the Circulation and Climate of the Ocean, ECCO), 通過混合層鹽度收支對(duì)東太平洋淡水池的季節(jié)變化進(jìn)行定量分析。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 觀測(cè)數(shù)據(jù)

鹽度觀測(cè)數(shù)據(jù)來自全球海洋觀測(cè)計(jì)劃“地轉(zhuǎn)海洋學(xué)實(shí)測(cè)觀測(cè)陣列(Array for Real-time Geostrophic Oceanography, ARGO)”, 其是目前海洋觀測(cè)系統(tǒng)的主要組成部分。ARGO浮標(biāo)采用拉格朗日環(huán)流法對(duì)海洋次表層溫度和鹽度進(jìn)行剖面測(cè)量。浮標(biāo)在水中處于自由漂流狀態(tài), 通常每10d完成一次從海表到2000m深度的往返, 并在攀升過程中觀測(cè)記錄溫鹽剖面數(shù)據(jù), 在海表將數(shù)據(jù)傳送至數(shù)據(jù)中心。于2000年開始投放, 并在2004年后浮標(biāo)在全球大洋分布保持在3000個(gè)以上, 至今獲取的溫鹽觀測(cè)剖面累計(jì)達(dá)80余萬條。本文使用的ARGO數(shù)據(jù)是格點(diǎn)化的月平均溫鹽產(chǎn)品, 由亞洲太平洋數(shù)據(jù)研究中心(Asia- Pacific Data-Research Center, APDRC)提供, 可從http://apdrc.soest.hawaii.edu/下載。APDRC利用來自ARGO全球數(shù)據(jù)收集中心(ARGO Global Data Assembly Center)的原始數(shù)據(jù), 通過空間變分插值算法, 插值溫鹽數(shù)據(jù)得到。ARGO格點(diǎn)化數(shù)據(jù)集的時(shí)間跨度從2005年至今, 空間分辨率為1°×1°, 垂向共有17層, 分布不均, 間隔在表層為5m, 至最底層(2000m)為250m。

降水資料來自全球降水氣候計(jì)劃(Global Precipitation Climatology Project, GPCP)。GPCP將雨量測(cè)量站、衛(wèi)星和探空觀測(cè)中獲取的數(shù)據(jù)合并在一起, 得到一套水平分辨率為2°30′, 時(shí)間跨度是從1979年今的全球雨量格點(diǎn)數(shù)據(jù), 可從http://gpcp. umd.edu/獲得。海表流速數(shù)據(jù)來自美國(guó)航空航天局(National Aeronautics and Space Administration, NASA)的海表流場(chǎng)實(shí)時(shí)分析數(shù)據(jù)(Ocean Surface Current Analyses-Real Time, OSCAR)產(chǎn)品, 主要是利用衛(wèi)星高度計(jì)及散射計(jì)觀測(cè)的反演結(jié)果, 其水平分辨率為1/3°, 時(shí)間跨度從1992年至今, 可從http://podaac.jpl.nasa.gov/dataset/獲取。

1.2 模式介紹

本文用到的ECCO模式是基于麻省理工學(xué)院海洋環(huán)流模型, 模式模擬范圍為80°S—80°N (Marshall et al, 1997)。模式輸出結(jié)果的水平分辨率為1°, 從南北緯20°至10°經(jīng)向分辨率減少至1/3°, 在近赤道內(nèi)(10°S—10°N)經(jīng)向分辨率為1/3°。垂向總共有46層: 垂向分辨率在表層150m以上為10m間隔, 至近海底降至400m。模式首先由海洋大氣綜合數(shù)據(jù)集(Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set, COADS)的風(fēng)應(yīng)力及海氣通量季節(jié)循環(huán)驅(qū)動(dòng), 至穩(wěn)定之后由美國(guó)環(huán)境預(yù)報(bào)中心(National Centers for Environmental Prediction, NCEP)再分析資料進(jìn)行強(qiáng)迫(Kalnay et al, 1996)。模式采用了Redi混合方案(Redi, 1982)和GM參數(shù)化方案(Gent et al, 1990)模擬中尺度渦作用。K廓線參數(shù)化(K-profile parameterization, KPP)垂向混合方案也應(yīng)用于混合層的湍流混合。

ECCO模式產(chǎn)品有很多版本, 本文使用的是噴氣推進(jìn)實(shí)驗(yàn)室(Jet Propulsion Laboratory, JPL)的準(zhǔn)實(shí)時(shí)預(yù)測(cè)產(chǎn)品(ECCO-KFS dr80), 該產(chǎn)品經(jīng)過RTS (Rauch-Tung-Striebel)濾波同化(Fukumori, 2002)。同化資料包括來自衛(wèi)星(TOPEX/Poseidon、 Jason-1和Jason-2)觀測(cè)的海表高度異常以及來自ARGO浮標(biāo), 拋棄式深水溫度計(jì)(Expendable Bathy Thermographs, XBTs)和溫鹽深測(cè)量?jī)x(Conductivity Temperature Depth, CTD)等實(shí)測(cè)溫度廓線數(shù)據(jù)。為了保證同化數(shù)據(jù)的動(dòng)力平衡, 產(chǎn)品還經(jīng)過了RTS濾波。模式運(yùn)行從1980年至今。已有大量工作表明ECCO-JPL能較好的反應(yīng)真實(shí)海洋的整體環(huán)流與水團(tuán)性質(zhì)(Lee et al, 2003; Wang et al, 2004; Qu et al, 2011; Gao et al, 2014; Ito et al, 2017)。文中用到的ECCO產(chǎn)品時(shí)間跨度為1993年至2017年, 可從http://ecco.jpl.nasa. gov/external/獲取。

1.3 研究方法

為了更好的定量描述淡水池, 對(duì)淡水池內(nèi)的物理量進(jìn)行計(jì)算:

式中:為各個(gè)物理變量; SSS為海表鹽度;為鹽度。為海維賽德函數(shù), 即當(dāng)鹽度大于34‰,為0; 鹽度小于等于34‰,為1。A表示面積, V表示體積。A為變量淡水池表面積分, 當(dāng)取1時(shí),A為淡水池海表面積(單位: m2);V為變量淡水池體積積分, 當(dāng)取1時(shí),V為淡水池體積(單位: m3)。A的計(jì)算區(qū)域?yàn)?5°S—20°N, 180°W—75°W),V在此區(qū)域上垂向擴(kuò)展至100m。

為了量化各物理過程對(duì)鹽度變化的貢獻(xiàn), 文章對(duì)混合層鹽度進(jìn)行收支分析(Qu et al, 2011; Gao et al, 2014; Chi et al, 2019)?；旌蠈欲}度收支的方程如下(Kim et al, 2006):

2 結(jié)果與分析

2.1 東太平洋淡水池的季節(jié)變化

熱帶太平洋的海表鹽度季節(jié)變化主要位于淡水帶, 在東太平洋淡水池尤為顯著(圖1b)。淡水池的經(jīng)向范圍在0°—20°N之間, 東靠美洲大陸。從海表鹽度來看, 淡水池的季節(jié)變化主要分為兩個(gè)時(shí)期: 從北半球春季至秋季, 淡水池西邊界向西延伸; 從冬季至次年春季, 淡水池則向東收縮(圖2)。

圖2 北半球春季(a, 3—5月)、夏(b, 6—8月)、秋(c, 9—11月)和冬(d, 12—2月)熱帶東太平洋海表鹽度分布 黑色實(shí)線為各季節(jié)34‰等鹽度線, 紅色實(shí)線為多年年平均34‰等鹽度線

東太平洋淡水池的體積與面積變化類似, 秋季達(dá)到最大, 春季最小, 體積/面積的最大值約為最小值的兩倍。淡水池在4月份海表面積最小(4.92×106km2), 隨后逐漸擴(kuò)張, 至11月份達(dá)到最大(8.94×106km2)(圖3a)。體積在11月到達(dá)最大值2.83×105km3, 在4月縮減為1.50×105km3。淡水體積與表面積變化類似, 說明淡水池平均深度的季節(jié)變化不大, 維持在32m左右。Guimbard等(2017)年利用衛(wèi)星數(shù)據(jù)計(jì)算東太淡水池海表面積最大值約9.5×106km2, 最小值為4.7×106km2, 與ARGO數(shù)據(jù)估計(jì)結(jié)果基本一致。淡水池西邊界在10°N附近的季節(jié)變化最為顯著: 從3月份(110°W)開始逐漸向西擴(kuò)張, 至10月份達(dá)到最西(146°W), 橫跨約5000km。其緯向變化與表面積(體積)相似, 但超前一個(gè)月。從垂向來看, 淡水池最大深度在9月份最淺(69.4m), 在1月份最深(94.0m)。淡水池內(nèi)的海表平均鹽度與整個(gè)淡水池的平均鹽度季節(jié)變化較為一致: 在淡水池?cái)U(kuò)張階段, 淡水池變得越來越淡, 在11月海表平均鹽度降為33.52‰, 至4—5月份升至33.70‰。

圖3 熱帶東太平洋淡水池季節(jié)變化 a. 淡水池體積、海表面積; b. 經(jīng)度位置、淡水池深度; c. 海表平均鹽度、淡水池平均鹽度; d. 淡水池內(nèi)降水、海表高度異常

2.2 淡水池季節(jié)變化的動(dòng)力機(jī)制

從動(dòng)力機(jī)制來看, 東太平洋淡水池的季節(jié)變化是大氣與海洋多物理過程共同調(diào)制的結(jié)果。圖4展示了降水與海表風(fēng)的季節(jié)變化: 從春季開始, 3月份淡水池內(nèi)平均降水為1.82mm×d–1, 隨著熱帶輻合帶開始向北移動(dòng), 淡水池區(qū)域降水增多, 至7月份達(dá)到最大值8.45mm×d–1; 之后熱帶輻合帶向南移動(dòng), 降水也逐漸減少(圖3d)。淡水池內(nèi)氣候態(tài)平均降水達(dá)為5.31mm×d–1, 在5月至11月降水量距平為正, 同時(shí)對(duì)應(yīng)著淡水池的擴(kuò)張以及鹽度的降低。

圖4 北半球春季(a, 3—5月)、夏(b, 6—8月)、秋(c, 9—11月)和冬(d, 12—2月)熱帶東太平洋降水(填色)及海表風(fēng)速(箭頭) 黑色實(shí)線為各季節(jié)34‰等鹽度線, 紅色實(shí)線為多年年平均34‰等鹽度線, 藍(lán)色實(shí)線為熱帶輻合帶各季節(jié)位置

淡水池的季節(jié)變化主要分為擴(kuò)張與收縮兩個(gè)階段。從4月至11月為擴(kuò)張階段: 淡水池向西擴(kuò)張主要受降水異常增多控制, 同時(shí)增強(qiáng)的降水導(dǎo)致鹽度降低, 然而北赤道逆流和艾克曼抽吸的加強(qiáng)一定程度上平衡了鹽度的降低(圖4、圖5)。從4月開始, 隨著太陽直射點(diǎn)向北移動(dòng), 熱帶輻合帶北移, 在夏季與秋季維持在9°N附近。東太暖池位于淡水池的北部(張啟龍等, 2006), 熱帶副合帶的北移有利于強(qiáng)對(duì)流發(fā)展, 因此4月至11月為淡水池雨季。雨季期間, 由于強(qiáng)海表淡水通量的持續(xù)性強(qiáng)迫, 淡水池向西擴(kuò)張。淡水池季節(jié)變化在10°N顯著, 圖5展示了10°N降水、混合層深度、艾克曼抽吸及緯向流速的季節(jié)變化。從5月開始, 淡水池內(nèi)艾克曼抽吸增強(qiáng), 尤其是在淡水池西邊界附近; 同時(shí)北赤道逆流在夏秋季節(jié)向北移動(dòng), 并且增強(qiáng)。增強(qiáng)的艾克曼抽吸及北赤道逆流為淡水池帶來了更多的高鹽水, 對(duì)于淡水池?cái)U(kuò)張變淡起到一定的抑制作用。從12月至次年3月為淡水池收縮階段: 隨著熱帶輻合帶南移, 淡水池內(nèi)降水減少, 強(qiáng)東北信風(fēng)產(chǎn)生的向北的艾克曼輸運(yùn)以及垂向的混合作用使得海表鹽度升高, 淡水池西邊界迅速向東收縮。

圖5 10°N降水(a)、混合層深度(b)、艾克曼抽吸(c)和緯向流速(d)的季節(jié)變化 紅色實(shí)線為淡水池西邊界(34‰等鹽度線)

2.3 混合層鹽度收支

為了定量分析淡水池的季節(jié)變化, 本文選取了ECCO-JPL海洋環(huán)流模式進(jìn)行鹽度收支分析?；旌蠈欲}度能很好的表征海表鹽度, 在熱帶太平洋海域兩者相關(guān)系數(shù)超過0.99, 因此利用混合層鹽度收支能很好的量化海洋與大氣在各個(gè)過程中對(duì)上層海洋鹽度變化的貢獻(xiàn)。Gao等(2014)利用混合層鹽度收支分析了西太淡水池的季節(jié)與年際變化, 并指出次表層過程在混合層鹽度變化中的作用不可忽略。

為了驗(yàn)證模式數(shù)據(jù)的可靠性, 首先我們將模式數(shù)據(jù)與觀測(cè)數(shù)據(jù)計(jì)算所得的混合層鹽度收支結(jié)果進(jìn)行對(duì)比(圖6)。圖6中紅色實(shí)線為34‰等鹽度線, 定義為淡水池邊界。淡水池的位置在模式與觀測(cè)中基本一致, 模式結(jié)果能較好的刻畫淡水池的氣候態(tài)。在熱帶東太平洋海域, 海表強(qiáng)迫對(duì)鹽度的貢獻(xiàn)在赤道北部有一條緯向負(fù)值帶, 主要由熱帶輻合帶控制的持續(xù)降水導(dǎo)致。緯向的赤道流系使海表平流項(xiàng)呈緯向帶狀分布: 南赤道流與北赤道流向西輸運(yùn)低鹽水, 而北赤道逆流則相反。次表層過程在赤道及東邊界區(qū)域最為顯著, 分別與平流及海表強(qiáng)迫平衡。淡水池的季節(jié)變化主要表現(xiàn)在西邊界區(qū)域, 本文選取了(5°S—15°N, 150°W—110°W)(圖6a中的黑色方框)為研究區(qū)域。從模式結(jié)果來看, 在多年年平均下, 研究區(qū)域內(nèi)海表強(qiáng)迫對(duì)于混合層鹽度的貢獻(xiàn)為–0.70‰×a–1; 而水平平流和次表層過程的貢獻(xiàn)分別為0.51‰×a–1和0.20‰×a–1。在研究區(qū)域內(nèi), 觀測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)于海表強(qiáng)迫和水平平流貢獻(xiàn)的估計(jì)分別為–0.98‰×a–1和0.49‰×a–1, 模式結(jié)果與其相近。

圖6 2005—2016年多年年平均混合層鹽度收支 a、b為觀測(cè)數(shù)據(jù)結(jié)果; c、d、e為模式結(jié)果。a、c: 海表強(qiáng)迫; b、d: 水平平流項(xiàng); e: 次表層過程。圖a中黑色矩形范圍為研究區(qū)域(5°S—15°N, 150°W—110°W)。圖a中蒸發(fā)數(shù)據(jù)來自全球海洋客觀分析海氣通量項(xiàng)目(Objectively Analyzed Air-Sea Fluxes, OAFlux) 降水來自全球降水氣候計(jì)劃(Global Precipitation Climatology Project, GPCP); 圖b中海表流場(chǎng)來自海表流場(chǎng)實(shí)時(shí)分析數(shù)據(jù)(Ocean Surface Current Analyses - Real Time, OSCAR)。紅色實(shí)線為多年年平均淡水池西邊界(34‰等鹽度線)

通過與觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行對(duì)比, 模式能較好地模擬研究區(qū)域內(nèi)鹽度及海表強(qiáng)迫的季節(jié)變化(圖7a、7b)。研究區(qū)域內(nèi)的鹽度變化能很好的表征淡水池變化: 在淡水池?cái)U(kuò)張階段, 西邊界向西延伸, 研究區(qū)域內(nèi)海表鹽度減低; 相反, 在淡水池收縮期間, 研究區(qū)域內(nèi)鹽度升高。

圖7 海表鹽度(a)、海表淡水通量(b)和混合層鹽度收支的季節(jié)變化(c、d、e、f) 研究區(qū)域?yàn)閳D6a中黑色矩形。圖a中實(shí)線與虛線分別為ARGO觀測(cè)與ECCO模式數(shù)據(jù)結(jié)果; b中虛線為OAFlux蒸發(fā)與GPCP降水?dāng)?shù)據(jù), 實(shí)線為ECCO模式數(shù)據(jù)結(jié)果, a和b中的結(jié)果均經(jīng)過z分?jǐn)?shù)標(biāo)準(zhǔn)化。dsdt代表混合層鹽度趨勢(shì); SF代表海表強(qiáng)迫; ODY代表海洋動(dòng)力作用, 包括緯向平流Adv-x、經(jīng)向平流Adv-y和次表層過程Sub; gsALL代表海表強(qiáng)迫與海洋動(dòng)力作用之和

混合層鹽度變化主要由海表強(qiáng)迫與海洋動(dòng)力項(xiàng)構(gòu)成, 海洋動(dòng)力項(xiàng)中包括了水平平流與次表層過程作用。圖7c顯示海表強(qiáng)迫始終為負(fù), 即降水大于蒸發(fā); 而海洋動(dòng)力過程為正, 平流與次表層過程有利于混合層鹽度升高; 鹽度趨勢(shì)在4月至11月為負(fù), 12月至次年3月為正。在淡水池?cái)U(kuò)張階段, 鹽度的負(fù)趨勢(shì)主要由海表強(qiáng)迫項(xiàng)所控制: 混合層鹽度變化趨勢(shì)和海表強(qiáng)迫在夏秋季平均分別為–0.40‰×a–1和–1.09‰×a–1。冬季混合層鹽度升高(0.67‰×a–1), 由增強(qiáng)的海洋動(dòng)力過程(1.17‰×a–1)所決定, 其中經(jīng)向平流(0.65‰×a–1)占主導(dǎo)。

3 總結(jié)與討論

熱帶東太平洋海域終年存在一個(gè)淡水池(鹽度<34‰), 具有顯著的季節(jié)變化(0.2‰)。本文利用ARGO等觀測(cè)數(shù)據(jù)分析了熱帶東太平洋淡水池的季節(jié)變化, 并利用ECCO模式數(shù)據(jù), 對(duì)混合層鹽度收支進(jìn)行分析, 評(píng)估了各個(gè)物理過程在淡水池季節(jié)變化中的具體貢獻(xiàn)。淡水池的季節(jié)變化與降水、風(fēng)應(yīng)力、海表環(huán)流及次表層過程相關(guān): 在擴(kuò)張階段(4月至11月), 淡水池海表面積由4.92×106km2增加至8.94×106km2, 體積由1.50×105km3增加至2.83×105km3, 西邊界的最西位置從110°W延伸至146°W。在此期間, 淡水池鹽度降低, 海表平均鹽度由33.69‰降至33.52‰。4月至11月, 熱帶輻合帶向北移動(dòng), 降水增多, 為淡水池雨季。從混合層鹽度收支來看, 擴(kuò)張階段混合層鹽度趨勢(shì)為負(fù), 平均為–0.40‰×a–1, 主要由海表強(qiáng)迫的強(qiáng)降水過程(–1.09‰×a–1)控制, 而海洋動(dòng)力過程起平衡作用(0.69‰×a–1), 其中緯向平流(0.33‰×a–1)與次表層過程(0.36‰×a–1)作用相當(dāng)。收縮階段為從12月至3月, 淡水池迅速向東收縮, 其體積、表面積減小, 淡水池變咸。12月至3月是淡水池旱季, 隨著熱帶輻合帶東移, 強(qiáng)降水區(qū)減弱并逐漸移出淡水池, 增強(qiáng)的信風(fēng)使得淡水池西部淡水迅速被水平平流和垂向混合耗散。在收縮階段, 海表強(qiáng)迫作用減弱, 混合層鹽度升高(0.67‰×a–1)主要由海洋動(dòng)力過程所控制。

本文定量分析了東太平洋淡水池的季節(jié)變化, 而在更長(zhǎng)時(shí)間尺度上, 研究表明東太淡水池的變化與ENSO、全球氣候變化都有著緊密的聯(lián)系(Du et al, 2015, 2019; Guimbard et al, 2017)。在年代際時(shí)間尺度上, 近十幾年來, 東太平洋淡水池海表鹽度呈顯著的變淡趨勢(shì)(Du et al, 2015), 這種變化趨勢(shì)與全球氣候變化有著怎樣的聯(lián)系尚未可知, 相關(guān)工作有待進(jìn)一步展開。

秦思思, 張啟龍, 尹寶樹, 2017. 西太平洋暖池?zé)猁}結(jié)構(gòu)溫度場(chǎng)的時(shí)空變化[J]. 海洋通報(bào), 36(1): 27–36. QIN SISI, ZHANG QILONG, YIN BAOSHU, 2017. Spatial and temporal variability in temperature fields of the western Pacific warm pool thermohaline structure[J]. Marine Science Bulletin, 36(1): 27–36 (in Chinese with English abstract).

張啟龍, 翁學(xué)傳, 1997. 熱帶西太平洋暖池的某些海洋學(xué)特征分析[J]. 海洋科學(xué)集刊, (1): 31–38. ZHANG QILONG, WEN XUECHUAN, 1997. Analysis of some oceanographic characteristics of the tropical western Pacific warm pool[J]. Studia Marina Sinica, (1): 31–38 (in Chinese with English abstract).

張啟龍, 程明華, 許建平, 等, 2006. 東太平洋暖池[J]. 水科學(xué)進(jìn)展, 17(5): 676–684. ZHANG QILONG, CHENG MINGHUA, XU JIANPING, et al, 2006. Eastern Pacific warm pool[J]. Advances in Water Science, 17(5): 676–684 (in Chinese with English abstract).

ALORY G, MAES C, DELCROIX T, et al, 2012. Seasonal dynamics of sea surface salinity off Panama: the far eastern pacific fresh pool[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 117(C4): C04028.

ANDO K, MCPHADEN M J, 1997. Variability of surface layer hydrography in the tropical Pacific Ocean[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 102(C10): 23063–23078.

BOSC C, DELCROIX T, MAES C, 2009. Barrier layer variability in the western Pacific warm pool from 2000 to 2007[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 114(C6): C06023.

CHEN D, ROTHSTEIN L M, 1991. Modeling the mixed layer structures in the western equatorial Pacific[J]. TOGA Notes, 2: 13–16.

CHI J, SHI P, ZHUANG W, et al, 2017. Heat budget of the western Pacific warm pool and the contribution of eddy heat transport diagnosed from HYCOM assimilation[J]. Journal of Oceanography, 73(2): 193–203.

CHI J, DU Y, ZHANG Y, et al, 2019. A new perspective of the 2014/15 failed El Ni?o as seen from ocean salinity[J]. Scientific Reports, 9(1): 2720.

CRONIN M F, MCPHADEN M J, 2002. Barrier layer formation during westerly wind bursts[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 107(C12): SRF 21-1–SRF 21-12.

DE BOYER MONTéGUT C, MIGNOT J, LAZAR A, et al, 2007. Control of salinity on the mixed layer depth in the world ocean: 1. General description[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 112(C6): C06011.

DU YAN, ZHANG YUHONG, FENG MING, et al, 2015. Decadal trends of the upper ocean salinity in the tropical Indo-Pacific since mid-1990s[J]. Scientific Reports, 5: 16050.

DU YAN, ZHANG YUHONG, SHI JIANCHENG, 2019. Relationship between sea surface salinity and ocean circulation and climate change[J]. Science China Earth Sciences, 62(5): 771–782.

FUKUMORI I, 2002. A partitioned Kalman filter and smoother[J]. Monthly Weather Review, 130(5): 1370–1383.

GAO SHAN, QU TANGDONG, NIE XUNWEI, 2014. Mixed layer salinity budget in the tropical pacific ocean estimated by a global GCM[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 119(12): 8255–8270.

GENT P R, MCWILLIAMS J C, 1990. Isopycnal mixing in ocean circulation models[J]. Journal of Physical Oceanography, 20(1): 150–155.

GODFREY J S, LINDSTROM E J, 1989. The heat budget of the equatorial western Pacific surface mixed layer[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 94(C6): 8007–8017.

GUIMBARD S, REUL N, CHAPRON B, et al, 2017. Seasonal and interannual variability of the eastern tropical pacific fresh pool[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 122(3): 1749–1771.

HIRES R I, MONTGOMERY R B, 1972. Navifacial temperature and salinity along the track from Samoa to Hawaii[J]. Journal of Marine Research, 30(2): 177–200.

ITO T, WANG OU, 2017. Transit time distribution based on the ECCO-JPL ocean data assimilation[J]. Journal of Marine Systems, 167: 1–10.

KALNAY E, KANAMITSU M, KISTLER R, et al, 1996. The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 77(3): 437–472.

KIM S B, FUKUMORI I, LEE T, 2006. The closure of the ocean mixed layer temperature budget using level-coordinate model fields[J]. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, 23(6): 840–853.

LARGE W G, MCWILLIAMS J C, DONEY S C, 1994. Oceanic vertical mixing: a review and a model with a nonlocal boundary layer parameterization[J]. Reviews of Geophysics, 32(4): 363–403.

LEE T, FUKUMORI I, 2003. Interannual-to-decadal variations of tropical–subtropical exchange in the pacific ocean: boundary versus interior pycnocline transports[J]. Journal of Climate, 16(24): 4022–4042.

LUKAS R, LINDSTROM E, 1991. The mixed layer of the western equatorial pacific ocean[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 96(S01): 3343–3357.

LYNN R J, 1965. Meridional distribution of temperature-salinity characteristics of Pacific Ocean surface water[J]. Deep Sea Research and Oceanographic Abstracts, 12(4): 609.

MAES C, PICAUT J, BELAMARI S, 2005. Importance of the salinity barrier layer for the buildup of El Ni?o[J]. Journal of Climate, 18(1): 104–118.

MARSHALL J, ADCROFT A, HILL C, et al, 1997. A finite-volume, incompressible Navier Stokes model for studies of the ocean on parallel computers[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 102(C3): 5753–5766.

PICAUT J, IOUALALEN M, MENKèS C, et al, 1996. Mechanism of the zonal displacements of the Pacific warm pool: implications for ENSO[J]. Science, 274(5292): 1486–1489.

QIN SISI, ZHANG QILONG, YIN BAOSHU, 2015. Seasonal variability in the thermohaline structure of the western pacific warm pool[J]. Acta Oceanologica Sinica, 34(7): 44–53.

QU TANGDONG, GAO SHAN, FUKUMORI I, 2011. What governs the North Atlantic salinity maximum in a global GCM?[J]. Geophysical Research Letters, 38(7): L07602.

REDI M H, 1982. Oceanic Isopycnal mixing by coordinate rotation[J]. Journal of Physical Oceanography, 12(10): 1154–1158.

VIALARD J, DELECLUSE P, 1998a. An OGCM study for the TOGA decade. Part I: Role of salinity in the physics of the western Pacific fresh pool[J]. Journal of Physical Oceanography, 28(6): 1071–1088.

VIALARD J, DELECLUSE P, 1998b. An OGCM study for the TOGA decade. Part II: Barrier-layer formation and variability[J]. Journal of Physical Oceanography, 28(6): 1089–1106.

WANG OU, FUKUMORI I, LEE T, et al, 2004. Eastern equatorial Pacific Ocean T‐S variations with El Ni?o[J]. Geophysical Research Letters, 31(4): L04305.

WYRTKI K, 1981. An estimate of equatorial upwelling in the pacific[J]. Journal of Physical Oceanography, 11(9): 1205–1214.

XIE SHANGPING, XU HAIMING, KESSLER W S, et al, 2005. Air–sea interaction over the eastern Pacific warm pool: gap winds, thermocline dome, and atmospheric convection[J]. Journal of Climate, 18(1): 5–20.

YU LISAN, 2014. Coherent evidence from Aquarius and Argo for the existence of a shallow low‐salinity convergence zone beneath the Pacific ITCZ[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 119(11): 7625–7644.

YU LISAN, 2015. Sea-surface salinity fronts and associated salinity-minimum zones in the tropical ocean[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 120(6): 4205–4225.

Seasonal variability of the Eastern Tropical Pacific Fresh Pool*

CHI Jianwei1, 2, QU Tangdong3, 4, ZHANY Ying1, 2, SHI Ping1, DU Yan1, 2

1. State Key Laboratory of Tropical Oceanography (South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences), Guangzhou 510301, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. Joint Institute for Regional Earth System Science and Engineering, University of California, Los Angeles, California 90095, USA; 4. Key Laboratory of Marine Science and Numerical Modeling, First Institute of Oceanography, State Oceanic Administration, Qingdao 266000, China

Using the observations and a mixed layer salinity budget from an ocean general circulation model, we investigate the seasonal variability of the eastern tropical Pacific freshwater pool (EPFP). The EPFP has significant seasonal variation, which is controlled by the surface forcing (evaporation and precipitation), horizontal advection and subsurface processes. The seasonal changes in EPFP are mainly divided into two phases: expansion and contraction phases. From April to November, the freshwater pool expands to the west and the freshwater volume and area doubles to 2.83×105km3and 8.94×106km2, respectively. The strong precipitation brought by the northward movement of the intertropical convergence zone is the main reason for the expansion of the EPFP: the surface forcing determines the reduction of the mixed layer salinity. From December to March, when the EPFP shrinks, the increasing of the mixed layer salinity is attributed to the weakening of surface freshwater flux and the enhancement of horizontal advection and subsurface processes.

the eastern tropical Pacific fresh pool; seasonal variability; mixed layer salinity budget

date: 2018-12-27;

date: 2019-02-16.

Strategic Priority Research Program of Chinese Academy of Sciences (XDA19060501, XDA13010404); State Oceanic Administration of China (GASI-IPOVAI-02); Natural Science Foundation of China (41525019, 41506019, 41805057, 41830538)

DU Yan. E-mail: duyan@scsio.ac.cn

P732.26

A

1009-5470(2019)05-0001-09

10.11978/2018142

http://www.jto.ac.cn

2018-12-27;

2019-02-16。

殷波編輯

中國(guó)科學(xué)院戰(zhàn)略性先導(dǎo)科技專項(xiàng)(XDA19060501、XDA13010404); 國(guó)家海洋局“全球變化與海氣相互作用”專項(xiàng)(GASI-IPOV AI-02); 國(guó)家自然科學(xué)基金(41525019、41506019、41805057、41830538)

池建偉(1990—), 男, 福建省三明市人, 博士研究生, 主要從事海洋鹽度研究。E-mail: chijianwei@scsio.ac.cn

杜巖。E-mail: duyan@scsio.ac.cn

*感謝亞太數(shù)據(jù)研究中心(http://apdrc.soest.hawaii.edu)提供了ARGO資料, 美國(guó)噴氣推進(jìn)實(shí)驗(yàn)室(http://ecco.jpl.nasa.gov/external/)提供海洋環(huán)流與氣候模式數(shù)據(jù)。

Editor: YIN Bo