周宇，陳桂英，尚曉東*，梁長榮

(1.中國科學(xué)院 南海海洋研究所 熱帶海洋環(huán)境國家重點實驗室，廣東 廣州 510301；2.中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049)

南海中部上層海洋湍流混合的空間分布特征及參數(shù)化模型

周宇1，2，陳桂英1，尚曉東1*，梁長榮1，2

(1.中國科學(xué)院 南海海洋研究所 熱帶海洋環(huán)境國家重點實驗室，廣東 廣州 510301；2.中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049)

通過對2010年5月南海16°N和14.5°N斷面的湍流微結(jié)構(gòu)剖面觀測資料分析，給出了南海海盆上層湍流混合空間分布特征：在16°N斷面上，上層10～400 m垂向平均湍動能耗散率<ερ>在東側(cè)略大于西側(cè)；相反，在14.5°N斷面上，西側(cè)<ερ>均值約是東側(cè)<ερ>的4倍，其中，西側(cè)110.5°～111°E的<ερ>的平均值為2.6×10-6W/m3，東側(cè)118.5°E的<ερ>僅為5.89×10-7W/m3。通過分析細結(jié)構(gòu)剪切和湍流混合的相關(guān)性，發(fā)現(xiàn)剪切是南海中部上層強湍流混合的主要驅(qū)動力，揭示了高模態(tài)內(nèi)波破碎可能是湍流混合的主要機制。另外，研究了大洋中的3種參數(shù)化模型，發(fā)現(xiàn)適用于大洋近海的參數(shù)化MacKinnon-Gregg(MG)模型能較好地用浮頻和剪切估算南海中部深海區(qū)上層湍流耗散率。

湍動能耗散率；南海；空間變化；參數(shù)化模型

1 引言

海洋湍流混合研究在海洋領(lǐng)域中受到廣泛的關(guān)注[1—6]。海洋湍流混合不僅能夠改變水團性質(zhì)、驅(qū)動大洋熱鹽環(huán)流[1]，在海洋熱量、動量和能量的輸送過程中也扮演著重要角色，影響著人類環(huán)境和全球氣候變化。南海是西北太平洋最大的邊緣海，具有獨特的地理位置，它蘊涵著豐富的海洋動力現(xiàn)象，是一個天然的“海洋混合加工場”。在南海北部，由于呂宋海峽地形的突變，導(dǎo)致太平洋半日正壓潮流主軸方向東西占優(yōu)，潮流與地形相互作用，有利于內(nèi)波生成，使得呂宋海峽成為全球內(nèi)波最強生成源之一；同時南海又是全球海洋三大珊瑚礁沉積區(qū)之一，沉積的珊瑚礁使得南海海底地形粗糙，海底洋流與粗糙的地形相互作用產(chǎn)生較大摩擦，使得南?；旌下蔬h大于鄰近的西北太平洋[7]。因此，在南海研究海洋湍流混合有著十分重要的科學(xué)意義。

在呂宋海峽，包括潮流在內(nèi)等海流通過與地形作用產(chǎn)生孤立子內(nèi)波[8—11]，這些內(nèi)波進入南海到達南海北部大陸架并與大陸架相互作用后破碎，從而產(chǎn)生強湍流混合[12—13]。Tian等[7]利用走航的海流和水文觀測資料計算和分析呂宋海峽生成的內(nèi)潮能量，發(fā)現(xiàn)呂宋海峽進入南海內(nèi)潮能量通量可以達到10 GW，其中絕大部分內(nèi)潮成為南海湍流運動的能量來源。St Laurent[12]在陸架坡折區(qū)上邊界層和底邊界層發(fā)現(xiàn)了由內(nèi)波剪切不穩(wěn)定引起的湍動能耗散率可以達到10-5W/kg數(shù)量級，比大洋典型的湍動能耗散率平均值10-9～10-8W/kg高3～4個數(shù)量級。水柱底端10 m內(nèi)湍流所耗散的能量約占整個水柱湍流耗散能量的30%，陸架坡折區(qū)底部湍動能耗散率的垂向積分達到50 mW/m2。

在南海北部湍流混合空間分布特征研究方面，Tian等[7]分析了南海北部-呂宋海峽-西北太平洋的斷面微結(jié)構(gòu)特征，發(fā)現(xiàn)南海東北部1 000 m以下渦擴散系數(shù)可以達到10-3m2/s數(shù)量級，比鄰近的西北太平洋渦擴散系數(shù)高兩個數(shù)量級，這項工作說明小尺度湍流混合對南海的海盆尺度深海環(huán)流的模式有著重要影響。另外，Liu和Lozovatsky[13]研究了南海北部上層密躍層湍動能耗散率垂向平均值空間分布變化，發(fā)現(xiàn)20°N以北垂向平均值<ερ>大約是18°～20°N的兩倍，驗證了南海北部密躍層內(nèi)湍流活動很大程度受到源自呂宋海峽西北方向傳播的內(nèi)波或內(nèi)潮的影響。Liu和Lozovatsky[13]基于內(nèi)波有效位能提出了上層密躍層湍動能耗散率垂向平均值<ερ>參數(shù)化方案。張效謙[14]分析了陸架陸坡區(qū)域的微結(jié)構(gòu)湍流混合觀測，結(jié)果顯示湍動能耗散率和渦擴散系數(shù)在淺海陸架區(qū)域較強，均值可分別達到5×10-7W/kg和2×10-3m2/s，相當(dāng)于大洋平均值的100倍。盧著敏等[15]對南海北部微結(jié)構(gòu)湍流混合空間特征進行了研究，其結(jié)果均與上所述一致。盧著敏等[15]基于Richardson數(shù)和南海北部陸架坡和深水區(qū)熱擴散系數(shù)建立了分別適合陸架和深海的湍流混合參數(shù)化方案。

綜上所述，南海湍流混合研究多集中在北部(18°N以北)，對于南海中部的湍流混合研究還未見相關(guān)報道。我們使用2010年國家自然科學(xué)基金南海開放航次的湍流微結(jié)構(gòu)觀測資料，對南海中部湍流混合的空間分布特征進行了研究。同時我們還使用MacKinnon-Gregg(MG)模型[16]、Gregg-Henyey(GH)模型[17—18]、Gregg1989(G89)模型[18]估算湍流耗散率，并與觀測結(jié)果進行對比，發(fā)現(xiàn)適用于大洋近海參數(shù)化的MG模型能較好地估算南海中部上層的湍流耗散率。

2 數(shù)據(jù)和方法

2.1 數(shù)據(jù)

2010年5月，搭載中國科學(xué)院南海海洋研究所“實驗三號”科學(xué)考察船執(zhí)行的國家自然科學(xué)基金南海開放共享航次和科技部南?；A(chǔ)性工作航次，使用日本ALEC ELECTRONICS公司生產(chǎn)的TurboMap-L海洋湍流微結(jié)構(gòu)剖面儀，對南海16°N和14.5°N兩個斷面18個站位進行現(xiàn)場觀測(圖1)。每個站位觀測一到兩次，觀測深度約500 m。海洋湍流微結(jié)構(gòu)剖面儀的數(shù)據(jù)采樣頻率為512 Hz，觀測時以0.5～0.7 m/s速度自由落體下沉，從而保證微結(jié)構(gòu)觀測的精度[19]?，F(xiàn)場溫度、鹽度和密度數(shù)據(jù)用船載的Sea-Bird公司生產(chǎn)的SBE911plus型CTD采集，采樣頻率為24 Hz，最大采樣深度約1 500 m。海流流速采用RDI公司生產(chǎn)的38 kHz ADCP進行走航觀測，采樣時間間隔為5 min，空間分辨率為16 m，采樣深度區(qū)間為38～982 m。

圖1 TurboMap觀測站位，五角星表示2010年5月航次站位Fig.1 Observation sites (stars) in May 2010 by TurboMap

2.2 湍流微結(jié)構(gòu)耗散率及渦擴散系數(shù)

由湍流微結(jié)構(gòu)觀測數(shù)據(jù)，通過下面公式計算湍動能耗散率

(1)

式中，ν為運動黏性系數(shù)，它的大小與溫度、鹽度和密度有關(guān)，k是垂向波數(shù)，ψ(k)是剪切譜(高分辨率流速剪切?u/?z來自微結(jié)構(gòu)觀測，u是水平脈動流速，z是垂向的坐標(biāo))，積分的下限是1 cpm，積分的上限是Kolmogoroff波數(shù)ks，ks的計算公式如下：

(2)

通過比對剪切譜和Nasmyth譜，確定積分上限kmax，利用式(1)計算ε，然后再將其代入式(2)，令kmax=ks，重復(fù)上面計算步驟，通過不斷迭代擴大積分區(qū)間并計算ε。若kmax>ks，則終止迭代過程，最后一次迭代計算的ε就是湍動能耗散率。

2.3 耗散率參數(shù)化方案

不同海域有不同的內(nèi)波特征，因此近海和大洋中有各自適用的內(nèi)波耗散的參數(shù)化方案。

MG模型適用于近海大尺度內(nèi)波，其波數(shù)譜不能用GM(Garrett-Munk)譜來描述，其公式如下：

(3)

式中，S0=N0=0.005 2 s-1，ε0為常數(shù)，N為浮力頻率，S為水平速度在垂向上的剪切。

GH模型在大洋中被廣泛使用，內(nèi)波波數(shù)譜可以用Garrett-Munk譜來描述，其公式如下：

(4)

(5)

G89模型適用于小尺度內(nèi)波破碎觸發(fā)的湍流混合，其公式如下：

(6)

公式(4)～(6)中，SGM和S分別是Garrett-Munk背景內(nèi)波場和觀測的垂向速度剪切，N為浮力頻率，N0為大洋中浮力頻率的均值(0.005 2 s-1)，f是科氏參數(shù)。

3 觀測和結(jié)果

圖2給出了16°N、14.5°N斷面溫度和浮力頻率剖面，實線表示浮力頻率平方取對數(shù)值(log10N2，單位：s-2)，虛線表示溫度(單位：°C)。溫度剖面顯示混合層深度較淺(0～30 m)。由于觀測期5月份為南海季風(fēng)轉(zhuǎn)換期，海風(fēng)較弱，風(fēng)對上層海洋的攪拌能力也相對較弱，所以，混合層也較淺。圖2顯示16°N、14.5°N斷面N2大多數(shù)為10-5～10-3s-2，N2最大值出現(xiàn)在混合層與溫躍層交匯處，即，16°N、14.5°N斷面溫躍層頂端N2接近10-3s-2。圖1和2顯示，16°N斷面混合層在海盆東邊緣區(qū)118°E(A22站)和西邊緣區(qū)110°E (A65站)達到最深，約為30 m，向海盆中央，溫躍層逐漸升高，混合層逐漸變淺，到113°E(A62站)溫躍層抬升到海表，混合層消失，說明此站位可能在海盆西邊界流區(qū)。在14.5°N斷面的A54站和A55站(位于110.5°～111°E)，溫躍層抬升到海表，混合層消失，類似于A62站位，這兩個站位可能在海盆西邊界流區(qū)。A56站、A57站，位于112°～113°E，其混合層最深達30 m。從海盆中央到東側(cè)118.5°E(A2801站)，溫躍層升高，接近海表，混合層深度為10 m。海盆東側(cè)溫躍層的抬升可能與上層環(huán)流有關(guān)。

圖3給出了16°N、14.5°N斷面湍動能耗散率垂向分布，圖中的數(shù)值取以10為底的對數(shù)。由于上層10 m TurboMAP-L入水后還沒有穩(wěn)定下沉，所測數(shù)據(jù)存在很高的噪聲污染，只取海面10 m以下數(shù)據(jù)。

圖2 16°N斷面(a)和14.5°N斷面(b)的溫度和log10N2的分布，N為浮力頻率，實線表示log10N2，虛線表示溫度Fig.2 Distribution of temperature and log10N2 in 16°N (a) and 14.5°N (b) sections; N is buoyancy frequency，solid lines represent log10N2，and dotted lines represent temperature

在16°N斷面，海盆東側(cè)站位(A24，A23，A22)位于116°～118°E(見圖1)，300 m以淺大部分深度湍動能耗散率為10-9～10-8W/kg，最大值為5.6×10-8W/kg，300 m以深湍動能耗散率減小了一個量級，其值為10-10～10-9W/kg。海盆中央站位(A62，A61，A60)，位于113°～115°E(見圖1)，200 m以淺大部分深度范圍為10-9～10-8W/kg，最大值為2.1×10-8W/kg，200 m以深湍動能耗散率減小為10-10～5.0×10-9W/kg。海盆西側(cè)站位(A65，A64，A63)，位于110°～112°E(見圖1)，250 m以淺大部分深度湍動能耗散率為10-9～10-8W/kg，最大值為5.5×10-7W/kg，250 m以深湍動能耗散率減小為10-10～5.0×10-9W/kg。總之，在上層200～300 m以上，混合層及溫躍層(對應(yīng)于浮頻較大值的區(qū)域)，湍動能耗散率較大。這說明強層化區(qū)的較強混合可能是內(nèi)波引起的(在圖6中還要進一步觀測高模態(tài)內(nèi)波)。

在14.5°N斷面，海盆東側(cè)站位(A25，A26，A2801)，位于116°～118.5°E(見圖1)，150 m以淺大部分深度湍動能耗散率為10-9～10-8W/kg，最大值為1.9×10-8W/kg，150 m以深湍動能耗散率減小為10-10～10-9W/kg。只有在A25站約330 m深處，湍動能耗散率達到10-8W/kg。海盆中部站位(A56，A57，A58，A59)，位于112°～115°E(見圖1)，200 m以淺大部分深度湍動能耗散率為10-9～10-8W/kg，在A58站位，20 m處湍動能耗散率為3.9×10-7W/kg，可能由于上混合層風(fēng)攪拌引起的。200 m以深湍動能耗散率減小為10-10～10-9W/kg。在海盆西側(cè)站位(A54，A55)，110.5°～111°E(見圖1)，湍流耗散率均較強，400 m以淺大部分深度湍動能耗散率為10-9～10-8W/kg。與在16°N斷面類似，在14.5°N斷面東側(cè)強層化區(qū)的混合可能是內(nèi)波占主導(dǎo)引起的，而在站位(A54，A55)，西邊界流隨深度的變化引起的剪切同時伴有內(nèi)波破碎，也可能是混合增強的原因(在圖6中還要進一步觀測高模態(tài)內(nèi)波和海流垂向變化)。

為了便于進一步比較16°N、14.5°N斷面湍流耗散空間分布特征，引入垂向平均湍動能耗散率<ερ>，其計算方法引自St.Laurent[12]，其公式如下：

(7)

式中，Ds和D400表示水深，Ds=10 m，D400=400 m，<ερ>單位為W/m3。

圖4五星和圓圈分別給出了16°N、14.5°N斷面上層10～400 m垂向平均湍動能耗散率log10<ερ>。在16°N斷面強湍流混合區(qū)，在東側(cè)114°～117°E，其<ερ>的平均值為1.93×10-6W/m3，其中，東側(cè)117°E<ερ>最大，值為2.55×10-6W/m3；湍流混合在西側(cè)110°～113°E略弱，其<ερ>的平均值為1.32×10-6W/m3，其中，在A64站位16°N，111°E湍流耗散率只觀測了深度10～250 m，在10～250 m計算的<ερ>較大，其值為2.35×10-6W/m3；由于與其他站位觀測的深度(10～400 m)不一致，所以A64站位的<ερ>并沒有參與比較?？傮w上來說，湍流混合在16°N斷面上大致呈現(xiàn)東側(cè)的<ερ>的平均值較強。

在14.5°N斷面，強湍流混合區(qū)在西側(cè)110.5°～111°E，其<ερ>的平均值為2.6×10-6W/m3；弱湍流混合區(qū)在中部114°～115°E和東側(cè)118.5°E，<ερ>的平均值分別為6.73×10-7W/m3和5.89×10-7W/m3; <ερ>在110.5°～118.5°E上大致呈現(xiàn)自西向東逐漸減小趨勢，西側(cè)(110.5°～111°E)<ερ>均值約是東側(cè)(118.5°E)<ερ>的4倍。

圖4 16°N、14.5°N斷面上各站位對應(yīng)的log10<ερ>Fig.4 Turbulent dissipation levels log10<ερ> correspond-ing to each site in the sections of 16°N and 14.5°N

為了進一步理解湍動能耗散率的空間分布，我們利用ADCP觀測數(shù)據(jù)計算層間隔為16 m的剪切速度。其公式如下：

(8)

式中，U和V分別是ADCP觀測的海流速度的東向分量和北向分量。

圖5是16°N和14.5°N斷面上層38～400 m的用隨船ADCP計算的水團細結(jié)構(gòu)剪切。上層300 m水團細結(jié)構(gòu)剪切值較大，說明強層化區(qū)的強剪切可能由內(nèi)波引起。16°N斷面海盆東側(cè)115°～117°E 300 m以上的細結(jié)構(gòu)剪切值較高，對應(yīng)的圖4中的<ερ>也較大；110°～114°E的剪切值較小，相應(yīng)的<ερ>也較小。說明細結(jié)構(gòu)剪切與湍流微結(jié)構(gòu)混合相關(guān)性很好。在14.5°N斷面，110.5°～113°E的水團剪切值較大，對應(yīng)的<ερ>最大；114°～118.5°E的水團剪切值較小，對應(yīng)的<ερ>比西側(cè)明顯小。強剪切與強湍流垂向平均耗散率的空間相關(guān)性揭示了水團細結(jié)構(gòu)剪切是驅(qū)動湍流耗散的動力源。

圖5 16°N斷面(a)和14.5°N斷面(b)上層38～400 m層間隔為16 m的海流速度剪切Fig.5 Velocity shear every 16 m in the upper 38 to 400 m layer in the sections of 16°N (a) and 14.5°N (b)

圖6是16°N東側(cè)站位A22、A23及14.5°N西側(cè)站位A56對應(yīng)ADCP的海流流速剖面。在東側(cè)A22站位不在西邊界流區(qū)，U、V在38～400 m的速度隨深度的變化波動較大(見粗線)，A23站位U、V在上層300 m的速度隨深度的變化波動較大(見粗線)，說明內(nèi)波的高模態(tài)波占主導(dǎo)，小尺度高模態(tài)波容易破碎，從而，湍流耗散率較大。站位A56處于西邊界流區(qū)，在38～400 m隨深度有較大的速度脈動(見粗線)，表現(xiàn)為平流迭加高模態(tài)波。U隨深度的速度脈動很小，表現(xiàn)為低模態(tài)。但U速度在強層化中隨深度的急速減小，從而產(chǎn)生垂向流速剪切，剪切力進一步引起高模態(tài)內(nèi)波不穩(wěn)定而破碎。所以，在14.5°N斷面西側(cè)既有高模態(tài)內(nèi)波破碎對混合增強效應(yīng)也有斜壓海流剪切對混合的增強效應(yīng)，因此，西側(cè)的混合強于東側(cè)。高模態(tài)內(nèi)波破碎和斜壓海流引起的剪切是湍流耗散的主要動力機制。

4 基于浮力頻率和垂向剪切的湍動能耗散率ε參數(shù)化研究

圖6 站位A22、A23和A56的海流流速的時間序列，時間間隔5 min，U為東西向速度，V為南北向速度Fig.6 Time series of current in sites of A22，A23 and A56 during the observation; time interval is 5 minutes，U represents east-west velocity，and V repres-ents south-north velocity

本章采用公式(3)～(6)估算16°N和14.5°N斷面的湍動能耗散率，其中，由于ADCP流速觀測層間隔為16 m，所以，速度剪切用層間隔為16 m的速度計算。在公式(6)中，表示浮力頻率平方垂向空間平均，深度區(qū)間由剪切計算深度確定。在本文中，MG模型(公式(3))的ε0取值為16°N和14.5°N斷面實際觀測湍動能耗散率ε平均值，即ε0=2.02×109W/kg。為了研究湍動能耗散率與垂向速度剪切S及浮力頻率N之間的關(guān)系，在S2和N2的對數(shù)坐標(biāo)下，對湍動能耗散率ε進行等間隔平均再取其對數(shù)值，得到湍動能耗散率ε與S2和N2的關(guān)系(圖7)。

圖7b顯示MG模型估算的16°N、14.5°N斷面湍動能耗散率都隨著浮力頻率和剪切增長而增長，實際觀測的湍動能耗散率(圖7a)也隨著浮力頻率和剪切增長而增長，比較MG模型和實際觀測的湍動能耗散率隨浮力頻率和剪切的變化，發(fā)現(xiàn)兩者數(shù)值大小相近且隨浮力頻率和剪切分布較為一致。所以，在16°N、14.5°N斷面，實際觀測的湍動能耗散率隨著浮力頻率和剪切的變化基本上可以用GM參數(shù)化模型來估算。圖7c顯示GH模型估算的16°N、14.5°N斷面湍動能耗散率隨著剪切增長而增長，對應(yīng)于Richardson數(shù)小值的湍動能耗散率大。圖7d顯示G89模型估算的16°N、14.5°N斷面湍動能耗散率只與剪切正相關(guān)，在剪切平方S2≤5×10-5s-2，浮力頻率平方N2≤10-4s-2時，湍動能耗散率比實際觀測值小一個量級。GH、G89模型計算的16°N、14.5°N斷面湍動能耗散率低值平均值比實際觀測值小數(shù)個量級。所以，在16°N、14.5°N斷面，GH、G89參數(shù)化模型與實際觀測相差較大。

圖7 觀測所得的及MG、GH、G89模型估算所得的16°N和14.5°N斷面湍動能耗散率與S2和N2分布Fig.7 Distribution of dissipation rates in bins of N2 and S2 from observations and the parameterization models including MGand，GH and G89 in 16°N and 14.5°N

圖8 16°N和14.5°N斷面，湍動能耗散率各自隨S2(a)和N2(b)的變化Fig.8 The averaged dissipation rate in bins of S2 (a) and N2 (b) in 16°N and 14.5°N sections

分別在S2及N2取以10為底的對數(shù)坐標(biāo)下，對湍動能耗散率ε等間隔取平均，得到湍動能耗散率分別在S2和N2的分布(見圖8)。圖8a是16°N、14.5°N斷面湍動能耗散率與剪切平方S2的相互關(guān)系，可以看出湍動能耗散率隨剪切增長而增長，其中MG模型計算的湍動能耗散率與實際觀測曲線最吻合，它們均隨著剪切緩慢增長。GH、G89模型估算的湍動能耗散率曲線斜率大于實際觀測及MG模型。圖8b是16°N、14.5°N斷面湍動能耗散率與浮力頻率平方N2的相互關(guān)系，N2大于10-5s-2，MG模型計算的湍動能耗散率與實際觀測曲線最吻合，它們隨著N2增長而增長。G89模型的曲線隨N2增長最快，GH模型的曲線增長最慢。從圖8a、b可以看出MG模型和實際觀測相符合。

4 討論

在16°N和14.5°N斷面，分別計算了東側(cè)(16°N，115°～117°E)、西側(cè)(14.5°N，110.5°～111°E)的平均湍動能耗散率，發(fā)現(xiàn)平均湍動能耗散率與細結(jié)構(gòu)強剪切有很好的相關(guān)性，這說明剪切是驅(qū)動湍流混合的主要動力源。同時用船載ADCP觀測了16°N和14.5°N斷面的海流流速，發(fā)現(xiàn)在強混合區(qū)存在高模態(tài)內(nèi)波，由于沒有時間序列數(shù)據(jù)，無法從剖面數(shù)據(jù)中區(qū)分出是全日或半日及其他內(nèi)波。在16°N斷面東側(cè)存在高模態(tài)內(nèi)波，而西側(cè)則以正壓流和低模態(tài)內(nèi)波為主(未顯示圖)，所以，16°N斷面東側(cè)的湍動能耗散率比西側(cè)強；而在14.5°N斷面西側(cè)，高模態(tài)內(nèi)波和強垂向海流剪切同時存在，所以，西側(cè)的湍動能耗散率比東側(cè)強。因此，內(nèi)波破碎可能是混合的主要動力機制。

16°N和14.5°N接近全日潮半頻的臨界緯度，根據(jù)Xie等[20]、Alford[21]研究，這里有全日潮向其半頻內(nèi)波(近慣性內(nèi)波)運動傳遞能量的可能性，從而非線性低頻內(nèi)波(如慣性內(nèi)波和全日內(nèi)波)之間存在相互作用。

在文中關(guān)注了MG模型、GH模型和G89模型，其主要原因是：

(1)在南海中部全日潮半頻的臨界緯度區(qū)，慣性內(nèi)波和全日內(nèi)波的非線性作用，伴隨著大尺度內(nèi)波破碎[20-21]，其特征有可能適用于MG模型；

(2)研究海域，其緯度在半全日頻臨界緯度附近，存在內(nèi)波非線性作用，其動力過程既可能伴隨著大尺度內(nèi)波破碎，也可能伴隨著小尺度內(nèi)波破碎產(chǎn)生湍流，其特征有可能適用于G89模型;

(3)研究海域?qū)儆谏詈＃虾Ｉ詈Ｊ欠衽c大洋有類似特征，用GH模型來驗證。

圖5揭示了在16°N、14.5°N斷面溫躍層中存在強剪切，由于內(nèi)波能量在層化中占主導(dǎo)，所以，強剪切有可能由高模態(tài)的內(nèi)波產(chǎn)生，斜壓海流也會產(chǎn)生強剪切，但是斜壓海流產(chǎn)生的強剪切不是僅僅存在于層化中，如A56站位(見圖6)。適用于內(nèi)波的MG模型與觀測很符合，說明大尺度非線性內(nèi)波破碎(且其小尺度內(nèi)波譜不符合GM譜描)在南海中部混合占主要地位，也進一步驗證了內(nèi)波破碎可能是混合的主要能量源。同時ADCP所觀測到的高模態(tài)內(nèi)波也間接提供了內(nèi)波破碎的依據(jù)。另外，MG模型在大洋中適用于近海，而在本文中，在南海最深的中部海域也適用，這可能與在半全日潮頻臨界緯度的大尺度非線性內(nèi)波破碎有關(guān)。

適用于大洋深海的GH模型及G89模型在南海深海區(qū)均不適用，為在南海重新選擇合適的模型估算湍耗散率提供了參考。

5 結(jié)論

通過對2010年5月南海16°N和14.5°N斷面的湍流微結(jié)構(gòu)剖面觀測資料進行分析，發(fā)現(xiàn)在16°N和14.5°N斷面，上層10～400 m垂向平均湍動能耗散率<ερ>有如下主要特征：在16°N斷面上，東側(cè)站位的<ερ>呈現(xiàn)較大值，其中，在東側(cè)站位117°E，<ερ>最大值可達2.55×10-6W/m3。在14.5°N斷面上，西側(cè)(110.5°～111°E)的<ερ>最大值為2.6×10-6W/m3，從西側(cè)112°E到東側(cè)118.5°E，<ερ>逐漸減小，西側(cè)<ερ>的平均值是東側(cè)的4倍。

在16°N、14.5°N斷面，細結(jié)構(gòu)強剪切與<ερ>之間的空間相關(guān)性揭示了剪切是驅(qū)動湍流耗散的主要動力源。此外，通過分析ADCP剖面數(shù)據(jù)，在16°N斷面東側(cè)和14.5°N斷面西側(cè)強混合區(qū)發(fā)現(xiàn)了高模態(tài)內(nèi)波的存在，所以，高模態(tài)內(nèi)波破碎可能是混合的主要機制。

利用MG模型、GH模型和G89模型估算16°N和14.5°N斷面湍動能耗散率ε，發(fā)現(xiàn)MG模型適用于16°N和14.5°N斷面的湍動能耗散率估算，即使MG參數(shù)化模型是基于近海提出的參數(shù)化模型，但其也適用于南海中部的深海。在南海開展對參數(shù)化模型的研究，為在南海海洋環(huán)流模式中正確使用大洋參數(shù)化模型提供了觀測依據(jù)。

[1] Munk W H. Abyssal recipes[J].Deep-Sea Research and Oceanographic Abstracts，1966，13(4): 707-730．

[2] Bryan F. Parameter sensitivity of primitive equation ocean general circulation models[J]. Journal of Physical Oceanography，1987，17(7): 970-985．

[3] Tsujino H，Hasumi H，Suginohara N. Deep Pacific circulation controlled by vertical diffusivity at the lower thermocline depths[J]. Journal of Physical Oceanography，2000，30(11): 2853-2865．

[4] Gregg M C. Diapycnal mixing in the thermocline: A review[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans (1978—2012)，1987，92(C5): 5249-5286．

[5] Ledwell J R，Watson A J，Law C S. Mixing of a tracer in the pycnocline[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans (1978—2012)，1998，103(C10): 21499-21529．

[6] Wunsch C，F(xiàn)errari R. Vertical mixing，energy，and the general circulation of the oceans[J]. Annu Rev Fluid Mech，2004，36(3): 281-314．

[7] Tian J，Yang Q，Zhao W. Enhanced diapycnal mixing in the South China Sea[J]. Journal of Physical Oceanography，2009，39(12): 3191-3203．

[8] Zhao Z，Klemas V，Zheng Q，et al. Remote sensing evidence for baroclinic tide origin of internal solitary waves in the northeastern South China Sea[J]. Geophysical Research Letters，2004，31(6):L06302．

[9] Lien R C，Tang T Y，Chang M H，et al. Energy of nonlinear internal waves in the South China Sea[J]. Geophysical Research Letters，2005，32(5):L05615．

[10] Zhao Z，Alford M H. Source and propagation of internal solitary waves in the northeastern South China Sea[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans (1978-2012)，2006，111(11):C11012．

[11] 蔡樹群，何建玲，謝皆爍. 近10年來南海孤立內(nèi)波的研究進展[J]. 地球科學(xué)進展，2011，26(7): 703-710．

Cai Shuqun，He Jianling，Xie Jieshuo. Recent decadal progress of the study on internal solitons in the South China Sea[J]. Advances in Earth Science，2011，26(7): 703-710.

[12] St Laurent L. Turbulent dissipation on the margins of the South China Sea[J]. Geophysical Research Letters，2008，35(23):L23615．

[13] Liu Z Y，Lozovatsky I. Upper pycnocline turbulence in the northern South China Sea[J]. Chinese Science Bulletin，2012，57(18): 2302-2306．

[14] 張效謙. 南海北部陸架陸坡區(qū)內(nèi)波與混合研究[D]. 青島: 中國海洋大學(xué)，2005．

Zhang Xiaoqian. Study of interna1 wave and mixing on the continental shelf and slope of the northern South China Sea[D]. Qingdao：Ocean University of China，2005．

[15] 盧著敏，陳桂英，謝曉輝，等. 夏季南海北部海洋混合的微結(jié)構(gòu)特征研究[J]. 自然科學(xué)進展，2009，19(6): 657-663．

Lu Zhumin，Chen Guiying，Xie Xiaohui，et al. Research of the characteristics of micro structure in summer in the northern South China Sea[J]. Progress in Natural Science，2009，19(6): 657-663．

[16] MacKinnon J A，Gregg M C. Mixing on the late-summer New England Shelf-solibores，shear，and stratification[J]. Journal of Physical Oceanography，2003，33(7): 1476-1492．

[17] Gregg M C. Scaling turbulent dissipation in the thermocline[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans (1978—2012)，1989，94(C7): 9686-9698．

[18] Henyey F S，Wright J，F(xiàn)latté S M. Energy and action flow through the internal wave field: An eikonal approach[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans (1978-2012)，1986，91(C7): 8487-8495．

[19] Wolk F，Yamazaki H，Seuront L，et al. A new free-fall profiler for measuring biophysical microstructure[J]. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology，2002，19(5): 780-793．

[20] Xie X H，Shang X D，Chen G Y，et al. Variations of diurnal and inertial spectral peaks near the bi-diurnal critical latitude[J]. Geophysical Research Letters，2009，36(2):L02606．

[21] Alford M H. Observations of parametric subharmonic instability of the diurnal internal tide in the South China Sea[J]. Geophysical Research Letters，2008，35(C5):C05019．

Spatial variation and parameterization model of upper turbulent mixing in the central South China Sea

Zhou Yu1，2，Chen Guiying2，Shang Xiaodong1，Liang Changrong1，2

(1.StateKeyLaboratoryofTropicalOceanography，SouthChinaSeaInstituteofOceanology，ChineseAcademyofSciences，Guangzhou510301，China; 2.UniversityofChineseAcademyofSciences，Beijing100049，China)

Turbulent microstructure data in sections of 16°N and 14.5°N in May 2010 has been analyzed. The spatial variation of upper turbulent mixing in central South China Sea is investigated. The results show that，in the upper 10 to 400 m layer of 16°N section，the averaged vertical dissipation rate of turbulent kinetic energy <ερ> in the eastern sites is slightly stronger than that in the western sites. On the contrary，in 14.5°N section，it is found that <ερ> in western sites is 4 times of eastern sites; <ερ> declines from a averaged value of 2.6×10-6W/m3in the western sites (110.5°E to 111°E) to 5.89×10-7W/m3in the eastern sites (118.5°E). It is found that strong fine structure current shear and <ερ> are well correlated，which suggests that the strong current shear may be the main driving force for the strong turbulent mixing. Further study has revealed that the internal wave breaking of higher mode may be the main mechanism of turbulent mixing. In addition，three kinds of parameterization models are examined. MacKinnon-Gregg (MG) model for coastal sea is preferable because that the model could estimate turbulence dissipation rate of the upper layer of the central South China Sea with buoyancy frequency and shear．

turbulent dissipation rate; South China Sea; spatial variation; parameterization model

10.3969/j.issn.0253-4193.2015.05.003

2014-07-08；

2015-01-20。

中國科學(xué)院先導(dǎo)性科技專項A(XDA11010202)；國家自然科學(xué)基金(U1033002, 41376022, 41276021)；科技基礎(chǔ)性工作專項:南海海洋斷面科學(xué)考察(2008FY110100)。

周宇(1987—),男,江蘇省沭陽縣人，從事海洋湍流與海洋混合研究。E-mail:boxsters.zhouyu@163.com

*通信作者：尚曉東(1962—),男,研究員,博士生導(dǎo)師,從事海洋中小尺度動力過程,海洋湍流與海洋混合研究。E-mail:xdshang@scsio.ac.cn

P731.26

A

0253-4193(2015)05-0024-10

周宇，陳桂英，尚曉東，等. 南海中部上層海洋湍流混合的空間分布特征及參數(shù)化模型[J]. 海洋學(xué)報，2015，37(5)：24-33，

Zhou Yu，Chen Guiying，Shang Xiaodong，et al. Spatial variation and parameterization model of upper turbulent mixing in the central South China Sea[J]. Haiyang Xuebao，2015，37(5)：24-33，doi：10.3969/j.issn.0253-4193.2015.05.003