趙 寧， 韓 震， 2， 劉賢博（. 上海海洋大學(xué) 大洋漁業(yè)資源可持續(xù)開發(fā)省部共建教育部重點實驗室， 上海 20306； 2. 上海海洋大學(xué) 海洋科學(xué)學(xué)院， 上海 20306）

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西北太平洋海洋溫度鋒生與鋒消機制的初步研究

趙 寧1， 韓 震1， 2， 劉賢博1
（1. 上海海洋大學(xué) 大洋漁業(yè)資源可持續(xù)開發(fā)省部共建教育部重點實驗室， 上海 201306； 2. 上海海洋大學(xué) 海洋科學(xué)學(xué)院， 上海 201306）

海洋鋒面區(qū)域?qū)夂蜃兓约昂怦詈献饔玫挠绊懛浅ｏ@著， 通過分析其形成機制， 可以幫助進一步了解海洋與大氣的相互作用過程以及其物理過程。利用Argo數(shù)據(jù)、NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)和遙感風(fēng)場數(shù)據(jù)對西北太平洋的混合層溫度與溫度鋒面的變化機制進行了研究。基于海洋混合層的熱量收支模型， 發(fā)現(xiàn)在北太平洋區(qū)域的海洋混合層溫度主要受到凈熱通量控制， 同時還存在一個季節(jié)變化明顯的溫度鋒面。9～2月為溫度鋒面加強時期， 3～4月溫度鋒面變化不明顯， 而5～8月溫度鋒面則迅速減弱。根據(jù)研究， 該溫度鋒面的加強與減弱主要是由于凈熱通量的南北差異造成的， 而在凈熱通量中則以短波輻射通量與潛熱通量為主要影響因子。

西北太平洋； 海洋混合層； 海洋溫度鋒； 鋒生； 鋒消

［Foundation： Satellite Based High-tech Industrialization Demonstration Project of National Development and Reform Commission， No. 2009214；National Science & Technology Pillar Program， No. 2013BAD13B00］

海氣交界面的熱量交換對氣候變化與海氣耦合作用有著至關(guān)重要的影響。早期的海洋的熱量收支研究通常采用一維模型［1-2］。Qiu與Kelly［3］在研究中，建立了二維的混合層模型， 其中平流項由艾克曼平流與地轉(zhuǎn)流構(gòu)成。Moisan與Niiler［4］則在研究中利用連續(xù)性方程與熱量守恒方程推導(dǎo)出了混合層垂向平均的二維熱量收支方程。2004年， Dong和Kelly［5］在研究中改進了Qiu與Kelly［3］在1993年引入的二維混合層模型， 并評估了墨西哥灣流區(qū)域的熱量收支情況， 結(jié)果表明在受到灣流影響的區(qū)域， 相較于凈熱通量， 地轉(zhuǎn)流對混合層的熱量收支影響更大。

海洋溫度鋒是海洋中不同水團之間海水溫度急劇變化的區(qū)域。大面積的海洋鋒面區(qū)域通常被認為是海洋表層動量與熱通量驅(qū)動所致［6］。20世紀80年代早期， 研究者們利用遙感數(shù)據(jù)， 開展了對大面積海域的海洋鋒研究［7-8］。鋒面的判斷標準通常會根據(jù)研究區(qū)域的不同而有所不同， 如Kazmin與Rienecker［6］采用的以及Park等［9］采用的等。考慮到鋒面的變化通常與海表層的動量與熱通量相關(guān)，Kazmin與Rienecker［6］利用了一個簡化的混合層模型來分析鋒面強度的變化機制。Qiu與Kawamura［10］在對北太平洋溫度鋒消研究中也提到了需用混合層模型來對溫度鋒生與鋒消機制的進行定量研究。目前，對海洋溫度鋒的研究大多集中于鋒面的時空變化，而對鋒面的鋒生與鋒消機制研究還較少。因此， 本研究以Argo數(shù)據(jù)、NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)以及遙感風(fēng)速數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)， 建立海洋混合層熱量收支方程，對西北太平洋海域內(nèi)海洋混合層熱量收支以及海洋溫度鋒變化機制進行了研究。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)

本文選取的數(shù)據(jù)為國際太平洋研究中心/亞太數(shù)據(jù)研究中心（International Pacific Research Center/Asia-Pacific Data-Research Center）提供的2005～2012年的Argo歷史數(shù)據(jù)（Climatology dataset）、美國環(huán)境預(yù)報中心（NCEP）和國家大氣研究中心（NCAR）聯(lián)合開發(fā)的NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)以及Remote Sensing Systems組織提供的QuikScat/Ascat衛(wèi)星遙感風(fēng)場數(shù)據(jù)。

Argo歷史數(shù)據(jù)中包含了月平均的海水溫度與鹽度數(shù)據(jù)（水平分辨率為1°×1°、垂向為27層）。而NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)為日平均數(shù)據(jù)且采用了不等距的高斯網(wǎng)格。因此， 在計算時， 我們利用雙樣條線性插值法， 將再分析數(shù)據(jù)以及風(fēng)場數(shù)據(jù)插值到1°×1°網(wǎng)格上。最后， 將所有數(shù)據(jù)按月進行長年平均，得到最終的月平均數(shù)據(jù)。

1.2 研究區(qū)域

我們選擇的研究區(qū)域為西北太平洋開闊的大洋區(qū)域（135°～170°E， 15°～35°N）。該區(qū)域存在兩股洋流系統(tǒng)， 分別為黑潮續(xù)流（Kuroshio Extension）與亞熱帶逆流（Subtropical Countercurrent）， 并形成了一個存在明顯季節(jié)性變化的溫度、密度鋒面， 稱為亞熱帶鋒（Subtropical Front）［11-12］。

混合層的判定方法有很多， 依據(jù)研究目的不同而分類眾多， 可以大致分為： 梯度法、溫度差法與密度差法等［13-15］。本研究采用基于動態(tài)密度差的混合層深度（Mixed Layer Depth， MLD）判別法。密度差可以通過下式給出：

其中，T=s–1000為基于溫度計算的密度； T為參考深度的溫度（10 m）； ΔT為給定的溫度差值（本研究取0.5℃）； S為參考深度的鹽度， P為壓力（取0）， ρs為海水密度。各區(qū)域的混合層所在深度的密度可通過MLD=MLD–計算得出。此外， 我們根據(jù)混合層的性質(zhì)， 假設(shè)海水在混合層中處于充分混合的狀態(tài)，因此混合層溫度（Mixed Layer Temperature， MLT）可以由混合層內(nèi)的海水溫度的垂向平均值表示。

通過選取1月、4月、7月與10月作為4季的代表月份， 圖1表示了研究區(qū)域的混合層溫度以及混合層深度的季節(jié)性變化。我們發(fā)現(xiàn)該區(qū)域混合層深度較淺， 年間深度均小于100 m。冬、春兩季， 研究區(qū)域的北部與南部的混合層深度均較中部區(qū)域深，夏、秋兩季則顯示出北淺南深的現(xiàn)象。

由于地處亞熱帶區(qū)域， 該區(qū)域的全年混合層溫度都較高， 且大部分區(qū)域的溫度大于20℃。冬、春兩季， 在20°～30°N之間， 混合層溫度隨緯度的變化梯度很大（即， 溫度鋒面）， 而在夏、秋兩季并不明顯。根據(jù)研究區(qū)域溫度大致沿緯度變化， 南高北低， 故可利用下式計算溫度鋒面的強度（Gradient Magnitude， G）：

圖2給出了西北太平洋的溫度鋒面的時空分布。該溫度鋒面從10～11月開始， 在北部出現(xiàn)， 鋒面強度約為0.4℃/100km。同時， 鋒面存在著西低東高的空間分布狀態(tài)。在之后的冬季與春季間， 該鋒面逐漸加強， 強度超過0.4℃/100km的區(qū)域擴大到20°N以北的整個西北太平洋海域。6月份， 鋒面面積最大， 中心強度超過0.8℃/100km； 隨后迅速消失。

1.3 方法

1.3.1 混合層模型

在研究海洋上層溫度變化時， 混合層溫度變化模型是較為常用的研究方法之一。通過對海洋混合層的熱量收支進行分析， 我們可以進一步分析海洋溫度鋒面的生消機制。我們所采用的模型， 可以通過下式表示［6， 16］：

其中， T與h分別為混合層溫度與混合層深度； ρ0為海水密度（1.025×103kg/m3）； cp為常壓下的海水比熱（3 998 J/（kg·℃））； Qnet為海表面的凈熱通量， 可以通過下式計算：

其中， Qsw為短波輻射， Qlw為長波輻射， Qsh為顯熱通量， Qlh為潛熱通量， 正值代表海洋獲得熱量。

各熱通量可通過經(jīng)驗公式進行計算。短波輻射熱通量可由公式（5）給出：

其中， I0為晴天的太陽輻射， C為云量，s為海面反射率（本文取0.06［7］）。其他熱通量， 我們參考了Kim［17］與Park等［18］在研究中提出的公式， 分別進行了計算：

其中， 為輻射率（0.97）； 為斯忒藩-波茲曼常數(shù)（5.67×10–8W/（m2·K4））； ea為水蒸汽壓； 為云參數(shù)， 由式（11）計算得到［19-20］；a為氣溫（單位為K）； Ts和 Ta分別為海水溫度與氣溫（單位為℃）；a為空氣密度，由式（12）計算； ca為常壓下的空氣比熱（1 005 J/（kg·K））；W為海表風(fēng)速； L為蒸發(fā)潛熱（2.5×106J/kg）； qs為海表溫度下的飽和比濕度（考慮到鹽度影響， 取0.98［21］），qa為空氣比濕； 其他為系數(shù)［22］。

圖1 西北太平洋海域的混合層深度與溫度分布Fig. 1 Map of the mixed layer depth and temperature in the study region

其中， 為緯度。

其中， p為海表氣壓； Rd為干燥空氣氣體常數(shù)（287 J/（kg·K））。

公式（1）中的q（–h）為混合層底部的穿透輻射通量， 可以通過下式計算：

其中， q（0）為海表面的短波輻射通量； R、1和2與水質(zhì)有關(guān)， 這里我們?nèi)為0.58，1為0.35，2為23， 代表I類水體［23］。

公式（3）的右邊第三項為艾克曼平流項， 艾克曼流矢量Ve可通過下式計算：

圖2 研究區(qū)域的鋒面強度Fig. 2 Gradient magnitude of the front in the study region

其中，x為經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力， f為科氏力參數(shù)。

第四項為混合層底部的卷吸項。ΔT表示混合層與混合層以下區(qū)域的溫度差， 垂向速度由垂向風(fēng)應(yīng)力旋度curl算出：

其中， U為10 m風(fēng)速矢量； CD為阻力系數(shù)， 通過下式計算：

最后一項為殘差項（residual）， 包括方程內(nèi)沒有考慮到的因素， 如： 地轉(zhuǎn)平流項、擴散項等。

1.3.2 鋒面強度模型

由于我們定義鋒面強度由公式（2）給出， 因此，鋒面強度的時間變化方程可通過對公式（3）進行經(jīng)向微分得到：

其中， 最后一項（residual’）為鋒面強度方程本身的殘差項。

2 結(jié)果

2.1 混合層模型

根據(jù)公式（3）， 我們評估了研究區(qū)域內(nèi)的混合層熱量收支情況。圖3顯示了研究區(qū)域內(nèi)的混合層溫度時間變化趨勢。

在研究區(qū)域內(nèi)， 混合層溫度從3月開始升高； 升溫趨勢在6、7月間達到最大， 且北部升溫較南部明顯； 8月間大部分區(qū)域混合層溫度達到峰值， 同時西南區(qū)域溫度開始回落； 9月至2月間， 混合層溫度總體上屬于降低趨勢， 北部區(qū)域較南部降溫更加明顯。

圖3 研究區(qū)域的混合層溫度變化趨勢Fig. 3 Tendency of the mixed layer temperature in the study region

通過進一步對混合層模型中的其他項進行計算，我們得到了方程各項的貢獻值。首先， 我們對方程的殘差項進行了分析， 如圖4。在研究區(qū)域的150°E以西區(qū)域的殘差相對較大， 部分月份內(nèi)該區(qū)域殘差大于±0.5×10–6K/s。Hosoda［24］在研究中指出， 在受到黑潮續(xù)流影響的區(qū)域， 地轉(zhuǎn)平流的貢獻較凈熱通量多。而我們在混合層模型中僅僅考慮到了艾克曼平流項，而對地轉(zhuǎn)流平流項則沒有考慮。這可能是模型結(jié)果（公式（3）右邊項之和）不同于實際值（公式（3）左邊項）的主要原因。因此， 在以下的研究中， 我們以150°E為界， 如圖2中方框所示。圖5展示了方框內(nèi)的各項時間變化。

根據(jù)圖5， 可以看出該區(qū)域內(nèi)的混合層溫度變化在全年大部分時間主要受到凈熱通量項的影響且貢獻率超過80%， 這與以往研究結(jié)果相近［4-5］。在夏季與秋季， 還受到諸如地轉(zhuǎn)流等其他未知因素影響， 但凈熱通量貢獻率依然超過60%。我們進一步分析了各熱通量的貢獻。結(jié)果表明， 在全年的大部分時間中， 凈短波輻射貢獻較大， 6月達到最大， 最大值出現(xiàn)在約20°～24°N， 160°～170°E區(qū)域附近， 達260 W/m2（圖未給出）， 而對混合層溫度的影響最大超過4.3×10–6K/s。這主要是由于研究區(qū)域地處亞熱帶， 太陽輻射較強。凈長波輻射于7月份達最大值， 對混合層溫度影響最大約為–1.7×10–6K/s。相對于短波輻射與長波輻射， 潛熱通量項所占比例較低， 最大值僅約為–1.1×10–6K/s。顯熱項與其他三項相比很小， 4月中約為–0.17×10–6K/s， 其他月份均在–0.12×10–6K/s左右。

圖4 公式（3）的殘差項分布圖Fig. 4 Horizontal map of the residual term of Equation （3） in the study region

圖5 混合層模型各項與凈熱通量各組成部分的時間變化Fig. 5 Temporal variations of the area averaged terms and heat fluxes

2.2 鋒面強度模型

圖6為鋒面強度變化的水平分布圖。我們發(fā)現(xiàn)， 9月開始， 鋒面首先在約25°N以北160°E以西的區(qū)域開始加強； 10月向西向南擴展到幾乎覆蓋整個研究區(qū)域； 11月與12月鋒面強度變化區(qū)域向南移動， 中心區(qū)域達到約25°N附近。其中， 10～11月鋒面強度達到最高， 中心強度變化超過0.6×10–7K/（s·100km）。至1月時， 鋒面有所減弱， 中心區(qū)域略向東移； 隨后的2～4月， 強度變化繼續(xù)降低； 5月， 南部區(qū)域鋒面首先開始減弱； 6月開始， 整個海域鋒面加強基本消失； 6～8月鋒面迅速減弱， 直至消失。其中， 在7月間， 鋒面強度減弱程度最大， 25°N附近的最大值約–1×10–7K/（s·100km）。

從總體上看， 鋒面僅在5～8月減弱， 但幅度較大；9～2月， 鋒面加強； 3～4月， 鋒面變化較小。Qiu與kawamura［10］也在研究中提到西北太平洋區(qū)域的溫度鋒面在7、8月間鋒面強度有大幅度減弱的現(xiàn)象。為了進一步了解鋒面變化的具體物理機制， 我們通過公式18， 對鋒面強度方程的各項進行了評估計算。

Kazmin與Rienecker［6］在對全球大洋的進行的溫度鋒的研究中， 曾提出影響北太平洋的溫度鋒生鋒消的主要因素為凈熱通量。我們的研究結(jié)果進一步表明， 在全年的大部分時間內(nèi)， 海洋溫度鋒面強度變化的確受到凈熱通量的控制， 尤其是鋒面加強的9～2月與鋒面減弱的5～8月。與圖5不同的是， 盡管短波輻射依然占有重要的貢獻比率， 然而潛熱所占比重卻相對提高了。從1月～5月， 短波輻射南高北低。潛熱通量則北高南低， 即南部水汽蒸發(fā)較北部強。

圖6 鋒面強度時間變化的空間分布Fig. 6 Spatial distribution of the tendency of gradient magnitude

在進入北半球的夏季以后， 短波輻射通量的南北差異開始減小， 8月份達到最低， 約–1.7×10–7K/（s·100km）。它與潛熱項的共同作用在7月達到最低值（圖7）， 這是鋒面迅速消失的主要原因。圖8給出了8月份的短波輻射通量、潛熱通量與混合層深度的水平分布。太陽直射點北移， 使得北部的短波輻射通量升高， 甚至高于南部， 30°N附近的短波輻射超過到230 W/m2。而潛熱通量依然是北部熱量損失低于南部， –100W/m2等值線在130°E區(qū)域內(nèi)處在22°N左右。但是， 其隨著經(jīng)度向東等值線逐漸向北偏移， 至170°E區(qū)域時，等值線已位于30°N附近。根據(jù)公式（8）， 我們知道潛熱通量的主要影響因子為風(fēng)速以及飽和比濕。而飽和比濕qs是由下式進行計算：

其中， es為飽和水蒸汽壓， T為溫度（此處為海表溫度），P為海表面氣壓。由此， 潛熱通量的水平分布實際上是受控于海氣溫差［12］以及西北太平洋季風(fēng)［25-26］。

圖7 鋒面強度模型中各項與凈熱通量各組成部分的時間變化Fig. 7 Temporal variations of the terms in Eq.18 and the net heat fluxes

除了短波輻射和潛熱通量， 其他熱通量的影響較小。其中， 長波輻射的貢獻僅在8月較大， 約為0.3×10–7K/（s·100km）。但由于8月間短波輻射的影響最為明顯， 因此實際上其貢獻可以忽略。

圖8 8月短波輻射通量、潛熱通量與混合層深度水平分布Fig. 8 Shortwave radiation flux， latent heat flux and the mixed layer depth in August

通過對區(qū)域平均結(jié)果與水平分布圖的分析， 我們發(fā)現(xiàn)基于混合層模型的鋒面強度方程評估的與實際根據(jù)混合層溫度分布得到的鋒面強度變化還有所差距。Kobashi等［12］與Niiler等［27］的研究表明， 在30°N以北區(qū)域， 尤其是在日本沿岸附近主要受到黑潮續(xù)流的影響， 而在120°～170°E， 20°～25°N的區(qū)域也存在著緯向地轉(zhuǎn)流。同時， Kobashi等［12］在研究中提到， 該緯向地轉(zhuǎn)流與區(qū)域內(nèi)的海洋鋒面分布具有較高的聯(lián)系。因此， 我們認為在研究中忽略的地轉(zhuǎn)流項是誤差形成的主要原因。但考慮到誤差相對于控制因子（凈熱通量）較小， 我們的結(jié)論仍然是可信的。

3 結(jié)論

本研究中， 我們采用基于Argo浮標的歷史數(shù)據(jù)集、遙感風(fēng)場數(shù)據(jù)以及再分析數(shù)據(jù)， 并應(yīng)用海洋混合層模型， 重點對西北太平洋區(qū)域150°E以東內(nèi)的混合層熱量收支與海洋溫度鋒面的鋒生與鋒消機制進行了研究。

根據(jù)研究， 西北太平洋海域150oE以東的海域內(nèi)， 混合層溫度變化以及鋒面的鋒生與鋒消現(xiàn)象主要是受到了熱通量以及其南北差異的影響。5月開始， 太陽直射點的北移使得北部區(qū)域獲得的熱量開始大于南部。6月， 短波輻射總量達到最高， 最大值超過260 W/m2，而8月南北差異達到最大， 達–1.7×10–7K/（s·100km）。同時， 受夏季西南季風(fēng)與洋流等的影響， 蒸發(fā)等損失的熱量南北差異較小， 而北部混合層深度較南部淺，這導(dǎo)致北部區(qū)域混合層海水溫度升溫較南部快， 溫度鋒面逐漸減弱， 直到9月完全消失。10月開始， 伴隨著北半球進入秋冬季， 并受到冬季西北季風(fēng)影響，西北太平洋的北部區(qū)域熱量損失相對較大， 而獲得熱量卻較小， 北部區(qū)域降溫幅度較南部更大。11月，北部部分區(qū)域的溫度變化超過–1×10–6K/s， 而南部則小于–0.5×10–6K/s， 溫度鋒面由此形成。12月， 南北變化差異的減小， 使得鋒面加強程度逐漸減弱，至2月間鋒面強度趨于平穩(wěn)， 其變化逐漸消失。3～4月間， 盡管南部通過短波輻射獲得熱量較多， 但熱量損失也較北部多， 鋒面變化并不明顯。

在研究中， 我們發(fā)現(xiàn)混合層模型的解析結(jié)果仍不能完全解釋實際情況。通過分析， 我們發(fā)現(xiàn)誤差的出現(xiàn)主要與我們采用的混合層模型所忽略的項有關(guān)，尤其是地轉(zhuǎn)流平流項［5， 12］。對于地轉(zhuǎn)平流項的計算，可由地轉(zhuǎn)流平衡方程推出［28］， 而所需參數(shù)則可通過衛(wèi)星高度計數(shù)據(jù)得到。同時， 根據(jù)以往的研究［24， 28-29］，我們也發(fā)現(xiàn)不同的時間尺度、氣候異變以及混合層的判定會對區(qū)域內(nèi)的熱量收支平衡造成影響。因此，在今后的研究中， 我們將針對不同時間尺度， 分別進行計算與分析， 并進一步深入地討論氣候變化與海氣耦合造成的熱量收支問題， 同時優(yōu)化方程組成（如加入地轉(zhuǎn)平流項等）。

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（本文編輯： 劉珊珊）

Preliminary study on the frontogenesis and frontolysis of the oceanic temperature front in the northwest Pacific Ocean

ZHAO Ning1， HAN Zhen1， 2， LIU Xian-bo1
（1. Key Laboratory of Sustainable Exploitation of Oceanic Fisheries Resources， Ministry of Education，Shanghai Ocean University， Shanghai 201306， China； 2. College of Marine Sciences， Shanghai Ocean University， Shanghai 201306， China）

Apr.， 19， 2013

the northwest Pacific Ocean； ocean mixed layer； oceanic temperature front； frontolysis； frontogenesis

The mechanisms of the mixed layer temperature and temperature front in the northwest Pacific Ocean were investigated using climatology Argo， remote sensing wind， and reanalysis data from the National Center for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research. Based on a mixed layer heat budget model，the net heat flux term was found to be the main controlling factor of temperature variability in the study region. Moreover， seasonal variations in the oceanic front were investigated and found to be strongest during September to February and weakest during May to August. This study determined that the strengthening and weakening of the temperature front were mainly controlled by the net heat fluxes and in particular， the net shortwave and net sensible heat fluxes.

P731.1

A

1000-3096（2016）01-0123-09

10.11759/hykx20130419002

2013-04-19；

2014-03-22

國家發(fā)改委衛(wèi)星高技術(shù)產(chǎn)業(yè)化示范工程項目（2009214）； 國家科技支撐計劃（2013BAD13B00）

趙寧（1988-）， 男， 江蘇南京人， 碩士， 主要從事海洋遙感研究，E-mail： 343599711@qq.com； 韓震（1969-）， 通信作者， 男， 教授， 博士，E-mail： zhhan@shou.edu.cn