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Journal of Tropical Oceanography >

2019 , Vol. 38 >Issue 5: 1 - 9

DOI: https://doi.org/10.11978/2018142

Marine Hydrography

Seasonal variability of the Eastern Tropical Pacific Fresh Pool *

  • CHI Jianwei 1, 2 ,
  • QU Tangdong 3, 4 ,
  • ZHANY Ying 1, 2 ,
  • SHI Ping 1 ,
  • DU Yan , 1, 2
Expand
  • 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;
DU Yan. E-mail:

Copy editor: YIN Bo

Received date: 2018-12-27

  Request revised date: 2019-02-16

  Online published: 2019-10-09

Supported by

Strategic Priority Research Program of Chinese Academy of Sciences(XDA19060501)

Strategic Priority Research Program of Chinese Academy of Sciences(XDA13010404)

State Oceanic Administration of China(GASI-IPOVAI-02)

Natural Science Foundation of China(41525019)

Natural Science Foundation of China(41506019)

Natural Science Foundation of China(41805057)

Natural Science Foundation of China(41830538)

Copyright

Copyright reserved © 2019. Office of Acta Agronomica Sinica All articles published represent the opinions of the authors, and do not reflect the official policy of the Chinese Medical Association or the Editorial Board, unless this is clearly specified.
Fold

Abstract

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 2.83×10 5 km 3 and 8.94×10 6 km 2, 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.

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

Cite this article

CHI Jianwei , QU Tangdong , ZHANY Ying , SHI Ping , DU Yan . Seasonal variability of the Eastern Tropical Pacific Fresh Pool *[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2019 , 38(5) : 1 -9 . DOI: 10.11978/2018142

热带太平洋是全球海气交换最强的海域之一, 在全球气候系统中起着至关重要的作用。从海表温度来看, 热带太平洋最主要的特征表现为西太平洋暖池(温度>28°C)和东太平洋暖池(温度>28°C) (张启龙 等, 1997, 2006; 秦思思 等, 2017; Chi et al, 2017)。从海表盐度来看, 热带太平洋最显著的特征之一为在0°—20°N之间存在一条横跨整个海盆的低盐带(图1a)(Lynn, 1965; Hires et al, 1972)。这条低盐带的强度和宽度在纬向上存在差异: 在日界线附近, 低盐带最窄, 盐度较高; 沿着日界线越往东或西方向延伸, 低盐带越宽且海水盐度越低。160°W以西, 热带西太平洋海域存在一个高温低盐的淡水池(盐度<34.8‰), 称之为西太平洋/西太淡水池。在热带太平洋东部, 130°W以东同样存在一个淡水池(盐度<34‰)。在东太平洋淡水池95°W以东, 海表盐度低于33‰, 是热带太平洋海表盐度最低的区域。值得注意的是, 热带东太平洋淡水池与暖池(图1c)处于同一海域, 只是因为边界的定义标准不同而导致其形态(边界位置、面积、厚度、体积等)存在一定差异。赤道北部的热带辐合带导致了条带状的持续性强降水, 这也是这条低盐带主要形成原因。
图1 多年年平均热带太平洋海表盐度(a)、海表盐度季节变化标准差(b)、温度(c)和流场(d)

图中红色实线代表多年年平均34‰等盐度线。图d中矢量箭头代表流速, 填色为纬向流速, 正值代表东向流, 负值为西向流

Fig. 1 Long-term mean sea surface salinity (a), standard deviation of the seasonal variability of sea surface salinity (b), surface temperature (c) and surface currents (d).

The red contour denotes the annual mean 34‰ isohaline. The vector and shading represent sea surface current and its zonal component, respectively. The positive value of shading represents eastward current

东、西太平洋淡水池在海洋垂向层结中起着关键作用(Godfrey et al, 1989; Lukas et al, 1991)。Godfrey等(1989)和Lukas等(1991)的观测结果表明, 西太暖池区域盐度的最大梯度存在于等温层50m左右, 而温度最大梯度位于主温跃层顶部的100m。由于西太暖池远深于淡水池, 所以在淡水池内的混合层主要由盐度跃层控制。Lukas等(1991)将这种由于温盐廓线不同, 介于温度及盐度定义的混合层之间存在的间隔称为“障碍层”, 而西太暖池区域在垂向上大致可分为混合层、障碍层和深层(Qin et al, 2015)。局地的蒸发、降水及由于赤道太平洋中部潜沉的高盐水被认为是障碍层形成的主要原因(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)。研究表明在东太区域障碍层存在着显著的季节变化(de Boyer Montégut et al, 2007), 这种由盐度梯度所决定的障碍层对于上层海洋的热力性质变化以及厄尔尼诺与南方涛动(El Niño-ENSO)事件有着紧密联系(Ando et al, 1997; Maes et al, 2005; Bosc et al, 2009)。
热带东太平洋主要由两个热力与动力结构不同的区域构成, 即东太暖池与赤道冷舌。暖池中心位于15°N北美沿岸, 海表温度高于28°C, 海气交换强烈(Xie et al, 2005)。赤道冷舌平均温度低于24°C, 是赤道太平洋上升流的主要区域(Wyrtki, 1981)。而两个区域之间的赤道流系复杂, 包括了南北赤道流及北赤道逆流(图1d)。
最近一些研究从动力方面分析了东太平洋淡水池的季节变化(Alory et al, 2012; Yu, 2014, 2015; Guimbard et al, 2017)。Alory等(2012)研究了东太平洋淡水池最东部, 即巴拿马西部最低盐度区(海表盐度<33‰)的季节变化, 得出结论: 在夏季, 由于热带辐合带向北移动带来强降水, 导致了低盐区域出现; 在下半年, 东向北赤道逆流使得低盐水维持在东边界; 在冬季, 热带辐合带向南移动, 东北信风产生的上升流带来低温高盐次表层水, 最终使得淡水池在5月份几乎消失。Yu等(2014, 2015)研究表明东太平洋淡水池不仅仅由蒸发与降水控制, 风生环流对其也有很重要的影响。Guimbard等(2017)利用卫星数据发现东太平洋淡水池的年际变化与ENSO事件紧密相关。目前, 对于东太平洋淡水池季节变化的动力机制尚不明确, 对盐度变化的定量分析还有待研究。因此, 本文将着眼于东太平洋淡水池, 利用观测数据分析其季节变化及动力机制, 同时利用海洋环流与气候模式数据(Estimating the Circulation and Climate of the Ocean, ECCO), 通过混合层盐度收支对东太平洋淡水池的季节变化进行定量分析。

1 数据与方法

1.1 观测数据

盐度观测数据来自全球海洋观测计划“地转海洋学实测观测阵列(Array for Real-time Geostrophic Oceanography, ARGO)”, 其是目前海洋观测系统的主要组成部分。ARGO浮标采用拉格朗日环流法对海洋次表层温度和盐度进行剖面测量。浮标在水中处于自由漂流状态, 通常每10d完成一次从海表到2000m深度的往返, 并在攀升过程中观测记录温盐剖面数据, 在海表将数据传送至数据中心。于2000年开始投放, 并在2004年后浮标在全球大洋分布保持在3000个以上, 至今获取的温盐观测剖面累计达80余万条。本文使用的ARGO数据是格点化的月平均温盐产品, 由亚洲太平洋数据研究中心(Asia- Pacific Data-Research Center, APDRC)提供, 可从http://apdrc.soest.hawaii.edu/下载。APDRC利用来自ARGO全球数据收集中心(ARGO Global Data Assembly Center)的原始数据, 通过空间变分插值算法, 插值温盐数据得到。ARGO格点化数据集的时间跨度从2005年至今, 空间分辨率为1°×1°, 垂向共有17层, 分布不均, 间隔在表层为5m, 至最底层(2000m)为250m。
降水资料来自全球降水气候计划(Global Precipitation Climatology Project, GPCP)。GPCP将雨量测量站、卫星和探空观测中获取的数据合并在一起, 得到一套水平分辨率为2°30′, 时间跨度是从1979年今的全球雨量格点数据, 可从http://gpcp. umd.edu/获得。海表流速数据来自美国航空航天局(National Aeronautics and Space Administration, NASA)的海表流场实时分析数据(Ocean Surface Current Analyses - Real Time, OSCAR)产品, 主要是利用卫星高度计及散射计观测的反演结果, 其水平分辨率为1/3°, 时间跨度从1992年至今, 可从http://podaac.jpl.nasa.gov/dataset/获取。

1.2 模式介绍

本文用到的ECCO模式是基于麻省理工学院海洋环流模型, 模式模拟范围为80°S—80°N (Marshall et al, 1997)。模式输出结果的水平分辨率为1°, 从南北纬20°至10°经向分辨率减少至1/3°, 在近赤道内(10°S—10°N)经向分辨率为1/3°。垂向总共有46层: 垂向分辨率在表层150m以上为10m间隔, 至近海底降至400m。模式首先由海洋大气综合数据集(Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set, COADS)的风应力及海气通量季节循环驱动, 至稳定之后由美国环境预报中心(National Centers for Environmental Prediction, NCEP)再分析资料进行强迫(Kalnay et al, 1996)。模式采用了Redi混合方案(Redi, 1982)和GM参数化方案(Gent et al, 1990)模拟中尺度涡作用。K廓线参数化(K-profile parameterization, KPP)垂向混合方案也应用于混合层的湍流混合。
ECCO模式产品有很多版本, 本文使用的是喷气推进实验室(Jet Propulsion Laboratory, JPL)的准实时预测产品(ECCO-KFS dr80), 该产品经过RTS (Rauch-Tung-Striebel)滤波同化(Fukumori, 2002)。同化资料包括来自卫星(TOPEX/Poseidon、 Jason-1和Jason-2)观测的海表高度异常以及来自ARGO浮标, 抛弃式深水温度计(Expendable Bathy Thermographs, XBTs)和温盐深测量仪(Conductivity Temperature Depth, CTD)等实测温度廓线数据。为了保证同化数据的动力平衡, 产品还经过了RTS滤波。模式运行从1980年至今。已有大量工作表明ECCO-JPL能较好的反应真实海洋的整体环流与水团性质(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产品时间跨度为1993年至2017年, 可从http://ecco.jpl.nasa. gov/external/获取。

1.3 研究方法

为了更好的定量描述淡水池, 对淡水池内的物理量进行计算:
${{T}_{\text{A}}}=\iint\limits_{\text{A}}{(T(x,y)\cdot \lambda (34-\text{SSS}(x,y))\text{d}x\text{d}y}$
${{T}_{\text{V}}}=\iiint\limits_{\text{V}}{(T(x,y,z)\cdot \lambda (34-S(x,y,z))\text{d}x\text{d}y\text{d}}z$
式中: T为各个物理变量; SSS为海表盐度; S为盐度。λ为海维赛德函数, 即当盐度大于34‰, λ为0; 盐度小于等于34‰, λ为1。A表示面积, V表示体积。TA为变量T淡水池表面积分, 当T取1时, TA为淡水池海表面积(单位: m2 ); TV为变量T淡水池体积积分, 当T取1时, TV为淡水池体积(单位: m3 )。TA的计算区域为(5°S—20°N, 180°W—75°W), TV在此区域上垂向扩展至100m。
为了量化各物理过程对盐度变化的贡献, 文章对混合层盐度进行收支分析(Qu et al, 2011; Gao et al, 2014; Chi et al, 2019)。混合层盐度收支的方程如下(Kim et al, 2006):
$\frac{\partial \left[ S \right]}{\partial t}=\text{SF}-{{\left[ {{\nabla }_{\text{H}}}\cdot (uS,vS) \right]}_{\text{ml}}}+{{\left[ \text{Mixing} \right]}_{\text{H}}}\,+\text{Sub}$
$\begin{align} \text{Sub}=-\frac{1}{h}\Delta S\frac{\partial h}{\partial t}-{{\left[ {{\nabla }_{\text{H}}}\cdot (uS,vS) \right]}_{\text{induct}}}- \\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \left[ {{\nabla }_{\text{Z}}}(wS) \right]+{{\left[ \text{Mixing} \right]}_{\text{Z}}} \\ \end{align}$
式中: 方括号表示混合层平均, 即混合层内积分除以混合层深度。[S]为混合层盐度, 能很好的代表海表盐度。ml表示混合层内积分; induct表示潜沉部分。$\Delta S$为混合层内外盐度差。h为混合层深度(单位: m), 定义为海表温度降低0.2°C导致的密度变化所在深度。下标H和Z分别代表水平与垂直分量。u, v为流速的纬向与经向分量。混合层盐度的变化趋势$\frac{\partial \left[ S \right]}{\partial t}$主要由三项组成, 即海表强迫(SF)、水平平流(水平混合小, 予以忽略)和次表层过程(Sub)。海表强迫在ECCO-JPL中包括蒸发降水及海表松弛项。次表层过程由卷夹项(等号右边第一、二项), 垂向对流项(等号右边第三项)和垂向混合项(等号右边最后一项)组成。混合项(Mixing)中包含了湍流、GM混合和KPP混合(Gent et al, 1990; Large et al, 1994)。

2 结果与分析

2.1 东太平洋淡水池的季节变化

热带太平洋的海表盐度季节变化主要位于淡水带, 在东太平洋淡水池尤为显著(图1b)。淡水池的经向范围在0°—20°N之间, 东靠美洲大陆。从海表盐度来看, 淡水池的季节变化主要分为两个时期: 从北半球春季至秋季, 淡水池西边界向西延伸; 从冬季至次年春季, 淡水池则向东收缩(图2)。
图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)热带东太平洋海表盐度分布

黑色实线为各季节34‰等盐度线, 红色实线为多年年平均34‰等盐度线

Fig. 2 Seasonal variability of sea surface salinity. Mar-May (a); June-August (b); September-November (c); December-February (d).

The black contour denotes seasonal 34‰ isohalines, and the red denotes the annual mean 34‰ isohaline

东太平洋淡水池的体积与面积变化类似, 秋季达到最大, 春季最小, 体积/面积的最大值约为最小值的两倍。淡水池在4月份海表面积最小(4.92×106km2), 随后逐渐扩张, 至11月份达到最大(8.94×106km2)(图3a)。体积在11月到达最大值2.83×105km3, 在4月缩减为1.50×105km3。淡水体积与表面积变化类似, 说明淡水池平均深度的季节变化不大, 维持在32m左右。Guimbard等(2017)年利用卫星数据计算东太淡水池海表面积最大值约9.5×106km2, 最小值为4.7×106km2, 与ARGO数据估计结果基本一致。淡水池西边界在10°N附近的季节变化最为显著: 从3月份(110°W)开始逐渐向西扩张, 至10月份达到最西(146°W), 横跨约5000km。其纬向变化与表面积(体积)相似, 但超前一个月。从垂向来看, 淡水池最大深度在9月份最浅(69.4m), 在1月份最深(94.0m)。淡水池内的海表平均盐度与整个淡水池的平均盐度季节变化较为一致: 在淡水池扩张阶段, 淡水池变得越来越淡, 在11月海表平均盐度降为33.52‰, 至4—5月份升至33.70‰。
图3 热带东太平洋淡水池季节变化

a. 淡水池体积、海表面积; b. 经度位置、淡水池深度; c. 海表平均盐度、淡水池平均盐度; d. 淡水池内降水、海表高度异常

Fig. 3 Seasonal variability of the eastern tropical Pacific freshwater pool.

(a) The EPFP volume (dashed line) and area (solid line); (b) the deepest depth (dashed line) and westernmost longitude (solid line) of the EPFP; (c) the mean of the sea surface salinity and the salinity in the whole EPFP; (d) the mean precipitation and sea level anomaly in the EPFP

2.2 淡水池季节变化的动力机制

从动力机制来看, 东太平洋淡水池的季节变化是大气与海洋多物理过程共同调制的结果。图4展示了降水与海表风的季节变化: 从春季开始, 3月份淡水池内平均降水为1.82mm·d-1, 随着热带辐合带开始向北移动, 淡水池区域降水增多, 至7月份达到最大值8.45mm·d-1; 之后热带辐合带向南移动, 降水也逐渐减少(图3d)。淡水池内气候态平均降水达为5.31mm·d-1, 在5月至11月降水量距平为正, 同时对应着淡水池的扩张以及盐度的降低。
图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)热带东太平洋降水(填色)及海表风速(箭头)

黑色实线为各季节34‰等盐度线, 红色实线为多年年平均34‰等盐度线, 蓝色实线为热带辐合带各季节位置

Fig. 4 Seasonal variability of the precipitation (shading) and surface wind (arrows) in the eastern tropical Pacific. Mar-May (a); June-August (b); September-November (c); December-February (d).

The black contour denotes seasonal 34‰ isohalines, the red denotes the annual mean 34‰ isohaline, and the blue denotes the seasonal position of the intertropical convergence zone

淡水池的季节变化主要分为扩张与收缩两个阶段。从4月至11月为扩张阶段: 淡水池向西扩张主要受降水异常增多控制, 同时增强的降水导致盐度降低, 然而北赤道逆流和艾克曼抽吸的加强一定程度上平衡了盐度的降低(图4、图5)。从4月开始, 随着太阳直射点向北移动, 热带辐合带北移, 在夏季与秋季维持在9°N附近。东太暖池位于淡水池的北部(张启龙 等, 2006), 热带副合带的北移有利于强对流发展, 因此4月至11月为淡水池雨季。雨季期间, 由于强海表淡水通量的持续性强迫, 淡水池向西扩张。淡水池季节变化在10°N显著, 图5展示了10°N降水、混合层深度、艾克曼抽吸及纬向流速的季节变化。从5月开始, 淡水池内艾克曼抽吸增强, 尤其是在淡水池西边界附近; 同时北赤道逆流在夏秋季节向北移动, 并且增强。增强的艾克曼抽吸及北赤道逆流为淡水池带来了更多的高盐水, 对于淡水池扩张变淡起到一定的抑制作用。从12月至次年3月为淡水池收缩阶段: 随着热带辐合带南移, 淡水池内降水减少, 强东北信风产生的向北的艾克曼输运以及垂向的混合作用使得海表盐度升高, 淡水池西边界迅速向东收缩。
图5 10°N降水(a)、混合层深度(b)、艾克曼抽吸(c)和纬向流速(d)的季节变化

红色实线为淡水池西边界(34‰等盐度线)

Fig. 5 Seasonal variabilities of precipitation (a), mixed layer depth (b), Ekman pumping (c), and zonal velocity (d) along 10°N.

The red contour denotes the western boundary of the EPFP (34‰ isohaline)

2.3 混合层盐度收支

为了定量分析淡水池的季节变化, 本文选取了ECCO-JPL海洋环流模式进行盐度收支分析。混合层盐度能很好的表征海表盐度, 在热带太平洋海域两者相关系数超过0.99, 因此利用混合层盐度收支能很好的量化海洋与大气在各个过程中对上层海洋盐度变化的贡献。Gao等(2014)利用混合层盐度收支分析了西太淡水池的季节与年际变化, 并指出次表层过程在混合层盐度变化中的作用不可忽略。
为了验证模式数据的可靠性, 首先我们将模式数据与观测数据计算所得的混合层盐度收支结果进行对比(图6)。图6中红色实线为34‰等盐度线, 定义为淡水池边界。淡水池的位置在模式与观测中基本一致, 模式结果能较好的刻画淡水池的气候态。在热带东太平洋海域, 海表强迫对盐度的贡献在赤道北部有一条纬向负值带, 主要由热带辐合带控制的持续降水导致。纬向的赤道流系使海表平流项呈纬向带状分布: 南赤道流与北赤道流向西输运低盐水, 而北赤道逆流则相反。次表层过程在赤道及东边界区域最为显著, 分别与平流及海表强迫平衡。淡水池的季节变化主要表现在西边界区域, 本文选取了(5°S—15°N, 150°W—110°W)(图6a中的黑色方框)为研究区域。从模式结果来看, 在多年年平均下, 研究区域内海表强迫对于混合层盐度的贡献为-0.70‰·a-1; 而水平平流和次表层过程的贡献分别为0.51‰·a-1和0.20‰·a-1。在研究区域内, 观测数据对于海表强迫和水平平流贡献的估计分别为-0.98‰·a-1和0.49‰·a-1, 模式结果与其相近。
图6 2005—2016年多年年平均混合层盐度收支

a、b为观测数据结果; c、d、e为模式结果。a、c: 海表强迫; b、d: 水平平流项; e: 次表层过程。图a中黑色矩形范围为研究区域(5°S—15°N, 150°W—110°W)。图a中蒸发数据来自全球海洋客观分析海气通量项目(Objectively Analyzed Air-Sea Fluxes, OAFlux) 降水来自全球降水气候计划(Global Precipitation Climatology Project, GPCP); 图b中海表流场来自海表流场实时分析数据(Ocean Surface Current Analyses - Real Time, OSCAR)。红色实线为多年年平均淡水池西边界(34‰等盐度线)

Fig. 6 Comparison of long-term mean mixed layer salinity budget in the eastern tropical Pacific.

Shown are surface forcing (a, c), horizontal advection (b, d) and subsurface processes (e). (a) and (b) are estimated using observations; (c), (d) and (e) are estimated using ECCO-JPL. The red contour is the annual mean 34‰ isohaline

通过与观测数据进行对比, 模式能较好地模拟研究区域内盐度及海表强迫的季节变化(图7a、7b)。研究区域内的盐度变化能很好的表征淡水池变化: 在淡水池扩张阶段, 西边界向西延伸, 研究区域内海表盐度减低; 相反, 在淡水池收缩期间, 研究区域内盐度升高。
图7 海表盐度(a)、海表淡水通量(b)和混合层盐度收支的季节变化(c、d、e、f)

研究区域为图6a中黑色矩形。图a中实线与虚线分别为ARGO观测与ECCO模式数据结果; b中虚线为OAFlux蒸发与GPCP降水数据, 实线为ECCO模式数据结果, a和b中的结果均经过z分数标准化。dsdt代表混合层盐度趋势; SF代表海表强迫; ODY代表海洋动力作用, 包括纬向平流Adv-x、经向平流Adv-y和次表层过程Sub; gsALL代表海表强迫与海洋动力作用之和

Fig. 7 Seasonal variabilities of the sea surface salinity (a), surface freshwater flux (b) and mixed layer salinity budget terms (c, d, e, f).

All values are averaged in the black box of Fig. 6a. The black dashed line in (a) is estimated from Argo data. The black dashed line in (b) is estimated from OAFlux (evaporation) and GPCP (precipitation), and ECCO-JPL. The solid lines in (a) and (b) are calculated from ECCO-JPL. dsdt represents the mixed layer salinity tendency; SF represents sea surface forcing; ODY is oceanic dynamics, consisting of horizontal advection and subsurface processes (Sub); Adv-x and Adv-y represent the zonal and meridional components of the horizontal advection, respectively

混合层盐度变化主要由海表强迫与海洋动力项构成, 海洋动力项中包括了水平平流与次表层过程作用。图7c显示海表强迫始终为负, 即降水大于蒸发; 而海洋动力过程为正, 平流与次表层过程有利于混合层盐度升高; 盐度趋势在4月至11月为负, 12月至次年3月为正。在淡水池扩张阶段, 盐度的负趋势主要由海表强迫项所控制: 混合层盐度变化趋势和海表强迫在夏秋季平均分别为-0.40‰·a-1和-1.09‰·a-1。冬季混合层盐度升高(0.67‰·a-1), 由增强的海洋动力过程(1.17‰·a-1)所决定, 其中经向平流(0.65‰·a-1)占主导。

3 总结与讨论

热带东太平洋海域终年存在一个淡水池(盐度<34‰), 具有显著的季节变化(0.2‰)。本文利用ARGO等观测数据分析了热带东太平洋淡水池的季节变化, 并利用ECCO模式数据, 对混合层盐度收支进行分析, 评估了各个物理过程在淡水池季节变化中的具体贡献。淡水池的季节变化与降水、风应力、海表环流及次表层过程相关: 在扩张阶段(4月至11月), 淡水池海表面积由4.92×106km2增加至8.94×106km2, 体积由1.50×105km3增加至2.83×105km3, 西边界的最西位置从110°W延伸至146°W。在此期间, 淡水池盐度降低, 海表平均盐度由33.69‰降至33.52‰。4月至11月, 热带辐合带向北移动, 降水增多, 为淡水池雨季。从混合层盐度收支来看, 扩张阶段混合层盐度趋势为负, 平均为-0.40‰·a-1, 主要由海表强迫的强降水过程(-1.09‰·a-1)控制, 而海洋动力过程起平衡作用(0.69‰·a-1), 其中纬向平流(0.33‰·a-1)与次表层过程(0.36‰·a-1)作用相当。收缩阶段为从12月至3月, 淡水池迅速向东收缩, 其体积、表面积减小, 淡水池变咸。12月至3月是淡水池旱季, 随着热带辐合带东移, 强降水区减弱并逐渐移出淡水池, 增强的信风使得淡水池西部淡水迅速被水平平流和垂向混合耗散。在收缩阶段, 海表强迫作用减弱, 混合层盐度升高(0.67‰·a-1)主要由海洋动力过程所控制。
本文定量分析了东太平洋淡水池的季节变化, 而在更长时间尺度上, 研究表明东太淡水池的变化与ENSO、全球气候变化都有着紧密的联系(Du et al, 2015, 2019; Guimbard et al, 2017)。在年代际时间尺度上, 近十几年来, 东太平洋淡水池海表盐度呈显著的变淡趋势(Du et al, 2015), 这种变化趋势与全球气候变化有着怎样的联系尚未可知, 相关工作有待进一步展开。

References

Publishing order | Descend order by publishing year | Descend order by cited within
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