海洋中气旋涡和反气旋涡的不同路径外文翻译资料

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海洋中气旋涡和反气旋涡的不同路径

Rosemary Morrow and Florence Birol

Laboratoire drsquo;Etudes en Geacute;ophysique et Oceacute;anographie Spatiales, Toulouse, France

David Griffin

Commonwealth Scientific and Industrial Research Organization Marine Research, Hobart, Tasmania, Australia

Joeuml;l Sudre

Laboratoire drsquo;Etudes en Geacute;ophysique et Oceacute;anographie Spatiales, Toulouse, France

本文利用卫星高度计研究了不同海盆中暖涡和冷涡的传播途径。我们对寿命大于三个月的涡旋进行了研究，并给出了东南印度洋、东南大西洋以及东北太平洋三个区域内的结果。实例研究表明，beta;平面上涡旋传播的简单理论在强涡旋通过弱背景流传播的区域也是有效的。在这些条件下，反气旋涡和气旋涡向西传播，同时分别向赤道和极地方向传播。涡旋路径的这种差异意味着有向赤道方向的净热通量，对淡水、碳、营养盐等的经向输送也有指示意义。

1. 前言

Rossby波的传播在跨海盆能量传递中起着重要的作用，并且与西边界流进行着动态的相互作用。海洋涡旋或者涡流可以在海洋中传递热量、盐、碳、营养盐和其他示踪物 [Morrow et al., 2003]，而且加快平均流，并向其转移能量。所以监控它们的传播途径、成长及衰变对于理解它们在全球海洋示踪物的收支中的作用是很重要的。

卫星高度计是追踪传播特征的一种强有力的方法，因为海平面异常是一种深度积分的响应：我们在表面混合层被季节性强迫改变后的很长一段时间内，仍可以继续追踪这些行星波和海洋涡旋的深层信号。精确的Topex/Poseidon数据提供了前所未有的全球海洋Rossby波场、时间和空间尺度及其向西传播速度[Chelton and Schlax, 1996]。卫星高度计还可以探测到中纬度的海洋涡旋[Le Traon and Morrow, 2001]，联合使用不同的高度计，可以改善它们的时空采样[Le Traon et al., 1997]。

虽然对海洋Rossby波和中尺度涡旋的纬向传播已经有了很好的记录(例如，用Hovmuller图绘制不同纬度带的图)，但只有少数研究涉及到它们的经向传播。Challenor等（2001）描述了北大西洋Rossby波经向传播的统计特征，Cushman-Roisin等（1990）以及Chassignet和Cushman-Roisin（1991）对海洋涡旋的经向传播进行了理论和数值研究。逐个追踪海洋涡旋可以揭示某些经向形态。例如，从阿古拉斯翻转流中脱落的大的、反气旋性暖涡沿西北偏西方向向南大西洋传播，而气旋涡则沿西南偏西方向传播 [Boebel et al., 2003]。在东南印度洋，从沿岸的Leeuwin流分离出来的反气旋暖涡沿西南偏西方向穿过Perth海盆，然后更倾向沿纬向传播 [Fang and Morrow, 2003]，而一个冷涡卷挟的浮标则观测到其沿西南偏西方向移动[Griffin et al., 2001]。在塔斯马尼亚南部的南大洋，由于地形抬升产生的气旋性冷涡倾向于沿西南偏西方向传播[Morrow et al., 2004]。这些有趣的形态促使我们对不同海盆中的冷、暖涡旋的传播途径进行系统的研究。

2. 数据与方法

2.1 高度计海平面异常数据

在本研究中使用的是基于CLS-Space海洋学部门发布的Topex/Poseidon(T/P)和ERS1-2 SLA网格数据为基础的五年（1996-2000年）高度计海平面异常（SLA）数据。这种1/3°网格数据集为观测中尺度特征提供了最佳的时空分辨率，特别是在第一内部Rossby半径为30-50公里的中高纬地区。网格化的数据可以分辨波长为100 km的信号，50 km波长的变化能量减少了50% [Ducet et al., 2000]。

2.2 海洋涡旋的探测与监测

我们的主要问题是如何系统地从一系列的中尺度SLA图像中识别出单个的中尺度涡。按照Isern-Fontanet 等（2003）的方法，我们将涡旋核心定义为速度梯度张量的二阶不变量为正的区域。我们可以用参数Q表示这一点：

它是基于由高度计SLA图像假定地转近似导出的二维速度场得到的。假设相对于涡度梯度来讲，涡度和张力随质点路径上的变化比较缓慢，反应了流动旋转及其变形的相对贡献。当时，旋转为主。在为正且相对较大gt;的区域存在一个涡旋。在我们的案例研究中，我们测试了不同的阈值，在涡旋能量较高的阿古拉斯地区选择为 ，在其他地方选择为。在东南印度洋进行的初步测试显示，使用gt;的标准可以挑选出大量的涡旋，特别是在信噪声比低的海岸附近和低涡能区域。为了选择振幅大、寿命长的涡旋，我们增加了一个标准，要求反气旋涡，气旋涡。涡旋寿命要求天，阿古拉斯地区要求天。我们的三个案例研究中和的最终数值在表1中进行了总结。

表1. 三个研究区域选择标准所用到的数值

我们开发了一种自动追踪技术来监测涡旋传播。先识别出在初始时刻时所有满足和的涡旋。然后，我们搜索在下一时刻即第天，以初始涡旋所在位置为中心，半径R的空间内具有相同结构的涡。由于这些中纬度涡旋的传播速度为每天几公里，搜索半径R设为1°。我们还识别每一时刻中新的涡旋。如果涡旋恰好穿过卫星地面轨道之间的间隙，它们的结构就会在连续的图像中会减弱或消失。为了消除这个问题的影响，在涡旋“消失”后的20天内，我们将持续寻找是否有同样结构的涡旋。

观测涡旋传播

3.1 东南印度洋/Leeuwin流涡旋

东南印度洋的反气旋和气旋涡旋的传播路径如图1所示。暖涡的传播已经由 Fang 和Morrow[2003]描述过。长期存在的暖涡分布主要集中在海岸附近和35°S以北，25°S以南，74%的暖涡在穿越珀斯海盆时会向西北偏西移动，然后受水深影响聚集在105°E以西。平均西向速度为2.6km/day，伴随着微弱的向赤道方向移动的速度为0.4 km/day。在25°S以北，它们的传播以纬向为主，SLA信号以Rossby波为主 [Birol and Morrow, 2003]。它们的相对涡度随纬度增加而增加，主要有两个原因。首先，Rossby半径减小，速度场的空间梯度被限制在一个较小的半径上。其次，对相对涡度有直接影响的SLA随纬度的增加而增加 [Fang and Morrow, 2003]。部分涡旋产生于Leeuwin流的不稳定性，Leeuwin流携带着温暖、低盐海水向极地流动，与逐渐冷却的离岸海水相比形成了很大的正的SLA。相对涡度也随着离岸距离也趋于减少，这可能与观测到的SLA随时间的衰减有关[Fang and Morrow, 2003]。

气旋涡的传播更显著，84%表现出明显的向极地传播的特征，经向速度(平均0.8km/day)比反气旋涡快。冷涡主要集中在离岸一定距离处和27°S以南。其相对涡度在沿海随纬度增加而增加，但是这些涡旋向西南偏西传播的时候，它们的相对涡度值随时间只有微小的变化。

图1. 东南印度洋的反气旋涡(上图)和气旋涡(下图)的传播路径。它们的相对涡度用彩色圆表示：沿着他们的路径每10天一个。

3.2 东南大西洋/阿古拉斯涡旋

图2显示了在阿古拉翻转流以西的南大西洋地区冷、暖涡的传播路径。长期存在的暖阿古拉环流以及其向西、向赤道方向传播的特征，把温暖、高盐的海水从印度洋带到南大西洋。许多学者对此进行了描述（de Ruijter et al. [1999]的综述）。从12-20°E，35-44°S的高能量区被称为“大釜角”，在复杂的传播路径中伴随着强烈的混合以及气旋涡和反气旋涡的相互作用[Boebel et al., 2003]。最大的相对涡度值位于该区域中拥有的世界上SLA最高的地区。在西部和北部，我们观测到了较低的、稳定的相对涡度，其相对涡度沿气旋或反气旋涡的路径衰减较小，涡旋路径的发散更加明显。结果表明，65%的反气旋涡向赤道传播，经向速度为0.2 km/day左右，66%的气旋涡以0.3 km/day的速度向极地传播。Boebel等人（2003）还使用高度计和RAFOS浮标，利用不同的追踪标准研究了1997-1999年气旋涡和反气旋涡的传播。他们识别出了43个气旋涡，向极地传播的平均速度为0.3 km/day，反气旋较少（29个），向赤道方向的平均速度为1.1 km/day。这两项研究的不同选择标准和不同的时间段导致路径传播的统计略有不同，但两者在涡旋路径上都表现出一致的发散性。

图2. 与图1相同，但在东南大西洋。图例如图1所示。

3.3 东北太平洋/加利福尼亚流涡旋

图3显示了太平洋东北部加利福尼亚流处涡旋的传播路径。此处涡动能与东南印度洋或东南大西洋相比较低，因此我们的SLA H0标准降低到8 cm。在海岸附近既有暖涡又有冷涡，但在距离海岸1000 km以内冷涡明显小于8 cm的标准，并且没有明显的向极地传播趋势。相反，暖涡的寿命更长，向西传播更远，60%的涡旋有明显的向赤道传播趋势，速度为0.4 km/day。无论是暖涡还是冷涡，它们的相对涡度随时间都没有任何真正的变化。我们注意到，我们的分析时间段包含非常强的厄尔尼诺事件，该事件使1997年底至1998年底期间西海岸的上层海洋温度上升。因此，在我们的分析中，大量的长寿命暖涡可能会受到这一事件的影响，涡旋的分布在其他时间段可能会有所不同。

图3. 与图1相同，但在东北太平洋。我们绘制了这个北半球例子的负相对涡度图，这样反气旋涡旋仍为黄色/红色，气旋涡为蓝色。

讨论

是什么导致了冷暖涡旋路径的这种差异？这些涡旋相对较大，直径大于100公里(成像技术消除了小尺度的涡旋)。由于很大，beta;效应会影响它们的旋转。当涡旋旋转时，它们会使周围的流体产生相同方向的平流：周围流体的纬度和行星涡度f会改变，就会在大涡侧翼引起小的反气旋涡和气旋涡。这些小的次生涡旋与大涡一起造成经向漂移。图4在Cushman-Roisin（1994）之后，展示了旋涡两侧符号相反的相对涡度是如何推动气旋涡向极地传播而反气旋涡向赤道传播。

当涡旋经向运动时，它的核心会发生行星涡度的变化，从而降低其核心相对涡度的绝对值。我们观测到了Leeuwin流中的暖涡在前3个月相对涡度会沿涡旋传播路径减小，但在我们的其他海域的研究中并不显著。一般来说，观测到的涡旋在许多年内会保持其SLA和近恒定的核心相对涡度。

为什么在涡旋丰富的西部边界流或近纬向洋流如南极绕极流或亚速尔流附近看不到这种路径发散现象？近纬向流的不稳定性会在向极/向赤道侧产生反气旋涡/气旋涡，然后向后漂移，并迅速被平均流重新吸收。相反，由经向的东边界流所产生的气旋和反气旋涡旋产生后不受约束：气旋涡向两极方向移动，反气旋涡向赤道方向移动。气旋/反气旋涡旋的发散也出现在深水区的西侧，如南塔斯曼凸起区[Morrow et al., 2004]和夏威夷群岛附近(S. Imawaki，私下交流，2004)。

然而，我们的三个东部边界的例子显示出非常不同的发散模式。加利福尼亚流的涡旋能量相当低，因此我们无法长期跟踪它们，而且结果也不是很明确。Leeuwin流和阿古拉斯流区的涡旋能量相对较大且能保持更长时间，因此我们可以更长时间地跟踪它们的传播路径。阿古拉斯涡旋会穿过水深较深、背景流较强的区域，这两者都会干扰传播路径。而Leewin流涡旋会穿过背景流较弱的宽阔深海盆，更接近“理想的”理论情况。这可能解释了东南印度洋的显著的发散模式，但需要对它们的不同动力学进行更多的研究。

这种对称的发散最有趣的方面之一是它对全球示踪物收支和不同示踪物(热、盐、碳、养分等等)的经向输送存在着潜在影响。例如，在东南印度洋，有明显的暖涡群向赤道移动，然后沿20-30°S纬向移动，而冷涡旋则向赤道移动并占据30~40°S的离岸海域，这种空间形态与向大气输送的净热通量的形态完全吻合[Josey et al., 1999] ，在暖涡所占据的区域为负异常（海洋失热）而在冷涡区是则为正异常（海洋得热）。这种表面失热/得热的形态会延伸到海洋内部，到达这里的长寿命的涡旋经历了许多季节变化。而有许多暖涡和很深温跃层的地区可以维持表层的热含量多年不变。相反，南部地区冷涡较多，温跃层抬升，可以在靠近表层的地方形成低温、深层水的来源。需要对这两个区域的海气交换进行更多的定量研究，但是我们注意到冷涡会进入到冬季深混合层的区域，这里是东南印度洋亚极地模式水形成的地方 [McCartney, 1982]。也许大量的冷涡有助于冬季深对流的发生？

冷暖涡旋路径的发散也会造成东边界流地区向赤道方向的净热输送(反气旋涡/气旋涡向极地输送正/负热异常等同于向赤道的净的涡旋热通量)。这与平均流的向极地的热输送相悖。温暖的热带印度洋和印尼贯穿流补给了向极地流动的东边界流（Leeuwin流）和向西流动的南赤道流，南赤道流最终流入向极地流动的西边界流（阿古拉斯流）。利用反推模式，跨越18°S和32°S的向极地的净热输运分别为1.27和0.87 PW [Sloyan and Rintoul, 2001]，这两段之间的向大气的净热损失为0.4 PW。向赤道的净涡旋热输送可能有助于降低副热带环流的向极地热量

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