Journal of Marine Sciences >

2023 , Vol. 41 >Issue 2: 45 - 60

DOI: https://doi.org/10.3969/j.issn.1001-909X.2023.02.004

Characteristics and mechanism of ocean subsurface coherent eddies: Problems and progress

  • GE Yuyu ,
  • LIAO Guanghong , *
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  • College of Oceanography, Hohai University, Nanjing 210013, China

Received date: 2022-09-21

  Revised date: 2022-11-22

  Online published: 2023-07-27

Fold

Abstract

With the advancement of observation technology and the improvement of ocean numerical simulation capabilities, some stable subsurface coherent vortices have been widely observed in the ocean, which far from the formation source area. These vortices possess distinctive dynamic characteristics, such as a low potential vorticity center, lens-like structure of isopycnals, weak stratification, and anomalous temperature, salinity, or other tracer properties compared to the surrounding water mass. Their core flow is relatively stronger. These subsurface coherent vortices significantly impact ocean water mass transport, thermohaline circulation and marine biological environment. This paper comprehensively summarizes researches on subsurface coherent vortices in the ocean, including their structure, hydrological characteristics, identifying methods, global distribution, dynamic mechanisms and their important effects on ocean environment. Furthermore, the research perspectives are discussed, such as the difficulties in the research and the issues that need to be solved to comprehensively understand subsurface coherent vortices in the ocean.

Key words： ocean subsurface; subsurface coherent vortex; dynamic characteristics and mechanism

Cite this article

GE Yuyu , LIAO Guanghong . Characteristics and mechanism of ocean subsurface coherent eddies: Problems and progress[J]. Journal of Marine Sciences, 2023 , 41(2) : 45 -60 . DOI: 10.3969/j.issn.1001-909X.2023.02.004

0 引言

1958年,英国海洋学家SWALLOW et al[1]研制了能在大洋一定水深中自由漂浮的“中性浮子”,并利用其在大西洋湾流区开展海流观测,结果发现海流不仅比预想的快了十几倍,还出现反向流动。这种“反常”的现象激发了人们的探索热情,最终发现了大洋中尺度涡。自20世纪90年代卫星高度计应用以来,大量中尺度涡旋(水平尺度与罗斯贝变形半径相当) 被观测发现[2],从而掀起了海洋中尺度涡研究的热潮。
海洋中涡旋包括流速最大值出现在表层的涡旋和流速最大值出现在次表层的涡旋。由于卫星高度计的广泛应用,对表层涡旋的研究已取得极大进展,但对海洋次表层涡旋的发现基本是偶然的。随着漂流浮标、自主水下滑翔机、地震图像等技术的成熟和应用,在全球许多海域才陆续发现了次表层涡旋。如在地中海、加利福尼亚海域、亚丁湾海域、黑潮延伸体等全球大洋的许多区域都观测到了次表层涡旋[3⇓⇓-6]。随着观测技术的进步,海洋观测采样的时空分辨率越来越高,人们还发现了大量1 km尺度的涡旋结构和细丝状流场广泛活跃于海洋表层和次表层。1985年,MCWILLIAMS[7]首次发现和命名了次中尺度相干涡旋(submesoscale coherent vortices,SCVs),这类涡旋水平尺度小于中尺度涡旋,即小于罗斯贝变形半径,结构紧致(能移动很长的距离而保持结构不变)。相干涡旋寿命长,可携带生成地的水团到遥远的海域,这使得其对全球海洋环流、上层海洋热量、盐分和生物地球化学示踪剂通量的传输都有着不可忽视的作用。
本文综述了自20世纪80年代以来海洋次表层SCVs(次表层强化且具有相干性的中尺度和次中尺度涡旋)的观测研究进展,包括次表层SCVs的结构特征、分布特征、生成机制以及它们对一些海洋过程的影响,最后提出了尚未解决的问题和未来的研究方向。

1 次表层SCVs的特征

1.1 水文特征

早期研究次表层SCVs主要基于现场水文观测资料。次表层SCVs往往远离生成区域,并且保留了其生成区域的水团属性,与周围水体相比较,具有混合良好的热盐异常性质,等密度线呈透镜状,流场呈现涡旋状结构[8],因此,可以根据温盐和动力高度异常描述次表层SCVs的垂直结构。当前报道的次表层SCVs主要以反气旋式涡旋为主,表现为弱层结,中心为低位涡异常的均匀水体,流场主要是水平的,且在次表层内部有一个流速最大值[7]。次表层SCVs的寿命可达几个月至数年,这是因为次表层SCVs在其生命期内与周围水体的混合过程相对较弱,可以减缓其衰亡。

1.2 动力学特征

涡旋的相干性用旋转速度与平移速度之比进行度量,表征了涡旋水团的孤立性。如果涡旋的旋转速度与平移速度的比值大于1,表示该涡旋具有强烈非线性,也表明该涡旋沿其路径能保持其相干结构[9-10]。次表层SCVs属于强烈非线性结构的SCVs。SCVs的垂直结构特征比中尺度涡旋更容易受到局地海洋情况的影响,通常可以由正压和第一斜压模态很好地表示[11]。MCWILLIAMS[7]提出,可根据罗斯贝变形半径(R)和伯格数(B)两个动力学参数识别SCVs,参数定义为
R=N/(fl)
B=[NH/(fL)]2
式中:N为浮力频率,f为科氏参数,l为垂直波数,L为水平尺度,H为垂直尺度。满足涡旋半径<R,且0.05<B<1两个动力条件的次表层涡旋可定义为SCVs。但其后有观测到SCVs的涡旋半径与罗斯贝变形半径相当甚至比罗斯贝变形半径更大的情形[12-13]。

2 次表层SCVs识别方法

通常海表中尺度涡旋是从海面高度异常特征中识别出来的。由于次表层海洋涡旋在海洋的表层特征信号较弱,无法通过卫星高度计观测数据进行识别,通常根据水文特征和动力学特征进行诊断识别。图1给出了当前识别次表层SCVs的几种常用观测方法。这些观测方法直接获取的是水文或生化要素资料,需要根据次表层SCVs的特征,利用识别技术和方法从这些资料中识别出次表层SCVs。在图1a中,通过走航观测的高分辨率温度、盐度、溶解氧和荧光剂剖面揭示了次表层的水团异常,即呈现明显的高盐、高温、低氧和高荧光,符合次表层SCVs的特征,涡旋半径为15 km[14]。图1b中的观测资料是Argo浮标的观测结果,其中显示出一个高盐透镜体结构[15],结果在温度剖面图中同样表现出透镜体结构,符合典型的SCVs结构特征。图1c为通过滑翔机观测到的一个次表层反气旋涡[4],这个涡旋具有异常涩度、弱分层的透镜状水团结构,水团核心流向相反。图1d是地震反射率剖面,在600~1 400 m深度之间明显存在一个透镜体[16],直径约为50 km,根据它的深度范围和尺度大小推测它是一个次表层SCVs。目前,由于缺乏大范围水平和垂直分辨率的原始观测资料,仅能采用高分辨率模式数据来研究海洋次表层SCVs的三维结构。
图1 当前几种常用观测手段所识别出的次表层SCVs

[a:夏威夷海洋时间序列(HOT)航次在ALOHA观测站(22°45'N, 158°00'W)通过高分辨率采样获得由次表层(300~500 m)涡旋引起的位温(θ)、盐度(S)、溶解氧(O2)、浮力频率(N)和荧光剂(Fl)异常,图中黑色曲线为121航次观测剖面,彩色曲线为122航次观测剖面[14];b:Argo浮标(WMO ID 3900556)于2007年在南太平洋副热带东部区域观测的上层600 m时间-深度-盐度剖面图[15],图中黑色线为盐度等值线,白色线从上往下分别为位势密度(σθ=26.0,26.2,26.5,26.7和27.0 kg·m-3)等值线;c:2004年秋季由水下滑翔机观测到加利福尼亚潜流涡旋(Cuddy)引起的涩度异常剖面图[4],图中叠加了位势密度异常等值线(品红色线)、沿岸地转流流速等值线(黑色线为向极地方向、灰色线为向赤道方向,粗黑线是流速为0 m·s-1的等值线),位势密度和地转流流速等值线间隔分别为0.2 kg·m-3和0.02 m·s-1,高亮且粗的品红色线表示σθ=26.55 kg·m-3 等位势密度线,代表加利福尼亚潜流流核位置;d:北大西洋地震反射数据观测到的次表层地中海涡旋(Meddy)[16]。]

Fig.1 Subsurface coherent vortices identified by some observation methods

[a: Potential temperature (θ), salinity (S), dissolved oxygen (O2), buoyancy frequency (N) and fluorescence (F1) profiles from ALOHA station (22°45'N, 158°00'W) during Hawaii Ocean Time-series (HOT) cruises 121 (black lines) and 122 (colored lines) [14]; b: Time-depth sections of salinity during 2007 in the upper 600 m from Argo float WMO ID 3900556, located in the eastern subtropical South Pacific Ocean[15], with the black line for salinity contours. Contours for σθ=26.0,26.2,26.5,26.7 and 27.0 kg·m-3 from top to battom are overlaid in white; c: Profile of anomalously spicy caused by California undercurrent eddy (Cuddy) observed by underwater glider from autumn 2004[4]. The figure superimposes the potential density anomaly (magenta contours), and alongshore geostrophic velocity (black contours poleward, gray contours equatorward, zero contour heavy line), The contour interval for potential density (velocity) is 0.2 kg·m-3 (0.02 m·s-1). The California undercurrent core isopycnal ofσθ=26.55 kg·m-3 is highlighted by the thick magenta line; d: Mediterranean eddy (Meddy) observed from the North Atlantic seismic reflection data[16].]

2.1 OKUBO-WEISS参数识别法

OKUBO-WEISS参数识别法[17-18]在中尺度涡旋自动探测中应用最为广泛,可以应用到海洋次表层SCVs的识别中。OKUBO-WEISS参数识别法是利用速度场资料,通过识别旋转特征量(W)来表征涡旋的存在,W定义为
W = S n 2 + S s 2 -ω2
式中:Sn,Ss,ω分别表示的是流场的剪切变形率,拉伸变形率以及相对涡度。Sn= ∂ u ∂ x - ∂ v ∂ y,Ss= ∂ v ∂ x + ∂ u ∂ y,u和v表示水平速度场。如果度量旋转的相对涡度占绝对优势,则W为负值,指示涡旋的存在。

2.2 最小位涡识别法

利用观测的剖面水文数据,例如由大量Argo浮标测量的垂直温盐剖面计算厄特尔位涡(或称为广义位涡)q的极小值为涡旋中心,q的计算公式如下:
q = ( ξ + f ) N 2 g ≈ f ρ 0 ∂ ρ ∂ z
式中:ξ是相对涡度, f是行星涡度,N是浮力频率,海水参考密度ρ0=1 030 kg/m3,g为重力加速度, ∂ ρ ∂ z是密度的垂向梯度。
由于海洋中通常满足f ≫ξ,在缺乏速度场数据的情形下,可以忽略相对涡度的计算,公式(4)简化成寻找垂向均匀水团来识别次表层SCVs,但这种方法缺乏水平方向信息,无法获知水平尺度,难以捕捉次表层SCVs的完整生命过程,因此该方法多用于合成分析。最小位涡识别法也可以使用浮标阵列、走航、滑翔机等具有较高水平分辨率的观测数据来计算相对涡度,但通常也仅能捕捉到个别涡旋,且观测的成本非常高。

2.3 流速特征识别法

次表层SCVs的流场内部有一个流速最大值。在已获知水团异常、低位涡的前提下,在缺少直接的测流资料时,可以采用温度和盐度剖面资料计算两个相邻剖面之间的动力高度差,从而获取地转流速的估计值。局地的水平速度异常,可以通过计算次表层SCVs剖面和气候态剖面资料的动力高度异常H'(z)获得,计算公式如下:
H ' ( z ) = - 1 g ∫ p r e f p z 1 ρ c a s t d p - - 1 g ∫ p r e f p z 1 ρ c l i m d p
式中:z为深度,p为压强,$p_z$ 表示深度为z处的压强,$p_{ref}$ 为参考压强,$ρ_{cast} 为观测密度值,$ρ_{clim} 为气候态密度值。首先根据次表层SCVs的特性,从温、盐观测资料中确定次表层SCVs垂直范围,再寻找是否存在动力高度异常或地转流函数最大值,则可确定次表层SCVs是否存在[19] 。
在次表层SCVs识别分析中,通常是综合应用上述三种方法进行相互验证。由于现场观测资料在空间分布和时间连续性方面都存在不足,对于全面认识次表层SCVs的三维结构和演化过程是困难的。随着海洋数值模拟水平的提高,特别是同化技术的发展,越来越多的学者采用模式再分析数据来研究和认识次表层SCVs。再分析数据具有完整的、长时间序列的三维物理场,可联合上述三种方法对次表层SCVs进行识别,且能在涡旋的整个生命期进行追踪,也可以捕捉一定区域内的大量涡旋,还可深入开展机制研究。但当前模式数据只能分辨较大的涡旋,模式数据是否能真实再现海洋状态也是需要考虑的问题。笔者使用Bluelink再分析(BRAN2020)数据,在黑潮延伸体区域探测次表层SCVs,结果显示2013年2月11日,在157.0°—159.5°E,37.0°—39.5°N,300~600 m深度范围存在一个低盐且几乎均匀的水团,在该水团位置深度,位势温度和位势密度图上都展现出透镜状结构(图2)。进一步从三维位势温度和盐度结构(图3)可以看出,在表层(10 m水深处)无涡旋结构出现,200 m水深处能看到明显的涡旋结构,随着水深增大涡旋有加强的趋势,到了500 m水深,涡旋的直径超过165 km。涡旋垂直影响深度超过900 m。
图2 再分析数据探测到的黑潮延伸体区域次表层SCVs结构

(图中的白色线代表混合层深度。)

Fig.2 Structure of subsurface vortex detected using reanalysis data in Kuroshio extend region

(White lines indicate mixed layer depth.)

图3 应用再分析数据探测到的黑潮延伸体区次表层SCVs的三维结构

Fig.3 3D structure figure of subsurface vortex detected by reanalysis data in Kuroshio extend region

3 次表层SCVs的分类及分布

3.1 次表层SCVs的分类

在某些特定区域,海洋学家对海洋次表层SCVs赋予了特殊的名称,例如温跃层内涡旋(intrathermocline eddies,ITEs)[20]、温跃层下涡旋(subthermocline eddies,STEs)[6],模态水涡旋[21]等。表1列出了当前一些特殊海域发现的具有独特名称的次表层SCVs。
表1 在全球观测发现的典型次表层SCVs

Tab.1 Typical subsurface coherent vortices found in the global ocean

区域 温跃层内涡旋(ITEs) 温跃层下涡旋(STEs) 模态水涡旋
主要结论 代表性文献 涡旋名称 主要结论 代表性文献 主要结论 代表性文献
印度洋 表层反气旋涡与热带气旋相互作用可能产生ITEs GORDON et al[23] 阿拉伯
涡旋		 阿拉伯海观测到的STEs在咸水横跨阿拉伯海的运输中具有重要作用 VIC C et al[25],
MAREZ et al[26]
在马达加斯加东南部观测到ITEs NAUW et al[24]
大西洋 综合大西洋西部永久性温跃层中等温透镜体的观测结果,解释其为孤立特征,首次提出ITEs,同时在马尾藻海中观测到ITEs DUGAN et al[20] 地中海涡旋 地中海涡旋将高盐的地中海水输送到亚热带大西洋,影响环流、深对流、生物化学物质等 MCDOWELL et al[29],
RICHARDSON et al[30],
BARBOSA et al[31],
BOSSE et al[3,32-33]		 模态水涡旋在大西洋西北部被观测到,它们通过沿密度面输送和动量搅拌热盐、化学物质等影响海洋环流从而影响生态 MCGILLICUDDY
et al[34]
在副热带北大西洋东边界上升流潜流中观测到ITEs,其内部和周围生产力很高 PIETRI et al[12] 北大西洋东部的海洋低氧区的形成与模态水涡旋的孤立水团输运有关 SCHÜTTE
et al[35]
在墨西哥湾观测到的ITEs对墨西哥湾热量、盐度再分配有影响 MEUNIER et al[27],
GULA et al[28]
太平洋 在日本海观测到ITEs,被认为是由冬季混合层水沿副极地锋南边缘的锋面汇聚和俯冲作用形成的 GORDON et al[36] 加利福尼亚潜流涡旋 加利福尼亚潜流涡旋是加利福尼亚潜流温暖、高盐水横向输送机制之一 GARFIELD et al[37] 北太平洋次表层低位涡水团的变化和涡旋密切相关 WEN et al[38]
南太平洋副热带回旋的赤道13 ℃水 反气旋,可能来自于东边界的极向潜流 JOHNSON et al[15]
黑潮延伸体区域观测到低位涡、高溶解氧的次表层SCVs,发现它们影响中层水的俯冲 OKA et al[41]
利用HYCOM模拟日本海的ITEs,阐述了其生成的相关机制 HOGAN et al[39] 黑潮延伸体涡旋 多次观测到STEs,其内部的热盐性质表明它们可能起源于黑潮上游 MAXIMENKO et al[40],
OKA et al[41],
ZHANG et al[42]
ITEs不仅可以离岸运输水团,还能促进上升流区域的拓展 HORMAZABAL et al[13] 棉兰老岛海岸涡旋 多次观测到STEs,它们对南北太平洋中层的混合有重要作用 FIRING E et al[43],
CHIANG et al[44-45],
NAN et al[46],
ZHANG et al[47]
北冰洋 早期观测到次表层SCVs的地区之一,在格陵兰海、波弗特海、拉布拉多海都曾观测到,与深对流相关(D’ASARO[48], GASCARD et al[49], LILLY et al[50])

3.1.1 温跃层内涡旋

温跃层内涡旋(ITEs)由DUGAN et al[20]1982年首先观测提出,后来被发现广泛存在于世界大洋中。它由温跃层内的均匀水团构成,呈透镜状,直径为10~100 km;热盐性质与周围环境差异很大,通常是反气旋结构,速度场呈现圆周对称性且最大流速出现在涡旋内部[22]。ITEs通过平流远离其生成区域,它的寿命较长,且在整个生命期保留生成区域的水文特性。ITEs通常具有相当或大于内部罗斯贝变形半径的水平范围[21]。ITEs通常是孤立涡旋,偶见它们嵌入或被困在较大尺度的涡旋内部,THOMAS[22]在墨西哥湾观测到这一现象(图4)。
图4 在墨西哥湾海域发现的3个温跃层内涡旋(ITE01、ITE02、ITE03)[27]

Fig.4 Three intrathermocline eddies (ITE01,ITE02, ITE03) found in the Gulf of Mexico[27]

3.1.2 温跃层下涡旋

温跃层下涡旋是位于永久温跃层之下,具有均匀水体属性,呈反气旋透镜结构的另一类特殊海洋涡旋,它的反气旋性涡度和弱层结的特点使其核心的位涡呈现为低值。STEs的水平尺度通常在10 km量级,小于第一斜压变形半径,其信号在海洋表面基本不可见。在全球的许多海域都观测到了温跃层下涡旋,根据不同的生成区域和水团特征,STEs又可以分为地中海涡旋(Mediterranean eddies,Meddies)[29],加利福尼亚潜流涡旋(California undercurrenteddies,Cuddies)[37],黑潮延伸体涡旋(Kuroshio extension intermediate-layer eddies, Kiddies)[6]等。

3.1.2.1 地中海涡旋

1978年MCDOWELL et al[29]在西北大西洋巴哈马海域的温跃层下观测到水体结构具有地中海中层水特性的透镜体,他们命名这种特殊透镜体为“Meddies”。Meddies的发现引发了人们极大的兴趣。Meddies早期出现在北大西洋,为密集的、高盐、弱分层的地中海海水斑片,并呈反气旋式旋转,旋转速度可达30 cm/s。随后从源地移动超过6 000 km进入东大西洋,并依然保持水体性质不变。在东大西洋因其显著的温度、盐度和速度异常而被观测到,Meddies的温度异常可达到1.4 ℃[30]。Meddies的生成和西向传播对大西洋的热盐通量分布有重要影响。
1994—1995年在地中海西北部,1997—1998年在阿尔及利亚海盆(地中海南部海盆)开展了两个大型漂流浮标观测实验,分别揭示了SCVs在西地中海北部和南部的存在,半径均约为5 km,寿命均超过1年。RICHARDSON et al[30]用浮标观测数据统计出90%的Meddies的平均寿命约为1.7年,最终与海山相互作用而消亡。实验首次揭示了在利翁港海湾(Gulf of Lion)内生成的深对流水可以通过Meddies传播到远离生成区数百公里的区域[20],表明Meddies对地中海西部大范围的热盐环流和深层通风过程有重要作用[21]。DRILLET et al[51]使用模式实验再现了Meddies的主要特征。BARBOSA et al[31]分析了长达20年的高分辨率模拟地中海的模型输出结果,并跟踪了大量Meddies的生命史。2006年首次在地中海西北部部署了滑翔机[3],BOSSE et al[3]从滑翔机的连续观测中发现了利古里亚海小尺度次表层SCVs的存在(图5)。他们观测到异常暖而咸的温跃层下涡旋的生命史远大于两个月,揭示了特殊的次表层SCVs运输对该海域的物理性质有显著的影响,它们可能对地中海中层水的扩散和利翁港的深对流有重要作用,从而有利于冬季垂直混合。2016年BOSSE et al[32]揭示了西北地中海深对流产生的气旋式SCVs可以存活到下一个冬季,对混合层的加深产生重大影响,通过扩散作用,对深层水生成的贡献达30%。BOSSEet al[33]描述了冬季地中海西北部发生对流事件后生成的SCVs,由于强烈旋转设置了涡旋内外水交换的屏障,涡旋内初级生产力高于涡旋外,证明了SCVs对营养盐分布和浮游植物群落的重要影响。
图5 水下滑翔机观测在地中海海域发现的温跃层下涡旋[3]

[a:盐度剖面,图中白色等值线为等密度线;b:垂直于水下滑翔机测线的流速剖面(蓝色虚线框内为梯度风流速,蓝色虚线框外为地转流速),图中叠加了较大流速等值线(白色线)和平滑的等密度线(黑色线),蓝色虚线框为涡旋范围。]

Fig.5 Subthermocline eddies found in Mediterranean Sea by the underwater glider[3]

[a: Salinity section with density contours in white; b: Cross-section velocities (Cyclostrophic within the blue box and geostrophic outside). The large current speed contours (white contours) are overlaid, and the black contours show the smoothed density field. Blue dashed box indicates eddy interior.]

3.1.2.2 加利福尼亚潜流涡旋

在北太平洋东部也发现了位于温跃层之下的温暖、高盐、呈透镜状的反气旋式低位涡水团,因为它们起源于加利福尼亚州,存在于加利福尼亚潜流内,因此被称为“Cuddies”[37]。北美西海岸的近海和夏威夷海都观测到过Cuddies。Cuddies与Meddies相似,只是位置相对较浅,也不如Meddies强大。

3.1.2.3 黑潮延伸体涡旋

2014年,ZHANG et al[42]在副热带西北太平洋上利用Argo浮标观测到冷核和暖核两种结构的STEs,LI et al[6]利用Argo温盐资料对黑潮延伸体区域的冷核STEs进行了特征和时空变化分析,并建议将黑潮延伸体附近的STEs命名为“Kiddies”。
其他出现在次表层的SCVs,包括北冰洋的拉布拉多海流涡旋[50]、波弗特海涡旋[48]、红海的溢出水产生的涡旋[5]、秘鲁-智利潜流涡旋[10]、在南太平洋副热带发现的赤道13 ℃涡旋[15]都与STEs非常相似,此处不再赘述。

3.1.3 模态水涡旋

还有一部分次表层SCVs与模态水有关,称作模态水涡旋。ZHANG et al[21] 提出了模态水涡旋的垂直结构类似“三明治”(图6),模态水被夹在两层明显不同性质的水团中间。MCGILLICUDDY et al[34]在大西洋西北部观测到模态水涡旋,其特殊的次表层等密度面的透镜状结构,有利于营养物质向真光层输送,极大地促进初级生产力和深海碳源输送。WEN et al[38]研究了冬季涡旋对北太平洋次表层低位涡水团的影响,发现冬季涡旋通过改变湍流热通量影响低位涡水体的生成,是模态水涡旋的生成机制。许丽晓 等[52]系统总结分析了有关模态水潜沉和输运的主要研究成果,认为海洋次中尺度过程对模态水的生成和耗散具有重要影响。
图6 次表层模态水涡旋捕获流体的示意图[21]

(图中颜色和黑色等值线表示等密度面上的位涡分布,黑色透明面为最外层封闭等位涡线的闭合面。)

Fig.6 Schematic diagram of trapped fluid by the subsurface modal water eddy[21]

(The potential vorticity distributions on isopycnals are depicted by colored and black contours. The transparent black surface, defined by the outmost closed potential vorticity contours.)

3.2 次表层SCVs的分布

在全球多个海域均有次表层SCVs的相关报道。MCCOY et al[19]基于全球Argo浮标观测网络对次表层SCVs进行了识别,并分区域对次表层SCVs进行了统计分析,结果揭示了东边界上升流系统、边缘海溢流和外海锋面模态水生成区是次表层SCVs生成的重要位置(图7)。本文将以MCCOY et al[19]的工作为基础,按照各大洋分别阐述已发现的次表层SCVs的分布情况。
图7 1997年8月—2020年1月基于Argo浮标识别出的所有次表层SCVs的分布[19]

(红色点表示高涩度中心次表层SCVs,蓝色点表示低涩度中心次表层SCVs。)

Fig.7 Distribution of all subsurface coherent vortices detected from Argo buoys during August 1997 to January 2020[19]

(In the figure, red dots are the subsurfacec coherent vortexes with the high spicy center, and blue dots are the subsurface coherent vortexes with the low spicy center.)

在大西洋中最著名的次表层SCVs是生成于地中海出海口的Meddies,它们将高盐的地中海海水传输到副热带大西洋。2013年,BARBOSA et al[31]利用20多年的高分辨率数值模拟数据,分析了地中海Meddies的生成、传播,并跟踪、记录了涡旋的生命史。研究发现Meddies的生成是循环往复的,宽广的生成区域使它们的结构可以自由演化。大量研究结果表明最长寿的Meddies向西北方向传播,但大部分反气旋在一段时间后转向西南,其半径随着远离生成地有逐渐增大的趋势。在北大西洋东部,PIETRI et al[12]通过系泊和滑翔机两种观测平台在东边界上升流区的潜流中发现了一个具有极低位势涡度和均匀温盐性质的孤立水团,从而揭示了涡旋的结构,并发现涡旋内部和周围的生产力均很高。2018年,MEUNIER et al[27]在墨西哥湾用自主水下滑翔机观测到了尺度较小的温跃层内涡旋,这些小涡旋位于一个大的反气旋涡下面,温跃层内涡旋的核心和周围涡旋的温盐性质相似,表明这些温跃层内涡旋可能生成于强烈混合事件后的罗斯贝调整过程。2019年,GULA et al[28]利用地震反射数据和滑翔机剖面数据在美国东海岸墨西哥湾流锋面附近捕捉到次表层SCVs,并利用海洋区域模式对墨西哥湾流区域进行高分辨模拟,再现了与观测结果相一致的次表层SCVs,其产生机制为墨西哥湾流与查尔斯顿隆起地形的相互作用。
在太平洋加利福尼亚流系统中,加利福尼亚潜流内部产生的次表层SCVs是加利福尼亚温暖、高盐水水平输送的重要动力机制之一,在近海加利福尼亚潜流水的输运中占相当大的比例。在南太平洋副热带回流的东北部发现了具有弱分层的反气旋次表层SCVs,水体属性与赤道海域的低温、高盐水体相似,它们很可能来自于东边界的向极地流动的潜流[30]。赤道西太平洋棉兰老流区域也多次观测到次表层SCVs[43,46-47],该区域内的大部分次表层SCVs可能起源于赤道南太平洋以西[44-45]。在黑潮延伸体区域也多次观测到次表层SCVs[40⇓-42],涡核内部的温盐性质表明它们可能起源于日本南部的亚北极锋和黑潮上游[53]。GORDON et al[36]在日本海中观测到存在直径约100 km,深度约100 m的温跃层内涡旋。HOGAN et al[39]利用HYCOM模拟数据研究了日本海的温跃层内涡旋和生成机制。
现场观测到的次表层SCVs,大都是反气旋结构, 也存在少量的气旋结构。MAREZ et al[26]在阿拉伯海观测到具有大罗斯贝数的强气旋性次表层SCVs,它们生成于亚丁湾口,裹挟高盐的红海海水向阿拉伯海输送。2001年,在马达加斯加东南部200 m水深处观测到两个高盐、高氧中心的温跃层内涡旋,它们的水文性质与周围温跃层水有明显的区别,生成于遥远的亚热带南印度洋区域[24]。2015年,VIC et al[25]根据数值模拟结果,分析了波斯湾水团平流到阿曼湾海域的机制,揭示了流-地形相互作用导致的次表层SCVs是输运波斯湾水体到阿曼湾的主要原因。
格陵兰海是早期在高纬度观测到次表层SCVs的地区之一,在永久性密跃层下方可以明显看到核心水团的异常,化学示踪剂确定了涡旋的水体来源[54]。格陵兰海次表层SCVs的一个显著特征是它们的垂直延伸范围很大,能达到2 500 m,研究者认为它与深对流相关,可以向深海输送表层水。2001年,LILLY et al[50]从长期锚碇阵列数据观测到拉布拉多海的次表层SCVs,其温盐特性表明它们是拉布拉多海内部冬季深对流的产物。

4 次表层SCVs的影响

4.1 水体运输的重要途径

次表层SCVs的物理和生物化学示踪物特征(例如盐度和溶解氧)与周围水体存在显著差异,表明它们起源于外来水团,对水团起到了输运作用。次表层SCVs自身的旋转特性建立起与外界的输运壁垒,大大减少了其核心和周围水体之间的侧向交换[55]。次表层SCVs的生命期可长达数年,能有效地输运营养物质和其他水体属性到距离其生成海域数千千米的海域, 这些涡旋在海盆尺度上重新分配水团,对于海洋热、盐和化学示踪物在海洋的分布有非常重要的影响。著名的地中海涡旋,稳定地存在于1 000 m左右深度,它向大西洋输送地中海高盐水,可以占地中海出流输运量的40%左右[7]。PELLAND et al[4]估算出加州潜流中高达44%的热量和盐分损失是次表层SCVs造成的。西北太平洋广泛存在的次表层SCVs具有很强的非线性,能够裹挟源地的水体运动,从而影响中层水的物质、能量交换[56]。显然,与连续运动的海流相比,次表层SCVs这种水体输运具有更加离散化的特征,水团性质在生成和运输过程中基本上保持在次表层SCVs内,仅与周围环境发生微弱的交换。

4.2 对海洋环流的影响

20世纪90年代,科学家通过拉格朗日浮标揭示了次表层SCVs在深层水生成过程中扮演了重要的角色[49-50,57-58]。在格陵兰海[49]、拉布拉多海[50]和地中海西部[57-58]长期存在次表层SCVs。GASCARD et al[49]认为格陵兰海次表层SCVs可能是另一种深对流模式。在北冰洋西部的波弗特海,次表层SCVs的分布覆盖了20%~30%的海域[48],这意味着从太平洋到北极的水体输运主要是通过次表层SCVs进行的。从加利福尼亚潜流流出的次表层Cuddies[59]或从秘鲁-智利潜流[13,15]流出的温跃层内涡旋均将异常咸、暖、贫氧和富营养盐的水从海岸裹挟走,输运至副热带环流内部,从而改变其性质。2016年,BOSSE et al[32]通过滑翔机等手段在地中海西北部进行了大量的现场观测,揭示了次表层SCVs对于大量新生成的深层水的扩散发挥着重要作用,此处的次表层SCVs可以存活到下一个冬季,因此它们可能是加深混合层的重要机制。

4.3 对生态环境的影响

次表层SCVs与周围水域的隔离为其提供了一种不同于当地水文条件的生物化学环境,涡旋内的生态过程及特征与当地显著不同。东边界上升流区的低氧次表层SCVs已被证明是固态氮损失[60]和生成一氧化二氮[12,61]的热点区域。LUKAS et al[14] 在夏威夷群岛北部探测到一种半径至少为15 km的次表层SCVs,整个涡旋核心的溶解氧几乎全被耗尽。LEHAHN et al[62]发现次表层SCVs会影响营养物质、浮游植物和浮游动物幼虫的侧向和垂向运输。SCHÜTTE et al[35]发现存在于热带北大西洋东部外海的低氧“死亡区”与次表层SCVs的动力过程有关。“死亡区”范围从东边界大陆架延伸到38°W,南北跨度为4°N—22°N,在该区域发现数量惊人的低氧、低盐次表层SCVs。由流向北极方向的东边界潜流的不稳定性而产生的这些SCVs,向西传播至副热带环流内部,形成了罕见的极端低氧事件。缺氧条件有利于反硝化作用和厌氧代谢生物群落的繁衍。

4.4 对声传播的影响

海洋锋、中尺度涡、内波等中尺度海洋现象会造成海洋水文环境在时空上显著非均匀分布,使海下声场特性复杂多变,难以预测[63-64]。特别是次表层SCVs,它的表层信号很弱甚至几乎没有,但它的出现会造成海洋内部水文特性的改变,扰动水下声场,这将对声呐探测、潜艇作战等产生巨大影响。鉴于不同类型、不同季节次表层SCVs的不规则性和多样性,目前很难将不同海区、不同类型次表层SCVs影响下的声传播效应进行归纳和分类。随着多种海洋观测资料的不断发展,对次表层SCVs生成机制研究探索,将进一步加深我们对次表层SCVs对声传播影响的理解。

5 次表层SCVs生成机制

对次表层SCVs的生消机制及其影响的认识还不完整,特别是次表层SCVs产生的动力机制及其作用。当前有关次表层SCVs的生成机制主要有以下几种:次表层潜流导致的斜压不稳定[56,65]、模态水的生成[22,52]、底部摩擦或者内波破碎导致的跨密度面混合诱导[11-12]、海岬附近的侧向摩擦效应等[48,66]。
次表层SCVs的生成必须满足两个条件:一是必须要有低位涡水团的来源;二是低位涡水团以间断的方式生成,这样可使得低位涡水团在空间上与周围水体隔离。低位涡水团的生成是次表层SCVs产生的核心,因此从理论上探讨次表层SCVs的生成机制可以从位涡方程入手。位涡方程如下:
∂ q ∂ t+ u →·▽q=▽× F →·▽b+ ω → a+ ω → a·▽D
式中:位涡q=ωa·▽b;三维绝对涡度 ω → a=f k →+▽× u →, f为行星涡度;▽为梯度算子; u →为流速矢量;浮力b= g ρ ρ o,ρ和ρ0分别为密度异常和参考密度; F →为摩擦强迫; D定义为:D= ∂ b ∂ t+u·▽b,t为时间。
绝对涡度方向的浮力梯度强迫将在绝对涡度方向产生层化,从而改变位涡,等密度面上的摩擦力矩也会改变位涡。根据方程(6),海洋中的斑片状跨密度混合事件通过地转调整过程可生成次表层SCVs[7],在这个机制中,非绝热过程改变了流体的位涡。作用于海底部边界流的阻力产生的摩擦力矩可以驱动次表层SCVs的生成,在海洋上层锋面区,沿锋方向的风所施加的摩擦力降低了锋面露头面边界内的位涡,这也为次表层SCVs的低位涡水提供了来源[22]。低位涡水沿着锋面露头俯冲到分层内部时产生次表层SCVs,在俯冲过程中,由于位涡守恒和涡旋挤压,导致生成了反气旋环流[67] 。

5.1 锋面区模态水的俯冲

当水平尺度为数百千米、水平流速远大于平均流速的海洋中尺度涡旋向西运动,经过混合层深度锋区(混合层深度的水平梯度最大值区)时,反气旋涡的东侧存在自北向南的流可能将深混合层里的水输运到浅混合层下的温跃层,生成模态水[52]。在冬季混合层中,温跃层在洋面上露头,模态水俯冲到温跃层时,并不总是能进入内部混合,有时会生成孤立的透镜结构(图8)。这些透镜体的特征是其水文性质在垂向上均匀嵌在温跃层上层,因此被命名为“温跃层内涡旋”。例如,日本海的温跃层内涡旋[35]表现为反气旋式旋转,位于温跃层上层200 m处,水平和垂向范围分别为100 km和150 km,是由冬季混合层水沿副极地锋南边缘的锋面汇聚和俯冲生成的。
图8 锋面区模态水俯冲生成次表层SCVs示意图[52]

Fig.8 Schematic diagram of subsurface vortex formed by modal water subduction in frontal zone[52]

5.2 海流与地形相互作用

湾流、边界流遇到海底凸起或大陆斜坡,由于地形尾迹中的摩擦效应和强烈混合生成涡流[35],这些次表层SCVs可以远距离输送深混合层底部的水(图9),它们对热量和盐度分布的净影响还有待量化。地中海、红海溢流涡旋产生的机制是出流水流经海峡或岬角时,强烈的涡流从主流中分离出来,并扩散到海洋内部。例如,地中海出流水在遇到伊比利亚半岛沿岸地形时,分离出大量反气旋涡,这些地中海涡旋向西南方向和正西方向扩散然后进入北大西洋,保持其高盐特性长达数年时间,它们将大量的高盐水带入北大西洋[31]。红海出流水亦是全球高盐度水的来源之一,高盐度、高密度的红海出流水俯冲流过海峡时会发生强烈的混合。波斯湾水团的扩散与地中海水团向外扩散的机制有所不同,阿拉伯海活跃的中尺度涡旋传播到阿曼湾,与地形相互作用,产生的次表层SCVs捕获波斯湾水团,在阿曼湾进行重新分配[25]。最近的高分辨率模拟表明,如果流沿开尔文波传播方向流动,则位势涡度在边界层减小,触发离心失稳,可能生成反气旋次表层SCVs;如果流朝着与开尔文波相反的方向流动,产生正位势涡度,触发水平剪切失稳,可能生成气旋式次表层SCVs[66,68-69]。流场与复杂的地形作用可以直接将能量传递给次表层SCVs,或者通过背风波和边界层陷波产生次表层SCVs[70]。
图9 海流流过海底地形通过摩擦力矩作用生成次表层SCVs示意图

Fig.9 Schematic diagram of subsurface vortex formed by flowing through terrain by friction torque

由于地形阻力在向极流中产生长寿的反气旋涡在东边界流中很常见。东边界上升流系统中的次表层流通过海角或海岬附近,流与地形产生侧向摩擦剪切,经历次表层的流动分离,随之产生次中尺度不稳定并卷入次表层SCVs[51,66]。

5.3 海洋表层的再层化

HOGAN et al[39]应用海洋模式阐明了日本海上层海洋水柱的再分层是温跃层内涡旋的主要生成机制。3月份,日本海受到冷空气影响,副极锋以南的混合层加深,这种深度混合导致涡旋的去层化,使得表层到温跃层内部的涡旋水团性质均匀。同时,相对低温高盐的水通过对马海峡进入日本海,随着混合等密度线下沉。5月份开始,表层热量增加,次表层SCVs顶部凸起结构初步发展。7月份,表层高温低盐的水流入,热通量持续增加,上层水柱重新分层,发展成凸起的ITEs顶部结构。9—11月层结性最强,温跃层内涡旋的表层被高温低盐水覆盖,高温高盐水向温跃层内涡旋内部输送,温跃层内涡旋结构生成。到了1月份,低温低盐水输入,俯冲作用垂向混合破坏了温跃层内涡旋结构。

6 结论与展望

对海洋次表层SCVs的研究需要精细的观测,并增加对单个涡旋的高分辨率采样。但由于观测成本高、难度大,很难获得长期的连续高分辨率数据集,尤其对南大洋海区的次表层SCVs观测基本处于空白。2020年,MCCOY et al[19]通过对全球海平面异常资料的分析、结合Argo数据资料,寻找次表层SCVs并统计了它们在全球的分布,但鉴于Argo数据在时空上的不均匀性,无法对次表层SCVs的发生进行系统性统计和评估。除了明显受限于现场观测资料的不足,对海洋次表层SCVs的研究还存在许多难题,建议今后从以下几个方面开展次表层SCVs的研究。
1)不同极性次表层SCVs在全球大洋的分布。次表层SCVs主要是以反气旋式结构存在,随着观测增多,也有气旋式次表层SCVs见诸报道。不同极性的次表层SCVs对水体的分布影响并不相同。基于次表层SCVs对于海洋热盐环流、物质输送、生态环境、人类活动等的重要影响,有必要对不同海区、不同极性的次表层SCVs的分布特征进行全面的统计研究。如对黑潮延伸体中间层的不同极性涡旋特征以及它们对于黑潮的影响方面的研究。
2)次表层SCVs在各生命阶段的特点和影响。对于次表层SCVs的生成机制已有一些研究,但对于其消亡的机制研究尚不足。由于次表层SCVs具有保守性、长寿命的特点,有必要对其各个生命阶段的特点和影响展开详细深入的研究,从而加深次表层SCVs对海洋环境影响的认识。
3)学科交叉研究。研究者经常通过一些生物示踪物(例如叶绿素)来研究海洋涡旋。相反,也可以通过微生物生态过程与海洋涡旋动力过程的结合来研究海洋生物群落特征及其动态发展以及次表层SCVs的特征对于海洋生境的影响。这些微小过程可以通过逐级生物链发展成对高级捕食者生存的适应影响,直至影响人类生活。涡旋对于海洋生产力具有重要影响,是否可以发展物理-生物耦合模型来模拟和预测这些影响,从而实现渔情的准确预报?不仅如此,涡旋对于海洋沉积过程将产生怎样的影响?对于海洋化学过程又将产生怎样的影响?这些科学问题都有待进行学科交叉研究进行解决。
随着观测技术的进步,高分辨率观测资料和高质量模式资料的运用,上述问题会逐一得到解答,从而加强人们对海洋的认识和理解。

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