加拿大中部盆地海洋表面混合层和温盐层对北极海冰的影响外文翻译资料

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加拿大中部盆地海洋表面混合层和温盐层对北极海冰的影响

J. M. Toole，1 M.-L. Timmermans，2 D. K. Perovich，3 R. A. Krishfield，1 A. Proshutinsky，1和J. A. Richter-Menge3

2009年7月22日收到; 2010年4月19日修订; 2010年6月1日接受; 2010年10月8日出版。

[1]北极中部加拿大盆地混合层特性的变化记录基于2004年夏季至2009年夏季冰系统剖面仪获取的近6500个温度和盐度剖面的子集，并结合冰的海冰观测进行分析质量平衡浮标和大气 - 海洋热通量估算。基于Ice-Tethered Profiler数据的7月 - 8月平均混合层深度平均为16 m（由于Ice-Tethered Profiler采样特征和现有分析程序而高估），而冬季混合层平均深度仅为24 m，个人观察很少超过40米。通过一维海洋混合层模型提供解释观测的指导。该分析将注意力集中在加拿大盆地混合层底部非常强的密度分层上，这极大地阻碍了表层加深，从而限制了深海热量向表面的通量，从而影响了海冰的生长/衰变。观察结果还表明，有效的横向混合层限制过程在北极地区是活跃的，也阻碍了混合层的加深。

引用：Toole，J。M.，M.-L。 Timmermans，D。K. Perovich，R。A. Krishfield，A。Proshutinsky和J. A. Richter-Menge（2010），加利福尼亚盆地中部北极海冰的海洋表面混合层和温盐分层的影响，J。Geophys。 Res。，115，C10018，doi：10.1029 / 2009JC005660。

1. 介绍

[2]北冰洋的表面混合层（ML）构成了海冰与下伏水域之间的动力学和热力学联系。风应力直接作用于ML或通过风力强制冰运动产生ML电流，进而驱动深海流。表面和下层之间的剪切可以支持ML加深（剪切混合），表面浮力下沉（对流），而由于表面浮力源或侧向涡流过程的限制可以表现为ML浅滩。从当地冰点离开ML温度与基础海冰生长和融化密切相关。反过来，ML温度受到通过其上下界面进入混合层的热通量的差异的强烈支配：前者通过引线上的空气 - 海洋交换和通过冰的传导和辐射（和融水径流），后者通过层底的湍流混合和夹带。根据冰系统剖面仪（ITP）[Krishfield等，2008a]在2004年夏季到2009年夏季获得的近6500个温度和盐度剖面，记录了加拿大盆地中部ML区的变化，并与海冰一起进行了分析。冰质量平衡浮标（IMB）[Richter-Menge等，2006]和大气 - 海洋热通量估算的观测结果。目前的工作目标是量化2004 - 2009年期间加拿大盆地中部ML特征，并研究海冰，ML和上层海洋分层之间的关系。

[3] ITP数据显示加拿大中部盆地目前的特征是低盐度（平均~28），薄表面混合层。观察到的ML深度通常是夏季lt;12米，冬季极少超过40米。在下文中，我们使用一个简单的一维模型证明，由于这些低表面盐度导致的大垂直密度梯度与相当小的能量输入结合到表面的地转运动中，这些都是薄的的ML。随后有人认为，地下（深度在~45米以下）的海洋热库，特别是入侵太平洋夏季水位于加拿大中部盆地，目前对该地区海冰的季节演变影响不大。这些结论很大程度上反映了Maykut和McPhee [1995]的研究结果，他们分析了加拿大盆地1975年至1976年从人工漂流冰营中获得的观测资料。本研究还以Shaw等人最近的研究成果为基础。 [2009]基于SHEBA（北极地表热量预算）探险的数据：另一个加拿大盆地载人冰营计划，与Shimada等人有关[2006]研究可能的海冰对海洋热含量异常的反应。

图1.本分析中使用的加拿大中部盆地的ITP获得的温度和盐度分布图。 颜色阴影表示以米为单位的深度，并指示所选的地名。 特别关注2007年夏季获得的ITP 6（绿色），2005-2006冬季的ITP 3（红色）以及2006-2007冬季的ITP 4（橙色）。

[4]在下一节中，描述了此处分析的ITP数据，并介绍了配套的IMB数据。 还详细描述了构建ML属性的平均季节周期的程序。 为了更好地理解导致ML变化的物理过程，选择ITP记录的时间演变在季节性时间尺度上进行检查，并使用Price等人的扩展进行模拟。 [1986] 1-D模型。 该模型的技术细节在2.3节中给出。 结果在第3节中介绍，并在第4节中讨论。

2.设备和方法

2.1.冰系轮廓仪和船舶观测

[5]高垂直分辨率温度和盐度分布来自10个冰系统剖面仪（ITPs）[Krishfield等，2008a]，它们在2004年8月至2009年9月期间在加拿大盆地内部署和漂移（图1） 和表1）。 对数据分布的检查表明，在空间或时间上没有明显的采样偏差; 总的来说，该数据集似乎代表了加拿大中部盆地在2000年代后半期的情况。

[6] ITP被编程为在0000和0600 Z开始每天至少获得两个单向剖面，深度约为7至750米。由于各种原因，ITP水下航行器并不总是达到其编程的顶部样本深度; 下面讨论这些部分轮廓的处理。

[7]标称ITP轮廓速度为0.25 m s-1。然而，在两个方向的轮廓分析期间，以1Hz获得来自车载传感器的温度，电导率和压力由于在车辆尾流中的传感器采样，下行数据经常被涂在亚微米级。如Johnson等人所述，推导出传感器响应特性的校正。 [2007]和克里希菲尔德等人。 [2008B]。所有温度和压力数据以及初步电导率估算均采用部署前实验室推导的校准。两个恢复的ITP的部署后实验室校准记录了在1-2m℃和2db之后的2 - 3年后的温度和压力偏移。我们将这些作为最终ITP温度和压力数据的不确定性。对Krishfield等人详述的实验室电导率校准的调整进行了推导和应用。 [2008b]（另见www.whoi.edu/itp和北极合作数据和信息服务档案馆www.aoncadis.org提供的每种仪器的最终ITP数据产品随附的元数据），以实现与最近获得的基于船舶的一致性盐度估计为该地区。得到的ITP盐度数据具有0.005或更小的不确定性（相对于船舶数据）。本分析基于在应用上述校正之后得到的1 dbar bin-averaged profile数据。

[8]每个剖面的ITP观测值用于估算ML深度，温度和盐度。我们将表面混合层作为垂直跨度直接位于空气 - 海洋或冰 - 海界面下方，其中流体包裹在垂直移动时经历可忽略不计的浮力。在操作上，ML的基部被视为每个轮廓中的那个点，其中相对于0dbar的潜在密度首先超过最浅的采样密度。0.01 kg m^3。考虑到1 dbar ITP数据集中的密度噪声整体，这被认为是最小的实际密度差异。（更宽松的密度差异标准）应用于ITP数据的0.1 kg m^3返回的ML深度值比我们的估算器输出高出1-2 m，但在时间上表现出类似的变化。）如果ML基底的导出深度在采样的最浅深度的2米范围内或小于10米，则丢弃。这有效地去除了那些没有足够浅的样本的剖面，以解决均匀表面层和下面的分层内部之间的过渡。来自10个ITP的大约6500个可用的11,758个配置文件满足选择标准。大多数加拿大盆地ML通常比10米薄。通过选择过程的ITP数据因此产生7月和8月的平均ML深度的偏差估计。

[9]那些潜在的温度（Q）和盐度将确定位于每个轮廓的ML内的箱平均，使用Fofonoff和Millard [1983]算法在1dbar的压力下导出局部冷冻温度，并计算与局部ML温度的差异。 此外，还推导出了ML基础的分层估计。 为此，对直接低于估计的ML碱基的5m区段中的每个分布相对于0dbar的潜在温度和潜在密度进行线性最小二乘拟合。 随后对每个ML参数的所有可用估计值进行分类，而不考虑年份，将其分组为长达一个月的时间，并估算ML属性的平均值和标准偏差。

[10]为了评估夏季偏差的大小，另外还分析了在年度Beaufort环流观测系统（BGOS）巡航期间获得的船载CTD数据[见Proshutinsky等，2009]。 具体而言，使用上文详述的识别方法，估算了加拿大中部盆地2004 - 2008年航行中每个站点的ML深度和属性，并得出了巡航平均值。几位同事告诫我们，在车站工作期间，破冰船的作业可能会破坏上层海洋的分层（例如，L.Rainville，个人通信，2009）。虽然许多船舶站，特别是最近的船舶站是在开放水域完成的，但我们注意到了这个问题。但由于缺乏识别受干扰的配置文件的系统方法，我们没有尝试编辑或子采样船舶数据。

表1.在加拿大盆地部署并在本研究中使用的ITP的部署日期和配置文件统计信息

2.2.冰块质量平衡浮标

[11] CRREL（寒冷地区研究和工程实验室）冰质平衡浮标由一组传感器组成，这些传感器测量浮冰的厚度（顶部和底部冰面上的独立传感器样本变化）和覆盖在其上的雪盖 通过冰部署空气温度和温度分布。 使用了加拿大盆地部署的两个IMB的数据：IMB 2005B和IMB 2006C。 Perovich等人先前报道了后者的观察结果。[2008]。 这里仅使用4-6个月的基础浮冰厚度的估计变化。 在整个季节中，估计的基础冰损失/增加量的不确定性为plusmn;1厘米。

2.3 一维模型

[12]我们使用简单的ML模型进行了具体的夏季和冬季案例研究，以深入了解控制加拿大中部盆地ML特性的物理过程。这里应用的1-D模型（PWP）是Price等人的变体。 [1986]例程（增加了速度线性阻尼项，见下文），叠加了一个简单的热力学海冰层。因此，该模型类似于凯悦[2006]的模型，可以被认为是McPhee [1999]模型的伴侣。由于相对简单且一维，我们当然不会声称PWP模型准确地捕获了真实海冰系统中活跃的所有物理过程。相反，我们使用该模型来确定可能控制北极ML演变的重要因素，并构建封闭的海冰热预算，作为Perovich等人[2008]对冰厚度变化的分析的后续。读者可以参考McPhee [2008]最近的专着，全面讨论冰海边界层过程。

[13]运行了两个版本的模型。 冬季案例研究只涉及一列冰和海洋。 夏季模型公式由两个平行的一维柱组成：第一列与冬季设置相同，另一列代表模型的主要分区，没有冰层。 夏季运行的铅面积分数是根据观察结果确定的。 在两个夏季子模型的每个时间步之后，使用由铅面积分数给出的加权水平混合海洋温度，盐度和动量分布。 这是导致地表水与相邻浮冰下地表水之间复杂相互作用的粗略近似。 参见，例如，Skyllingstad等 [2005]对这些过程进行了更具动态的研究。

[14]模型的海洋成分垂直分辨率为1米，从表面延伸到100米深度。基于观察到的ITP剖面以及指定的厚度和（在夏季情况下）海冰层的面积分数，在静止时启动模型运行，具有指定的垂直分层[Q（z），S（z）]的观察。随后将该模型及时推进到1小时的时间步长，以得到对特定浮力和动量输入的海洋和冰响应。后者来自观测到的海冰速度的时间序列和观察到的冰 - 海洋模型中的二次拖曳定律速度差。我们采用5.5times;10^-3的恒定阻力系数。灵敏度以较大的阻力系数运行也进行了。我们注意到，均匀的阻力系数是对现实世界的另一种过度简化，实际上可以质疑阻力关系的二次形式[例如，参见Shaw等人，2008]。为了最小化实际上是1-D模型的子域之间的应力差异，冰覆盖的夏季运行柱的冰水应力也应用于铅子模型柱的顶部。

[15]基于每次运行所依据的相关ITP观测的平均纬度，使用固定的科里奥氏利频率运行模拟。 在PWP申请低纬度案件之后[例如，Plueddemann和Farrar，2006; Silverthorne和Toole，2009]，一个具有5天衰减时间尺度的线性拖曳项包含在动量方程中。 该术语已包含在PWP框架中，以粗略地说明表面层外的能量辐射（通过内波）。

[16]指定的短波太阳能通量仅在夏季模拟的主要子模型中进入海洋。采用了PWP采用的Jerlov Water Type IA双指数消光曲线（R），该消光曲线的垂直结构与Jackson等人报道的吸收曲线大致一致。[2010]。继Perovich等人之后[2008]，夏季模拟没有考虑其他海气热通量条件。 对于冬季案例研究，指定了稳定的海洋热量损失。 这种热量从海洋模型的最顶部网格点移除，以通过冰的传导和引线的海气交换来模拟海洋热量损失。

1. 该模型中的冰 - 海热通量（Fio）是根据Maykut和McPhee [1995]得出的，其中ch是无量纲传热系数（0.006），u *是冰水应力的大小，Q 是ML潜在温度，Qf是冷冻温度。 海洋热量流入冰层导致立即融化，冰中的通量导致冰冻。 （一个采用3.34times;105 J kg-3的均匀热量和900 kg m-3的冰密度。）为简单起见，模型冰层没有盐或显热含量。 盐度的冰下的表层海洋层响应冰层的基底生长/融化而变化。 在这些模拟过程中没有施加其他淡水强制。

[18]PWP海洋模型包括对流调整以消除静态密度反演，并利用Richardson数湍流混合闭合。 在每个时间步长，垂直混合相邻的海洋层，直到梯度理查森数大于1/4。在PWP中还调用了大块混合层Richardson数标准来确定均匀表面层厚度。后一步骤主要是加速积分时间，因为梯度Richardson数标准本身会返回非常相似的结果（J. Tom Farrar，Peronal communication，2009）。 PWP模型代码还支持温度，盐度和动量的背景垂直扩散系数。 这些扩散系数

模型术语设置得可忽略不计（10-7 /m^2 /s^-1），以便专注于模型明确解决的混合过程。

2.4 案例研究

[19]更详细地检查了来自三个ITP的数据的子部分，并用1-D模型进行了模拟。 具体而言，2007年夏季（6月1日至9月22日）ITP

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