漩涡调制下暖绕极深层水跨越南极陆架破折的输运外文翻译资料

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Stewart A L, Thompson A F. Eddy‐mediated transport of warm Circumpolar Deep Water across the Antarctic Shelf Break[J]. Geophysical Research Letters, 2015, 42(2):432-440.

漩涡调制下暖绕极深层水跨越南极陆架破折的输运

摘要：南极陆坡锋（ASF）通过输出高密AABW来调节深海的通风过程，并限制温暖的CDW向海洋边缘的冰川移动。在大陆架的某些延伸部分，特别是在南极底层水（AABW）出口的地方，密度表面将大陆架的水域与近海的中层深度的CDW相连接，为中尺度涡流将CDW直接输送到大陆架上提供了一个途径。利用ASF的一个涡分辨率模型，作者发现中尺度涡可以沿陆架破折中支持一个动力上显著地热量和质量输运。表层水的向岸运输完全是由风驱动的，而向岸的CDW运输完全是来自中尺度涡的输运。CDW通量对模式层强迫和地形等各方面都很敏感，这表明了向岸的涡旋热运输可能局限于陆坡的某些有利区域。

1. 介绍

南极陆架几乎完全被南极陆坡锋(ASF)所环绕[Jacobs,1991]。整个ASF的水团交换对全球海洋环流和南极冰盖的稳定至关重要。南极底层水(AABW)从威德尔和罗斯海的大陆架出口，是全球翻动循环的最深层分支[Orsi et al.,1999; Lumpkin and Speer, 2007]。AABW占据了50%的次表层海洋[Gebbie and Huybers, 2011], “通风”深海中相对富氧的水域[Orsi et al.， 2001]。这种深海循环储存的碳大约是大气的30倍，所以AABW出口的微小变化可能会极大地改变大气/海洋的二氧化碳比例[Skinner et al., 2010]. 与此同时，相对温暖的绕极深层水(CDW)在大陆架上的运输为维持沿岸的冰间湖和融化南极冰架的底部提供了所需的热量[Nicholls et al.， 2009;Hattermann et al .,2014) 在Bellingshausen和Amundsen海中，没有可区分的ASF，而CDW充满了当地的冰架腔。这一地区的海洋冰川的消失，归因于该CDW层厚度或深度的变化。 [Jacobs et al., 2011; Schmidtko et al., 2014].

最近的一些研究表明，中尺度涡流会对横跨南极陆架破折的交换做出重要贡献。例如,Noslash;st et al.[2011]和Hattermann et al.[2014]表明,涡流运输CDW通过陆架断层和Fimbul冰架之下。St-Laurent et al. [2013]表明，在Bellingshausen海洋大陆架上存在一个海岸槽，可以通过从近海积聚温暖的反气旋涡流来增强对邻近冰架的热传递。Nakayama et al. [2014]表示，涡流运输新形成的AABW越过大陆架从沿岸的冰间湖到南极洲东部的达恩利角附近。在更一般的配置中，Stewart和Thompson[2012, 2013]表明南极陆坡抑制中尺度涡旋，导致AABW对南极东风的强烈敏感性。然而，在这些浮力模拟中，没有出现温暖的、中层深度的CDW层。

图1所示。(a)南极陆坡锋(ASF)的示意图横剖面，它将大陆架水域与暖绕极深层水(CDW)分开，位于近海处。在南极底层水(AABW)的区域，如西部威德尔和罗斯海，将陆架水域与CDW相连接的等密度面，通过中尺度涡流的作用，促进了岸上的热传导和AABW的输出。(b)在我们的过程模型中使用的海洋深度和沿海岸表面风应力的示意图，突出了我们敏感性研究中的几个参数。(c, d)是我们参考ASF过程模型中所描述的潜在温度和盐度的示意图。在图1c中，热的CDW的涡旋是可以看到的。

目前的研究是由南极大陆陆架的延伸而形成的，这是AABW的形成和出口的地方，尤其是西威德尔海[Thompson and Heywood, 2008]. 在这样的区域，高密度水向陆坡的输出改变了分层的方式，使得密度表面或等密度线，直接将大陆架的水与离岸的CDW连接起来。这种等密度的连接提供了一种途径，让CDW通过中型涡流的作用跨越大陆架，如图1a所示。最近的glider观测记录了西北威德尔海的这一过程[Thompson et al.， 2014]。在这篇文章中，我们验证了假设，这些延伸的ASF支撑了一个动态的，重要的CDW向岸涡流传输，并由此产生热量。我们进一步研究了ASF的结构和跨坡交换是如何在南极陆坡的不同延伸处形成的。我们通过构建ASF的高分辨率、涡流解析过程模型来解决这个问题，该模型在第2节中描述。在第3节中，我们探讨了ASF的跨坡运输和结构对表面力、陆坡结构和数值离散化等各方面的敏感性。在第4节中，我们将讨论我们的研究结果的含义以及进一步研究的前景。

1. 南极陆坡锋（ASF）的涡分辨率模型

我们的模型研究的配置受到了很大的限制，即需要适当地解决中尺度的涡流运动。在第3节中，我们将显示一个水平的网格间距为1千米或更小，以捕捉到CDW的海岸运输。同样重要的是，每个模拟都要达到一个统计稳定的状态，否则结果可能会严重依赖于设定初始条件的任意选择。[cf. St-Laurent et al., 2013]. 为了充分地探索跨坡运输的物理控制，我们还需要探索一系列的模拟参数，这将增加计算负担。这些约束限制在一个小范围内使用理想化的模型配置。然而，与真正的海洋相比，水团的实际表示是理想的，并且因为它允许表征中性密度等级之间的水团变化。[Jackett and McDougall, 1997]。后者很重要，因为在整个ASF中，由于状态方程中的非线性，通常没有势密度被稳定地分层。

参考数值在我们的参考模拟中使用，如图1c和1d所示。Range表示我们敏感性研究中每个参数的变化，所有其他参数保持不变，与它们的参考值相等。

在图1c和1d中给出了我们在这些约束条件下的说明，它在我们的参考模拟中显示了瞬时位温和盐度的等距视图。位温最明显地区分了表层淡水层，我们称之为南极地表水(AASW)，从中层深度的高温高盐CDW，以及寒冷AABW沿着海底流出。AASW/CDW边界在陆坡上形成了一个特征“V”形状，它支持一个表面强化的斜坡流，随着陆架破折向左流动(见图S1in The information)。在位温图中，可以看到涡流在大陆架上的涡动。盐度图揭示了在深海中存在的大型(50-100公里)中尺度涡旋，以及在大陆架上产生的能量亚中尺度涡旋。陆坡上的漩涡不太明显，它们被强烈的地形涡度梯度所抑制[Isachsen, 2011; Stewart and Thompson, 2013].

我们使用MIT通用循环模型（MITgcm）进行了模拟 [Marshall et al., 1997a,1997b]，我们在450公里（跨坡）中配置了400千米（沿斜面），3000米（深度）可重入通道，如图1d所示。科氏力在顺岸方向上是对称的，而在跨岸方向上，它遵循的是一种类似于tanh的剖面，其特征是最小深度= 500米，最大深度= 3000m，宽度= 150 km。该曲线在图1b中绘出。斜率以y = = 200 km为中心，y为横坐标，y = 0，在向岸边界处。该域位于f平面上，带有科里奥利参数。

远离海岸边界(ygt;50公里)，我们施加一个稳定的、沿海岸的表面风应力，使大陆架位于风的左边。风应力有一个分段的形状，在y=50公里和y=450公里处消失。最大风速为0.075 N ，从陆坡的中心偏移距离为25公里，该曲线在图1b中绘出。为了参数化与海冰的热力交换，我们还采用了统一的、静态的、100%浓度的海洋冰层。然后根据施密特等[2004]的双方程模型，对海洋表面进行温度和盐通量的研究。在海底，我们利用系数的线性阻力提取表面输入的动量。

为了在大陆架上进行水团的转换，在该区域50公里的区域内，我们规定了一种均匀的盐量输入，即，在沿海的冰间湖，粗略地参数化了盐量。这对应的是海冰形成的速率大约是1 cm ，比真正的朗尼多尼亚小，但是在一个比实际大的数量级上 [Haid and Timmermann, 2013]。在这个地区，我们不施加任何表面的热强迫。我们发现有必要把这个额外的浮力，在这片区域内的浮力增加，而不是在这片区域施加任何地表的热能。大陆架为了在我们的重入域达到一个统计稳定的状态。如果太小(≲1.5times; ),然后AABW仍然是由于海洋表面的热动力作用而产生的, 但是，AABW的外流进入了一个虚假的年代际周期，在这个周期中，陆架水逐渐被致密化，直到它们能够沉到海底。

在这个领域的离岸边界，我们将一个50公里宽的层恢复到一个位温和盐度剖面，这是威德尔海的代表，它的时间跨度为56天。所选的剖面是基于Thompson和Heywood[2008]的观测结果，但是为了去除小尺度噪声和插值来去除表面AASW层和AABW的深层：这就确保了在恢复过程中不会人为地对其AASW和AABW进行恢复。在y = 450公里的y = 400公里到56天内，恢复时间线由0线性变化。同样，我们在这一区域恢复速度为零，以避免在北部发展一种假的射流，使用较短的恢复时间为28天。

图2。南极表层水)、绕极深层水(FCDW)和南极底层水()之间的跨坡运输的敏感性(图1)，并在第3节中定义，用于表面压力和水深测量。由图显示 (a)风压力的敏感性最大振幅,(b)大陆架上的盐水无效率,(c)大陆架的深度,(d)陆坡的宽度,(e)风的抵消压力最大的中心陆坡(),和(f).模式的水平网格间距。图2a还展示了理论风驱动的南面埃克曼运输（，虚线），这与AASW的海岸运输密切相关。

水平网格间距Delta;x = 1公里,有53个垂直网格框的高度范围从海表13 m到海底100m。计算时间间隔Delta;t = 179s。温度和盐度的平流是利用二阶矩平流方案[Prather, 1986]来实现的，目的是为了尽量减少错误的数值混合[Hill et al.， 2012]。数值稳定,我们应用一个水平拉普拉斯粘度12 和一个垂直的拉普拉斯粘度3times; .。我们还采用了一种水平的双谐波粘度[Fox-Kemper and Menemenlis, 2008]，其系数为1。这种混合是由K型剖面参数化(KPP) [Large et al.， 1994]补充的，它使表面混合层至少有50米深。利用McDougall等[2003]的数值效率算法计算了海洋的状态方程。

1. 对表面力和陆坡结构的敏感性

探讨动态控制的跨坡传输AASW,CDW,AABW,我们的一系列不同风应力敏感性实验最大,冰间湖盐量,冰架深度,陆坡宽度,风应力抵消,和网格间距(图2). 表1总结了这些参数的变化。在每个参数配置中，我们首先将模型集成到2KM水平分辨率，直到总平均能量和涡旋动能(EKE)达到一个统计稳定的状态，通常需要40年左右。然后，我们将瞬时模型状态插入到一个1公里的网格上，并继续集成，直到稳定状态重新建立，通常是5-20年。在模型集成的最后5年，我们使用平均值得出结果。

图3。模拟和观察的位温(颜色)和中性密度(黑色轮廓)的比较。(a - d)在我们的过程模型中，在一系列表面风应力最大值的过程模型中，时间和岸线均值的性质。(e-h)东索托夫海的跨坡水文剖面[Gordon et al.，2004]，西部威德尔海[Thompson和Heywood, 2008]， Bellingshausen Sea，和东部威德尔海[Orsi and Whitworth, 2005]。垂直的白色虚线表示铸造位置。(i)关于南极洲(黑色)[Amante和Eakins, 2009] 1000米深度轮廓的地图(红色)。对于每一节，我们估计当地的风应力沿着1000米深的轮廓线，从COREv2数据集[Large and Yeager, 2009].

我们发现，跨坡运输可以连续地划分为AASW ()的向岸通量，CDW ()的向岸通量，以及AABW ()的离岸通量，如图1所示。为了诊断这些通量我们首先要计算模型的翻转循环流函数，这是最精确的利用密度表面的通量来计算的[Douml;ouml;s and Webb, 1994; Stewart and Thompson, 2012]。随着深度的增加，中性密度几乎无处不在[Jackett和McDougall, 1997]。避免沉重的计算负担与计算中性密度在整个域在频繁的时间间隔, 我们利用变换后的欧拉平均值，基于每个深度的局部引用的潜在密度[McIntosh和McDougall, 1996]，它与从每日平均模型输出中计算出的平均等速通量(见支持信息图S2)接近。请注意，我们的模型域的顺岸周期性使这个计算成为可能:由于开放边界，在区域模型中不可能导出一个封闭的翻转流函数。

在每一种情况下，我们计算的都是在Stewart和Thompson之后的[2012]:我们首先识别出所有的离岸流线，将陆架破折(y=100公里)连接到区域边缘的流线。(y = 400公里)。然后，我们将定义为在所有这些流线上翻转流函数的最大强度。这就排除了在域内部形成封闭循环的任何流线，因此不影响AABW的净输出。我们同样使用向岸定义FCDW流动流线盐度大于S = 34.543 g最后计算。该计算过程如图S2所示。在我们的参考模拟中，我们获得=0.20 Sv, =0.07 Sv, =0.27 Sv。请注意，这些传输看起来很小，因为我们的域跨越了仅400公里的近岸距离。

朝向陆地运输AASW几乎线性变化的风应力最大,但是所有其他的模型参数变化不敏感。在图2a中，我们演示了这一点。是由理论最大的沿海风力驱动的艾克曼运输，。这表明，岸坡的AASW运输是由风驱动的，其表层的绝热变化是由与海冰的热盐交换所支撑的。我们的可重入域不能支持一个地转的向岸运输，因此，海洋内部的CDW的向岸通量是由中尺度涡

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