北太平洋副熱帶西部模態水年代際變化特征及其機制分析*

代秋亭 劉子洲 劉 聰 翟方國 顧艷鎮 李元杰

(1. 中國海洋大學海洋與大氣學院 青島 266100; 2. 海南浙江大學研究院 三亞 572000;3. 中國人民解放軍75839 部隊 廣州 510080)

Masuzawa (1969)發現并命名了北太平洋副熱帶西部模態水(subtropical mode water, STMW), 指出STMW 位于北太平洋副熱帶環流西北部溫躍層內, 溫度范圍為 16—19 °C, 具有性質均一、位勢渦度(potential vorticity, PV)低等特點, 主要形成于黑潮及黑潮延伸體(Kuroshio Extension, KE)南側深混合層區。

從11 月至次年3 月, KE 流域受強東亞季風的控制, 巨大的海氣溫差和風應力在海洋上層引起強烈的垂向混合, 使得該海域南側混合層快速發展。至3月初, 混合層深度(mixing layer depth, MLD)達到最深(Hanawa, 1987; Sugaet al, 1990; Bingham, 1992;Croninet al, 2013)。隨后, 季節性溫躍層形成并將潛沉的低位勢渦度水體與大氣環境相隔離(Sugaet al,1990, 1995)。潛沉后形成的STMW, 被風生副熱帶環流輸送至臺灣島東側黑潮流域以及副熱帶逆流(subtropical countercurrent, STCC)北側(Kubokawaet al, 1999; Liuet al, 2007; Yanet al, 2013; Yuet al,2015), 改變當地次表層溫鹽結構。部分STMW 隨黑潮再次回到生成區通過浮露進入冬季混合層, 改變生成區冬季混合層水體溫度。因此, STMW 再通風也被認為是海洋對太平洋年代際濤動(Pacific decadal oscillation, PDO)(Trenberthet al, 1994; Mantuaet al,1997)的負反饋機制之一(Liuet al, 2007; Newmanet al, 2016)。此外, 部分STMW 在STCC 北側堆棧形成低PV 池, 引起溫躍層抬升, 利于東向STCC 的形成和維持(Kubokawaet al, 1999; Yamanakaet al, 2008;Kobashiet al, 2012)。又因, 具有晚冬混合層水體性質的模態水富含溶解氧、可溶性有機物、無機碳、營養鹽等, STMW 分布對海洋生態系統亦有重要意義(Sukigaraet al, 2009, 2014)。

綜上, STMW 能夠常年保留生成區海氣相互作用的信號, 影響北太平洋副熱帶環流以及氣候變化, 同時也影響區域生態系統。因此, 其年代際變化機制一直是近幾十年的研究重點。而引起STMW 體積年代際變化的機制主要有兩種, 即海氣相互作用和海洋動力過程。早期研究普遍認為海氣相互作用是調制STMW 溫度特性以及體積變化的主要機制(Bingham,1992; Sugaet al, 1995; Yasudaet al, 1999)。而隨后,Qiu 等(2006)利 用 1993—2005 年 期 間 的 CTD(conductivity-temperature-depth) 和 XBT(expendable bathythermograph)數據研究了冬季海表冷卻以及KE系統動力狀態對STMW 形成的影響, 指出KE 動力狀態是STMW 年代際變化的主要影響因素。當KE 處于動力不穩定狀態時, 氣旋式渦旋活動加強, 將大量高位勢渦度性質的KE 水體注入副熱帶環流, 使得海洋層結加強, 不利于深混合層發展, 由此造成STMW厚度減小。另外, 有不少研究表明KE 動力狀態可能與PDO 誘導的中東太平洋的風應力旋度異常密切相關: PDO 正相位期間, 中東太平洋海表有正的風應力旋度異常, 產生負的海表面高度異常(sea surface height anomaly, SSHA); 這種SSHA 異常信號將以第一斜壓Rossby 波的速度向西傳輸, 約3—4 a 后抵至KE 流域, 引起KE 系統向不穩定狀態轉變(Seageret al, 2001; Schneideret al, 2002; Qiu, 2003; Taguchiet al,2007; Sasakiet al, 2013; Qiuet al, 2014)。此外, Yu 等(2015)分析62 a 的模式模擬數據后發現STMW 生成區的潛沉率及次表層水體位勢渦度也都呈現出明顯的PDO 信號。以上可知STMW 年代際變化實際上能與PDO 有所聯系, 且KE 是兩者相聯系的重要紐帶。同時, 近期 Kim 等(2020)通過運行海洋環流模式(Ocean General Circulation Model)對STMW 在1960—2009 年的年代際變化機制的診斷結論明確指出,STMW 年代際變化的主要驅動因素在20 世紀80 年代后期發生轉變: 由海氣相互作用主導轉變為海洋動力過程主導, 而這主要歸因于西太平洋和中東太平洋的大氣強迫條件的變化。

綜上可知, 近40 a STMW 年代際變化主要受海洋動力過程的影響, 且主要由海洋預先層結調控。但就目前而言, 對STMW 年代際變化的具體調節方式還尚不明確。為解決這一問題, 本文對混合層形成體積進行了量化分析, 指出KE 上游南側區域的海洋上層預先層結年代際變化(3.1)可以通過調節混合層底部的卷吸作用使冬季混合層體積產生顯著年代際變化(3.2), 以此影響春季潛沉水體體積, 調控STMW形成體積年代際變化。因此, 本研究通過混合層收支量化分析將預先層結對STMW 的調節過程用卷吸和潛沉串聯起來, 更深入地剖析了STMW 年代際變化機制。另外, 本文指出STMW 年代際變化實際上受PDO 的遠場調控(3.3)。

1 數據和方法

1.1 數據

為了探究STMW 形成的年代際變化特征及機制,本文使用來自大洋環流模式ECCO2 (the estimating the circulation and climate of the ocean, Phase II project)中Cube 92 的再分析數據, 數據時間選擇了1992 年 1 月—2019 年 3 月, 水平分辨率為 1/4°(～27 km), 垂向上共有50 層, 最深深度達6 135 m。ECCO2 通過使用格林函數結合多種觀測數據對環流模型進行同化, 擁有精細的分辨率, 能再現全球范圍的海洋。數據約束包了高度計資料中的海表平面高度異常、平均海平面、全球海洋數據同化實驗高分辨率海表溫度試點項目(global ocean data assimilation experiment high resolution sea surface temperature pilot project)的海表面溫度數據以及來自海洋環流實驗(world ocean circulation experiment)、熱帶海洋大氣(tropical atmosphere ocean)、實時地轉海洋學陣列(array for real-time geostrophic oceanography, ARGO)、拋棄式深水溫度計(expendable bathythermograph)等的溫鹽剖面數據; 控制參數包括初始溫度和鹽度, 大氣表層邊界條件, Large 等(1994) KPP(K-profile parameterization)方案中的背景場垂向擴散及理查森數, 海氣/海冰/氣冰拖曳系數, 冰/海洋/雪反照率, 底部阻力和垂直黏度。詳細信息可以參閱Menemenlis等(2008)和Fox-Kemper 等(2008)。另外, 本文所使用的ECCO2 數據中, 海表熱通量及蒸發由Large 等(1982)的塊體公式計算得出; 海表風應力的計算使用了E. Vera 的阻力系數參數(Largeet al,1995); 降水數據來自全球降水氣候學計劃(global precipitation climatology project)。

圖1 155°E 剖面處ECCO2 和EN4 氣候態平均數據對比Fig.1 Comparison between ECCO2 and EN4 climatological data at 155°E section

1.2 方法

在副熱帶環流西北有一個深MLD 池, 其向東南遞減, 并與南部淺MLD 區域之間存在狹窄的深度遞減帶, 即MLD 鋒; 低PV 水形成于MLD 鋒和露頭線的交界處, 密度越高的低PV 水形成位置越偏向東北(Kubokawaet al, 1999)。因此, 探討混合層年代際變化機制對研究STMW 年代際變化十分重要。在這里,MLD 被定義為密度較10 m 處密度大0.1 kg/m3水體所在深度(Oka, 2009; Guoet al, 2018); 混合層體積守恒公式如下(Nishikawaet al, 2013; Guoet al, 2018):

方程左邊為混合層形成體積, 是時間1t至t2時刻控制體的體積變化量; 右邊各項分別為海氣形成體積、平流輸運體積、卷吸體積以及表征越密混合體積的殘余項(R)。MLD 具有明顯的季節性變化特征, 但只有晚冬的MLD 信號能夠保留在STMW 之中(Stommel,1979)。因此這里本文選擇MLD 加深時期進行時間積分。關于積分時間的選擇在3.2 節再詳細說明。

本次研究將STMW 定義為黑潮南側, 混合層之下,PV≤2×10-10m-1s-1且θσ?[24.6, 25.6] kg/m3的低PV 水體。另外, KE 主軸由0.4 m 的海表高度等值線表征。這里對STMW 的密度范圍相對于以往研究更大, 主要是考慮到近年來KE 南側表層水體的溫度持續上升且該區域鹽度從2008 年開始顯著降低, 引起KE 南側冬季混合層水體以及模態水密度發生顯著變化(Sugimotoet al, 2013, 2017)。定義STMW 密度范圍較小時, 會使得較輕的低位勢渦度水體被去除, 造成模態水體積減小的虛假信號。

在黑潮南側MLD 具有顯著的季節變化, 其在冬季迅速加深, 至3 月達到最深, 在這一階段MLD 的持續加深為STMW 形成提供重要的物質準備。隨后,季節性溫躍層逐漸建立, MLD 迅速變淺, 部分混合層水體潛沉進入到溫躍層中形成STMW(Rainvilleet al,2007; Oka, 2009; Daviset al, 2011)。至5 月, 季節性溫躍層形成, 潛沉結束。因此本研究將3—5 月劃分為STMW 形成的時期, 這一時期STMW 體積在局部迅速增大, 侵蝕和輸運對STMW 體積影響可以忽略,STMW 的形成體積Vf、形成厚度Hf可以5 月及3 月間STMW 體積和厚度差異表征:

這里的下標‘f’表示形成, ‘5’和‘3’分別表示5 月和3 月。STMW 的形成面積則以STMW 形成厚度大于10 m 的區域面積表征。另外, 本文選擇3—5月(此處以下標‘345’表示)對潛沉進入到溫躍層的水體體積進行積分, 以得到年潛沉體積:

式中, 345 表示3、4、5 月。KE 南側, 根據STMW 定義,θσ?[24.6, 25.6] kg/m3的混合層水體年潛沉體積即為STMW 形成體積。

2 STMW 體積年代際變化

為了方便后文對STMW 形成年代際變化機制的分析, 在這一部分, 我們在這里引入STMW 生成區(133—170°E、30—36°N; 圖3 中藍色矩形框框出), 該區域是具有STMW 密度性質水體的3 月露頭區, 也是MLD 以及低PV 水體形成厚度年變化最顯著區域。其中低 PV 水形成厚度的年變化標準差普遍高于170 m(圖3a), MLD 的年變化相對較小(圖3b)。而無論是低PV 水形成厚度還是MLD, 它們的年變化信號都集中于生成區北部近KE 處, 特別是KE 向北凸起處南側。其中在(140°E, 32°N)、(144°E, 34°N)、(150°E,34°N)附近存在MLD 年較差中心。對應的低PV 水體厚度在這3 個中心附近都較大。東部的兩個中心對應KE 主軸向北凸起南側, 正好是SSH 抬升的區域。由圖3 可發現, 顯著的低PV 水形成厚度年變化出現在偏西位置, 本文將其中具體的原因在3.1 機制分析中進行了詳細的探討。

圖2 混合層體積收支控制體Fig.2 The control body for mixing layer volume budget

圖3 低PV 水體形成厚度及3 月MLD 的年變化標準差場Fig.3 Multi-year standard deviation field of low PV water formation thickness and March MLD

繪制3 月和5 月STMW 的體積, STMW 形成體積、形成厚度、形成面積, 3 月生成區混合層體積以及其區域面積及平均如圖4 所示。圖4a 為5 月(紅線)和3 月(藍線)STMW 體積的年變化曲線, 由此可知,由ECCO2 和EN4 數據得到的STMW 體積都存在較為同步且顯著的年代際變化, 且振幅相當。往年形成水體經過侵蝕后殘存的STMW 信號可以在3 月體現出來, 隨后與新形成的STMW(圖4b 黑色實線)疊加使5 月STMW 體積年代際變化進一步放大。在這里需要強調的是, 3 月STMW 雖存在年代際變化, 但其峰值落后于5 月STMW 以及STMW 形成體積1—2 a的時間, 顯然3 月STMW 體積只是往年殘存年代際信號的體現, 并不能作為促使STMW 體積產生年代際變化的決定性因素, 唯有STMW 形成體積可決定STMW 體積的年代際變化。

圖4b 中, STMW 生成體積的年變化特征(黑色加粗曲線), 在年至年代際上顯然都與3 月生成區混合層水體體積(黑色加粗虛線)相吻合, 也呈現出顯著的年代際變化特征以及整體減小趨勢, 振幅為3×1014—4×1014m3, 其中混合層體積的年代際變化由MLD 的年代際變化決定, 而STMW 形成體積的年代際變化同時體現在其形成面積和形成厚度上。STMW形成及混合層體積的遞減速率分別為0.057×1014m3/a和0.023×1014m3/a。其中混合層體積的遞減應與近年觀測到的海表升溫有關(Sugimotoet al, 2017; Yuet al,2020)。

圖4 3 月和5 月STMW 體積、STMW 形成及3 月混合層的時間序列Fig.4 Time series of March and May STMW volume, STMW formation, and March mixed layer

將STMW 生成體積和生成區混合層體積的整體變化趨勢剔除, 我們發現STMW 形成體積及混合層體積呈現明顯正、負異常(如圖4b 陰影區和空白區):正異常分別在 1992—1997 年、2000—2005 年和2011—2017 年; 負異常對應在 1998—1999 年和2006—2010 年。盡管在正、負異常期間MLD 差較STMW 形成厚度差明顯更大(圖4c), 但在年代際變化及生成區MLD 體積與STMW 形成體積在空間分布上十分吻合(圖5)。首先, 對于3 月生成區MLD 來說, 其在STMW 形成體積正異常期間, 普遍大于240 m, 最大MLD 可超過300 m(圖5b); 而STMW 形成體積負異常期間, MLD 厚度相對減小了60 m 左右, 最大深度只能達到240 m(圖5d)。此外, 正、負異常期間的MLD 差呈現出東南-西北向的條狀帶, 在這些條狀帶上MLD 差取顯著正值, 對應其上正SSHa 由外向內迅速增加(圖5f)。再對比STMW 體積正、負異常期間, KE 主軸的彎曲狀態, 便可以發現正相位時期KE主軸相對有規律的南北彎曲能夠使其向北凸起處南側的MLD 加深及SSH 升高, 而向南凹陷處南側的MLD 及SSH 有弱減小。

而在STMW 形成體積正異常期間, STMW 形成厚度在黑潮及KE 上游南側區域增加顯著, 特別是在138—144°E 之間的區域(圖5e)。此外, MLD 在西部有更為明顯的加深, 可知生成區西部是STMW 形成厚度及MLD 年代際變化產生的關鍵區域。

圖5 STMW 形成厚度(a, c)、3 月MLD(b, d)以及它們在STMW 形成體積正、負異常時期的差(e, f)Fig.5 Multi-year mean field of STMW formation thickness (a, c), March MLD (b, d), and their difference in positive and negative phases of STMW formation volume

以上的內容, 主要探討了正負相位時期STMW形成厚度及MLD 的分布差異。但STMW 形成體積的年代際變化同時展現在形成厚度和面積上, 于此本文進一步分析了STMW 形成區域的緯度分布特征。以155°E 剖面為例, 5 月和3 月PV、STMW 密度邊界、MLD 在STMW 體積正、負異常期間多年平均結果如圖6 所示。圖中STMW 密度邊界(圖6 中兩條白色曲線)由5 月STMW 在剖面處的密度性質決定, 以準確地再現不同時期STMW 所在密度層。雖然這里的密度邊界于STMW 形成體積正、負異常期間取不同值,但可以準確定位3 月STMW 露頭區(圖6 中白色曲線之間的水體在海表的位置)。如圖6a 和c 可見, STMW體積正、負異常期間3 月混合層除了有顯著的深度變化之外, 露頭區南北邊界也向外擴張(圖6b 和6d): 在STMW 體積負異常期間, 露頭區南邊界在30°N, 北邊界在36°N; 而在正異常期間, 露頭區南邊界向外擴了0.5°, 北邊界擴張不明顯。露頭區的擴張也引起了5 月STMW 形成面積增加。如圖6a 和6c 所示,STMW 厚度在28°N 左右有一個往北迅速遞增的鋒面,可見當年形成的STMW 在5 月主要分布在28°N 以北,相對于露頭區偏于南部1°—2°。厚度鋒面受3 月露頭區影響, 在不同時期有明顯的位置變化。

圖6 5 月(a, c)和3 月(b, d)155°E 斷面處的PV 分布圖Fig.6 PV distribution at cross section 155°E in May (a, c) and March (b, d)

取STMW 上邊界為STMW 厚度頂部, STMW 下邊界為STMW 厚度底部, 繪制STMW 生成區區域平均的5 月STMW 上下邊界、3 月MLD、5 月STMW厚度、24.6 和25.6 kg/m3所在深度的年變化曲線, 結果如圖7 所示。可知, 盡管24.6、25.6 kg/m3的深度存在與STMW 形成體積、厚度和面積類似的年代際變化, 但STMW 厚年年代際變化并不由其定義的密度邊界位置決定, 主要由下邊界深度變化引起, 而這進一步與3 月MLD 深度有關。

圖7 生成區區域平均的5 月24.6 和25.6 kg/m3 等密度面所在深度、STMW 上下邊界、STMW 厚度及3 月MLD 的年時間序列Fig.7 Annual time series of the isopycnic faces of 24.6 kg/m3 and 25.6 kg/m3, the upper and lower boundary, and thickness of STMW in May and MLD in March

3 機制

3.1 影響因素

結合(2)式可知, 海氣形成率由單位密度上海表浮力通量隨密度的變化梯度表征。而從圖8 中不難發現B(t)從黑潮及KE 主軸向南北兩側遞減, 南側遞減梯度更大, 可知KE 南側STMW 形成區有較大的海氣形成率, 為該區域晚冬深MLD 的形成提供必要條件。

如圖9a 所示, 海表浮力通量正異常與正SSHa 區域重疊, 特別是在圖中紅色框圈定的范圍(144°—163°E, 33°—36°N)。STMW 體積正(負)異常期間, KE 主軸即圖9 紅棕色加粗實(虛)線向北(南)遷移。而在KE 流域, 越往北海表風應力越強(圖8a 和8b),因此KE 主軸的向北遷移, 不免造成KE 海表蒸發失熱加劇, 導致海表浮力通量的顯著增加。

圖8 海表浮力通量、海表渦動能(EKE)和預先層結(N)在STMW 體積正異常(左)和負異常(右)時期的多年平均空間場Fig.8 Multi-year mean spatial fields of surface buoyancy flux (B), surface eddy kinetic energy (EKE), and pre-stratification (N) at positive (left) and negative (right) anomaly of STMW formation volume

圖9 海表浮力通量(B)、海表渦動能(EKE)和預先層結(N)在STMW 體積正負異常時期間的差異Fig.9 Differences of surface buoyancy flux (B), surface eddy kinetic energy (EKE), and pre-stratification (N) between positive and negative anomalies of STMW volume

KE 南側海域海表EKE 是KE 動力狀態的間接反映: KE 不穩定時, KE 路徑快速變化, 區域EKE 成倍增加(Qiuet al, 2007)。如圖8e—8f 所示, EKE 主要沿著KE 主軸分布, 且于140°—152°E KE 主軸向南彎曲處最大, 且140°—152°E 的KE 路徑變化較顯著。STMW 體積正異常時, EKE 在KE 上游南側(圖9c 藍框, 132°—147°E, 30°—35°N)表現出極強的負異常信號, 對應其上也有有正的SSHa 差(圖9c)。

預先層結的分布如圖8g 和8h 所示。由圖可知預先層結在KE 及黑潮附近具有與EKE 相似的分布形態。而在KE 南側至28°N, 預先層結相對較弱, 這也是STMW 生成區具有深MLD 的重要原因(Yuet al,2020)。同時, 相對于STMW 體積負異常時期, STMW正異常時期, 預先層結明顯減弱。STMW 體積正、負異常時期間的層結頻率差與EKE 差相似, 同樣在KE上游南側藍色框所圈定的區域(132°—147°E,30°—35°N)內具有顯著的負異常(圖9d)。

以上, 我們知道在STMW 體積正異常期間, 在KE 上游南側區域對應有EKE 減小與預先層結減弱,在KE 下游近KE 主軸處對應海表浮力通量升高。而在它們顯著變化的區域上, 都有海表面升高與之相對應。其中海表浮力通量產生顯著變化的區域位于STMW 生成區偏東部, 其上的MLD 年變化特征并不顯著。因此, 本文將重點放在了KE 上游南側區域, 探究EKE 與預先層結對冬季MLD 加深的影響。

如圖10 所示, 本文分析了STMW 生成區、KE上游泳南側及其下游區域的MLD 與SSH、EKE 與SSH、預先層結與EKE 之間的關系。分析可知, 同一組變量在不同區域的相關性差異很明顯。首先對于MLD 與SSH 來說, 兩者在STMW 生成區、生成區中的KE 上游以及KE 下游都為正相關, 相關性最高的區域在KE 上游, 但是與其他兩個區域相差不大。在KE 上游, SSH 每升高0.1 m, MLD 對應加深35 m。然后, 對于EKE 與SSH 來說, 兩者之間表現為負相關,不同區域它們之間的相關性顯著不同, 在KE 上游EKE 與SSH 之間的相關系數可達–0.53, 而在整個STMW 生成區EKE 與SSH 相關性只有–0.17。上游區域SSH 每上升0.1 m, EKE 對應減小約0.03 m2/s2。

圖10 STMW 生成區、KE 上游南側及其下游區域的MLD-SSH、EKE-SSH 和N-EKE 相關性Fig.10 MLD-SSH, EKE-SSH and N-EKE correlations in the STMW formation region, south side of KE upstream and downstream region of KE

而受KE 狀態影其向南分離出來的渦旋活動, 海洋層結也發生相應變化(Qiuet al, 2005, 2006, 2007)。如圖10g—10h, EKE 與預先層結表現為正相關, 特別是在KE 上游, 兩者的相關系數可達0.68。在該區域, EKE每增加0.1 m2/s2, 可促使預先層結升高0.1×10–3s–1。可見, 相對生成區中的其它區域, KE 上游南側區域(132°—147°E, 30°—35°N)的MLD 及SSHA 更易受到海洋動力狀態和層結強度的調節: 在STMW 體積正(負)異常時期, KE 上游南側出現的渦動能和預先層結強度負異常(正異常)將進一步地調控當地的MLD 和SSHA, 促使深厚(淺薄)的混合層水體在晚冬形成。

3.2 混合層體積收支

在3.1 節, 分析了受控于海洋動力過程的預先層結(Qiuet al, 2007)和能夠反映海氣相互作用的海表浮力通量兩者的空間分布特性, 初步認識到影響MLD 發展的不同物理過程具有區域差異。本節將進一步量化海洋動力環境和海氣相互作用對混合層加深的影響, 深入探討引起混合層體積年代際變化的主要原因。同時, 前文分析得出的海表浮力通量變化難以對STMW 生成區混合層產生顯著影響的結論,在本節會再一次得到驗證。

本節研究基于混合層體積收支方程(7), 該方程表明, 混合層體積變化主要受4 個過程調節, 它們分別為海氣形成率、沿著等密度面的側向輸運、混合層底部卷吸以及越密混合。各項作用于圖2 所示的控制體, 是密度和時間的函數。其中控制體的密度半徑取0.1 kg/m3(θσΔ =0.1 kg/m3)、中心密度為θσ。若以月為單位進行時間積分再取氣候平均可得到各項對不同密度范圍控制體作用的月變化如圖11 所示。首先,側向輸運在STMW 生成區及24.6—25.6 kg/m3密度層上為負(圖11d), 且整體較其他項小了一個量級, 可見其對混合層體積的影響非常微弱。同時, 越密混合項(R)在24.6—25.6 kg/m3密度層上, 對冬季的混合層體積變化的作用也不顯著(圖11e)。

在8—11 月, 24.6—25.6 kg/m3之間的混合層水體(黑色虛線之間)的露頭區主要位于KE 北側, 各月混合層形成體積為正值, 混合層體積持續增加(圖11a),而這期間海氣形成率為負值(圖11b), 只有卷吸項能為混合層體積的增大做出貢獻(圖11c)。另外, 圖中紅色的曲線為133°—170°E 經向平均的30°N 和36°N 等緯度線。若以此為參照, 可發現混合層體積年內變化強度在不同緯度差異較大。而 8—11 月, 24.6—25.6 kg/m3露頭區在KE 北部, 海表浮力通量隨密度的向北增加而減小(圖8a 和8b), 因此在這一時期, 海氣形成體積為負值。當12 月露頭區回歸STMW 形成區時, 該區域具有的弱層結、高海表浮力通量梯度等特點使得冬季MLD 可以達到很深的深度, 直至3 月初, 混合層都迅速加深, 混合層形成、海氣形成及卷吸體積都表現出顯著正值。綜上可知, 24.6—25.6 kg/m3露頭區, 在8 月至次年3 月初不斷南移, 混合層形成主要受到混合層底部的卷吸作用調控; 當其露頭區遷移至STMW 形成區時(12 月至3 月), 卷吸作用增強的同時正的海氣形成也顯著增加, 在兩者共同的作用下混合層迅速加深。

圖11 133°—170°E 范圍內不同密度層上混合層體積收支公式中各項的季節變化Fig.11 Seasonal variation of each item in the mixed layer volume budget formula at different density layers in 133°—170°E

為了進一步評估海氣形成作用、卷吸作用等對生成區混合層體積變化的影響, 本文計算了上年10 月至3 月密度處于24.6—25.6 kg/m3之間的各項作用。其中海氣形成體積(～2×1014m3/a)的年代際變化相對不明顯; 卷吸體積(～3×1014m3/a)與混合層形成體積(～4×1014m3/a)在年變化上幾乎是同步的, 且具有顯著的年代際變化; 側向輸運體積(～0.6×1014m3/a)對混合層的發展具有抑制作用, 但相對其他項小了約一個量級, 且沒有明顯的年代際變化。

3—5 月為潛沉發生時期(圖11c), 累積該時段內24.6—25.6 kg/m3密度層上的卷吸率, 得到圖12 藍色虛線所示的卷吸體積, 其負值為潛沉體積。由圖12可知潛沉體積與混合層形成體積具有大小相當且同步的年代際變化。而潛沉體積年代際變化由混合層形成體積年代際變化決定。綜上, 本次研究進一步表明卷吸項主要調控混合層形成體積的年代際變化, 使生成區混合層具有顯著的年代際變化, 以此調控STMW 形成。

圖12 混合層體積收支中各項及潛沉年變化Fig.12 Annual variation of each item in mixed layer volume budget and spring subduction

3.3 PDO 調制

回顧前文, 影響STMW 年代際變化無論是MLD還是預先層結、EKE 等都與SSHA 緊密聯系, 因此本文借助ECCO2 的SSHA 數據對其年代際變化進行了溯源。

如圖13c 所示, PDO 指數呈現出顯著的年代際變化。當PDO 處于正(負)相位時期, 遠離STMW 形成區的東太平洋(130°—162°W, 20°—50°N)被激發出正(負)的風應力旋度異常(圖13a), 海表為Ekman 輻散(輻聚), 引起海洋上層有向上(下)的Ekman 抽吸速度異常, 導致海表面高度降低(升高), 對應溫躍層抬升(加深); 海表面高度和溫躍層異常信號再以第一斜壓Rossby 波的速度向西傳輸, 于3—4 a 后抵達KE 上游南側STMW 生成區(圖13b), 可顯著增強(減弱)南側模態水生成區(132°—147°E, 30°—35°N)的預先層結,從而削弱混合層底部地卷吸過程, 并最終阻礙(促進)冬季混合層形成, 使得STMW 形成體積減少(增加)。

圖13 PDO 指數及與之有關的海表風應力、風應力旋度及SSHAFig.13 PDO index and the surface wind stress, wind stress curl, and SSHA corresponding to PDO

4 結論

近年來, 許多研究就影響STMW 生成的機制進行了探討, 將20 世紀80 年代后STMW 的年代際變化歸因于海洋的動力過程, 即由其調控的海洋預先層結引起。然而, 這些動力過程對STMW 年代際變化的調節方式還尚不明確。因此本文采用ECCO2 再分析數據對1992—2019 年STMW 的年代際變化及其機制進行了探討。

特征分析結果表明, STMW 形成體積年代際變化完全反映在晚冬生成區(133°—170°E, 30°—36°N)混合層體積的變化上, STMW 形成厚度和面積均呈現類似的年代際變化。其中, STMW 形成厚度的變化由其下邊界深度決定, 而這進一步取決于生成區MLD。另外, 其形成面積的變化與露頭區的南北收縮、擴張有關。STMW 形成體積在1992—1997 年、2000—2005年和2011—2017 年為正異常, 在1998—1999 年和2006—2010 年為負異常。正異常期間 MLD 以及STMW 形成厚度顯著增加的區域對應正SSHa, 且主要集中于生成區西部。

隨后, 本文對STMW 形成體積正負異常期間,海洋層結、海表EKE、海表浮力通量特征進行了探討。結果表明, STMW 形成體積正異常時期, 在KE 上游南側(132°—147°E, 30°—35°N)對應有EKE 減小與預先層結減弱, 在KE 下游近KE 主軸處對應海表浮力通量升高。而在它們顯著變化的區域上, 都有正SSHA 與之相對應。KE 上游南側區域(132°—147°E,30°—35°N)預先層結被削弱(增強), 是促進(阻礙)晚冬深MLD 形成主要因素。

此外, 本文利用了混合層體積收支公式對混合層形成體積進行量化分析。混合層體積變化主要受四個過程影響, 它們分別為海氣形成率、沿著等密度面的水體側向輸運、混合層底部卷吸以及越密混合。各密度層上各項引起的體積隨月份的變化顯示,24.6—25.6 kg/m3露頭區, 在8—11 月初不斷南移, 混合層形成主要受到混合層底部的卷吸作用調控; 12 月開始其露頭區遷移至STMW 形成區時, 卷吸作用增強的同時正的海氣形成也顯著增加, 在兩者共同作用下混合層迅速加深。累積上年10 月至3 月24.6—25.6 kg/m3密度層上的各項作用, 得出的各項引起的體積變化量的年時間序列顯示, 其中海氣形成體積(～2×1014m3/a)以及側向輸運體積(～0.6×1014m3/a)的年代際變化相對不明顯, 卷吸體積(～3×1014m3/a)與混合層形成體積(～4×1014m3/a)具有大小相當且同步的年代際變化。因此, 混合層底部的卷吸作用主要調控混合層形成體積的年代際變化, 是調控STMW 形成體積的年代際變化的間接主導因素。

進一步的分析結果表明, 當PDO 處于正(負)相位時期, 遠離 STMW 形成區的中、 東太平洋(130°—162°W, 20°—50°N)被激發出正(負)的風應力旋度異常, 海表為Ekman 輻散(輻聚), 引起海洋上層有向上(下)的Ekman 抽吸速度異常, 導致海表面高度降低(升高), 東太平洋產生負(正)SSHA 信號, 對應溫躍層抬升(加深); 海表面高度和溫躍層異常信號再以第一斜壓Rossby 波的速度向西傳輸, 于3—4 a 后抵達KE 上游, 可顯著增強(減弱)KE 南側模態水生成區的預先層結, 從而削弱混合層底部的卷吸過程, 并最終阻礙(促進)冬季混合層形成, 使得STMW 形成體積減少(增加)。