西北太平洋副热带逆流与模态水的季节变化和年际变化

葛 啸，刘秦玉，王立宜

（1.中国海洋大学 海洋环境学院，山东 青岛266003；2.物理海洋教育部重点实验室 海洋－大气相互作用与气候实验室，山东 青岛266003）

20世纪60年代后期，有观测显示春季在20°～25°N之间存在一支不能用风生环流理论来解释的窄的表层东向流。尽管当时的直接海流观测证据不足以确定这支东向流是否持久和连续，Yoshida和Kidokoro［1］将这只北太平洋副热带环流内区的东向逆流命名为副热带逆流（STCC）。对包括1965－1966年黑潮联合调查（CSK）在内的历史水文资料的分析发现，STCC大致沿北回归线向东流，在地转流场上它整年存在。宽度大约100nmile，厚度300m，可自122°E追踪到160°E或者更靠东［1］。低纬度副热带东向输送现象也出现在南太平洋、北大西洋和南印度洋。STCC可能是一种全球性现象，对于STCC的研究有助于更好地理解全球大洋环流系统。自STCC被发现以来，世界上对于STCC的存在性和形成机制的研究一直不断。

多年以来，有关STCC的研究（尤其是观测研究）主要集中于西北太平洋（例如Uda和Hasunuma［2］、Roden［3］、Hasunuma和 Yoshida［4］、顾玉荷等［5］）。实际上，由于船测资料在时间和空间上的局限性，在很长一个时期，对STCC的位置和强度没有被明确，存在争议。

近年来，随着卫星资料以及模式同化资料的广泛应用，一些最新的工作将STCC存在的范围确定为西太平洋至太平洋中部夏威夷岛（156°W，20°N）以西的广阔海域。例如Qiu［6］将STCC的范围界定为130°E～170°W，19°～27°N。刘秦玉等［7］根据多种资料的综合分析，指出在年平均和月平均的意义下，STCC位于130°E～157°W，18°～25°N 150m以上的海洋上层。Xie等［8］根据全球海洋模式的计算结果发现，自西太平洋向东至夏威夷岛以西的上层海洋，沿20°N附近存在一支绵延8 000km的东向逆流。他们认为，该东向流的西端部分是Yoshiba和Kidokoro［1］命名的STCC。Qiu等［9］发现在北赤道流流域内，夏威夷群岛的背面流（西面）存在东向流，并将其称之为夏威夷背风逆流（HLCC）。李薇等［10］利用模式同化资料（SODA）研究了STCC的变化，认为太平洋中部夏威夷岛西侧的东支逆流位置偏南，强度夏季最大，春季最弱，海表面风应力的旋度异常产生的Ekman抽吸是东支逆流形成的主要原因；而位于西太平洋的西支逆流位置偏北，春季至夏季强度较大，西支逆流的形成和季节变化可以由副热带模态水来解释。但是由于SODA资料本身的缺陷，有关STCC季节变化的机制还是没有定论。

关于STCC形成机制也有不同的观点。最早Yoshida和Kidokoro［1］命名STCC时认为STCC是副热带海域风应力旋度空间非均匀性引起的东向Sverdrup输运。之后，Rodex［11］和Cushman－Roisin［12］等提出东、西风之间的表层Ekman辐合作用是形成STCC的机制。近年的研究中，Kubokawa［13］提出了这样的理论：北太平洋中纬度海域从海洋上混合层通过“潜沉”嵌入温跃层的低位势涡度水（也被称为“模态水”）导致副热带环流中部季节性温跃层自南向北上翘，形成表面的副热带锋（较强的密度经向梯度）和对应的STCC（图1）。

图1 副热带逆流与模态水关系的示意图［14］Fig.1 Schematic diagram of the relationship between STCC and STMW［14］

位于西北副热带太平洋嵌入温跃层的低位势涡度水，通常称为副热带模态水（STMW），STMW形成于副热带环流北部黑潮延伸体附近海－气相互作用较强的海域（140°～170°E，30°～34°N），冬季表层海水冷却下沉，随后这种混合均匀的海水“潜沉”进入温跃层后，随海流向西南方向堆积最终形成温度、盐度性质均一的水体［15］，Talley［16］对Levitus气候平均资料的分析基础上，指出用位势涡度小于2.0×10－10m－1·s－1来界定STMW，其中心大致位于25.4σθ等密度面上。Suga等［17］利用137°E断面的观测资料，论证了这一结果，并指出在137°E断面上，冬季黑潮延伸体附近形成的模态水经过半年就南移到26°N，一年以后移到23°N附近。Suga和Hanawa［18］利用历史水文资料分析了STMW 的季节变化，指出晚冬形成的模态水在1a左右的时间内会显著减小，并且推论出该水团将被黑潮延伸体南侧的再循环流向西南方向平流。因而它携带了大量源地的冬季海、气的信息，是将中纬度海－气相互作用信息向低纬度传递的重要载体之一。

Nonaka等［19］提出模态水的年代际变化是主导STCC年代际变化的重要机制。Kobashi和Xie［20］通过对观测资料分析指出STCC北侧5月的局地风旋度对130°～150°E 5—6月STCC年际变化也有着重要影响，并指出5—6月STCC的年际变化似乎与模态水厚度的年际变化无关。基于全球气候模式的控制实验和对温室气体增加的实验结果，Xie等［21］和Xu等［22］提出，STCC年代际变化受到其北侧模态水年代际变化的影响，并指出在目前许多气候模式中STCC要比观测的STCC更强的主要原因是模式中模态水比观测更强，他们的研究也指出当全球变暖背景下模式中上层海洋层结增加，混合层变浅导致模态水形成减少时，STCC及其年代际变化都减弱。

综上所述，关于STCC变化的机制目前有2个主要观点：1）Kubokawa［13］提出的副热带模态水变化影响STCC变化，模态水体积越大（小）STCC越强（弱）；该观点已经在气候模式的年代际变化研究中得到证实［22］。2）Qiu和Chen［23］提出的STCC的年际变化主要是受到海表面风所影响的；该观点已经在部分STCC年际变化的观测研究中得到证实［20］。由于缺少长期连续并在时间上同步的观测资料，因此，目前STCC在季节尺度和年际尺度上的变化究竟是以上2种机制中哪一种机制引起的？是否还存在其他的机制？还需要进一步用观测资料证实。

2000年以来，随着国际Argo观测计划的开展，各国在大洋中投放Argo浮标，可以获得2000年以来长期连续并在时间上准同步的有关海温和盐度等实测数据，较准确地刻画STCC和STMW。本文将使用2004—2011年的Argo观测资料对STCC和STMW的季节和年际变化特征进行研究，希望确认STCC和STMW在季节和年际这两个不同时间尺度上的联系。

1 资料

本文计算的密度、动力高度、地转流流速、位势涡度所用资料是由中国Argo实时资料中心提供的月平均温、盐度网格数据（http：∥www.argo.org.cn）。该中心在收集全球海洋（180°00′W～180°00′E，59°30′S～59°30′N）2004－01—2011－12期间8a原始Argo资料的基础上，经过必要的质量再控制及资料融合处理，构建了全球海洋逐月的月平均温、盐度网格数据集。该数据的水平分辨率为1°×1°，垂直方向分为5～1 950m不等距的48层，且大部分资料通过了延时模式质量控制。由于Argo数据在大于700m的深海垂直分辨率较低（大于100m），参考陈奕德等［24］的工作，选取700m作为参考面，计算地转流和动力高度。同时也用1 000m做参考面，计算地转流和动力高度。对比不同的参考面，对STCC的气候平均值有影响，但对其年际变化影响不太。本文中用比表层（5m）位势密度低0.125σθ位势密度出现的深度作为混合层深度。本文中的气候平均是指2004－01—2011－12期间的8a平均。

本文采用的QuikSCAT海面风资料是由美国国家航天局（NASA）QuikSCAT地球观测卫星所携带的SeaWinds散射计测得的全球海洋（179°52′30″W～179°52′30″E，89°52′30″S～89°52′30″N）1999－07—2009－11期间的海面风周平均资料，其水平分辨率为15′×15′，易于与本文中采用的Argo资料对应。

2 副热带逆流的季节变化和年际变化

2.1 两支副热带逆流

为了确定西北太平洋副热带逆流的8a平均位置，我们给出了2004—2011年8a平均表层（5m）动力高度和东向纬向流的位置（图2）。并给出了纬向流（间距为2cm／s，以东向为正值）和位势密度（间距为0.5×10－10m－1·s－1）以及低位势涡度水（灰色阴影：PV小于2.0×10－10m－1·s－1）的经向剖面图（图3）。

图2 气候平均的表层动力高度及东向纬向流位置Fig.2 Climatological mean dynamic height

图3 纬向流、位势密度及低位势涡度水（灰色阴影）的经向剖面图Fig.3 Vertical section of meridional velocity，σθ，and low PV

由图2、图3可见，依据Argo网格资料确定的STCC有南北两支，南支位于18°～20°N，北支位于23°～25°N。南支向东直连到夏威夷背风逆流［9］，北支向东北延伸到达夏威夷岛以北。该结果与前人［20］用其他历史观测资料得到的STCC空间位置基本一致，只是北支略偏北一些，这点差异可能与地转流计算的参考面不同有关。从图2和图3上都可以看出STCC是浅层（100m以上）东向流且向东流速大小为5～20 cm·s－1（图3）。与前人用其他历史资料的研究结果相比，Argo资料所反映的向东STCC速度的空间的差异较大，这可能是在这8a平均的结果中还包含一定的海洋涡旋的信息有关。从图3中还可以看出，在140°～170°E之间的温跃层中，的确存在低位势涡度水，对应副热带环流中部季节性温跃层自南向北上翘和表层向东流（STCC）。低纬度（18°N以南）则是向西的北赤道流。

2.2 西北太平洋副热带逆流强度的季节和年际变化

将北太平洋南、北两支STCC所在纬度135°～170°E 5～100m的纬向流速区域平均值作为衡量南、北两支STCC强度的物理量，可以得到8a两支STCC每个月平均纬向流速和逐年平均的纬向流速（图4）。

由图4可见，由于对135°～170°E 5～100m的纬向流速做了区域平均，两支副热带逆流的月平均和年平均值都不超过5cm·s－1，且存在较明显的季节变化和年际变化。无论南支还是北支STCC流速在5，6，7三个月都较大，在11月最小。北支最强出现在6月，其最大值为4cm·s－1，南支最强，也出现在5，6月（晚春），其最大值为3.9cm·s－1，这与Qiu［6］提到的STCC在春季达到最大值略有不同。而2支逆流的年际变化上并不完全同步（图4b），在2010年2支逆流都弱，而在2008年2支逆流都强，其他年份两者的变化似乎没有一致性。从上述分析可以初步判定两支STCC的季节变化基本相同，而年际变化有共同之处也有差异，这表明STCC季节变化和年际变化的机制可能不同。

图4 南、北支STCC强度的季节和年际变化Fig.4 Seasonal and the interannual variations of the north and south branches of STCC

3 副热带模态水的季节变化和年际变化及其对副热带逆流的可能影响

3.1 副热带模态水的季节变化和年际变化

依据图3可以确定位于140°～170°E，25°～31°N海域25.0～25.5σθ等位势密度面之间（核心密度为25.3σθ），混合层深度之下存在低位势涡度（PV小于2.0×10－10m－1·s－1）水团，该水团是STMW。将该海域混合层之下每两个等密度面之间的PV小于2.0×10－10m－1·s－1的低位涡水的体积来表示STMW的体积（1013m3），可以得到图5。

图5 气候平均意义下各等密度面之间的低位势涡度水体积Fig.5 Climatological mean volume of the low PV water of different potential density

图5可再次证实，在140°～170°E，25°～31°N海域8a平均的STMW 主要位于25.0～25.6σθ之间，其核心密度为25.3σθ（该等密度面上低位涡水的面积最大）。将每一个月该海域STMW总的体积计算出来便可得到8a平均意义下模态水体积季节变化及逐年的年际变化，实线表示副热带模态水的平均体积（图6）。

图6 副热带模态水体积的季节和年际变化Fig.6 Seasonal and interannual variations of STMW

从图6可见，西北太平洋STMW在4—8月体积较大，最大体积出现在5月（达到3.5×1014m3），最小体积出现在1月（只有2.3×1014m3）；而其年际变化则表现为2004—2006年体积大，2009年和2010年体积较小的特征。STMW的季节变化是与晚冬（3，4月）“潜沉”进入温跃层的低位涡水，会随海流向西南方向堆积有关；也证实了STMW形成后在1a内会因与周围高位涡水混合减小的体积为1.2×1014m3（年较差）。

3.2 副热带逆流与副热带模态水之间的联系

比较图4a和图5a我们可以看出，在季节变化上，STMW的体积与STCC强度之间有密切联系，在年循环中STCC开始增强的时间滞后模态水体积增加一个月。这说明正是由于4月模态水体积开始增加，一直到8月才开始减小，才导致5—7月副热带逆流的强度较强。因此，从Argo观测资料中再一次证明了Kubokawa［13］提出的副热带逆流与副热带模态水的季节变化之间存在对应关系的正确性。

为了比较副热带逆流强度与副热带模态水体年际变化之间的联系，我们分别绘制了南、北两支STCC的强度与模态水体积的年际变化（标准化距平）图（图7）。从图7可见，不仅南北两支STCC的年际变化不同，而且该变化与STMW的年际变化没有很好的对应关系。2004年模态水体积正异常，STCC北支较强，但南支较弱；2009，2010年模态水体积负异常，STCC北支和南支都弱。但通过图7还可以看到，STCC北支强度与STMW体积同位相的年份共5a（2004，2005，2009，2010和2011年），而反位相的年份仅3a（2006，2007和2008年）；STCC南支强度与STMW体积同位相和反位相的年份皆为4a。尽管资料样本少（仅有8个样本），无法做出统计关系，但可以看出STMW体积的年际变化似乎与STCC北支强度年际变化关系更密切。前人用其他历史资料研究5月STCC年际变化时，已经发现局地风异常与春季STCC异常之间的联系［23］，参考该工作，我们也将文中选取的STCC较显著的区域（135°～170°E，18°～25°N）的风应力旋度进行区域平均，得到该海域风应力旋度的年际变化（图8中的灰色柱）。在风应力旋度的年平均和逐月平均都是负值的该海域，风应力旋度的年际变化与STCC年际变化之间也似乎并没有明显对应关系。但从图8也可以看到，STCC北支强度与风应力旋度同位相的年份共4a（2005，2007，2008和2009年），而反位相的年份仅2a（2004和2006年）；STCC南支强度与风应力旋度同位相和反位相的年份皆为3a。可以认为风应力旋度的年际变化似乎与STCC北支强度年际变化关系更密切。我们很难依据这8a的观测资料（8个样本）进行统计分析。另外，Argo资料中所包含的海洋涡旋信息是否会影响我们对STCC的判断也是个目前未解决的科学问题。因此，通过上述研究工作，还无法确定模态水和局地风应力旋度究竟哪个是决定STCC年际变化的主要机制。

图7 标准化后STMW体积和副热带逆流北支强度和南支强度的年际变化Fig.7 Normalized interannual variation of STMW，northern STCC，and southern STCC

图8 标准化后区域平均风应力旋度和副热带逆流北支和南支的年际变化Fig.8 Normalized interannual variation of the wind stress curl in STCC region，northern STCC，and southern STCC

4 结论

本研究主要利用Argo观测资料对2004—2011年之间的西北太平洋副热带逆流强度与副热带模态水体积之间的季节变化和年际变化进行了研究，比较了副热带模态水体积与副热带逆流强度的季节变化和年际变化可能存在的关系，得到主要结论如下：

1）在北太平洋副热带环流圈内的130°～156°W，18°～27°N海域100m以上的海洋上层出现南、北两支向东的纬向流，分别位于18°～20°N和23°～25°N纬带，流速为2～5cm·s－1。

2）通过Argo观测资料获得西北太平洋副热带模态水主要出现在140°～170°E，25°～31°N的海域，存在于25.0～25.6σθ之间，其核心位势密度为25.3σθ。

3）南、北两支STCC强度的季节变化相类似，都在5—7月较强，11月较弱，这与前人提出的STCC在春季最强略有差异；而STMW在4—8月较大，9月后开始减小，该现象证实了在年循环中STMW体积在一定程度上可以决定STCC的流速。

4）南、北两支STCC强度的年际变化几乎没有一致性，但STMW体积的年际变化与风应力旋度的年际变化对STCC北支的影响要比对南支的影响更明显。这说明了南、北两支STCC年际变化除受STMW年际变化的影响还存在其他影响STCC年际变化的机制，有待我们进一步去发现和证实。

尽管本文给出了STCC和STMW季节变化和年际变化的主要特征，由于Argo观测资料时间尺度较短，难以从更长时间尺度上对副热带逆流与副热带模态水的年际变化关系上进行分析。此外。Argo资料深层分辨率过低，导致计算地转流流速时在速度零面的选取存在一定误差。随着Argo资料的增加和研究的深入，必将会有更多更深入的研究成果出现。

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