北太平洋副热带西部模态水年代际变化特征及其机制分析*

代秋亭 刘子洲 刘 聪 翟方国 顾艳镇 李元杰

(1. 中国海洋大学海洋与大气学院 青岛 266100; 2. 海南浙江大学研究院 三亚 572000;3. 中国人民解放军75839 部队 广州 510080)

Masuzawa (1969)发现并命名了北太平洋副热带西部模态水(subtropical mode water, STMW), 指出STMW 位于北太平洋副热带环流西北部温跃层内, 温度范围为 16—19 °C, 具有性质均一、位势涡度(potential vorticity, PV)低等特点, 主要形成于黑潮及黑潮延伸体(Kuroshio Extension, KE)南侧深混合层区。

从11 月至次年3 月, KE 流域受强东亚季风的控制, 巨大的海气温差和风应力在海洋上层引起强烈的垂向混合, 使得该海域南侧混合层快速发展。至3月初, 混合层深度(mixing layer depth, MLD)达到最深(Hanawa, 1987; Sugaet al, 1990; Bingham, 1992;Croninet al, 2013)。随后, 季节性温跃层形成并将潜沉的低位势涡度水体与大气环境相隔离(Sugaet al,1990, 1995)。潜沉后形成的STMW, 被风生副热带环流输送至台湾岛东侧黑潮流域以及副热带逆流(subtropical countercurrent, STCC)北侧(Kubokawaet al, 1999; Liuet al, 2007; Yanet al, 2013; Yuet al,2015), 改变当地次表层温盐结构。部分STMW 随黑潮再次回到生成区通过浮露进入冬季混合层, 改变生成区冬季混合层水体温度。因此, STMW 再通风也被认为是海洋对太平洋年代际涛动(Pacific decadal oscillation, PDO)(Trenberthet al, 1994; Mantuaet al,1997)的负反馈机制之一(Liuet al, 2007; Newmanet al, 2016)。此外, 部分STMW 在STCC 北侧堆栈形成低PV 池, 引起温跃层抬升, 利于东向STCC 的形成和维持(Kubokawaet al, 1999; Yamanakaet al, 2008;Kobashiet al, 2012)。又因, 具有晚冬混合层水体性质的模态水富含溶解氧、可溶性有机物、无机碳、营养盐等, STMW 分布对海洋生态系统亦有重要意义(Sukigaraet al, 2009, 2014)。

综上, STMW 能够常年保留生成区海气相互作用的信号, 影响北太平洋副热带环流以及气候变化, 同时也影响区域生态系统。因此, 其年代际变化机制一直是近几十年的研究重点。而引起STMW 体积年代际变化的机制主要有两种, 即海气相互作用和海洋动力过程。早期研究普遍认为海气相互作用是调制STMW 温度特性以及体积变化的主要机制(Bingham,1992; Sugaet al, 1995; Yasudaet al, 1999)。而随后,Qiu 等(2006)利 用 1993—2005 年 期 间 的 CTD(conductivity-temperature-depth) 和 XBT(expendable bathythermograph)数据研究了冬季海表冷却以及KE系统动力状态对STMW 形成的影响, 指出KE 动力状态是STMW 年代际变化的主要影响因素。当KE 处于动力不稳定状态时, 气旋式涡旋活动加强, 将大量高位势涡度性质的KE 水体注入副热带环流, 使得海洋层结加强, 不利于深混合层发展, 由此造成STMW厚度减小。另外, 有不少研究表明KE 动力状态可能与PDO 诱导的中东太平洋的风应力旋度异常密切相关: PDO 正相位期间, 中东太平洋海表有正的风应力旋度异常, 产生负的海表面高度异常(sea surface height anomaly, SSHA); 这种SSHA 异常信号将以第一斜压Rossby 波的速度向西传输, 约3—4 a 后抵至KE 流域, 引起KE 系统向不稳定状态转变(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 的模式模拟数据后发现STMW 生成区的潜沉率及次表层水体位势涡度也都呈现出明显的PDO 信号。以上可知STMW 年代际变化实际上能与PDO 有所联系, 且KE 是两者相联系的重要纽带。同时, 近期 Kim 等(2020)通过运行海洋环流模式(Ocean General Circulation Model)对STMW 在1960—2009 年的年代际变化机制的诊断结论明确指出,STMW 年代际变化的主要驱动因素在20 世纪80 年代后期发生转变: 由海气相互作用主导转变为海洋动力过程主导, 而这主要归因于西太平洋和中东太平洋的大气强迫条件的变化。

综上可知, 近40 a STMW 年代际变化主要受海洋动力过程的影响, 且主要由海洋预先层结调控。但就目前而言, 对STMW 年代际变化的具体调节方式还尚不明确。为解决这一问题, 本文对混合层形成体积进行了量化分析, 指出KE 上游南侧区域的海洋上层预先层结年代际变化(3.1)可以通过调节混合层底部的卷吸作用使冬季混合层体积产生显著年代际变化(3.2), 以此影响春季潜沉水体体积, 调控STMW形成体积年代际变化。因此, 本研究通过混合层收支量化分析将预先层结对STMW 的调节过程用卷吸和潜沉串联起来, 更深入地剖析了STMW 年代际变化机制。另外, 本文指出STMW 年代际变化实际上受PDO 的远场调控(3.3)。

1 数据和方法

1.1 数据

为了探究STMW 形成的年代际变化特征及机制,本文使用来自大洋环流模式ECCO2 (the estimating the circulation and climate of the ocean, Phase II project)中Cube 92 的再分析数据, 数据时间选择了1992 年 1 月—2019 年 3 月, 水平分辨率为 1/4°(～27 km), 垂向上共有50 层, 最深深度达6 135 m。ECCO2 通过使用格林函数结合多种观测数据对环流模型进行同化, 拥有精细的分辨率, 能再现全球范围的海洋。数据约束包了高度计资料中的海表平面高度异常、平均海平面、全球海洋数据同化实验高分辨率海表温度试点项目(global ocean data assimilation experiment high resolution sea surface temperature pilot project)的海表面温度数据以及来自海洋环流实验(world ocean circulation experiment)、热带海洋大气(tropical atmosphere ocean)、实时地转海洋学阵列(array for real-time geostrophic oceanography, ARGO)、抛弃式深水温度计(expendable bathythermograph)等的温盐剖面数据; 控制参数包括初始温度和盐度, 大气表层边界条件, Large 等(1994) KPP(K-profile parameterization)方案中的背景场垂向扩散及理查森数, 海气/海冰/气冰拖曳系数, 冰/海洋/雪反照率, 底部阻力和垂直黏度。详细信息可以参阅Menemenlis等(2008)和Fox-Kemper 等(2008)。另外, 本文所使用的ECCO2 数据中, 海表热通量及蒸发由Large 等(1982)的块体公式计算得出; 海表风应力的计算使用了E. Vera 的阻力系数参数(Largeet al,1995); 降水数据来自全球降水气候学计划(global precipitation climatology project)。

图1 155°E 剖面处ECCO2 和EN4 气候态平均数据对比Fig.1 Comparison between ECCO2 and EN4 climatological data at 155°E section

1.2 方法

在副热带环流西北有一个深MLD 池, 其向东南递减, 并与南部浅MLD 区域之间存在狭窄的深度递减带, 即MLD 锋; 低PV 水形成于MLD 锋和露头线的交界处, 密度越高的低PV 水形成位置越偏向东北(Kubokawaet al, 1999)。因此, 探讨混合层年代际变化机制对研究STMW 年代际变化十分重要。在这里,MLD 被定义为密度较10 m 处密度大0.1 kg/m3水体所在深度(Oka, 2009; Guoet al, 2018); 混合层体积守恒公式如下(Nishikawaet al, 2013; Guoet al, 2018):

方程左边为混合层形成体积, 是时间1t至t2时刻控制体的体积变化量; 右边各项分别为海气形成体积、平流输运体积、卷吸体积以及表征越密混合体积的残余项(R)。MLD 具有明显的季节性变化特征, 但只有晚冬的MLD 信号能够保留在STMW 之中(Stommel,1979)。因此这里本文选择MLD 加深时期进行时间积分。关于积分时间的选择在3.2 节再详细说明。

本次研究将STMW 定义为黑潮南侧, 混合层之下,PV≤2×10-10m-1s-1且θσ∊[24.6, 25.6] kg/m3的低PV 水体。另外, KE 主轴由0.4 m 的海表高度等值线表征。这里对STMW 的密度范围相对于以往研究更大, 主要是考虑到近年来KE 南侧表层水体的温度持续上升且该区域盐度从2008 年开始显著降低, 引起KE 南侧冬季混合层水体以及模态水密度发生显著变化(Sugimotoet al, 2013, 2017)。定义STMW 密度范围较小时, 会使得较轻的低位势涡度水体被去除, 造成模态水体积减小的虚假信号。

在黑潮南侧MLD 具有显著的季节变化, 其在冬季迅速加深, 至3 月达到最深, 在这一阶段MLD 的持续加深为STMW 形成提供重要的物质准备。随后,季节性温跃层逐渐建立, MLD 迅速变浅, 部分混合层水体潜沉进入到温跃层中形成STMW(Rainvilleet al,2007; Oka, 2009; Daviset al, 2011)。至5 月, 季节性温跃层形成, 潜沉结束。因此本研究将3—5 月划分为STMW 形成的时期, 这一时期STMW 体积在局部迅速增大, 侵蚀和输运对STMW 体积影响可以忽略,STMW 的形成体积Vf、形成厚度Hf可以5 月及3 月间STMW 体积和厚度差异表征:

这里的下标‘f’表示形成, ‘5’和‘3’分别表示5 月和3 月。STMW 的形成面积则以STMW 形成厚度大于10 m 的区域面积表征。另外, 本文选择3—5月(此处以下标‘345’表示)对潜沉进入到温跃层的水体体积进行积分, 以得到年潜沉体积:

式中, 345 表示3、4、5 月。KE 南侧, 根据STMW 定义,θσ∊[24.6, 25.6] kg/m3的混合层水体年潜沉体积即为STMW 形成体积。

2 STMW 体积年代际变化

为了方便后文对STMW 形成年代际变化机制的分析, 在这一部分, 我们在这里引入STMW 生成区(133—170°E、30—36°N; 图3 中蓝色矩形框框出), 该区域是具有STMW 密度性质水体的3 月露头区, 也是MLD 以及低PV 水体形成厚度年变化最显著区域。其中低 PV 水形成厚度的年变化标准差普遍高于170 m(图3a), MLD 的年变化相对较小(图3b)。而无论是低PV 水形成厚度还是MLD, 它们的年变化信号都集中于生成区北部近KE 处, 特别是KE 向北凸起处南侧。其中在(140°E, 32°N)、(144°E, 34°N)、(150°E,34°N)附近存在MLD 年较差中心。对应的低PV 水体厚度在这3 个中心附近都较大。东部的两个中心对应KE 主轴向北凸起南侧, 正好是SSH 抬升的区域。由图3 可发现, 显著的低PV 水形成厚度年变化出现在偏西位置, 本文将其中具体的原因在3.1 机制分析中进行了详细的探讨。

图2 混合层体积收支控制体Fig.2 The control body for mixing layer volume budget

图3 低PV 水体形成厚度及3 月MLD 的年变化标准差场Fig.3 Multi-year standard deviation field of low PV water formation thickness and March MLD

绘制3 月和5 月STMW 的体积, STMW 形成体积、形成厚度、形成面积, 3 月生成区混合层体积以及其区域面积及平均如图4 所示。图4a 为5 月(红线)和3 月(蓝线)STMW 体积的年变化曲线, 由此可知,由ECCO2 和EN4 数据得到的STMW 体积都存在较为同步且显著的年代际变化, 且振幅相当。往年形成水体经过侵蚀后残存的STMW 信号可以在3 月体现出来, 随后与新形成的STMW(图4b 黑色实线)叠加使5 月STMW 体积年代际变化进一步放大。在这里需要强调的是, 3 月STMW 虽存在年代际变化, 但其峰值落后于5 月STMW 以及STMW 形成体积1—2 a的时间, 显然3 月STMW 体积只是往年残存年代际信号的体现, 并不能作为促使STMW 体积产生年代际变化的决定性因素, 唯有STMW 形成体积可决定STMW 体积的年代际变化。

图4b 中, STMW 生成体积的年变化特征(黑色加粗曲线), 在年至年代际上显然都与3 月生成区混合层水体体积(黑色加粗虚线)相吻合, 也呈现出显著的年代际变化特征以及整体减小趋势, 振幅为3×1014—4×1014m3, 其中混合层体积的年代际变化由MLD 的年代际变化决定, 而STMW 形成体积的年代际变化同时体现在其形成面积和形成厚度上。STMW形成及混合层体积的递减速率分别为0.057×1014m3/a和0.023×1014m3/a。其中混合层体积的递减应与近年观测到的海表升温有关(Sugimotoet al, 2017; Yuet al,2020)。

图4 3 月和5 月STMW 体积、STMW 形成及3 月混合层的时间序列Fig.4 Time series of March and May STMW volume, STMW formation, and March mixed layer

将STMW 生成体积和生成区混合层体积的整体变化趋势剔除, 我们发现STMW 形成体积及混合层体积呈现明显正、负异常(如图4b 阴影区和空白区):正异常分别在 1992—1997 年、2000—2005 年和2011—2017 年; 负异常对应在 1998—1999 年和2006—2010 年。尽管在正、负异常期间MLD 差较STMW 形成厚度差明显更大(图4c), 但在年代际变化及生成区MLD 体积与STMW 形成体积在空间分布上十分吻合(图5)。首先, 对于3 月生成区MLD 来说, 其在STMW 形成体积正异常期间, 普遍大于240 m, 最大MLD 可超过300 m(图5b); 而STMW 形成体积负异常期间, MLD 厚度相对减小了60 m 左右, 最大深度只能达到240 m(图5d)。此外, 正、负异常期间的MLD 差呈现出东南-西北向的条状带, 在这些条状带上MLD 差取显著正值, 对应其上正SSHa 由外向内迅速增加(图5f)。再对比STMW 体积正、负异常期间, KE 主轴的弯曲状态, 便可以发现正相位时期KE主轴相对有规律的南北弯曲能够使其向北凸起处南侧的MLD 加深及SSH 升高, 而向南凹陷处南侧的MLD 及SSH 有弱减小。

而在STMW 形成体积正异常期间, STMW 形成厚度在黑潮及KE 上游南侧区域增加显著, 特别是在138—144°E 之间的区域(图5e)。此外, MLD 在西部有更为明显的加深, 可知生成区西部是STMW 形成厚度及MLD 年代际变化产生的关键区域。

图5 STMW 形成厚度(a, c)、3 月MLD(b, d)以及它们在STMW 形成体积正、负异常时期的差(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

以上的内容, 主要探讨了正负相位时期STMW形成厚度及MLD 的分布差异。但STMW 形成体积的年代际变化同时展现在形成厚度和面积上, 于此本文进一步分析了STMW 形成区域的纬度分布特征。以155°E 剖面为例, 5 月和3 月PV、STMW 密度边界、MLD 在STMW 体积正、负异常期间多年平均结果如图6 所示。图中STMW 密度边界(图6 中两条白色曲线)由5 月STMW 在剖面处的密度性质决定, 以准确地再现不同时期STMW 所在密度层。虽然这里的密度边界于STMW 形成体积正、负异常期间取不同值,但可以准确定位3 月STMW 露头区(图6 中白色曲线之间的水体在海表的位置)。如图6a 和c 可见, STMW体积正、负异常期间3 月混合层除了有显著的深度变化之外, 露头区南北边界也向外扩张(图6b 和6d): 在STMW 体积负异常期间, 露头区南边界在30°N, 北边界在36°N; 而在正异常期间, 露头区南边界向外扩了0.5°, 北边界扩张不明显。露头区的扩张也引起了5 月STMW 形成面积增加。如图6a 和6c 所示,STMW 厚度在28°N 左右有一个往北迅速递增的锋面,可见当年形成的STMW 在5 月主要分布在28°N 以北,相对于露头区偏于南部1°—2°。厚度锋面受3 月露头区影响, 在不同时期有明显的位置变化。

图6 5 月(a, c)和3 月(b, d)155°E 断面处的PV 分布图Fig.6 PV distribution at cross section 155°E in May (a, c) and March (b, d)

取STMW 上边界为STMW 厚度顶部, STMW 下边界为STMW 厚度底部, 绘制STMW 生成区区域平均的5 月STMW 上下边界、3 月MLD、5 月STMW厚度、24.6 和25.6 kg/m3所在深度的年变化曲线, 结果如图7 所示。可知, 尽管24.6、25.6 kg/m3的深度存在与STMW 形成体积、厚度和面积类似的年代际变化, 但STMW 厚年年代际变化并不由其定义的密度边界位置决定, 主要由下边界深度变化引起, 而这进一步与3 月MLD 深度有关。

图7 生成区区域平均的5 月24.6 和25.6 kg/m3 等密度面所在深度、STMW 上下边界、STMW 厚度及3 月MLD 的年时间序列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 机制

3.1 影响因素

结合(2)式可知, 海气形成率由单位密度上海表浮力通量随密度的变化梯度表征。而从图8 中不难发现B(t)从黑潮及KE 主轴向南北两侧递减, 南侧递减梯度更大, 可知KE 南侧STMW 形成区有较大的海气形成率, 为该区域晚冬深MLD 的形成提供必要条件。

如图9a 所示, 海表浮力通量正异常与正SSHa 区域重叠, 特别是在图中红色框圈定的范围(144°—163°E, 33°—36°N)。STMW 体积正(负)异常期间, KE 主轴即图9 红棕色加粗实(虚)线向北(南)迁移。而在KE 流域, 越往北海表风应力越强(图8a 和8b),因此KE 主轴的向北迁移, 不免造成KE 海表蒸发失热加剧, 导致海表浮力通量的显著增加。

图8 海表浮力通量、海表涡动能(EKE)和预先层结(N)在STMW 体积正异常(左)和负异常(右)时期的多年平均空间场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

图9 海表浮力通量(B)、海表涡动能(EKE)和预先层结(N)在STMW 体积正负异常时期间的差异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 南侧海域海表EKE 是KE 动力状态的间接反映: KE 不稳定时, KE 路径快速变化, 区域EKE 成倍增加(Qiuet al, 2007)。如图8e—8f 所示, EKE 主要沿着KE 主轴分布, 且于140°—152°E KE 主轴向南弯曲处最大, 且140°—152°E 的KE 路径变化较显著。STMW 体积正异常时, EKE 在KE 上游南侧(图9c 蓝框, 132°—147°E, 30°—35°N)表现出极强的负异常信号, 对应其上也有有正的SSHa 差(图9c)。

预先层结的分布如图8g 和8h 所示。由图可知预先层结在KE 及黑潮附近具有与EKE 相似的分布形态。而在KE 南侧至28°N, 预先层结相对较弱, 这也是STMW 生成区具有深MLD 的重要原因(Yuet al,2020)。同时, 相对于STMW 体积负异常时期, STMW正异常时期, 预先层结明显减弱。STMW 体积正、负异常时期间的层结频率差与EKE 差相似, 同样在KE上游南侧蓝色框所圈定的区域(132°—147°E,30°—35°N)内具有显著的负异常(图9d)。

以上, 我们知道在STMW 体积正异常期间, 在KE 上游南侧区域对应有EKE 减小与预先层结减弱,在KE 下游近KE 主轴处对应海表浮力通量升高。而在它们显著变化的区域上, 都有海表面升高与之相对应。其中海表浮力通量产生显著变化的区域位于STMW 生成区偏东部, 其上的MLD 年变化特征并不显著。因此, 本文将重点放在了KE 上游南侧区域, 探究EKE 与预先层结对冬季MLD 加深的影响。

如图10 所示, 本文分析了STMW 生成区、KE上游泳南侧及其下游区域的MLD 与SSH、EKE 与SSH、预先层结与EKE 之间的关系。分析可知, 同一组变量在不同区域的相关性差异很明显。首先对于MLD 与SSH 来说, 两者在STMW 生成区、生成区中的KE 上游以及KE 下游都为正相关, 相关性最高的区域在KE 上游, 但是与其他两个区域相差不大。在KE 上游, SSH 每升高0.1 m, MLD 对应加深35 m。然后, 对于EKE 与SSH 来说, 两者之间表现为负相关,不同区域它们之间的相关性显著不同, 在KE 上游EKE 与SSH 之间的相关系数可达–0.53, 而在整个STMW 生成区EKE 与SSH 相关性只有–0.17。上游区域SSH 每上升0.1 m, EKE 对应减小约0.03 m2/s2。

图10 STMW 生成区、KE 上游南侧及其下游区域的MLD-SSH、EKE-SSH 和N-EKE 相关性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 状态影其向南分离出来的涡旋活动, 海洋层结也发生相应变化(Qiuet al, 2005, 2006, 2007)。如图10g—10h, EKE 与预先层结表现为正相关, 特别是在KE 上游, 两者的相关系数可达0.68。在该区域, EKE每增加0.1 m2/s2, 可促使预先层结升高0.1×10–3s–1。可见, 相对生成区中的其它区域, KE 上游南侧区域(132°—147°E, 30°—35°N)的MLD 及SSHA 更易受到海洋动力状态和层结强度的调节: 在STMW 体积正(负)异常时期, KE 上游南侧出现的涡动能和预先层结强度负异常(正异常)将进一步地调控当地的MLD 和SSHA, 促使深厚(浅薄)的混合层水体在晚冬形成。

3.2 混合层体积收支

在3.1 节, 分析了受控于海洋动力过程的预先层结(Qiuet al, 2007)和能够反映海气相互作用的海表浮力通量两者的空间分布特性, 初步认识到影响MLD 发展的不同物理过程具有区域差异。本节将进一步量化海洋动力环境和海气相互作用对混合层加深的影响, 深入探讨引起混合层体积年代际变化的主要原因。同时, 前文分析得出的海表浮力通量变化难以对STMW 生成区混合层产生显著影响的结论,在本节会再一次得到验证。

本节研究基于混合层体积收支方程(7), 该方程表明, 混合层体积变化主要受4 个过程调节, 它们分别为海气形成率、沿着等密度面的侧向输运、混合层底部卷吸以及越密混合。各项作用于图2 所示的控制体, 是密度和时间的函数。其中控制体的密度半径取0.1 kg/m3(θσΔ =0.1 kg/m3)、中心密度为θσ。若以月为单位进行时间积分再取气候平均可得到各项对不同密度范围控制体作用的月变化如图11 所示。首先,侧向输运在STMW 生成区及24.6—25.6 kg/m3密度层上为负(图11d), 且整体较其他项小了一个量级, 可见其对混合层体积的影响非常微弱。同时, 越密混合项(R)在24.6—25.6 kg/m3密度层上, 对冬季的混合层体积变化的作用也不显著(图11e)。

在8—11 月, 24.6—25.6 kg/m3之间的混合层水体(黑色虚线之间)的露头区主要位于KE 北侧, 各月混合层形成体积为正值, 混合层体积持续增加(图11a),而这期间海气形成率为负值(图11b), 只有卷吸项能为混合层体积的增大做出贡献(图11c)。另外, 图中红色的曲线为133°—170°E 经向平均的30°N 和36°N 等纬度线。若以此为参照, 可发现混合层体积年内变化强度在不同纬度差异较大。而 8—11 月, 24.6—25.6 kg/m3露头区在KE 北部, 海表浮力通量随密度的向北增加而减小(图8a 和8b), 因此在这一时期, 海气形成体积为负值。当12 月露头区回归STMW 形成区时, 该区域具有的弱层结、高海表浮力通量梯度等特点使得冬季MLD 可以达到很深的深度, 直至3 月初, 混合层都迅速加深, 混合层形成、海气形成及卷吸体积都表现出显著正值。综上可知, 24.6—25.6 kg/m3露头区, 在8 月至次年3 月初不断南移, 混合层形成主要受到混合层底部的卷吸作用调控; 当其露头区迁移至STMW 形成区时(12 月至3 月), 卷吸作用增强的同时正的海气形成也显著增加, 在两者共同的作用下混合层迅速加深。

图11 133°—170°E 范围内不同密度层上混合层体积收支公式中各项的季节变化Fig.11 Seasonal variation of each item in the mixed layer volume budget formula at different density layers in 133°—170°E

为了进一步评估海气形成作用、卷吸作用等对生成区混合层体积变化的影响, 本文计算了上年10 月至3 月密度处于24.6—25.6 kg/m3之间的各项作用。其中海气形成体积(～2×1014m3/a)的年代际变化相对不明显; 卷吸体积(～3×1014m3/a)与混合层形成体积(～4×1014m3/a)在年变化上几乎是同步的, 且具有显著的年代际变化; 侧向输运体积(～0.6×1014m3/a)对混合层的发展具有抑制作用, 但相对其他项小了约一个量级, 且没有明显的年代际变化。

3—5 月为潜沉发生时期(图11c), 累积该时段内24.6—25.6 kg/m3密度层上的卷吸率, 得到图12 蓝色虚线所示的卷吸体积, 其负值为潜沉体积。由图12可知潜沉体积与混合层形成体积具有大小相当且同步的年代际变化。而潜沉体积年代际变化由混合层形成体积年代际变化决定。综上, 本次研究进一步表明卷吸项主要调控混合层形成体积的年代际变化, 使生成区混合层具有显著的年代际变化, 以此调控STMW 形成。

图12 混合层体积收支中各项及潜沉年变化Fig.12 Annual variation of each item in mixed layer volume budget and spring subduction

3.3 PDO 调制

回顾前文, 影响STMW 年代际变化无论是MLD还是预先层结、EKE 等都与SSHA 紧密联系, 因此本文借助ECCO2 的SSHA 数据对其年代际变化进行了溯源。

如图13c 所示, PDO 指数呈现出显著的年代际变化。当PDO 处于正(负)相位时期, 远离STMW 形成区的东太平洋(130°—162°W, 20°—50°N)被激发出正(负)的风应力旋度异常(图13a), 海表为Ekman 辐散(辐聚), 引起海洋上层有向上(下)的Ekman 抽吸速度异常, 导致海表面高度降低(升高), 对应温跃层抬升(加深); 海表面高度和温跃层异常信号再以第一斜压Rossby 波的速度向西传输, 于3—4 a 后抵达KE 上游南侧STMW 生成区(图13b), 可显著增强(减弱)南侧模态水生成区(132°—147°E, 30°—35°N)的预先层结,从而削弱混合层底部地卷吸过程, 并最终阻碍(促进)冬季混合层形成, 使得STMW 形成体积减少(增加)。

图13 PDO 指数及与之有关的海表风应力、风应力旋度及SSHAFig.13 PDO index and the surface wind stress, wind stress curl, and SSHA corresponding to PDO

4 结论

近年来, 许多研究就影响STMW 生成的机制进行了探讨, 将20 世纪80 年代后STMW 的年代际变化归因于海洋的动力过程, 即由其调控的海洋预先层结引起。然而, 这些动力过程对STMW 年代际变化的调节方式还尚不明确。因此本文采用ECCO2 再分析数据对1992—2019 年STMW 的年代际变化及其机制进行了探讨。

特征分析结果表明, STMW 形成体积年代际变化完全反映在晚冬生成区(133°—170°E, 30°—36°N)混合层体积的变化上, STMW 形成厚度和面积均呈现类似的年代际变化。其中, STMW 形成厚度的变化由其下边界深度决定, 而这进一步取决于生成区MLD。另外, 其形成面积的变化与露头区的南北收缩、扩张有关。STMW 形成体积在1992—1997 年、2000—2005年和2011—2017 年为正异常, 在1998—1999 年和2006—2010 年为负异常。正异常期间 MLD 以及STMW 形成厚度显著增加的区域对应正SSHa, 且主要集中于生成区西部。

随后, 本文对STMW 形成体积正负异常期间,海洋层结、海表EKE、海表浮力通量特征进行了探讨。结果表明, STMW 形成体积正异常时期, 在KE 上游南侧(132°—147°E, 30°—35°N)对应有EKE 减小与预先层结减弱, 在KE 下游近KE 主轴处对应海表浮力通量升高。而在它们显著变化的区域上, 都有正SSHA 与之相对应。KE 上游南侧区域(132°—147°E,30°—35°N)预先层结被削弱(增强), 是促进(阻碍)晚冬深MLD 形成主要因素。

此外, 本文利用了混合层体积收支公式对混合层形成体积进行量化分析。混合层体积变化主要受四个过程影响, 它们分别为海气形成率、沿着等密度面的水体侧向输运、混合层底部卷吸以及越密混合。各密度层上各项引起的体积随月份的变化显示,24.6—25.6 kg/m3露头区, 在8—11 月初不断南移, 混合层形成主要受到混合层底部的卷吸作用调控; 12 月开始其露头区迁移至STMW 形成区时, 卷吸作用增强的同时正的海气形成也显著增加, 在两者共同作用下混合层迅速加深。累积上年10 月至3 月24.6—25.6 kg/m3密度层上的各项作用, 得出的各项引起的体积变化量的年时间序列显示, 其中海气形成体积(～2×1014m3/a)以及侧向输运体积(～0.6×1014m3/a)的年代际变化相对不明显, 卷吸体积(～3×1014m3/a)与混合层形成体积(～4×1014m3/a)具有大小相当且同步的年代际变化。因此, 混合层底部的卷吸作用主要调控混合层形成体积的年代际变化, 是调控STMW 形成体积的年代际变化的间接主导因素。

进一步的分析结果表明, 当PDO 处于正(负)相位时期, 远离 STMW 形成区的中、 东太平洋(130°—162°W, 20°—50°N)被激发出正(负)的风应力旋度异常, 海表为Ekman 辐散(辐聚), 引起海洋上层有向上(下)的Ekman 抽吸速度异常, 导致海表面高度降低(升高), 东太平洋产生负(正)SSHA 信号, 对应温跃层抬升(加深); 海表面高度和温跃层异常信号再以第一斜压Rossby 波的速度向西传输, 于3—4 a 后抵达KE 上游, 可显著增强(减弱)KE 南侧模态水生成区的预先层结, 从而削弱混合层底部的卷吸过程, 并最终阻碍(促进)冬季混合层形成, 使得STMW 形成体积减少(增加)。