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 ℃, 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; Suga et al, 1990; Bingham, 1992; Cronin et 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(Suga et 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(Kubokawa et al, 1999; Liu et al, 2007; Yan et al, 2013; Yu et 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)(Trenberth et al, 1994; Mantua et al, 1997)的负反馈机制之一(Liu et al, 2007; Newman et 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(Kubokawa et al, 1999; Yamanaka et al, 2008; Kobashi et 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(Sukigara et 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; Suga et al, 1995; Yasuda et 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(Seager et al, 2001; Schneider et al, 2002; Qiu, 2003; Taguchi et al, 2007; Sasaki et al, 2013; Qiu et 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(Large et al, 1995); 降水数据来自全球降水气候学计划(global precipitation climatology project)。

本文所使用的温盐数据观测资料来自英国气象局哈德利中心的EN(ENSEMBLES & ENACT)系列数据集, 以数据集中最新的数据资料EN4(Good et al, 2013)来验证ECCO2模式数据, 其水平分辨率为1°。对比155°E处ECCO2数据与EN4数据1992—2019年多年平均的PV、位势密度的深度-经向分布, 结果如图 1所示。其中, , V_P表示位势涡度, f为科氏参数, ρ为参考密度(这里取ρ=1 025.5 kg/m³), σ_θ为海水位势密度, z为深度(向上为正)。对比图 1a和1b可知, 5月155°E断面处温跃层中V_P≤2×10^–10 m^–1s^–1水体厚度在ECCO2和EN4数据差别不大, 厚度约225 m, 且北边界都位于34.5°N左右。这些表明, ECCO2数据能够较好地再现STMW的基本特性和垂向、水平分布特征, 可以用于研究STMW年代际变化特征和机制。

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(Kubokawa et 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; Guo et al, 2018); 混合层体积守恒公式如下(Nishikawa et al, 2013; Guo et al, 2018):

式中, σ_θ为海水位势密度; t为时间; V为图 2中密度范围为的控制体体积, 控制体由海表露头区(A_oa)、混合层底部(A_mlb)、两个等密度面(A_is)和东西两个剖面(A_cp)围成; F为海气转化率; S为潜沉率; I为单位时间通过侧开边界(A_cp)离开控制体的体积; D由越密混合引起。

(1) 式右侧第一项为海气形成率, 大小由单位密度的海气浮力通量在不同密度层上的差异决定, 表征由海洋表面(A_oa)形成的混合层水体体积。

式中, B为海气界面浮力通量, 由式(3)给出:

其中, α和β分别表示热膨胀系数和盐度膨胀系数; C_p为比热, 为温度、盐度和压强的函数(Fofonoff et al, 1983; Mcdougall, 1987); ρ_s为海表密度; Q_net为净热量通量; S_A为绝对海表盐度; E和P分别表示蒸发、降水。式(3)右侧的、ρ_sβS_A(E−P)分别表示由海气热交换、淡水交换对海气界面浮力通量的作用。

(1) 式右侧第二项(-S), 为卷吸率, 表征单位时间通过混合层底部(A_mlb)进入到混合层的水体体积。其负值为潜沉率(S), 表征单位时间由混合层进入到温跃层的体积, 与侧向平流输运(−u_H·∇H)、混合层底部水质点的垂向速率(-w_H)以及MLD变化速率有关。

(1) 式右侧第三项(-I)为单位时间通过侧开边界A_cp的体积。若边界处水质点的纬向速度为u, 那么

(1) 式右边第四项, 为越密混合导致的形成率, 本文将其随时间的积分作为残余项

对(1)式作时间积分之后, 有

方程左边为混合层形成体积, 是时间t₁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, V_P≤2×10-¹⁰ m-¹s-¹且σ_θ[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(Sugimoto et 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(Rainville et al, 2007; Oka, 2009; Davis et 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V_f、形成厚度H_f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, σ_θ[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。

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—4×10¹⁴ m³, 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0.057×10¹⁴ m³/a和0.023×10¹⁴ m³/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(Sugimoto et al, 2017; Yu et al, 2020)。

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。

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。

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。

3 机制 3.1 影响因素

前文特征分析表明STMW的形成取决于生成区晚冬MLD, 特别是在年代际变化尺度上。因此本文对STMW年代际变化机制的探究归因到对生成区混合层年代际变化机制的研究。为探究STMW形成及晚冬生成区MLD年代际变化的影响因素, 本文进一步分析了STMW形成体积正负异常期间, 海表浮力通量、海表涡动能(eddy kinetic energy, EKE)、海洋层结特征(图 8)。海气浮力通量(B)分别受控于海气热通量B(t)和淡水通量B(s)(图 8a—8c); KE南侧涡动能, 反映KE系统稳定性, 当KE处于不稳定状态时, KE南侧涡动能增强(图 8e—8f); 其中层结考虑夏季7—10月海洋上层层结(预先层结), 以层结频率(N)表征, 由计算得出(g为重力加速度, ρ=1 025.5 kg/m³, σ_θ为海水位势密度), N越大, 层结越强, 越不利于深混合层的发展。

由图 8a—8d可知, 海表浮力通量的空间变化由海气热交换主导。其中, B(t)极大值主要沿着主轴分布在KE、黑潮及其南侧。而调节混合层形成的海气形成率可由式(11)得出

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。

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(Qiu et 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(Yu et 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。

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(Qiu et 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^–3 s^–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(Qiu et 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(Δσ_θ=0.1 kg/m³)、中心密度为σ_θ。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。

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(~2×10¹⁴ m³/a)的年代际变化相对不明显; 卷吸体积(~3×10¹⁴ m³/a)与混合层形成体积(~4×10¹⁴ m³/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(~0.6×10¹⁴ m³/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。

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)。

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(~2×10¹⁴ m³/a)以及侧向输运体积(~0.6×10¹⁴ m³/a)的年代际变化相对不明显, 卷吸体积(~3×10¹⁴ m³/a)与混合层形成体积(~4×10¹⁴ m³/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)。