韓 雪 馮俊喬

太平洋內(nèi)部副熱帶-熱帶經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的季節(jié)變化特征*

韓 雪1, 2, 3, 4馮俊喬1, 2, 4, 5①

(1. 中國科學(xué)院海洋環(huán)流與波動重點實驗室 山東青島 266071; 2. 中國科學(xué)院海洋研究所 山東青島 266071; 3. 中國科學(xué)院大學(xué) 北京 100049; 4. 中國科學(xué)院海洋大科學(xué)研究中心 山東青島 266071; 5. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點國家實驗室海洋動力過程與氣候功能實驗室 山東青島 266237)

太平洋內(nèi)部副熱帶-熱帶經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流(subtropical-tropical cell, STC)是連接熱帶和副熱帶的海洋通道。由于以往海洋觀測資料的匱乏, 前人多利用海洋模式數(shù)據(jù)進行研究, 且僅限于沿單一緯度上的STC的分析, 較少涉及沿不同緯度的STC的季節(jié)變異規(guī)律。利用地轉(zhuǎn)海洋學(xué)實時觀測陣(array for real-time geostrophic oceanography, Argo)溫鹽數(shù)據(jù)、海洋再分析數(shù)據(jù)GODAS (global ocean data assimilation system)、SODA3.4.2 (simple ocean data assimilation 3.4.2)、ORAS5 (ocean reanalysis system 5)和大氣再分析數(shù)據(jù)NCEP (National Centers for Environmental Prediction)等研究了沿不同緯度的STC的季節(jié)變異規(guī)律及其機制。結(jié)果顯示: 沿10°～2°S和2°～6°N, STC春季強, 夏秋弱; 沿7°～15°N, STC夏季偏強, 冬季偏弱; 沿15°～11°S, STC冬季偏強, 夏季偏弱。STC季節(jié)變化主要由表面風(fēng)場和西傳Rossby波驅(qū)動, 且在不同緯度, 二者相對貢獻(xiàn)存在差異: 在10°S～6°N, STC的季節(jié)變化基本與風(fēng)場季節(jié)變化一致, 風(fēng)場直接驅(qū)動是STC季節(jié)變化的主要因素; 在15°～11°S以及7°～10°N, STC變化滯后風(fēng)場3～4個月, 在11°～15°N, STC變化滯后風(fēng)場9個月, 因此, 西傳Rossby波較局地風(fēng)場對STC季節(jié)變化的貢獻(xiàn)更大。本研究對于深入理解STC的變異規(guī)律及其對熱帶海洋氣候變化的影響具有重要意義, 多源海洋再分析數(shù)據(jù)的診斷對比分析也為大洋環(huán)流研究提供了重要參考。

STC; 季節(jié)變化; 經(jīng)向輸運

太平洋副熱帶-熱帶經(jīng)向翻轉(zhuǎn)圈(subtropical-tropical cells, STCs)是連接熱帶與副熱帶的海洋通道, 包括表層的埃克曼(Ekman)流, 流向赤道的西邊界流(北半球的棉蘭老流, 南半球的新幾內(nèi)亞沿岸流), 內(nèi)部流向赤道的經(jīng)向流(內(nèi)部STC, 若無特殊說明, 下文的STC特指內(nèi)部STC)以及赤道上升流(McCreary, 1994; Rothstein, 1998; McPhaden, 2002; Feng, 2018)。STCs可以調(diào)控副熱帶和熱帶的質(zhì)量、熱量以及鹽度輸送, 通過經(jīng)向熱量輸送和赤道上升流顯著影響熱帶太平洋年際-年代際變化(McCreary, 1994; Lu, 1998; Nonaka, 2002; Lee, 2003; Zilberman, 2013), 對海洋氣候變化有著重要影響。

關(guān)于STC體積輸運變化, 已有學(xué)者已進行了廣泛探索。在季節(jié)尺度上, Coles等(2001)的分析結(jié)果表明北半球內(nèi)部STC輸運與溫躍層厚度異常存在相似的季節(jié)變異規(guī)律, 正(負(fù))溫躍層厚度異常對應(yīng)STC向赤道輸送增加(減弱); 劉洪偉等(2016a)指出STC在冬春季較強, 夏秋季節(jié)較弱, 并認(rèn)為STC的季節(jié)變化主要是由風(fēng)應(yīng)力的季節(jié)振蕩引起, 而熱通量和淡水通量的影響較小。在年際尺度上, 許多學(xué)者認(rèn)為, STC體積輸運與Ni?o指數(shù)呈現(xiàn)相反變化, STC在厄爾尼諾(El Ni?o)期間減弱, 在拉尼娜(La Ni?o)期間增強(例如: Lohmann, 2005; Zilberman, 2013; Yamanaka, 2015; 劉洪偉等, 2016b); 并且STC變化在南北半球沿5°N和5°S存在不對稱性, 在北半球超前并強于南半球(Zeller, 2019)。關(guān)于其年際變異機制, 已有學(xué)者也開展了諸多研究。影響STC年際變化的機制主要是局地風(fēng)異常和斜壓Rossby波(Capotondi, 2005)。劉洪偉等(2016b)通過敏感性實驗指出, STC的年際變化主要是由風(fēng)應(yīng)力引起, 熱通量和淡水通量的影響較小。Lee等(2003)的全水深海洋環(huán)流數(shù)值模式實驗結(jié)果表明近赤道風(fēng)應(yīng)力異常是引起STC輸運年際變化的主要機制。容新堯等(2011)的數(shù)值實驗顯示, 赤道及其北側(cè)的緯向風(fēng)異常能夠引起STC輸運變化, 而斜壓Rossby波對STC輸運的影響比較小。Liu等(2013)認(rèn)為北太平洋中部控制Ekman輸送的緯向風(fēng)異常和海平面的緯向梯度是影響STC輸運的主要因素。

年代際尺度上, 20世紀(jì)70～90年代, STC沿9°N和9°S向赤道的輻合以0.5×106m3/(s·a)的速率減弱(McPhaden, 2002; Capotondi, 2005), 而20世紀(jì)90年代至21世紀(jì)初期間, STC以1×106m3/(s·a)的速率在增加(McPhaden, 2004)。

關(guān)于STC與西邊界流(west boundary current, WBC)輸運的關(guān)系的研究也多集中在年際-年代際尺度。Springer等(1990)首先指出1979～1983年期間, 在5°N和5°S附近內(nèi)部STC輸運與WBC輸運呈現(xiàn)反相關(guān)關(guān)系。之后很多研究也得到了相同結(jié)論, 在年際和年代際尺度上, 內(nèi)部STC輸運與WBC輸運反相關(guān)(例如: Lee, 2003; Capotondi, 2005; Cheng, 2007)。此外, 研究發(fā)現(xiàn)WBC輸運與內(nèi)部STC輸運之間存在補償關(guān)系(Lee, 2003; Cheng, 2007), 雖然平均來講WBC輸運遠(yuǎn)大于內(nèi)部STC輸運, WBC攜帶更多的副熱帶水進入熱帶, 但WBC輸運的變化小于內(nèi)部STC輸運的變化, 內(nèi)部STC輸運變化對熱帶太平洋的年際-年代際變化具有更重要的影響(Lee, 2003)。Ishida等(2008)利用高分辨率海洋環(huán)流模式研究發(fā)現(xiàn), 年際尺度上, 南北半球STC輸運存在不對稱性, 并指出內(nèi)部STC輸運和WBC輸運二者之間的補償關(guān)系在南半球更加密切, 而且在北半球二者相位還存在滯后關(guān)系。

綜上所述, 關(guān)于內(nèi)部STC輸運的研究, 多數(shù)學(xué)者關(guān)注其年際-年代際變化, 較少涉及季節(jié)變化, 并且都僅限于沿單一緯度上的STC的分析, 鮮有分析沿不同緯度的STC的季節(jié)變異規(guī)律。同時, 鑒于以往海洋觀測資料的匱乏, 大部分學(xué)者利用海洋模式數(shù)據(jù)進行研究, 隨著海洋觀測數(shù)據(jù)Argo的積累, 以及遙感數(shù)據(jù)的廣泛應(yīng)用, 從觀測資料分析內(nèi)部STC輸運及其變異規(guī)律成為可能; 同時海洋再分析數(shù)據(jù)的準(zhǔn)確性也顯著提高, 也為深入認(rèn)識STC提供了基礎(chǔ)。因此, 本文將利用Argo海洋觀測數(shù)據(jù)、基于觀測資料同化的海洋再分析數(shù)據(jù)、大氣再分析數(shù)據(jù), 并結(jié)合理論分析對內(nèi)部STC的季節(jié)變化開展研究, 特別是研究南北半球STC沿不同緯度的季節(jié)變異規(guī)律及可能的物理機制。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 使用的數(shù)據(jù)

Argo (array for real-time geostrophic oceanography)數(shù)據(jù), 是美國Scripps海洋研究所基于Argo觀測剖面制作的網(wǎng)格化產(chǎn)品(https://argo.ucsd.edu/), 主要為2004～2019年的月平均溫鹽數(shù)據(jù)。水平分辨率為1°×1°, 垂直方向共58層, 其中180 m以內(nèi)間隔為10 dbar, 180～460 m以內(nèi)間隔為20 dbar, 460～1 400 m以內(nèi)間隔為50 dbar, 1 400～1 900 m以內(nèi)間隔為100 dbar, 最深層為1 975 dbar。

海平面異常(sea level anomaly, SLA)數(shù)據(jù)來自AVISO (archiving, validation and interpretation of satellite oceanographic data)的衛(wèi)星高度計觀測(http://marine.copernicus.eu), 數(shù)據(jù)覆蓋全球, 空間分辨率為0.25°×0.25°, 時間長度為1993年1月至2019年10月。

美國馬里蘭大學(xué)開發(fā)的SODA(simple ocean data assimilation)全球海洋再分析月平均溫、鹽、流數(shù)據(jù), 版本為SODA3.4.2(http://dsrs.atmos.umd.edu/DATA/ soda3.4.2/), 時間跨度1980～2019年, 水平分辨率為0.5°×0.5°, 垂直方向不等間距, 在0～5 395 m之間分為50層。

美國氣象環(huán)境預(yù)報中心(National Centers for Environmental Prediction, NCEP)的GODAS (global ocean data assimilation system)全球海洋再分析數(shù)據(jù)(https://www.psl.noaa.gov/data/gridded/data.godas.html), 主要使用了1980～2019年期間月平均溫、鹽、流數(shù)據(jù), 水平分辨率為1°經(jīng)度×1/3°緯度, 垂直方向5～4 478 m, 共40層, 其中5～225 m以內(nèi)間隔為10 m, 225～ 4 478 m間距不等。

歐洲中期天氣預(yù)報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)發(fā)布的ORAS5 (ocean reanalysis system 5)全球海洋再分析數(shù)據(jù)(https://www.ecmwf.int/en/research/climate-reanalysis/ocean-reanalysis), 為1979～2018年期間的月平均數(shù)據(jù), 水平分辨率為1°×1°, 垂直方向分為不等間距的75層(0～5 900 m)。

全球NCEP I風(fēng)場數(shù)據(jù), 由美國國家大氣研究中心(National Center for Atmospheric Research, NCEP-NCAR)提供(https://psl.noaa.gov/data/gridded/ data.ncep.reanalysis.derived.htmol), 時間長度為1948年1月至2020年3月, 空間分辨率為2.5°×2.5°。

ERA5大氣再分析數(shù)據(jù)(https://www.ecmwf.int/en/ forecasts/dataset/ecmwf-reanalysis-v5), 本文使用了風(fēng)場數(shù)據(jù), 時間為1979～2018年, 空間分辨率為0.25°×0.25°。

文章選用2004～2018年作為氣候態(tài)月平均結(jié)果的起止參考。

1.2 方法

1.2.1 計算經(jīng)向地轉(zhuǎn)流 利用動力高度法計算相對經(jīng)向地轉(zhuǎn)流。首先利用溫鹽數(shù)據(jù)計算比容異常, 計算公式為

1.2.2 計算STC體積輸運 STC體積輸運STC計算公式為

2 STC的季節(jié)變化規(guī)律

利用Argo溫鹽數(shù)據(jù)和海洋再分析數(shù)據(jù), 通過動力高度法計算出15°～2°S和2°～15°N范圍內(nèi)沿各個緯度的經(jīng)向地轉(zhuǎn)流。圖1展示了Argo、GODAS、ORAS5、SODA數(shù)據(jù)計算出的沿9°N和9°S的年平均經(jīng)向地轉(zhuǎn)流。由于Argo數(shù)據(jù)沒有進行平滑處理, 因此, 對此進行空間九點平滑。三種海洋再分析數(shù)據(jù)(圖1c～1h)與Argo數(shù)據(jù)(圖1a～1b)得到的經(jīng)向地轉(zhuǎn)流強度及其空間分布基本一致, 但也有差別。沿9°N, 流向赤道的經(jīng)向地轉(zhuǎn)流最強出現(xiàn)在150 m以淺的赤道中太平洋160°E～150°W; 沿9°S, 流向赤道的經(jīng)向地轉(zhuǎn)流最強出現(xiàn)在200 m以淺的赤道東太平洋160°～100°W。與GODAS、ORAS5相比, SODA獲得的經(jīng)向地轉(zhuǎn)流流速較弱。同時, Argo和海洋再分析數(shù)據(jù)都顯示了西邊界流, 南半球146°～150°E北向的新幾內(nèi)亞沿岸流, 北半球126°～128°E南向的棉蘭老流。與Argo相比, 三套海洋再分析數(shù)據(jù)模擬的南半球WBC顯著偏弱, ORAS5模擬的棉蘭老流也顯著偏弱。

圖1 沿9°N (a, c, e, g)和9°S (b, d, f, h)的經(jīng)向地轉(zhuǎn)流流速

注: a, b: array for real-time geostrophic oceanography (Argo); c, d: global ocean data assimilation system (GODAS); e, f: ocean reanalysis system 5 (ORAS5); g, h: simple ocean data assimilation (SODA)

為了更清晰地顯示STC隨緯度變化的季節(jié)變異規(guī)律, 圖2和圖3分別展示了沿各個緯度STC輸運及其異常的季節(jié)變化; 表1列出了不同數(shù)據(jù)計算的STC輸運強度。從圖2和表1可以看出, 在各個緯度上, 內(nèi)部STC均向赤道輸運, 即南半球向北, 北半球向南, 且南半球輸運明顯強于北半球。在南半球, 由于STC平均輸運向北, 因此, 圖3中出現(xiàn)正異常意味著STC輸運增強, 而北半球則由于平均輸運向南, 出現(xiàn)正異常則表示STC輸運減弱。

沿5°S, 年平均輸運為21.58×106m3/s, 遠(yuǎn)大于5°N的-12.96 ×106m3/s。此外, 兩者存在相同的季節(jié)變化, 在春季最強, 夏秋季節(jié)較弱。

沿9°N的年平均輸運為-6.22×106m3/s, 略小于McPhaden等(2002)利用觀測數(shù)據(jù)計算的-7×106m3/s。也有一些基于模式及再分析數(shù)據(jù)計算的結(jié)果: Chen等(2015)利用SODA數(shù)據(jù)計算的-4.77×106m3/s, Feng等(2018)利用GODAS數(shù)據(jù)計算的-6.2×106m3/s, Capotondi等(2005)通過OGCM模式數(shù)據(jù)計算得到的-5.4×106m3/s。

沿9°S的年平均輸運為10.89×106m3/s, 略小于McPhaden等(2002)計算的14×106m3/s, 以及Chen等(2015)的15.47×106m3/s, Feng等(2018)的11.3×106m3/s,略強于Capotondi等(2005)的9.6×106m3/s。

圖2 STC沿不同緯度的體積輸運

注: a、b: Argo; c、d: GODAS; e、f: ORASS; g、h: SODA

圖3 15°S～15°N STC輸運異常

注:黑色虛線從左至右依次對應(yīng)10°S和6°N

表1 5°N、5°S、9°N、9°S、15°N、15°S的年平均輸運及其季節(jié)變化

沿15°N的年平均輸運為-20.81×106m3/s, 強于15°S的15.09×106m3/s, 且兩者季節(jié)變化相反。在15°N (S), STC輸運在夏季最強(弱), 冬季最弱(強)。

與Argo數(shù)據(jù)相比, 海洋再分析數(shù)據(jù)計算的輸運在強度上略有差異, 但不同數(shù)據(jù)得到的STC季節(jié)變化規(guī)律相同。

綜上, 分析圖2～3和表1可以看出, 近赤道區(qū)域和赤道外區(qū)域存在不同的季節(jié)變化規(guī)律。在近赤道區(qū)域, 南北半球存在相同的季節(jié)變化。各個數(shù)據(jù)顯示, 沿10°～2°S和2°～6°N, STC輸運在北半球春季(3～4月)最強, 北半球夏秋季(7～9月)最弱。如無特殊說明, 本文的春季、夏季、秋季和冬季指的是北半球的季節(jié)。赤道外區(qū)域, STC季節(jié)變化同赤道區(qū)域反位相。在15°～11°S和7°～15°N, STC輸運均在夏半年出現(xiàn)負(fù)異常, 冬半年出現(xiàn)正異常。準(zhǔn)確地講, 在南半球赤道外區(qū)域15°～11°S, STC輸運在夏季弱, 冬季強; 北半球赤道外區(qū)域7°～15°N與之相反, STC輸運在夏季較強, 冬季較弱。

圖4 15°S～15°N經(jīng)向輸運異常

3 STC季節(jié)變化的可能機制

根據(jù)大洋風(fēng)生環(huán)流理論(Sverdrup, 1947), 經(jīng)向地轉(zhuǎn)體積輸運可由以下公式表示(Hautala, 1994):

海表面高度是海流變化的直觀體現(xiàn)。在準(zhǔn)地轉(zhuǎn)長波近似假設(shè)下, 1.5層線性約化重力模式由渦度方程表現(xiàn)為以下形式(White, 1977; Meyers, 1979; Qiu, 1997; Chen, 2004):

圖5 經(jīng)向地轉(zhuǎn)輸運

注:a: Argo溫鹽數(shù)據(jù); b: NCEP風(fēng)場數(shù)據(jù); c: ERA5風(fēng)場數(shù)據(jù)

在Sverdrup理論中, 經(jīng)向地轉(zhuǎn)輸運可以利用公式(4)通過風(fēng)場數(shù)據(jù)計算得到, 并且由于積分深度并不是影響經(jīng)向地轉(zhuǎn)輸運分布的敏感性因素(Yuan,2014), 式(4)可以簡化為