西北太平洋副熱帶逆流與模態(tài)水的季節(jié)變化和年際變化

葛 嘯，劉秦玉，王立宜

（1.中國海洋大學 海洋環(huán)境學院，山東 青島266003；2.物理海洋教育部重點實驗室 海洋－大氣相互作用與氣候實驗室，山東 青島266003）

20世紀60年代后期，有觀測顯示春季在20°～25°N之間存在一支不能用風生環(huán)流理論來解釋的窄的表層東向流。盡管當時的直接海流觀測證據不足以確定這支東向流是否持久和連續(xù)，Yoshida和Kidokoro［1］將這只北太平洋副熱帶環(huán)流內區(qū)的東向逆流命名為副熱帶逆流（STCC）。對包括1965－1966年黑潮聯合調查（CSK）在內的歷史水文資料的分析發(fā)現，STCC大致沿北回歸線向東流，在地轉流場上它整年存在。寬度大約100nmile，厚度300m，可自122°E追蹤到160°E或者更靠東［1］。低緯度副熱帶東向輸送現象也出現在南太平洋、北大西洋和南印度洋。STCC可能是一種全球性現象，對于STCC的研究有助于更好地理解全球大洋環(huán)流系統(tǒng)。自STCC被發(fā)現以來，世界上對于STCC的存在性和形成機制的研究一直不斷。

多年以來，有關STCC的研究（尤其是觀測研究）主要集中于西北太平洋（例如Uda和Hasunuma［2］、Roden［3］、Hasunuma和 Yoshida［4］、顧玉荷等［5］）。實際上，由于船測資料在時間和空間上的局限性，在很長一個時期，對STCC的位置和強度沒有被明確，存在爭議。

近年來，隨著衛(wèi)星資料以及模式同化資料的廣泛應用，一些最新的工作將STCC存在的范圍確定為西太平洋至太平洋中部夏威夷島（156°W，20°N）以西的廣闊海域。例如Qiu［6］將STCC的范圍界定為130°E～170°W，19°～27°N。劉秦玉等［7］根據多種資料的綜合分析，指出在年平均和月平均的意義下，STCC位于130°E～157°W，18°～25°N 150m以上的海洋上層。Xie等［8］根據全球海洋模式的計算結果發(fā)現，自西太平洋向東至夏威夷島以西的上層海洋，沿20°N附近存在一支綿延8 000km的東向逆流。他們認為，該東向流的西端部分是Yoshiba和Kidokoro［1］命名的STCC。Qiu等［9］發(fā)現在北赤道流流域內，夏威夷群島的背面流（西面）存在東向流，并將其稱之為夏威夷背風逆流（HLCC）。李薇等［10］利用模式同化資料（SODA）研究了STCC的變化，認為太平洋中部夏威夷島西側的東支逆流位置偏南，強度夏季最大，春季最弱，海表面風應力的旋度異常產生的Ekman抽吸是東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，春季至夏季強度較大，西支逆流的形成和季節(jié)變化可以由副熱帶模態(tài)水來解釋。但是由于SODA資料本身的缺陷，有關STCC季節(jié)變化的機制還是沒有定論。

關于STCC形成機制也有不同的觀點。最早Yoshida和Kidokoro［1］命名STCC時認為STCC是副熱帶海域風應力旋度空間非均勻性引起的東向Sverdrup輸運。之后，Rodex［11］和Cushman－Roisin［12］等提出東、西風之間的表層Ekman輻合作用是形成STCC的機制。近年的研究中，Kubokawa［13］提出了這樣的理論：北太平洋中緯度海域從海洋上混合層通過“潛沉”嵌入溫躍層的低位勢渦度水（也被稱為“模態(tài)水”）導致副熱帶環(huán)流中部季節(jié)性溫躍層自南向北上翹，形成表面的副熱帶鋒（較強的密度經向梯度）和對應的STCC（圖1）。

圖1 副熱帶逆流與模態(tài)水關系的示意圖［14］Fig.1 Schematic diagram of the relationship between STCC and STMW［14］

位于西北副熱帶太平洋嵌入溫躍層的低位勢渦度水，通常稱為副熱帶模態(tài)水（STMW），STMW形成于副熱帶環(huán)流北部黑潮延伸體附近海－氣相互作用較強的海域（140°～170°E，30°～34°N），冬季表層海水冷卻下沉，隨后這種混合均勻的海水“潛沉”進入溫躍層后，隨海流向西南方向堆積最終形成溫度、鹽度性質均一的水體［15］，Talley［16］對Levitus氣候平均資料的分析基礎上，指出用位勢渦度小于2.0×10－10m－1·s－1來界定STMW，其中心大致位于25.4σθ等密度面上。Suga等［17］利用137°E斷面的觀測資料，論證了這一結果，并指出在137°E斷面上，冬季黑潮延伸體附近形成的模態(tài)水經過半年就南移到26°N，一年以后移到23°N附近。Suga和Hanawa［18］利用歷史水文資料分析了STMW 的季節(jié)變化，指出晚冬形成的模態(tài)水在1a左右的時間內會顯著減小，并且推論出該水團將被黑潮延伸體南側的再循環(huán)流向西南方向平流。因而它攜帶了大量源地的冬季海、氣的信息，是將中緯度海－氣相互作用信息向低緯度傳遞的重要載體之一。

Nonaka等［19］提出模態(tài)水的年代際變化是主導STCC年代際變化的重要機制。Kobashi和Xie［20］通過對觀測資料分析指出STCC北側5月的局地風旋度對130°～150°E 5—6月STCC年際變化也有著重要影響，并指出5—6月STCC的年際變化似乎與模態(tài)水厚度的年際變化無關?；谌驓夂蚰Ｊ降目刂茖嶒灪蛯厥覛怏w增加的實驗結果，Xie等［21］和Xu等［22］提出，STCC年代際變化受到其北側模態(tài)水年代際變化的影響，并指出在目前許多氣候模式中STCC要比觀測的STCC更強的主要原因是模式中模態(tài)水比觀測更強，他們的研究也指出當全球變暖背景下模式中上層海洋層結增加，混合層變淺導致模態(tài)水形成減少時，STCC及其年代際變化都減弱。

綜上所述，關于STCC變化的機制目前有2個主要觀點：1）Kubokawa［13］提出的副熱帶模態(tài)水變化影響STCC變化，模態(tài)水體積越大（小）STCC越強（弱）；該觀點已經在氣候模式的年代際變化研究中得到證實［22］。2）Qiu和Chen［23］提出的STCC的年際變化主要是受到海表面風所影響的；該觀點已經在部分STCC年際變化的觀測研究中得到證實［20］。由于缺少長期連續(xù)并在時間上同步的觀測資料，因此，目前STCC在季節(jié)尺度和年際尺度上的變化究竟是以上2種機制中哪一種機制引起的？是否還存在其他的機制？還需要進一步用觀測資料證實。

2000年以來，隨著國際Argo觀測計劃的開展，各國在大洋中投放Argo浮標，可以獲得2000年以來長期連續(xù)并在時間上準同步的有關海溫和鹽度等實測數據，較準確地刻畫STCC和STMW。本文將使用2004—2011年的Argo觀測資料對STCC和STMW的季節(jié)和年際變化特征進行研究，希望確認STCC和STMW在季節(jié)和年際這兩個不同時間尺度上的聯系。

1 資料

本文計算的密度、動力高度、地轉流流速、位勢渦度所用資料是由中國Argo實時資料中心提供的月平均溫、鹽度網格數據（http：∥www.argo.org.cn）。該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期間8a原始Argo資料的基礎上，經過必要的質量再控制及資料融合處理，構建了全球海洋逐月的月平均溫、鹽度網格數據集。該數據的水平分辨率為1°×1°，垂直方向分為5～1 950m不等距的48層，且大部分資料通過了延時模式質量控制。由于Argo數據在大于700m的深海垂直分辨率較低（大于100m），參考陳奕德等［24］的工作，選取700m作為參考面，計算地轉流和動力高度。同時也用1 000m做參考面，計算地轉流和動力高度。對比不同的參考面，對STCC的氣候平均值有影響，但對其年際變化影響不太。本文中用比表層（5m）位勢密度低0.125σθ位勢密度出現的深度作為混合層深度。本文中的氣候平均是指2004－01—2011－12期間的8a平均。

本文采用的QuikSCAT海面風資料是由美國國家航天局（NASA）QuikSCAT地球觀測衛(wèi)星所攜帶的SeaWinds散射計測得的全球海洋（179°52′30″W～179°52′30″E，89°52′30″S～89°52′30″N）1999－07—2009－11期間的海面風周平均資料，其水平分辨率為15′×15′，易于與本文中采用的Argo資料對應。

2 副熱帶逆流的季節(jié)變化和年際變化

2.1 兩支副熱帶逆流

為了確定西北太平洋副熱帶逆流的8a平均位置，我們給出了2004—2011年8a平均表層（5m）動力高度和東向緯向流的位置（圖2）。并給出了緯向流（間距為2cm／s，以東向為正值）和位勢密度（間距為0.5×10－10m－1·s－1）以及低位勢渦度水（灰色陰影：PV小于2.0×10－10m－1·s－1）的經向剖面圖（圖3）。

圖2 氣候平均的表層動力高度及東向緯向流位置Fig.2 Climatological mean dynamic height

圖3 緯向流、位勢密度及低位勢渦度水（灰色陰影）的經向剖面圖Fig.3 Vertical section of meridional velocity，σθ，and low PV

由圖2、圖3可見，依據Argo網格資料確定的STCC有南北兩支，南支位于18°～20°N，北支位于23°～25°N。南支向東直連到夏威夷背風逆流［9］，北支向東北延伸到達夏威夷島以北。該結果與前人［20］用其他歷史觀測資料得到的STCC空間位置基本一致，只是北支略偏北一些，這點差異可能與地轉流計算的參考面不同有關。從圖2和圖3上都可以看出STCC是淺層（100m以上）東向流且向東流速大小為5～20 cm·s－1（圖3）。與前人用其他歷史資料的研究結果相比，Argo資料所反映的向東STCC速度的空間的差異較大，這可能是在這8a平均的結果中還包含一定的海洋渦旋的信息有關。從圖3中還可以看出，在140°～170°E之間的溫躍層中，的確存在低位勢渦度水，對應副熱帶環(huán)流中部季節(jié)性溫躍層自南向北上翹和表層向東流（STCC）。低緯度（18°N以南）則是向西的北赤道流。

2.2 西北太平洋副熱帶逆流強度的季節(jié)和年際變化

將北太平洋南、北兩支STCC所在緯度135°～170°E 5～100m的緯向流速區(qū)域平均值作為衡量南、北兩支STCC強度的物理量，可以得到8a兩支STCC每個月平均緯向流速和逐年平均的緯向流速（圖4）。

由圖4可見，由于對135°～170°E 5～100m的緯向流速做了區(qū)域平均，兩支副熱帶逆流的月平均和年平均值都不超過5cm·s－1，且存在較明顯的季節(jié)變化和年際變化。無論南支還是北支STCC流速在5，6，7三個月都較大，在11月最小。北支最強出現在6月，其最大值為4cm·s－1，南支最強，也出現在5，6月（晚春），其最大值為3.9cm·s－1，這與Qiu［6］提到的STCC在春季達到最大值略有不同。而2支逆流的年際變化上并不完全同步（圖4b），在2010年2支逆流都弱，而在2008年2支逆流都強，其他年份兩者的變化似乎沒有一致性。從上述分析可以初步判定兩支STCC的季節(jié)變化基本相同，而年際變化有共同之處也有差異，這表明STCC季節(jié)變化和年際變化的機制可能不同。

圖4 南、北支STCC強度的季節(jié)和年際變化Fig.4 Seasonal and the interannual variations of the north and south branches of STCC

3 副熱帶模態(tài)水的季節(jié)變化和年際變化及其對副熱帶逆流的可能影響

3.1 副熱帶模態(tài)水的季節(jié)變化和年際變化

依據圖3可以確定位于140°～170°E，25°～31°N海域25.0～25.5σθ等位勢密度面之間（核心密度為25.3σθ），混合層深度之下存在低位勢渦度（PV小于2.0×10－10m－1·s－1）水團，該水團是STMW。將該海域混合層之下每兩個等密度面之間的PV小于2.0×10－10m－1·s－1的低位渦水的體積來表示STMW的體積（1013m3），可以得到圖5。

圖5 氣候平均意義下各等密度面之間的低位勢渦度水體積Fig.5 Climatological mean volume of the low PV water of different potential density

圖5可再次證實，在140°～170°E，25°～31°N海域8a平均的STMW 主要位于25.0～25.6σθ之間，其核心密度為25.3σθ（該等密度面上低位渦水的面積最大）。將每一個月該海域STMW總的體積計算出來便可得到8a平均意義下模態(tài)水體積季節(jié)變化及逐年的年際變化，實線表示副熱帶模態(tài)水的平均體積（圖6）。

圖6 副熱帶模態(tài)水體積的季節(jié)和年際變化Fig.6 Seasonal and interannual variations of STMW

從圖6可見，西北太平洋STMW在4—8月體積較大，最大體積出現在5月（達到3.5×1014m3），最小體積出現在1月（只有2.3×1014m3）；而其年際變化則表現為2004—2006年體積大，2009年和2010年體積較小的特征。STMW的季節(jié)變化是與晚冬（3，4月）“潛沉”進入溫躍層的低位渦水，會隨海流向西南方向堆積有關；也證實了STMW形成后在1a內會因與周圍高位渦水混合減小的體積為1.2×1014m3（年較差）。

3.2 副熱帶逆流與副熱帶模態(tài)水之間的聯系

比較圖4a和圖5a我們可以看出，在季節(jié)變化上，STMW的體積與STCC強度之間有密切聯系，在年循環(huán)中STCC開始增強的時間滯后模態(tài)水體積增加一個月。這說明正是由于4月模態(tài)水體積開始增加，一直到8月才開始減小，才導致5—7月副熱帶逆流的強度較強。因此，從Argo觀測資料中再一次證明了Kubokawa［13］提出的副熱帶逆流與副熱帶模態(tài)水的季節(jié)變化之間存在對應關系的正確性。

為了比較副熱帶逆流強度與副熱帶模態(tài)水體年際變化之間的聯系，我們分別繪制了南、北兩支STCC的強度與模態(tài)水體積的年際變化（標準化距平）圖（圖7）。從圖7可見，不僅南北兩支STCC的年際變化不同，而且該變化與STMW的年際變化沒有很好的對應關系。2004年模態(tài)水體積正異常，STCC北支較強，但南支較弱；2009，2010年模態(tài)水體積負異常，STCC北支和南支都弱。但通過圖7還可以看到，STCC北支強度與STMW體積同位相的年份共5a（2004，2005，2009，2010和2011年），而反位相的年份僅3a（2006，2007和2008年）；STCC南支強度與STMW體積同位相和反位相的年份皆為4a。盡管資料樣本少（僅有8個樣本），無法做出統(tǒng)計關系，但可以看出STMW體積的年際變化似乎與STCC北支強度年際變化關系更密切。前人用其他歷史資料研究5月STCC年際變化時，已經發(fā)現局地風異常與春季STCC異常之間的聯系［23］，參考該工作，我們也將文中選取的STCC較顯著的區(qū)域（135°～170°E，18°～25°N）的風應力旋度進行區(qū)域平均，得到該海域風應力旋度的年際變化（圖8中的灰色柱）。在風應力旋度的年平均和逐月平均都是負值的該海域，風應力旋度的年際變化與STCC年際變化之間也似乎并沒有明顯對應關系。但從圖8也可以看到，STCC北支強度與風應力旋度同位相的年份共4a（2005，2007，2008和2009年），而反位相的年份僅2a（2004和2006年）；STCC南支強度與風應力旋度同位相和反位相的年份皆為3a?？梢哉J為風應力旋度的年際變化似乎與STCC北支強度年際變化關系更密切。我們很難依據這8a的觀測資料（8個樣本）進行統(tǒng)計分析。另外，Argo資料中所包含的海洋渦旋信息是否會影響我們對STCC的判斷也是個目前未解決的科學問題。因此，通過上述研究工作，還無法確定模態(tài)水和局地風應力旋度究竟哪個是決定STCC年際變化的主要機制。

圖7 標準化后STMW體積和副熱帶逆流北支強度和南支強度的年際變化Fig.7 Normalized interannual variation of STMW，northern STCC，and southern STCC

圖8 標準化后區(qū)域平均風應力旋度和副熱帶逆流北支和南支的年際變化Fig.8 Normalized interannual variation of the wind stress curl in STCC region，northern STCC，and southern STCC

4 結論

本研究主要利用Argo觀測資料對2004—2011年之間的西北太平洋副熱帶逆流強度與副熱帶模態(tài)水體積之間的季節(jié)變化和年際變化進行了研究，比較了副熱帶模態(tài)水體積與副熱帶逆流強度的季節(jié)變化和年際變化可能存在的關系，得到主要結論如下：

1）在北太平洋副熱帶環(huán)流圈內的130°～156°W，18°～27°N海域100m以上的海洋上層出現南、北兩支向東的緯向流，分別位于18°～20°N和23°～25°N緯帶，流速為2～5cm·s－1。

2）通過Argo觀測資料獲得西北太平洋副熱帶模態(tài)水主要出現在140°～170°E，25°～31°N的海域，存在于25.0～25.6σθ之間，其核心位勢密度為25.3σθ。

3）南、北兩支STCC強度的季節(jié)變化相類似，都在5—7月較強，11月較弱，這與前人提出的STCC在春季最強略有差異；而STMW在4—8月較大，9月后開始減小，該現象證實了在年循環(huán)中STMW體積在一定程度上可以決定STCC的流速。

4）南、北兩支STCC強度的年際變化幾乎沒有一致性，但STMW體積的年際變化與風應力旋度的年際變化對STCC北支的影響要比對南支的影響更明顯。這說明了南、北兩支STCC年際變化除受STMW年際變化的影響還存在其他影響STCC年際變化的機制，有待我們進一步去發(fā)現和證實。

盡管本文給出了STCC和STMW季節(jié)變化和年際變化的主要特征，由于Argo觀測資料時間尺度較短，難以從更長時間尺度上對副熱帶逆流與副熱帶模態(tài)水的年際變化關系上進行分析。此外。Argo資料深層分辨率過低，導致計算地轉流流速時在速度零面的選取存在一定誤差。隨著Argo資料的增加和研究的深入，必將會有更多更深入的研究成果出現。

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