解 晗， 鄭小童， 龍上敏

(1. 中國海洋大學(xué)物理海洋教育部重點(diǎn)實驗室，海洋與大氣學(xué)院，山東 青島 266100； 2. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國家實驗室，山東 青島 266237; 3. 河海大學(xué)海洋學(xué)院國際極地環(huán)境研究實驗室，江蘇 南京 210000)

熱帶海洋溫躍層是熱帶海洋大氣耦合系統(tǒng)中的重要組成部分，在全球氣候變化中有重要作用。太平洋溫躍層與赤道東風(fēng)和海洋上升運(yùn)動緊密聯(lián)系。一方面，氣候態(tài)下赤道東風(fēng)使得表層海水向西太平洋堆積，造成氣候態(tài)下溫躍層西深東淺。另一方面，赤道東風(fēng)引起上升流，次表層冷水上翻，在抬升溫躍層的同時導(dǎo)致赤道東太平洋較西太海溫偏低，這一緯向溫度梯度導(dǎo)致緯向海平面氣壓梯度，維持赤道東風(fēng)，從而維持赤道太平洋溫躍層的東西不均勻分布。熱帶太平洋溫躍層與上升流變化對全球氣候年際變化最強(qiáng)信號的厄爾尼諾和南方濤動現(xiàn)象(El Nio and Southern Oscillation, ENSO)的發(fā)展和位相轉(zhuǎn)換有顯著作用[1-7]。在全球變暖下，熱帶海洋還可以通過溫躍層和海洋上升運(yùn)動調(diào)節(jié)海洋分量分布來影響氣候變化[8-10]。因此，認(rèn)識全球變暖下熱帶太平洋的溫躍層變化對于氣候變化研究有重要意義。

前人對于熱帶溫躍層對全球變暖的響應(yīng)研究，往往針對溫室氣體增加階段的變化。但需要注意的是，由于海洋對熱量吸收和傳輸?shù)恼{(diào)整，氣候系統(tǒng)對于溫室氣體的增加具有快慢不同的時間尺度。Chadwick 等[11]研究CO2濃度增加和減小對熱帶降雨和環(huán)流的影響時發(fā)現(xiàn)，在CO2減少時赤道東太平洋增暖，原因可能是溫躍層下層水體對大氣強(qiáng)迫的響應(yīng)要滯后于混合層，溫躍層的分層和海洋環(huán)流運(yùn)輸可能起到了關(guān)鍵作用。在CO2濃度增加和保持穩(wěn)定這兩個時期，海洋的響應(yīng)過程是有所差異的，前一時期由混合層對外強(qiáng)迫的快速調(diào)整為主(海洋快響應(yīng))，后一時期則是由深層海洋的緩慢變化所主導(dǎo)(海洋慢響應(yīng))，導(dǎo)致全球變暖也分為快、慢兩個過程。Held 等[12]通過數(shù)值試驗來分離全球變暖的海洋快、慢響應(yīng)，發(fā)現(xiàn)CO2濃度保持穩(wěn)定后，全球平均溫度變化并沒有立刻停止，而是繼續(xù)緩慢變暖。他們的研究發(fā)現(xiàn)，在快過程中隨著CO2濃度增加，海表面溫度(Sea surface temperature, SST)迅速增暖，SST響應(yīng)由兩部分構(gòu)成，一個初始的快速指數(shù)變化(上層海洋快響應(yīng)主導(dǎo))和一個發(fā)展緩慢的成分(深層海洋慢響應(yīng)主導(dǎo))。在快過程中，深層海洋和上層海洋溫差增大；而在慢過程中，SST緩慢增暖，深層海洋與上層海洋溫差減小。因此，快慢響應(yīng)過程中溫躍層為主的海洋層結(jié)變化是截然相反的。

Long等[13]研究指出，在全球變暖的快、慢響應(yīng)階段中，赤道太平洋年平均場溫躍層深度變化有所不同。溫躍層深度變化受層結(jié)變化和風(fēng)場變化的綜合影響：在快響應(yīng)過程中，層結(jié)變化使溫躍層變淺，風(fēng)場變化使溫躍層緯向傾斜程度減小，也會使溫躍層變淺；在慢響應(yīng)過程中，次表層增暖抵消了風(fēng)場變化對溫躍層的作用，使溫躍層深度變化不明顯。Long等[13]雖然提到了這兩個因素，但沒有定量地估計二者對赤道太平洋溫躍層深度影響的相對貢獻(xiàn)大小，也沒有研究赤道與赤道外的經(jīng)向差異?；谶@些尚未回答的問題，本文使用地球物理流體動力學(xué)實驗室(Geophysical Fluid Dynamics Laboratory，GFDL)氣候模型2.1 (Climate Model version 2.1, CM2.1)模擬的1%增加的4倍CO2理想試驗結(jié)果，分析了赤道太平洋溫躍層深度在全球變暖快慢過程中的變化特征，估計了層結(jié)變化和赤道上升流變化對溫躍層深度的分別影響。

1 資料

本文使用GFDL CM2.1的CO2濃度每年增加1%到4倍工業(yè)革命前水平(1%4×CO2)的理想試驗結(jié)果[14]。GFDL CM2.1氣候模式的大氣模式為 Atmosphere Model (AM)version 2.1[15]，分辨率為2.5°×2.0°，在垂直方向上有24層；海洋模式為Ocean Model version 3.1[16-17]，分辨率是1°×1°，經(jīng)向網(wǎng)格間距由極地到赤道地區(qū)減少到1/3(°)，在垂直方向上分為50層，上層220 m海洋每10 m為1層，下層間距逐漸變大。在1%4×CO2試驗中，CO2濃度在140年后停止增加并保持穩(wěn)定不變，整個模式積分長度為300年(見圖1藍(lán)線)。本文主要使用了耦合數(shù)據(jù)中的表面風(fēng)場數(shù)據(jù)、海洋數(shù)據(jù)中的海溫數(shù)據(jù)進(jìn)行分析，研究熱帶太平洋溫躍層在全球變暖海洋快、慢響應(yīng)階段的變化。

海洋中的溫躍層深度存在著多種定義方法。由于全球變暖下海洋溫度有顯著增暖，因此本文不采用固定等溫線代表溫躍層深度，而使用溫度梯度最大值所在深度代表溫躍層深度[15]。

從圖1中可以看出，在1～140年(快響應(yīng)階段)，全球平均SST(黑線)隨著CO2增加4倍逐漸增長了約2.2 ℃；在140～300年(慢響應(yīng)階段)，盡管溫室氣體濃度達(dá)到穩(wěn)定，但全球變暖并未停止，全球平均海溫繼續(xù)增長了約1℃。根據(jù)前人的研究，前140年的變化為混合層海洋的快響應(yīng)主導(dǎo)，第140～300年的變化則表征了深層海洋慢過程的效應(yīng)[15]。為了消除年際變化的影響，本文分別用6～25年、131～150年和276～295年，3個20年的滑動窗口的平均值來代表全球變暖前、快響應(yīng)階段和慢響應(yīng)階段的氣候狀態(tài)(附錄中的氣候態(tài)使用6～25年窗口的平均值表示，異常場用131～150年窗口減去6～25年窗口表示)，進(jìn)而研究不同階段赤道太平洋溫躍層的變化特征。

(紅色實線為全球平均SST變化的9年滑動平均結(jié)果(℃)。Red solid line is nine-year sliding average of global mean SST (℃).)

垂向溫度夾卷作用會影響溫躍層的深度。對于赤道東太平洋的氣候平均態(tài)，局地上升流導(dǎo)致溫躍層有顯著抬升(見圖2)。一方面，上升流越強(qiáng)，意味著有更多的冷水被抬升到上層來壓縮混合層厚度，使得最大溫度梯度位置(也就是溫躍層深度)上移；另一方面，下層海水如果越冷或者上層海水越暖，在同樣強(qiáng)度的上升流的作用下，熱輸送作用也會造成溫躍層上移。對于赤道太平洋的氣候態(tài)，垂直冷平流最大值由西(160°E，0.7×10-7K/s)向東(140°W，5.2×10-7K/s)迅速增加的同時，所在深度變淺，在140°W～90°W區(qū)域,垂直平流大小變化不大，最大值位置仍在向東變淺。在西太，溫躍層深度位置較垂直平流最大值區(qū)域偏淺，偏淺程度由約70 m向東遞減，至140°W～90°W，基本貫穿溫度平流最大值區(qū)域。綜上所述，垂直冷平流的抬升作用由西向東增加，與溫躍層西深東淺的分布一致。

圖2 氣候態(tài)下10°S～10°N 溫躍層深度(紅線，m)和垂向溫度平流(填色，K/s)的經(jīng)度-深度剖面圖Fig.2 Longitude-depth sections of equatorial Pacific (10°S～10°N) thermocline depth (red line, m) and vertical cold advection (colors, K/s) climatology

因此，為了衡量赤道上升流帶來的冷平流對溫躍層深度的影響，本文將垂向溫度平流引起的溫躍層深度變化分解成兩項：垂直流速變化作用(全球變暖不同階段垂直流速的變化與氣候態(tài)海洋層結(jié)的乘積)和層結(jié)變化作用(氣候態(tài)的垂直流速與全球變暖不同階段海洋層結(jié)變化的乘積)。通過該分解，我們可以由此估算層結(jié)和垂直速度變化對溫躍層深度變化貢獻(xiàn)的相對大小。詳細(xì)分解方法請見附錄。

2 全球變暖快響應(yīng)過程中赤道太平洋溫躍層變化

僅從溫躍層深度變化上看，赤道太平洋溫躍層在快響應(yīng)階段的變化遠(yuǎn)大于慢響應(yīng)階段(見圖3(a))。在快響應(yīng)階段，赤道太平洋溫躍層深度變淺，且由160°W向東變淺程度越來越小。在西太平洋，溫躍層抬升約20 m左右)；在東太平洋100°W處，溫躍層變淺只有約2 m，這與Long等[15]結(jié)果一致。

溫躍層深度的變化反應(yīng)的是海洋熱力層結(jié)的改變?？爝^程中(見圖3(b))，上層海洋增暖，溫度梯度增加；溫躍層以下海洋甚至出現(xiàn)變冷，導(dǎo)致溫度梯度減弱。上下層溫度梯度增加，海洋層結(jié)加強(qiáng)。這是由于CO2的增加，海洋表面水體首先吸收熱量并加熱整個混合層，導(dǎo)致上層水體迅速升溫；由于溫躍層的限制，次表層海水被加熱的速度遠(yuǎn)慢于混合層，這就導(dǎo)致了上下兩層溫差增大，溫度梯度最大值深度上移。比較層結(jié)變化和上升流變化對溫躍層深度變化的作用可以發(fā)現(xiàn)(見圖4)，層結(jié)變化在近赤道3°S～3°N太平洋起到抬升溫躍層的作用(冷色代表變淺，暖色代表加深)，在偏離赤道地區(qū)則會加深溫躍層深度(見圖4(a))。垂直流速變化對近赤道溫躍層深度的影響是東西不對稱的(見圖4(b))：在160°W以東(西)地區(qū)伴隨著西風(fēng)異常(微弱的東風(fēng)異常)，導(dǎo)致海水向東(西)堆積，減弱(加強(qiáng))了氣候態(tài)下的上升流。在偏離赤道地區(qū)(3°N～7°N)，垂直速度的變化使溫躍層深度變淺，風(fēng)場在南半球以南風(fēng)異常為主，在北半球以北風(fēng)異常為主，因此風(fēng)場在赤道輻合而在赤道外輻散，這不僅造成了赤道外溫躍層的變淺，也對赤道溫躍層的加深有貢獻(xiàn)。層結(jié)與垂直流速變化總的作用結(jié)果是近赤道溫躍層深度在160°E ～160°W變淺最顯著，自160°W向東其變淺程度越來越?。辉谄x赤道地區(qū)，其造成的變淺效應(yīng)幅度很小。

((a)三個時刻溫躍層深度(m)；(b)快響應(yīng)階段和(c)慢響應(yīng)階段海洋溫度變化(填色，K)、溫度梯度(等值線，K/m)變化；藍(lán)線和紅線分別代表變暖前后溫躍層深度(m)。(a) Thermocline depths(m) in 6～025 mean(black line)、131～150 mean(red dotted line)、276～295 mean(blue line); (b) and (c) Ocean temperature (colors, K/m) anomalies、temperature gradient (black lines, K/m) anomalies in fast and slow response.。Blue line and red line represent the thermocline depth before and after warming.)

圖4 快響應(yīng)階段(a)層結(jié)變化對赤道太平洋溫躍層深度變化的影響(填色，K· m/s)與氣候態(tài)風(fēng)場(m/s)；(b)垂直流速變化對赤道太平洋溫躍層深度變化的影響(填色，K· m/s)與風(fēng)場變化(m/s)

綜上所述，在快響應(yīng)階段的赤道太平洋附近，在160°W以西垂直流速變化作用和層結(jié)變化作用都使得溫躍層變淺；而在160°W以東，二者作用相抵消，層結(jié)變化作用略大，使溫躍層深度變淺不大。偏離赤道太平洋海區(qū)，二者作用主要為相互抵消，垂直流速變化作用略大于層結(jié)變化作用，使溫躍層深度略微變淺。兩個作用疊加，使得在赤道太平洋溫躍層變淺最大值區(qū)域出現(xiàn)在赤道中西太平洋(160°E～160°W附近)。

3 慢過程中赤道太平洋溫躍層變化

在慢響應(yīng)階段(見圖3(a))，155°W～130°W溫躍層有輕微變淺，其他位置無明顯變化。這是由于由深層海洋變化主導(dǎo)的慢過程是非常緩慢的。由圖3(c)可以看出，深層海洋增暖大于表層。其中西太平洋上層海洋增暖大于下層，東太平洋上層海洋增暖小于下層。整體上，溫躍層上層溫度梯度略微增加，下層略微減弱，上下層溫度梯度差增加，海洋層結(jié)加強(qiáng)的幅度是快響應(yīng)階段的1/5左右。

在慢響應(yīng)階段，層結(jié)變化作用和垂直流速變化作用對赤道太平洋溫躍層深度的影響與快響應(yīng)階段有所不同。上層海洋層結(jié)變化可以導(dǎo)致在近赤道偏北(0°～3°N)太平洋抬升溫躍層，在偏離赤道東南側(cè)使溫躍層加深，其貢獻(xiàn)的范圍為-0.5×10-5～ 0.2×10-5K·m/s，約為快響應(yīng)階段(-3.8×10-5～ 1×10-5K·m/s)的15%(見圖5(a))；垂直流速變化的貢獻(xiàn)在慢響應(yīng)階段占主導(dǎo)地位，約為層結(jié)變化作用的兩倍(見圖5(b))；在近赤道太平洋偏南(3°S～0°，155°W～130°W)有利于抬升溫躍層，而在赤道太平洋東西兩端附近有加深溫躍層的作用(-1×10-5～ 0.7×10-5K·m/s)，約為快響應(yīng)階段(-1.5×10-5～ 3.2×10-5K·m/s)的35%。在兩項的貢獻(xiàn)的共同作用下，溫躍層深度變化在慢響應(yīng)階段只在155°W～130°W附近略微變淺(見圖3(c))。

圖5 慢響應(yīng)階段(a)層結(jié)變化對赤道太平洋溫躍層深度變化的貢獻(xiàn)(填色，K· m/s)與氣候態(tài)風(fēng)場(m/s)；(b)垂直流速變化對赤道太平洋溫躍層深度的貢獻(xiàn)(填色，K· m/s)與風(fēng)場變化(m/s)

4 結(jié)論與討論

本文利用GFDL CM2.1模擬的CO2以每年1%增長到4倍工業(yè)革命前水平的理想實驗結(jié)果，比較了在全球變暖背景下赤道太平洋溫躍層深度的快慢變化過程中，層結(jié)變化作用和垂直流速變化作用對溫躍層深度變化的相對貢獻(xiàn)，并得到以下結(jié)論：

(1)在快響應(yīng)階段，10°S～10°N赤道太平洋溫躍層上層溫度梯度增加，下層減弱，上下層梯度差增加，海洋層結(jié)加強(qiáng)，溫躍層深度變淺，變淺最明顯區(qū)域在160°E ～160°W，變淺約20 m。近赤道上160°W以西，層結(jié)加強(qiáng)和上升流加強(qiáng)都抬升溫躍層；以東層結(jié)加強(qiáng)和上升流減弱作用相抵消，溫躍層變淺幅度不大。偏離赤道，兩者相抵消，溫躍層變淺幅度同樣很小。

(2)在慢響應(yīng)階段，海洋層結(jié)緩慢加強(qiáng)，僅為快響應(yīng)階段的15%～20%，溫躍層只在155°W～130°W附近有輕微變淺，其他區(qū)域深度變化不大，垂直流速變化作用是此區(qū)域變淺的主要原因。

全球變暖下赤道海洋層結(jié)的響應(yīng)，特別是溫躍層的強(qiáng)度和深度變化，對于熱帶海氣系統(tǒng)有重要的調(diào)制現(xiàn)象。前人的研究已經(jīng)發(fā)現(xiàn)隨著溫室氣體的增加，海洋快響應(yīng)導(dǎo)致的溫躍層加強(qiáng)和抬升會導(dǎo)致ENSO強(qiáng)度的加強(qiáng)[18-19]，以及厄爾尼諾事件類型的改變[20]，這是除了ENSO降水異常出現(xiàn)顯著變化[21-23]的另一重要變化因素。本研究工作發(fā)現(xiàn)，溫躍層對全球變暖的響應(yīng)僅在海洋快響應(yīng)階段顯著。而在海洋慢響應(yīng)階段，盡管ENSO降水異常也會出現(xiàn)顯著變化[24]，但溫躍層的響應(yīng)并不顯著，因此推測可能不會成為影響ENSO在慢響應(yīng)階段變異的主要因素。

附錄

本文從混合層溫度傾向方程[25]出發(fā)，探討赤道上升流對溫躍層深度的影響：

式中：Tm代表混合層溫度；Tm表示水平溫度梯度；Qnet表示進(jìn)入海洋的海表凈熱通量；ρ0和cp分別指代參考密度和海水比熱；hm表示混合層深度；um表示水平流速；ωe表示卷挾速度；Td表示溫躍層下的水溫。這四項分別代表溫度時間變化項、表面熱力強(qiáng)迫項、水平熱平流項和卷挾項。

在赤道地區(qū)，卷挾項與溫躍層深度的變化密切相關(guān)。一方面，上升流越強(qiáng)，意味著有更多的冷水被抬升到上層來壓縮混合層厚度，使得最大溫度梯度位置(也就是溫躍層深度)上移；另一方面，下層海水如果越冷或者上層海水越暖，表示海洋層結(jié)加強(qiáng)，在同樣強(qiáng)度的上升流的作用下，層結(jié)加強(qiáng)引起的熱輸送作用也會造成溫躍層上移。因此，為了間接衡量赤道上升流帶來的冷平流對溫躍層深度的影響，我們將垂直溫度平流項從溫躍層深度下方50 m積分到上方50 m(溫躍層不足50 m處積分到海表)：

(1)

式中：Tz代表海洋溫度梯度；w代表海洋垂直速度；z代表海水深度。該項可以間接表征垂直溫度平流對溫躍層深度變化的作用，氣候態(tài)情況下(見圖6)，在上升流的作用下該項為負(fù)，若該項的異常為負(fù)，意味著垂直溫度平流的冷卻效應(yīng)加強(qiáng)，也代表溫躍層深度變淺。在變暖的情景下，該項可以分解為:

Δ(wTz)=wΔTz+ΔwTz+ΔwΔTz。

(2)

式中：Δw=w2-w1；ΔTz=ΔTz2+ΔTz1(角標(biāo)2代表變暖后，角標(biāo)1代表變暖前)。

將第一項定義為海洋層結(jié)變化作用；第二項定義為海洋垂直速度變化作用；第三項一般比前兩項小一個量級，忽略不計。通過該分解，雖然不能將垂直溫度平流的效應(yīng)直接換算成溫躍層深度的變化，但我們可以由此定量估算層結(jié)和垂直速度變化對溫躍層深度變化貢獻(xiàn)的相對大小。

在圖6得到的氣候態(tài)和快反應(yīng)階段異常場的垂直速度和溫度梯度分布中，可以看出在氣候態(tài)下赤道太平洋整體都為上升流(w>0，見圖6(a))，上升流強(qiáng)度由西向東加強(qiáng)；溫度梯度均為正(Tz>0,見圖6(c))，表示溫度向上增加。在異常場中，赤道西太平洋為異常上升流(Δw>0)，中部上層海洋為異常上升流，次表層為異常下沉流，東太為異常下沉流(Δw<0,見圖6(b))；海洋層結(jié)上層加強(qiáng)(ΔTz>0)，下層減弱(ΔTz<0)，上下層溫度梯度差增加，整層海洋層結(jié)加強(qiáng)(見圖6(d))。

在氣候態(tài)下，垂直冷平流的抬升作用由西向東增加，與溫躍層西深東淺的分布一致。由圖6可以預(yù)見，在變暖后的快反應(yīng)階段，在東(西)太平洋上升流的加強(qiáng)(減弱)會抬升(加深)溫躍層，而上下層層結(jié)的加強(qiáng)則會同時使整個太平洋的溫躍層變淺。

(氣候態(tài)下的(a)垂直速度(c)溫度梯度以及快響應(yīng)階段(b)垂直速度變化(d)溫度梯度變化。(a) Vertical velocity，(c) temperature gradient climatology and (b) vertical velocity anomalies,(d) temperature gradient anomalies in fast response.)