許卓弈，劉 浩，林霄沛，3??，吳德星

(1.中國海洋大學物理海洋教育部重點實驗室，山東 青島 266100；2.山東省科學院海洋儀器儀表研究所(齊魯工業(yè)大學)，山東 青島 266100；3.中國海洋大學三亞海洋研究院，海南 三亞 572000)

1998—2012年期間，盡管人類排放的溫室氣體持續(xù)增加且大氣層頂仍然存在向下的凈輻射熱通量[1]，但地球表面升溫速度明顯減緩，該現(xiàn)象被稱為全球變暖停滯[2-4]。然而研究表明，全球變暖停滯期間次表層海洋增溫[5-6]。實際上，大氣層頂90%以上的剩余熱量被儲存在海洋中[1]，2001—2010年間海洋吸收的凈熱量持續(xù)增加[7]，同期海洋熱含量(OHC，Ocean Heat Content)總體呈遞增趨勢[5]，因此探究變暖停滯期間海洋向下的熱傳遞過程對解釋次表層增溫十分關鍵[6,8-9]。

前人提出了多種引起全球變暖停滯期OHC變化的機制，包括風驅動造成溫躍層深度改變，進而影響海洋上層的OHC結構[10-11]、太平洋[12]與印度洋[13-15]赤道上升流和下降流的作用、北大西洋副極地海區(qū)[6]與南大洋[16]通過熱鹽過程將熱量傳遞至1 500 m左右的深層。由于缺乏對海洋垂向熱輸運相關過程的定量分析，目前未有確定機制能夠解釋變暖停滯期間因OHC再分配引發(fā)的不同深度水層內熱含量的變化[17]。因此，本文利用海洋再分析產(chǎn)品ECCO4[18](Estimating the Circulation & Climate of the Ocean Version 4)對作為主要影響因子的非絕熱和絕熱過程進行定量研究，分析2002—2011年不同過程對OHC變化的貢獻。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)來源

本文選取的水文數(shù)據(jù)來源于海洋再分析產(chǎn)品ECCO4[18]、Ishii次表層溫度數(shù)據(jù)集[19]和EN4數(shù)據(jù)集[20]。美國國家航空和航天局(NASA，National Aeronautics and Space Administration)提供的ECCO4數(shù)據(jù)中，溫鹽資料采用全新的水平網(wǎng)格系統(tǒng)且在10～6 134.5 m深度范圍內分為50層。美國國家大氣研究中心(NCAR，National Center for Atmospheric Research)推出的Ishii數(shù)據(jù)集融合了世界海洋地圖集(WOA，World Ocean Atlas)[21]、世界海洋數(shù)據(jù)庫(WOD，World Ocean Database)[22]、來源于IRD(L′Institut de recherche pour le development)的熱帶太平洋溫鹽觀測、百年現(xiàn)場觀測估算(COBE，Centennial in Situ Observational Based Estimates[19])以及Argo剖面資料[23]，能夠提供0～1 500 m范圍內24層的次表層溫鹽數(shù)據(jù)。英國大氣數(shù)據(jù)中心提供了EN4數(shù)據(jù)集(4.1.1版本)，經(jīng)過Gouretski和Reseghetti[24]的校正，網(wǎng)格化數(shù)據(jù)在5～5 350.3 m范圍內分為42層。

本文利用NCEP2等[25]、ERA-interim等[26]和ECCO4計算風應力旋度，進而分析風生絕熱過程與OHC變化的關系。NCEP2水平網(wǎng)格分辨率為2.5°×2.5°，數(shù)據(jù)時間范圍為1993—2011年。歐洲中期天氣預報中心(ECMWF，European Centre for Medium-Range Weather Forecasts)推出的ERA-interim是全球大氣再分析資料，本文選取的ERA-interim風速數(shù)據(jù)集水平分辨率為0.75°×0.75°。ECCO4采取NCEP的風場數(shù)據(jù)驅動模型，計算結果經(jīng)過觀測資料同化得到海表風應力旋度數(shù)據(jù)。

本文采用衛(wèi)星高度計觀測與ECCO4數(shù)據(jù)中1993—2011年的海平面異常(SLA，Sea Level Anomaly)，通過海表高度(SSH，Sea Surface Height)的升降反映水層內熱含量的變化?；趦深w衛(wèi)星高度計(Ssalto/Duacs)的海洋數(shù)據(jù)集AVISO[27]提供了1993年至今的SLA觀測資料，水平分辨率達到0.25°×0.25°。ECCO4在z坐標下采取非線性自由表面和實際淡水通量，考慮通過自由表面的物質交換，因而能夠準確反映SSH的變化。

1.2 垂向熱通量各分量的定義

前人發(fā)現(xiàn)海洋上層對流、沿等密面的擴散[28-30]和跨等密面的擴散[29,31]通過垂向熱輸送調控不同深度上的OHC。對流項來自溫躍層以上風驅動的水體輻合輻散造成的垂向熱輸運[10]，屬于絕熱過程。沿等密面擴散項與跨等密面擴散項則是非絕熱過程。其中沿等密面擴散項主要來自中尺度渦在等密面上引起的顯著混合[30]。而跨等密面擴散項歸因于大氣持續(xù)向海表傳輸熱量，經(jīng)過加熱的水團密度由ρ1變?yōu)棣?(ρ1>ρ2)，沿ρ2等密度面從混合層下沉進入溫躍層。假設降水率與蒸發(fā)率保持不變，在此過程中ρ1與ρ2等密面之間的水體輕微下沉，且受擴散過程的影響整體升溫[29]。需要說明的是，本文采用Holmes等[32]對非絕熱過程的定義，認為所有改變水團溫度的過程均屬于非絕熱過程，包括由渦旋引起的沿等密面擴散熱輸運。

已有研究基于ECCO4分析1992—2011年OHC垂向再分配[8]和垂向熱輸送年代際變化[9]，但目前缺少基于ECCO4對全球變暖停滯期間OHC再分配的研究。更重要的是，絕熱和非絕熱過程對氣候變化的動力作用及影響的時間尺度不同，有必要分別討論二者的貢獻。因此，本文采用ECCO4計算非絕熱和絕熱過程相關的垂向熱通量，并將垂向通量的各個分量通過轉換和插值形成標準網(wǎng)格化數(shù)據(jù)。

凈垂向熱通量由對流項Ha和擴散項Hd組成。對流項Ha由水體垂向運動引起：

Ha=wT+w*T。

(1)

式中：T代表海溫；w代表歐拉流速垂向分量；w*代表渦旋流速垂向分量。ECCO4依據(jù)Liang等[8]基于水體連續(xù)性的診斷方法計算w,綜合考慮模型偏差、水層深度和風場強迫引起的溫躍層傾斜，采取參數(shù)化公式計算w*。因此可以認為反映風驅動過程的對流項是與分子運動和湍流無關的絕熱過程[8]。ECCO4采用Liang等[33]對擴散項Hd的參數(shù)化定義：

Hd=

(2)

2 全球變暖停滯期間影響垂向熱通量的主導因子

2.1 非絕熱與絕熱過程對全球平均垂向熱通量的作用

圖1對比了2002—2011年全球平均垂向熱通量的各影響因子。從量值上看，沿等密面擴散的熱通量(見圖1紅線)是最大項，熱量向上層或向深層輸送取決于等密面的傾斜方向和等密面上的溫鹽度異常。對于某個等密面，高溫咸水通常位于低溫淡水之下，導致沿等密面擴散的垂向熱通量全球平均值為正值，即熱量向上層傳遞(見圖1)，向上的熱量輸送在副熱帶和副極地環(huán)流圈的鋒區(qū)尤為顯著(見圖2(d),(h))。因此，沿等密面擴散項無法解釋向下的熱量輸運與次表層的增溫現(xiàn)象。相反地，跨等密面擴散的垂向熱通量從全球平均上看為負值(見圖1綠線)，量級僅次于沿等密面擴散的垂向熱通量，表明該項能夠向下輸運熱量。然而一方面，沿等密面和跨等密面擴散的垂向熱輸運方向相反且量值接近，因此二者求和得到的凈垂向熱通量(見圖1青色線)與其他項相比較小。另一方面，盡管普遍觀點認為非絕熱擴散過程導致向下的熱量傳輸[6]，但圖1顯示沿等密面擴散的垂向熱通量占主導地位，擴散項是總體向上傳播的熱通量。值得注意的是，絕熱過程能夠向深層傳遞熱量(見圖1藍線)，由此平衡向上輸運的凈擴散熱通量僅在海表的有限薄層內受海洋-大氣通量交換的影響無法抵消凈擴散熱通量的作用。

(紅線代表沿等密面的擴散熱通量(spice)，綠線代表跨等密面的擴散熱通量(diffusive)，青色線代表非絕熱垂向凈熱通量(即沿等密面和跨等密面擴散的熱通量之和)，藍線代表絕熱對流項(heaving)。正值表示熱通量方向向上，負值表示熱通量方向向下。(a)和(b)分別是100～700 m和700～2 000 m全球平均垂向熱通量的分布結構。The red line stands for isopycnal diffusion(spice).Green line denotes diapycnal diffusion(diffusive).Cyan line is the dabatic vertical heat flux(spice+diffusive)and blue line means adiabatic advection term(heaving).The positive means upward heat flux and the negative means downward heat flux.(a)and(b)cover from 100～700 m and 700～2 000 m, respectively.)

2.2 非絕熱與絕熱過程對垂向熱通量空間分布的作用

圖2是2002—2011年全球海洋100～300 m層(見圖2(a)～(d))和700～1 500 m層(見圖2(e)～(h))內平均垂向熱通量的空間分布。在100～300 m層內，跨等密面擴散的垂向熱通量在中高緯的深層水源區(qū)和鋒面海區(qū)較為顯著，例如北太平洋副熱帶-副極地鋒區(qū)、北大西洋和南大洋。盡管這些海域的對流有利于跨等密面向下的垂向熱輸送，但劇烈傾斜的等密面上存在較大的溫度梯度(通過鹽度梯度或沿等密面擴散的熱通量補償)導致顯著的沿等密面擴散熱通量。因此在2002—2011年期間，深層水源區(qū)和鋒區(qū)在100～300 m層內沿等密面和跨等密面擴散的垂向熱通量傳播方向幾乎相反,從而相互抵消(見圖2(c)～(d))。這進一步強調了非絕熱項對全球平均垂向熱通量的影響存在局限性：雖然在部分海域，跨等密面擴散引起的向下熱通量較為顯著，但沿等密面擴散的垂向熱通量方向相反，削弱了向下的熱輸送。相反地，圖2(b)～(d)突出了絕熱過程相關垂向熱通量的作用：首先，100～300 m層內，除赤道附近海域，絕熱項導致的平均垂向熱輸運基本為向下熱輸送，但700～1 500 m范圍內，北太平洋和南大洋也出現(xiàn)了向上的絕熱過程相關熱輸運；其次，盡管100～300 m層與700～1 500 m層內絕熱項相關的垂向熱通量整體均為向下的熱輸送，但前者數(shù)值較后者大1～2個數(shù)量級。由絕熱項引起的兩個水層上的垂向熱通量差異證明上層海洋向下傳導的熱量沒有完全進入深層海洋，由此引發(fā)次表層升溫。因而即使在跨等密面擴散垂向熱通量顯著的鋒區(qū)和冷水團形成區(qū)，次表層內平均熱含量的分布也主要由絕熱項決定。

與絕熱過程相關的垂向熱通量是影響OHC的因素之一。結合觀測數(shù)據(jù)Ishii，EN4和海洋再分析資料ECCO4顯示的全球OHC從1993—2011年變化率的空間結構(見圖3)可以發(fā)現(xiàn),全球變暖停滯期間，絕熱過程引起的垂向熱通量與OHC變化率在100～300 m和700～1 500 m層內的空間分布特征基本一致。例如，熱帶太平洋東部100～300 m層內絕熱過程引起的向下熱通量較為明顯(見圖2(b))，表明上層海洋的熱量向次表層及深層傳遞，在此期間該海域100～300 m層內的OHC顯著減少(見圖3(a),(c),(e))；在北大西洋700～1 500 m層內，副極地海盆發(fā)生的暖異常和副熱帶海盆發(fā)生的冷異常(見圖3(b),(d),(f))也與絕熱過程導致的垂向熱通量(見圖2(b),(f))有關。總之，絕熱過程引起的垂向熱量輸送能夠影響OHC的再分配，而非絕熱過程的貢獻則較為有限。下文將以北大西洋為例，基于NCEP2等觀測資料和ECCO4進一步論證該觀點。

(正值(紅色)表示熱通量方向向上，負值(藍色)表示熱通量方向向下?？們魺嵬?a, e)由絕熱項(b, f)、跨等密面擴散項(c, g)和沿等密面擴散項(d, h)構成。(a)～(d)代表100～300 m層內垂向熱通量平均值，(e)～(h)代表700～-1 500 m層內垂向熱通量平均值。The positive(red)means upward heat flux and negative(blue)means downward heat flux.The net vertical heat fluxes(a, e)includes adiabatic advection(b, f), diapycnal diffusive(c, g)and isopycnal diffusive(d, h)heat flux.(a)～(d)100～300 m averaged;(e)～(h)700～1 500 m averaged.)

3 風應力旋度對OHC再分配的作用機制

針對北大西洋，基于NCEP2、ERA-interim等觀測資料和再分析產(chǎn)品ECCO4，對比緯向平均風應力旋度距平(見圖4(a),(d))、海平面高度距平(見圖4(b),(e))和OHC距平(見圖4(c),(f))1993—2011年間的變化在不同緯度上的差異，觀測數(shù)據(jù)和ECCO4均表明，海表高度異常的變化趨勢(見圖4(b),(e))與OHC的變化趨勢(見圖4(c),(f))間呈現(xiàn)正相關關系。換言之，海表高度的變化趨勢可以反映同期OHC的增減：1993—2011年間北大西洋赤道至20°N之間和50°N以北的副極地海盆海表高度上升，相應地，熱帶和副極地海盆區(qū)各水層內的OHC總體呈增加趨勢；而1993—2011年間副熱帶地區(qū)海表高度降低，同時OHC在副熱帶海域呈減少趨勢。結合北大西洋緯向平均風應力旋度1993—2011年期間的變化(見圖4(a),(d))，進一步發(fā)現(xiàn),與海平面高度升高(降低)伴隨著同緯度平均風應力旋度的減弱(增強)。從作用機制上看，風應力旋度通過斜壓過程引起OHC的變化，進一步影響海表面高度：負風應力旋度導致海洋上層100 m范圍內水體輻合并產(chǎn)生向下的暖水輸運，而后溫躍層變深，水層內熱含量增加，海表高度上升。反之，正風應力旋度造成?？寺槲?，冷水上涌，溫躍層變淺，上層海洋熱含量的減少導致海表高度降低。

前文提到，ECCO4顯示2002—2011年絕熱項是全球海洋向下垂向熱輸送的主要來源，絕熱項的貢獻解釋了北大西洋副極地海盆OHC的增加與副熱帶海盆的OHC的減少。風驅動的絕熱項通過影響溫躍層的深度調控北大西洋OHC距平的變化，表現(xiàn)在緯向平均OHC的變化與等溫線的位置(見圖4(c),(f))變化。相較于1993—2001年(見圖4(c),(f)實線)，2002—2011年(見圖4(c),(f)虛線)平均等溫線整體加深，該現(xiàn)象在北大西洋副極地更加明顯，對應該海域內OHC的顯著增加(見圖3)。

(Ishii(a,b)，EN4(c,d)和ECCO4(e,f)中OHC表現(xiàn)出幾乎相同的變化趨勢。左列(圖a,c,e)是100～300 m層內OHC的變化，右列(圖b,d,f)是700～1 500 m層內OHC的變化。Ishii(a,b), EN4(c,d)and ECCO4(e,f)show nearly the same pattern of OHC trend.Left column(a,c,e)is heat content trend between 100～300 m, and right column(b,d,f)is heat content trend between 700～1 500 m.)

下面針對北大西洋副極地海盆區(qū)(50°N—70°N)從時間序列角度分析風應力旋度引起的絕熱項對OHC分布的作用。NCEP2和Ishii等觀測數(shù)據(jù)(見圖4(g))與海洋再分析產(chǎn)品ECCO4(見圖4(h))顯示，區(qū)域平均風應力旋度異常(粗線)和表層到不同深度范圍內OHC距平(細線)1993—2011年的時間序列基本呈現(xiàn)反相關關系，隨著深度增加，OHC距平與風應力旋度距平間相反的變化趨勢更加明顯。這是由于該階段北大西洋副極地海域平均風應力旋度變化率主要為負值且風應力旋度總體為負異常，不利于正風應力旋度引起的冷水上涌，同時促進負風應力旋度造成的暖水輻合下沉，進而增強向下的垂向熱輸送，次表層和深層OHC增加。值得注意的是，在1995—2000年，平均風應力旋度異常與OHC距平也表現(xiàn)出正相關關系。前人在針對北大西洋副極地東部海域OHC振蕩的研究中發(fā)現(xiàn)，在1991—2005年(氣候變暖期)絕熱對流項是影響OHC的主導因素,而1966—1975年(氣候變冷期)沿等密面的熱量擴散更為關鍵[34]。因此我們推測，沿等密面或跨等密面擴散的貢獻可能在較短的時期內超過風應力旋度。但從整體上看，1993—2011年風應力旋度的影響(即絕熱項)仍對北大西洋深層OHC的變化起主要作用。

圖4 北大西洋海區(qū)1993—2011年風應力旋度距平、海平面高度異常和OHC距平變化的時空特征

4 總結與討論

前人研究發(fā)現(xiàn)，全球變暖停滯期間，盡管海洋表層降溫，次表層卻出現(xiàn)了增溫現(xiàn)象。由于缺乏對上層海洋向深層傳輸熱量關鍵機制的定量分析，引發(fā)OHC再分配與次表層增溫的物理過程尚不明確。

為探究全球變暖停滯期間引發(fā)海洋次表層升溫的主因，本文基于ECCO4的計算結果首先比較了2002—2011年全球平均垂向熱通量的影響因子，包括非絕熱過程和絕熱過程。結果顯示，沿等密面和跨等密面擴散的垂向熱通量方向相反，相互抵消，因此非絕熱過程對海洋次表層增溫的貢獻較小。而絕熱過程貢獻的熱通量方向向下，能夠解釋次表層熱量的增加。接下來，本文選取100～300 m層與700～1 500 m層，對比非絕熱過程與絕熱過程對2002—2011年間全球垂向熱通量空間分布的作用，進一步分析引發(fā)海洋次表層增溫的主因。結果表明，盡管在等密面劇烈傾斜的深層水源區(qū)和海洋鋒區(qū)，顯著的溫度梯度引發(fā)較大的跨等密面擴散垂向熱通量，后者能夠貢獻向下的熱輸送，但跨等密面擴散引起的垂向熱通量被沿等密面擴散的垂向熱通量抵消。相反地，絕熱項相關垂向熱輸運在100～300 m與700～1 500 m層之間的差異顯示由上層向下傳遞的熱量大部分被次表層吸收，表明絕熱項是2002—2011年全球次表層增溫的主導因子。結合全球OHC在1993—2011年期間變化率的空間結構，發(fā)現(xiàn)絕熱過程相關的垂向熱輸運與OHC變化的分布特征存在較好的對應關系，該現(xiàn)象在熱帶太平洋東部、北大西洋副極地以及副熱帶海盆尤其顯著。

為從機制上說明絕熱過程對OHC再分配的作用，本文采用觀測資料與海洋再分析數(shù)據(jù)，針對北大西洋探究風應力旋度的變化與OHC距平的關系。由于緯向平均風應力旋度變化率為負值(正值)，同緯度海平面整體呈上升(下降)趨勢，海區(qū)內OHC增加(減少)。在1993—2011年期間，風應力旋度呈現(xiàn)負變化率意味著冷水抽吸被抑制，反而有利于暖水輻合下沉，溫躍層深度增加，向下的垂向熱輸運加強，最終引起海洋次表層升溫。以北大西洋副極地海域為例，風應力旋度與各水層OHC從1993—2011年的變化趨勢幾乎相反，且隨著水層深度的增加，二者的相關性更加顯著。

海洋對氣候變化的響應存在兩種途徑：與非絕熱的熱鹽過程相關——相對緩慢的方式；與絕熱的風驅動動力過程有關——迅速變化的方式。全球變暖停滯期間，風應力驅動的OHC再分配屬于短期過程，因此全球變暖停滯現(xiàn)象迅速結束后，風應力方向的改變將引起相反的模態(tài)[35]。2015—2016年的強厄爾尼諾事件導致歷史上最高溫時期的出現(xiàn),這可能是模態(tài)開始轉變的標志。