全球变暖停滞期间海洋次表层增温机制研究❋

许卓弈，刘 浩，林霄沛，3❋❋，吴德星

(1.中国海洋大学物理海洋教育部重点实验室，山东 青岛 266100；2.山东省科学院海洋仪器仪表研究所(齐鲁工业大学)，山东 青岛 266100；3.中国海洋大学三亚海洋研究院，海南 三亚 572000)

1998—2012年期间，尽管人类排放的温室气体持续增加且大气层顶仍然存在向下的净辐射热通量[1]，但地球表面升温速度明显减缓，该现象被称为全球变暖停滞[2-4]。然而研究表明，全球变暖停滞期间次表层海洋增温[5-6]。实际上，大气层顶90%以上的剩余热量被储存在海洋中[1]，2001—2010年间海洋吸收的净热量持续增加[7]，同期海洋热含量(OHC，Ocean Heat Content)总体呈递增趋势[5]，因此探究变暖停滞期间海洋向下的热传递过程对解释次表层增温十分关键[6,8-9]。

前人提出了多种引起全球变暖停滞期OHC变化的机制，包括风驱动造成温跃层深度改变，进而影响海洋上层的OHC结构[10-11]、太平洋[12]与印度洋[13-15]赤道上升流和下降流的作用、北大西洋副极地海区[6]与南大洋[16]通过热盐过程将热量传递至1 500 m左右的深层。由于缺乏对海洋垂向热输运相关过程的定量分析，目前未有确定机制能够解释变暖停滞期间因OHC再分配引发的不同深度水层内热含量的变化[17]。因此，本文利用海洋再分析产品ECCO4[18](Estimating the Circulation & Climate of the Ocean Version 4)对作为主要影响因子的非绝热和绝热过程进行定量研究，分析2002—2011年不同过程对OHC变化的贡献。

1 数据与方法

1.1 数据来源

本文选取的水文数据来源于海洋再分析产品ECCO4[18]、Ishii次表层温度数据集[19]和EN4数据集[20]。美国国家航空和航天局(NASA，National Aeronautics and Space Administration)提供的ECCO4数据中，温盐资料采用全新的水平网格系统且在10～6 134.5 m深度范围内分为50层。美国国家大气研究中心(NCAR，National Center for Atmospheric Research)推出的Ishii数据集融合了世界海洋地图集(WOA，World Ocean Atlas)[21]、世界海洋数据库(WOD，World Ocean Database)[22]、来源于IRD(L′Institut de recherche pour le development)的热带太平洋温盐观测、百年现场观测估算(COBE，Centennial in Situ Observational Based Estimates[19])以及Argo剖面资料[23]，能够提供0～1 500 m范围内24层的次表层温盐数据。英国大气数据中心提供了EN4数据集(4.1.1版本)，经过Gouretski和Reseghetti[24]的校正，网格化数据在5～5 350.3 m范围内分为42层。

本文利用NCEP2等[25]、ERA-interim等[26]和ECCO4计算风应力旋度，进而分析风生绝热过程与OHC变化的关系。NCEP2水平网格分辨率为2.5°×2.5°，数据时间范围为1993—2011年。欧洲中期天气预报中心(ECMWF，European Centre for Medium-Range Weather Forecasts)推出的ERA-interim是全球大气再分析资料，本文选取的ERA-interim风速数据集水平分辨率为0.75°×0.75°。ECCO4采取NCEP的风场数据驱动模型，计算结果经过观测资料同化得到海表风应力旋度数据。

本文采用卫星高度计观测与ECCO4数据中1993—2011年的海平面异常(SLA，Sea Level Anomaly)，通过海表高度(SSH，Sea Surface Height)的升降反映水层内热含量的变化。基于两颗卫星高度计(Ssalto/Duacs)的海洋数据集AVISO[27]提供了1993年至今的SLA观测资料，水平分辨率达到0.25°×0.25°。ECCO4在z坐标下采取非线性自由表面和实际淡水通量，考虑通过自由表面的物质交换，因而能够准确反映SSH的变化。

1.2 垂向热通量各分量的定义

前人发现海洋上层对流、沿等密面的扩散[28-30]和跨等密面的扩散[29,31]通过垂向热输送调控不同深度上的OHC。对流项来自温跃层以上风驱动的水体辐合辐散造成的垂向热输运[10]，属于绝热过程。沿等密面扩散项与跨等密面扩散项则是非绝热过程。其中沿等密面扩散项主要来自中尺度涡在等密面上引起的显著混合[30]。而跨等密面扩散项归因于大气持续向海表传输热量，经过加热的水团密度由ρ1变为ρ2(ρ1>ρ2)，沿ρ2等密度面从混合层下沉进入温跃层。假设降水率与蒸发率保持不变，在此过程中ρ1与ρ2等密面之间的水体轻微下沉，且受扩散过程的影响整体升温[29]。需要说明的是，本文采用Holmes等[32]对非绝热过程的定义，认为所有改变水团温度的过程均属于非绝热过程，包括由涡旋引起的沿等密面扩散热输运。

已有研究基于ECCO4分析1992—2011年OHC垂向再分配[8]和垂向热输送年代际变化[9]，但目前缺少基于ECCO4对全球变暖停滞期间OHC再分配的研究。更重要的是，绝热和非绝热过程对气候变化的动力作用及影响的时间尺度不同，有必要分别讨论二者的贡献。因此，本文采用ECCO4计算非绝热和绝热过程相关的垂向热通量，并将垂向通量的各个分量通过转换和插值形成标准网格化数据。

净垂向热通量由对流项Ha和扩散项Hd组成。对流项Ha由水体垂向运动引起：

Ha=wT+w*T。

(1)

式中：T代表海温；w代表欧拉流速垂向分量；w*代表涡旋流速垂向分量。ECCO4依据Liang等[8]基于水体连续性的诊断方法计算w,综合考虑模型偏差、水层深度和风场强迫引起的温跃层倾斜，采取参数化公式计算w*。因此可以认为反映风驱动过程的对流项是与分子运动和湍流无关的绝热过程[8]。ECCO4采用Liang等[33]对扩散项Hd的参数化定义：

Hd=

(2)

2 全球变暖停滞期间影响垂向热通量的主导因子

2.1 非绝热与绝热过程对全球平均垂向热通量的作用

图1对比了2002—2011年全球平均垂向热通量的各影响因子。从量值上看，沿等密面扩散的热通量(见图1红线)是最大项，热量向上层或向深层输送取决于等密面的倾斜方向和等密面上的温盐度异常。对于某个等密面，高温咸水通常位于低温淡水之下，导致沿等密面扩散的垂向热通量全球平均值为正值，即热量向上层传递(见图1)，向上的热量输送在副热带和副极地环流圈的锋区尤为显著(见图2(d),(h))。因此，沿等密面扩散项无法解释向下的热量输运与次表层的增温现象。相反地，跨等密面扩散的垂向热通量从全球平均上看为负值(见图1绿线)，量级仅次于沿等密面扩散的垂向热通量，表明该项能够向下输运热量。然而一方面，沿等密面和跨等密面扩散的垂向热输运方向相反且量值接近，因此二者求和得到的净垂向热通量(见图1青色线)与其他项相比较小。另一方面，尽管普遍观点认为非绝热扩散过程导致向下的热量传输[6]，但图1显示沿等密面扩散的垂向热通量占主导地位，扩散项是总体向上传播的热通量。值得注意的是，绝热过程能够向深层传递热量(见图1蓝线)，由此平衡向上输运的净扩散热通量仅在海表的有限薄层内受海洋-大气通量交换的影响无法抵消净扩散热通量的作用。

(红线代表沿等密面的扩散热通量(spice)，绿线代表跨等密面的扩散热通量(diffusive)，青色线代表非绝热垂向净热通量(即沿等密面和跨等密面扩散的热通量之和)，蓝线代表绝热对流项(heaving)。正值表示热通量方向向上，负值表示热通量方向向下。(a)和(b)分别是100～700 m和700～2 000 m全球平均垂向热通量的分布结构。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 非绝热与绝热过程对垂向热通量空间分布的作用

图2是2002—2011年全球海洋100～300 m层(见图2(a)～(d))和700～1 500 m层(见图2(e)～(h))内平均垂向热通量的空间分布。在100～300 m层内，跨等密面扩散的垂向热通量在中高纬的深层水源区和锋面海区较为显著，例如北太平洋副热带-副极地锋区、北大西洋和南大洋。尽管这些海域的对流有利于跨等密面向下的垂向热输送，但剧烈倾斜的等密面上存在较大的温度梯度(通过盐度梯度或沿等密面扩散的热通量补偿)导致显著的沿等密面扩散热通量。因此在2002—2011年期间，深层水源区和锋区在100～300 m层内沿等密面和跨等密面扩散的垂向热通量传播方向几乎相反,从而相互抵消(见图2(c)～(d))。这进一步强调了非绝热项对全球平均垂向热通量的影响存在局限性：虽然在部分海域，跨等密面扩散引起的向下热通量较为显著，但沿等密面扩散的垂向热通量方向相反，削弱了向下的热输送。相反地，图2(b)～(d)突出了绝热过程相关垂向热通量的作用：首先，100～300 m层内，除赤道附近海域，绝热项导致的平均垂向热输运基本为向下热输送，但700～1 500 m范围内，北太平洋和南大洋也出现了向上的绝热过程相关热输运；其次，尽管100～300 m层与700～1 500 m层内绝热项相关的垂向热通量整体均为向下的热输送，但前者数值较后者大1～2个数量级。由绝热项引起的两个水层上的垂向热通量差异证明上层海洋向下传导的热量没有完全进入深层海洋，由此引发次表层升温。因而即使在跨等密面扩散垂向热通量显著的锋区和冷水团形成区，次表层内平均热含量的分布也主要由绝热项决定。

与绝热过程相关的垂向热通量是影响OHC的因素之一。结合观测数据Ishii，EN4和海洋再分析资料ECCO4显示的全球OHC从1993—2011年变化率的空间结构(见图3)可以发现,全球变暖停滞期间，绝热过程引起的垂向热通量与OHC变化率在100～300 m和700～1 500 m层内的空间分布特征基本一致。例如，热带太平洋东部100～300 m层内绝热过程引起的向下热通量较为明显(见图2(b))，表明上层海洋的热量向次表层及深层传递，在此期间该海域100～300 m层内的OHC显著减少(见图3(a),(c),(e))；在北大西洋700～1 500 m层内，副极地海盆发生的暖异常和副热带海盆发生的冷异常(见图3(b),(d),(f))也与绝热过程导致的垂向热通量(见图2(b),(f))有关。总之，绝热过程引起的垂向热量输送能够影响OHC的再分配，而非绝热过程的贡献则较为有限。下文将以北大西洋为例，基于NCEP2等观测资料和ECCO4进一步论证该观点。

(正值(红色)表示热通量方向向上，负值(蓝色)表示热通量方向向下。总净热通量(a, e)由绝热项(b, f)、跨等密面扩散项(c, g)和沿等密面扩散项(d, h)构成。(a)～(d)代表100～300 m层内垂向热通量平均值，(e)～(h)代表700～-1 500 m层内垂向热通量平均值。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 风应力旋度对OHC再分配的作用机制

针对北大西洋，基于NCEP2、ERA-interim等观测资料和再分析产品ECCO4，对比纬向平均风应力旋度距平(见图4(a),(d))、海平面高度距平(见图4(b),(e))和OHC距平(见图4(c),(f))1993—2011年间的变化在不同纬度上的差异，观测数据和ECCO4均表明，海表高度异常的变化趋势(见图4(b),(e))与OHC的变化趋势(见图4(c),(f))间呈现正相关关系。换言之，海表高度的变化趋势可以反映同期OHC的增减：1993—2011年间北大西洋赤道至20°N之间和50°N以北的副极地海盆海表高度上升，相应地，热带和副极地海盆区各水层内的OHC总体呈增加趋势；而1993—2011年间副热带地区海表高度降低，同时OHC在副热带海域呈减少趋势。结合北大西洋纬向平均风应力旋度1993—2011年期间的变化(见图4(a),(d))，进一步发现,与海平面高度升高(降低)伴随着同纬度平均风应力旋度的减弱(增强)。从作用机制上看，风应力旋度通过斜压过程引起OHC的变化，进一步影响海表面高度：负风应力旋度导致海洋上层100 m范围内水体辐合并产生向下的暖水输运，而后温跃层变深，水层内热含量增加，海表高度上升。反之，正风应力旋度造成埃克曼抽吸，冷水上涌，温跃层变浅，上层海洋热含量的减少导致海表高度降低。

前文提到，ECCO4显示2002—2011年绝热项是全球海洋向下垂向热输送的主要来源，绝热项的贡献解释了北大西洋副极地海盆OHC的增加与副热带海盆的OHC的减少。风驱动的绝热项通过影响温跃层的深度调控北大西洋OHC距平的变化，表现在纬向平均OHC的变化与等温线的位置(见图4(c),(f))变化。相较于1993—2001年(见图4(c),(f)实线)，2002—2011年(见图4(c),(f)虚线)平均等温线整体加深，该现象在北大西洋副极地更加明显，对应该海域内OHC的显著增加(见图3)。

(Ishii(a,b)，EN4(c,d)和ECCO4(e,f)中OHC表现出几乎相同的变化趋势。左列(图a,c,e)是100～300 m层内OHC的变化，右列(图b,d,f)是700～1 500 m层内OHC的变化。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.)

下面针对北大西洋副极地海盆区(50°N—70°N)从时间序列角度分析风应力旋度引起的绝热项对OHC分布的作用。NCEP2和Ishii等观测数据(见图4(g))与海洋再分析产品ECCO4(见图4(h))显示，区域平均风应力旋度异常(粗线)和表层到不同深度范围内OHC距平(细线)1993—2011年的时间序列基本呈现反相关关系，随着深度增加，OHC距平与风应力旋度距平间相反的变化趋势更加明显。这是由于该阶段北大西洋副极地海域平均风应力旋度变化率主要为负值且风应力旋度总体为负异常，不利于正风应力旋度引起的冷水上涌，同时促进负风应力旋度造成的暖水辐合下沉，进而增强向下的垂向热输送，次表层和深层OHC增加。值得注意的是，在1995—2000年，平均风应力旋度异常与OHC距平也表现出正相关关系。前人在针对北大西洋副极地东部海域OHC振荡的研究中发现，在1991—2005年(气候变暖期)绝热对流项是影响OHC的主导因素,而1966—1975年(气候变冷期)沿等密面的热量扩散更为关键[34]。因此我们推测，沿等密面或跨等密面扩散的贡献可能在较短的时期内超过风应力旋度。但从整体上看，1993—2011年风应力旋度的影响(即绝热项)仍对北大西洋深层OHC的变化起主要作用。

图4 北大西洋海区1993—2011年风应力旋度距平、海平面高度异常和OHC距平变化的时空特征

4 总结与讨论

前人研究发现，全球变暖停滞期间，尽管海洋表层降温，次表层却出现了增温现象。由于缺乏对上层海洋向深层传输热量关键机制的定量分析，引发OHC再分配与次表层增温的物理过程尚不明确。

为探究全球变暖停滞期间引发海洋次表层升温的主因，本文基于ECCO4的计算结果首先比较了2002—2011年全球平均垂向热通量的影响因子，包括非绝热过程和绝热过程。结果显示，沿等密面和跨等密面扩散的垂向热通量方向相反，相互抵消，因此非绝热过程对海洋次表层增温的贡献较小。而绝热过程贡献的热通量方向向下，能够解释次表层热量的增加。接下来，本文选取100～300 m层与700～1 500 m层，对比非绝热过程与绝热过程对2002—2011年间全球垂向热通量空间分布的作用，进一步分析引发海洋次表层增温的主因。结果表明，尽管在等密面剧烈倾斜的深层水源区和海洋锋区，显著的温度梯度引发较大的跨等密面扩散垂向热通量，后者能够贡献向下的热输送，但跨等密面扩散引起的垂向热通量被沿等密面扩散的垂向热通量抵消。相反地，绝热项相关垂向热输运在100～300 m与700～1 500 m层之间的差异显示由上层向下传递的热量大部分被次表层吸收，表明绝热项是2002—2011年全球次表层增温的主导因子。结合全球OHC在1993—2011年期间变化率的空间结构，发现绝热过程相关的垂向热输运与OHC变化的分布特征存在较好的对应关系，该现象在热带太平洋东部、北大西洋副极地以及副热带海盆尤其显著。

为从机制上说明绝热过程对OHC再分配的作用，本文采用观测资料与海洋再分析数据，针对北大西洋探究风应力旋度的变化与OHC距平的关系。由于纬向平均风应力旋度变化率为负值(正值)，同纬度海平面整体呈上升(下降)趋势，海区内OHC增加(减少)。在1993—2011年期间，风应力旋度呈现负变化率意味着冷水抽吸被抑制，反而有利于暖水辐合下沉，温跃层深度增加，向下的垂向热输运加强，最终引起海洋次表层升温。以北大西洋副极地海域为例，风应力旋度与各水层OHC从1993—2011年的变化趋势几乎相反，且随着水层深度的增加，二者的相关性更加显著。

海洋对气候变化的响应存在两种途径：与非绝热的热盐过程相关——相对缓慢的方式；与绝热的风驱动动力过程有关——迅速变化的方式。全球变暖停滞期间，风应力驱动的OHC再分配属于短期过程，因此全球变暖停滞现象迅速结束后，风应力方向的改变将引起相反的模态[35]。2015—2016年的强厄尔尼诺事件导致历史上最高温时期的出现,这可能是模态开始转变的标志。