邱子珊，徐騰飛*，魏澤勛，聶珣煒

( 1. 自然資源部第一海洋研究所, 山東 青島 266061；2. 自然資源部海洋環(huán)境科學(xué)與數(shù)值模擬重點實驗室，山東 青島266061；3. 山東省海洋環(huán)境科學(xué)與數(shù)值模擬重點實驗室, 山東 青島 266061；4. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點國家實驗室 區(qū)域海洋動力學(xué)與數(shù)值模擬功能實驗室，山東 青島 266237)

1 引言

模態(tài)水是具有低位勢渦度的水團，具體特征為溫度、鹽度、密度等性質(zhì)垂向均勻分布[1]。模態(tài)水形成的過程稱為潛沉：晚冬海洋表層浮力損失導(dǎo)致上層海洋層化減弱、混合層加深；隨后，位于混合層底部的水體被次年春季形成的季節(jié)性溫躍層阻隔，與表層分離，最終進入永久性密度躍層并形成模態(tài)水[2-3]。模態(tài)水的形成過程與混合關(guān)系密切，其中混合過程受到海氣浮力通量[4-9]、風(fēng)應(yīng)力驅(qū)動的?？寺斶\、?？寺槲黐10-12]、海洋渦旋[13-17]和跨等密度面混合[18-19]等因素的共同影響。通過模態(tài)水的形成，晚冬上層海洋的大氣強迫信息得以傳遞到海洋次表層，接著隨著海流運輸?shù)狡渌Ｓ?，并在若干年后重新回到海洋表層，對?dāng)?shù)睾１砻嬉约皻夂虍a(chǎn)生影響[20-22]。

亞南極模態(tài)水（Subantarctic Mode Water，SAMW）形成于南大洋的亞南極鋒和亞熱帶鋒之間[23]。它的形成對大氣中的熱量、碳和淡水儲存起了重要的作用[24-29]。最暖最輕的亞南極模態(tài)水形成于南大西洋的西部，它的核心溫度大約為15℃，鹽度大約為35.8，密度大約為26.5 kg/m3；最冷最重的亞南極模態(tài)水形成于南太平洋東南部，它的核心溫度為4～5℃，鹽度大約為34.2，密度大約為27.1 kg/m3；形成于南印度洋的亞南極模態(tài)水的核心溫度、鹽度、密度位于以上兩者之間，分別為9～14℃、34.6～35.5和26.5～26.9 kg/m3[23,30-31]。亞南極模態(tài)水在南印度洋的分布范圍從50°E以東的亞南極帶開始，向東延伸至澳大利亞南部，越往東其密度越大、厚度越大[31]。在南印度洋東南部，強渦流場、海表冷卻、埃克曼輸運、風(fēng)應(yīng)力以及地形等因素共同作用，使其混合層加深，利于模態(tài)水形成[32]，在這個海域形成的模態(tài)水稱為東南印度洋亞南極模態(tài)水（Southeast Indian Subantarctic Mode Water，SEISAMW）。如圖1所示，在晚冬9月，混合層在南印度洋60°E以東，海表位勢密度在26.6～26.9 kg/m3的范圍內(nèi)達到最深，約為400 m，為東南印度洋亞南極模態(tài)水的形成創(chuàng)造了條件。在沿40°S的斷面上，該模態(tài)水在60°～110°E范圍內(nèi)潛沉進入海洋內(nèi)部，并向東移動；沿斷面105°E，該模態(tài)水在38°～45°S之間潛沉，并沿著26.6～26.9 kg/m3的等位勢密度面向赤道移動（圖1a）。到了12月，混合層變淺，東南印度洋亞南極模態(tài)水完全潛沉，可見，沿著經(jīng)度方向向東，該水團的核心位勢密度在逐漸增大。在60°～80°E范圍內(nèi)模態(tài)水的核心位勢密度范圍位于26.5～26.7 kg/m3之間，80°～100°E范圍內(nèi)模態(tài)水的核心位勢密度范圍位于26.6～26.8 kg/m3之間，而在100°E以東的南印度洋海域，其核心位勢密度范圍為26.7～26.9 kg/m3（圖1b）。東南印度洋亞南極模態(tài)水的生成和消亡與海氣通量以及海洋內(nèi)部的跨等密度面混合密切相關(guān)[18]。該模態(tài)水形成后會隨著副熱帶環(huán)流向西北運輸，或者隨著南極繞極流運輸?shù)侥咸窖骩31,33-34]。

圖1 東南印度洋亞南極模態(tài)水形成示意圖Fig. 1 Schematic diagram of Southeast Indian subantarctic mode water (SEISAMW) formationa. 混合層加深及東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉（9月）；b. 混合層變淺及東南印度洋亞南極模態(tài)水完全潛沉（12月）；水平表面為混合層深度（填色）和26.6 kg/m3與26.9 kg/m3的等位勢密度線（實線）；垂向斷面為位勢渦度極小值區(qū)域（填色）和位勢密度等值線（實線）；基于2005-2018年Argo數(shù)據(jù)的氣候態(tài)結(jié)果繪制a. The deep mixed layer and SEISAMW subduction in September; b. the shallow mixed layer and subducted SEISAMW in December; horizontal surface presents the mixed layer depth (shaded) and isopycnals of 26.6 kg/m3 and 26.9 kg/m3 (solid lines); vertical section indicates the potential vorticity minima region (shaded) and isopycnals (solid lines); drawn by the climatological results based on Argo observations over the period of 2005 to 2018

由于與大氣直接接觸的面積較大，東南印度洋亞南極模態(tài)水對氣候變化十分敏感[35?36]。20世紀(jì)末以來，南半球環(huán)狀模（Southern Hemisphere Annular Mode，SAM）呈現(xiàn)顯著的上升趨勢，標(biāo)志著西風(fēng)應(yīng)力增強以及西風(fēng)帶向極地移動[37-41]。這種變化趨勢會使穿過亞南極帶的北向?？寺斶\增強，將更多來自極地的低溫、低鹽海水帶到亞南極模態(tài)水生成區(qū)，從而影響其溫度和鹽度變化[10]。與此同時，風(fēng)應(yīng)力的變化也會直接影響亞南極模態(tài)水的潛沉過程[42-44]?；谠俜治鲑Y料，劉成彥[45]發(fā)現(xiàn)全球潛沉率和浮露率在20世紀(jì)也都呈現(xiàn)增長趨勢。最近基于Argo的研究表明，近年來隨著亞南極模態(tài)水潛沉率的增長，其體積也呈現(xiàn)增大趨勢，同時伴隨著該模態(tài)水逐漸變深變暖，這種變化趨勢與風(fēng)應(yīng)力旋度的增強以及混合層的加深有關(guān)[46-49]。然而，若將東南印度洋亞南極模態(tài)定義為位勢渦度小于5×10-11m-1/s的水團，呈現(xiàn)的結(jié)果為該水團體積在2004-2018年期間減少了約10%，這主要是混合層變淺導(dǎo)致的[50]。他們研究結(jié)果不一致的原因可能來源于3個方面：（1）亞南極模態(tài)水在各個海盆中的分布不均勻且密度范圍不同[22,34]；（2）印度洋和太平洋在亞南極模態(tài)水形成區(qū)的混合層對風(fēng)應(yīng)力的響應(yīng)機制不同[42]；（3）在南印度洋亞南極模態(tài)水的生成區(qū)，多種混合過程（如湍流熱損失、渦旋引起的輸運、混合和熱擴散等）共同作用，會對亞南極模態(tài)水的形成過程產(chǎn)生影響[9,12,15,33]。

多個氣候模式模擬亞南極模態(tài)水的研究表明，在輻射強迫增強的背景下，氣候模式預(yù)估未來的亞南極模態(tài)水會減少，其主要原因是海表熱通量和淡水通量的變化，使海水獲得凈浮力，海洋層化加強，混合層變淺，不利于亞南極模態(tài)水形成[51-55]，與Argo觀測的亞南極模態(tài)水的變化趨勢相反[46,49]。這與氣候耦合模式對海洋混合層的模擬能力不足有關(guān)[56-59]。在南大洋，無論是在夏季還是冬季，大部分氣候模式模擬的混合層普遍偏淺[54,58]，一方面可能由模式對垂向混合模擬能力不足導(dǎo)致，亞南極帶風(fēng)應(yīng)力旋度增強對混合層的影響不明顯；另一方面可能是因為在模式中，過多的淡水通量（包括來自大氣和?？寺斶\）進入深混合層海域，抑制模式中的冬季深對流過程。在氣候變化情景下，冬季海洋熱損失的減少和局地降水的增多會進一步抑制混合層加深，從而抑制亞南極模態(tài)水形成[54]；而在觀測中，近年來西風(fēng)增強和風(fēng)應(yīng)力旋度增大，使海洋充分混合，加深混合層，從而使亞南極模態(tài)水潛沉率增大[49]。此外，Argo觀測的時間尺度較?。ㄊ畮啄辏?，亞南極模態(tài)水可能正處于其年代際變化的上升階段，且相對于長時間尺度來說，氣候變暖對海洋混合層的影響不明顯；而模式模擬的時間尺度較大（百年以上），尤其是在輻射強迫增強的情景下，海表溫度迅速上升，直接影響亞南極模態(tài)水的形成過程和性質(zhì)變化，可以更清晰地呈現(xiàn)出亞南極模態(tài)水在未來的變化趨勢。因此，有必要單獨將位于南印度洋的亞南極模態(tài)水在未來氣候變暖情景下的變化趨勢進行分析，這對了解未來氣候變化情況有重要的參考意義。第六次國際耦合模式比較計劃（the Coupled Model Intercomparison Project phase 6, CMIP6）提供了歷史模擬（Historical）試驗和基于不同的共享社會經(jīng)濟路徑（Shared Socioeconomic Paths，SSPs）及最新的人為排放數(shù)據(jù)的氣候預(yù)估情景試驗數(shù)據(jù)（如SSP245和SSP585），為分析未來不同情景下亞南極模態(tài)水的變化趨勢創(chuàng)造了條件。

綜上，關(guān)于東南印度洋亞南極模態(tài)水在模式和觀測中的不同體現(xiàn)在哪些方面以及該水團在不同模式、不同輻射強迫情景中的變化趨勢如何，此類問題的研究對預(yù)估未來氣候變化起著重要作用，而CMIP6為此研究提供了條件。因此，本文的目的是基于CMIP6模式的歷史模擬試驗以及SSP245和SSP585兩種未來排放情景試驗，預(yù)估CMIP6模式中的東南印度洋亞南極模態(tài)水在不同情景下的變化趨勢。

2 數(shù)據(jù)和方法

2.1 Argo和NCEP/NCAR

Argo計劃于1998年提出，從2000年開始布放。目前，全球海洋中漂浮著3000多個Argo浮標(biāo)，平均而言，約3°×3°的網(wǎng)格內(nèi)，就有1個Argo浮標(biāo)[60]。本文使用的溫度和鹽度觀測數(shù)據(jù)來自于亞太數(shù)據(jù)研究中心（Asia-Pacific Data-Research Center，APDRC）的網(wǎng)格化Argo數(shù)據(jù)，它隸屬于美國夏威夷大學(xué)國際太平洋研究中心（International Pacific Research Center，IPRC），其水平分辨率為1°×1°，垂向共27層（0 m、5 m、10 m、20 m、30 m、50 m、75 m、100 m、125 m、150 m、200 m、250 m、300 m、400 m、500 m、600 m、700 m、800 m、900 m、1000 m、1100 m、1200 m、1300 m、1400 m、1500 m、1750 m、2000 m）。本文選取了從2005-2018年的月平均溫度和鹽度數(shù)據(jù)，用于計算南印度洋潛沉率以及分析東南印度洋亞南極模態(tài)水的性質(zhì)。

風(fēng)場數(shù)據(jù)來源于美國國家環(huán)境預(yù)報中心/美國國家大氣研究中心（National Centers for Environmental Prediction /National Center for Atmospheric Research，NCEP/NCAR）大氣再分析資料，水平分辨率約為2.5°×2.5°。數(shù)據(jù)的空間范圍幾乎覆蓋全球，時間范圍從1948年至今[61]。本文使用了2005-2018年的月平均海表風(fēng)場數(shù)據(jù)，主要用于對南印度洋潛沉率的計算。

2.2 CMIP6

為了更好地了解在自然強迫或輻射強迫變化的情景下，過去、現(xiàn)在和未來的氣候變化情況，并對全球海氣耦合模式進行比較，世界氣候研究計劃（World Climate Research Programme’s，WCRP）耦合模擬工作組（Working Group on Coupled Modelling，WGCM）已經(jīng)組織了5次國際耦合模式比較計劃[62-64]（Coupled Model Intercomparison Project，CMIP）。CMIP以“推動模式發(fā)展和增進對地球氣候系統(tǒng)的科學(xué)理解”為目標(biāo)，開展了有效工作，不僅使氣候科學(xué)研究進入一個新時代，而且已經(jīng)成為國家和國際氣候變化評估的核心要素[65-66]。目前，CMIP正處于第六階段（MIP6），在此次比較計劃中，參加對比的氣候模式都是地球系統(tǒng)模式[67]。CMIP6的試驗設(shè)計有3個層次，包括核心DECK試驗、歷史模擬試驗和CMIP6批準(zhǔn)的模式比較子計劃（Model Intercomparison Projects，MIPs）計 劃 中 的試驗[66,68]。

歷史模擬試驗是模式加入CMIP6的必做試驗，即基于觀測的、隨時間變化的人為強迫和自然強迫下，進行工業(yè)革命以來的歷史氣候模擬。歷史模擬試驗是評估模式模擬能力的重要基準(zhǔn)[66,68]。排放情景是對輻射有潛在作用的物質(zhì)（如溫室氣體、氣溶膠）的未來排放趨勢的合理描述[69]。為了更好地衡量社會經(jīng)濟與未來氣候變化之間的關(guān)系，CMIP6批準(zhǔn)了情景模式比較計劃（Scenario Model Intercomparison Project，ScenarioMIP）。ScenarioMIP是模式比較子計劃之一，其中的氣候預(yù)估情景是不同SSP與輻射強迫的矩形組合[70]。SSPs描述了在沒有氣候變化或者氣候政策的影響下未來社會可能的發(fā)展，它包括5種路徑，SSP1是可持續(xù)發(fā)展、SSP2是中度發(fā)展、SSP3是局部發(fā)展、SSP4是各國之間或國內(nèi)各部門之間一定程度的不均衡發(fā)展、SSP5是化石燃料驅(qū)動的發(fā)展[70?71]。較之CMIP5中代表性濃度路徑（Representative Concentration Pathways，RCPs）情景試驗中的4種輻射強迫路徑（RCPs是一系列綜合的濃縮和排放情景，包括一個高排放情景（8.5 W/m2, RCP8.5），兩個中等排放情景（4.5 W/m2, RCP4.5；6.0 W/m2, RCP6.0）和一個低排放情景（2.6 W/m2，RCP2.6）），ScenarioMIP采用了多個綜合評估模型（Integrated Assessment Models，IAM），在未來可能發(fā)生的各種社會經(jīng)濟發(fā)展情景基礎(chǔ)上生成了相應(yīng)的土地利用和排放路徑變化，更加強調(diào)未來輻射強迫情景與共享社會經(jīng)濟情景的一致性[68,70?72]。其中，SSP245是更新后的RCP4.5情景，在此情景下2100年輻射強迫穩(wěn)定在4.5 W/m2左右，是中等強迫情景；SSP585是更新后的RCP8.5情景，在此情景下2100年輻射強迫穩(wěn)定在8.5 W/m2左右，是高強迫情景[70]。

本文主要選取CMIP6氣候模式的歷史模擬、SSP245和SSP585情景試驗中的數(shù)據(jù)，所使用的變量包括流速、溫度、鹽度和風(fēng)應(yīng)力。本文中計算的線性趨勢均為一階線性擬合得到。由于CMIP6正在進行中，大部分模式?jīng)]有完整的情景試驗數(shù)據(jù)，而其中SSP245和SSP585是輸出相對較為完整的情景試驗，因此本文使用了目前已完全輸出的這兩組情景試驗數(shù)據(jù)的8個模式來對亞南極模態(tài)水進行研究，模式具體信息如表1所示。本文采用的是輸出最完整的“r1i1p1f1”的數(shù)據(jù)。

2.3 模態(tài)水定義

本文將東南印度洋亞南極模態(tài)水定義為位勢渦度（Potential Vorticity，PV）小于某一閾值的水團[23,30]。PV的計算公式為

式中，PV表示位渦；f是科氏參數(shù)；g是重力加速度；N表示浮力頻率，是衡量垂向?qū)踊呐袚?jù)，計算公式為

式中，ρ是參考密度，按照兩層密度的平均值來計算；z代表水深。由于CMIP6各個模式之間存在系統(tǒng)誤差，因此模式中東南印度洋亞南極模態(tài)水定義的低位渦值不同，主要根據(jù)CMIP6歷史模擬時期平均的低位渦值來選取，具體數(shù)值如表1所示。

表1 CMIP6模式信息Table 1 Information of CMIP6 models

2.4 潛沉率計算

潛沉率指模態(tài)水的形成速率，被定義為1 a中來自混合層、穿過季節(jié)性密躍層，不可逆地進入永久性密躍層的總水量。潛沉率計算公式[73]為

式中，wEk是根據(jù)風(fēng)應(yīng)力計算得到的?？寺槲俣?；β是地轉(zhuǎn)參數(shù)f隨緯度的變化；v為經(jīng)向流速；表示地轉(zhuǎn)運動對混合層底垂向速度的貢獻；T為1 a的周期；hm,0和hm,1分別表示水質(zhì)點從第一年晚冬開始潛沉?xí)r的混合層深度和經(jīng)過1 a運動后第二年晚冬的混合層深度。右端為垂向抽吸項，與風(fēng)應(yīng)力引起的?？寺槲嘘P(guān)為側(cè)向輸入項，表示由于混合層的傾斜以及背景流場的作用下對潛沉過程的貢獻。本文在計算Argo潛沉率的側(cè)向輸入時，利用了溫度和鹽度數(shù)據(jù)計算了地轉(zhuǎn)流（參考深度為2000 m）和埃克曼抽吸的垂向速度（基于NCEP/NCAR風(fēng)場計算），追蹤了混合層底部水質(zhì)點從第一年9月至第二年9月的運動軌跡，計算結(jié)果與Qu等[49]基本一致；在計算CMIP6模式潛沉率的側(cè)向輸入項時，本文利用模式輸出的流速數(shù)據(jù)追蹤水質(zhì)點進行計算。同時，為了與Argo觀測對比，本文還利用CMIP6模式歷史模擬的溫度和鹽度計算得到的地轉(zhuǎn)流對潛沉率進行了估算。混合層深度定義為比距海表10 m處的位勢密度高0.03 kg/m3的深度[50,54,74]。本文中的CMIP6模式潛沉體積是在給定的東南印度洋區(qū)域（30°～52°S，60°～120°E）內(nèi)，將海表位勢密度限定為模態(tài)水的核心密度范圍進行面積積分得到。由于東南印度洋亞南極模態(tài)水在情景試驗SSP245和SSP585中的密度變化較大，若將積分密度范圍定義為一個固定區(qū)間可能會低估該水團潛沉率，因此本文根據(jù)位渦估算得到的模態(tài)水平均密度ρ且模態(tài)水的密度大小一般為0.4 kg/m3，將計算潛沉率的海表密度積分范圍定義為（ρ?0.2）～（ρ+0.2）kg/m3。

3 工業(yè)革命以來長期歷史模擬結(jié)果

晚冬深對流區(qū)域形成的深混合層與模態(tài)水的形成直接相關(guān)，基于Argo區(qū)域（30°～52°S，60°～120°E）平均的混合層深度表現(xiàn)出顯著的季節(jié)變化（圖2）：從南半球夏季（1-3月）至冬季（7-9月），混合層逐漸加深，并在晚冬9月達到最深，約為155 m，為春季模態(tài)水的形成創(chuàng)造了條件；隨后混合層迅速變淺，對應(yīng)于模態(tài)水的形成過程。CMIP6模式模擬的冬季混合層深度均比Argo觀測的更深，且不同的CMIP6模式模擬的混合層深度差異也較大，9月混合層最深可以達約360 m（CAMS-CSM1-0），最淺約為170 m（IPSL-CM6ALR）。盡管存在這些差異，但是8個CMIP6模式模擬的混合層深度相位變化均與Argo觀測一致，能夠較好地模擬出與觀測一致的季節(jié)變化。由于各個模式模擬的混合層深度不同，其模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水所能到達的深度也存在差異，但是8個CMIP6模式均能再現(xiàn)該模態(tài)水的形成過程。

前人研究表明[54]，CMIP5模式模擬的混合層偏淺，與之相反，在幾乎整個南印度洋，CMIP6模式歷史模擬期間的9月混合層與Argo觀測的相比均偏深（圖2和圖3c）。在澳大利亞西南部，CMIP6模擬混合層比Argo觀測的深200 m以上；在70°E以東，45°S以南以及70°E以西，30°～45°S之間的海域內(nèi)，CMIP6模擬混合層比Argo觀測的深50～100 m（圖3c）。在Argo觀測中，南印度洋東南部深混合層范圍為40°～45°S，70°～120°E，而在CMIP6模式中，深混合層范圍為35°～55°S，70°～120°E（圖3a，圖3b）。可見，CMIP6模擬的南印度洋東南部深混合層在緯向上的范圍比Argo觀測的更大（圖3a，圖3b）。在澳大利亞西南部和50°E以東，30°～45°S之間的海域內(nèi)，CMIP6模式間混合層標(biāo)準(zhǔn)差最大，為100～200 m（圖3d），可見CMIP6模式間混合層深度的差異很大，因此東南印度洋亞南極模態(tài)水的生成區(qū)也存在明顯差異。

圖2 CMIP6歷史模擬結(jié)果和Argo觀測東南印度洋（30°～52°S，60°～120°E）混合層深度的季節(jié)變化Fig. 2 Seasonal variability of mixed layer depth in the Southeast Indian Ocean (30°-52°S，60°-120°E) derived from Argo and CMIP6 historical simulations

基于Argo和NCEP/NCAR風(fēng)場計算的潛沉率分布顯示，在南印度洋的東南部（35°～45°S，55°～115°E）存在較強的潛沉區(qū)，與混合層深度南北梯度較大的海域位置相對應(yīng)（約40°S，圖3a）?？梢姡旌蠈由疃饶媳碧荻茸畲蟮奈恢门c潛沉區(qū)的位置密切相關(guān)。該海域的潛沉率為12～145 m/a，與東南印度洋亞南極模態(tài)水的形成有關(guān)（圖4a）。Argo觀測顯示，東南印度洋亞南極模態(tài)水的核心位勢密度范圍為26.6～26.9 kg/m3，溫度范圍為8.7～12.7°C，鹽度范圍為34.6～35.2，與Hong等[50]基本一致（表2）。因此，我們在給定紅框區(qū)域（30°～52°S，60°～120°E）內(nèi)，對在26.6～26.9 kg/m3等密度線之間的潛沉率進行了積分，其中側(cè)向輸入和垂向抽吸的年平均速率分別為6.69×106m3/s和3.20×106m3/s，對潛沉率的貢獻分別為67.7%和32.3%（表2）。這表明，混合層底部的平流是東南印度洋亞南極模態(tài)水形成的主要驅(qū)動因素。

圖3 Argo和CMIP6歷史模擬時期南印度洋9月混合層深度分布Fig. 3 Monthly mean mixed layer depth in the Southern Indian Ocean in September derived from Argo and CMIP6 historical simulationsArgo（a）和CMIP6（b）模式平均9月混合層深度；c. CMIP6與Argo 9月混合層深度之差；d. CMIP6模式間9月混合層深度標(biāo)準(zhǔn)差Mixed layer depth in September derived from Argo (a) and CMIP6 (b) multi-model mean; c. the difference of mixed layer depth in September between CMIP6 multi-model mean and Argo; d. the standard deviation of mixed layer depth in September among CMIP6 models

圖4 Argo和CMIP6歷史模擬時期南印度洋的長期平均潛沉率分布Fig. 4 The long-term average annual subduction rate in the Southern Indian Ocean derived from Argo and CMIP6 historical simulations紅框內(nèi)位于等位勢密度線之間的區(qū)域為東南印度洋亞南極模態(tài)水的生成海域The region between isopycnals in the red solid boxes represent the formation region of Southeast Indian subantarctic mode water

CMIP6模式歷史模擬試驗中的南印度洋潛沉率分布與觀測大致相似，在混合層深度南北梯度較大的海域位置（約38°S，60°～105°E；圖3b），潛沉率也相對較大，潛沉核心區(qū)基本位于南印度洋30°～45°S之間，對應(yīng)于亞南極模態(tài)水的形成（圖4b至圖4i）。但是由于在不同的CMIP6模式中，模擬的亞南極鋒、亞熱帶鋒和深混合層的緯向位置有差異，其中部分模式模擬的深混合層會向赤道偏移。與Argo觀測的相比，CMIP6模式模擬的平均深混合層向赤道方向延伸更遠，可以延伸至38°S左右（Argo為40°S左右），在澳大利亞西南部，深混合層位置可以向北延伸至35°S左右。由于CMIP6模式模擬混合層深度的南北梯度最大位置向赤道偏移，其模擬潛沉核心區(qū)也會向赤道偏移（圖4），在CMIP5模式中也存在這種潛沉區(qū)向赤道偏移的偏差[54]。由于CMIP6模式模擬混合層深度以及混合層深度的南北梯度差異較大（圖3d），所以不同模式模擬的南印度洋東部的潛沉率核心區(qū)位置也不同（圖4b至圖4i）。與混合層深度南北梯度最大的位置所對應(yīng)，CMIP6模式在南印度洋東部的潛沉率核心區(qū)主要呈現(xiàn)出了兩種分布形態(tài)，一種為集中于東部約35°S，108°E位置的分布形態(tài)（CESM2-WACCM，F(xiàn)IO-ESM-2-0，CIESM）；另一種則基本沿緯向（約38°S）均勻分布于55°～120°E的經(jīng)度范圍內(nèi)（NESM3，IPSL-CM6ALR，CAMS-CSM1-0，MRI-ESM2-0，CanESM5），這種分布形態(tài)與Argo觀測相似。本文分析的所有CMIP6模式模擬東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率都比觀測更大，潛沉更強（表2）。在這8個CMIP6模式中，東南印度洋亞南極模態(tài)水的潛沉都主要由側(cè)向輸入導(dǎo)致，與Argo一致（表2）。

表2 Argo觀測和CMIP6模式中東南印度洋亞南極模態(tài)水性質(zhì)Table 2 Water properties of the Southeast Indian subantarctic mode water in Argo observations and CMIP6 models

本文根據(jù)CMIP6模式歷史模擬的溫度和鹽度數(shù)據(jù)計算地轉(zhuǎn)流之后，再基于地轉(zhuǎn)流計算結(jié)果進一步計算得到了潛沉率與Argo潛沉率分布之差（圖5）。可以看出，與Argo潛沉率相比，CMIP6模式平均潛沉率在靠近赤道的緯向上（30°～35°S）和澳大利亞西南部（105°～110°E）附近偏大，而在40°～45°S附近偏?。▓D5a）。單個CMIP6模式與Argo潛沉率之差的分布也存在類似的特點（圖5b至圖5i）。在潛沉核心區(qū)集中于東部（約35°S，108°E）的模式中（CESM2-WACCM，F(xiàn)IO-ESM-2-0，CIESM），潛沉率偏大的位置主要位于澳大利亞西南部附近；在潛沉率呈沿緯向均勻分布形態(tài)的模式中（NESM3，IPSL-CM6A-LR，CAMS-CSM1-0，MRI-ESM2-0，CanESM5），潛沉率偏大的位置主要位于38°S緯線附近。另外，在CMIP6模式中，基于地轉(zhuǎn)流計算的側(cè)向輸入與基于模式流場計算的側(cè)向輸入相比明顯偏小，在最大混合層深度相對較小的模式中（CESM2-WACCM和FIO-ESM-2-0），基于地轉(zhuǎn)流計算的側(cè)向輸入小于Argo，而在其他CMIP6模式中則大于Argo。但是，CMIP6模式中基于地轉(zhuǎn)流計算得到的東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率與Argo潛沉率相比仍然偏大（表2）。

圖5 CMIP6模式和Argo地轉(zhuǎn)流計算的南印度洋潛沉率之差Fig. 5 The difference of subduction rate calculated by geostrophic current in the Southern Indian Ocean derived from Argo and CMIP6 modelsa. CMIP6模式平均與Argo潛沉率之差；b-i. 各CMIP6模式與Argo的潛沉率之差；紅框內(nèi)位于等位勢密度線之間的區(qū)域為東南印度洋亞南極模態(tài)水的生成海域a. The difference of subduction rate between CMIP6 multi-model mean and Argo; b-i. the difference of subduction rate between CMIP6 models and Argo; the region between isopycnals in the red boxes represent the formation region of Southeast Indian subantarctic mode water

由表2中可以看出，在模擬混合層深度較大的模式中（CAMS-CSM1-0和MRI-ESM2-0，最大混合層深度分別為655 m和 603 m），平均潛沉率也明顯大于其他模式（分別為49.84×106m3/s和42.69×106m3/s）。同樣，在模擬最大混合層較淺的CESM2-WACCM和FIO-ESM-2-0中，平均潛沉率與其他CMIP6模式相比更小，分別為17.61×106m3/s和15.15×106m3/s。在歷史模擬期間，NESM3模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水位勢密度明顯大于Argo和其他CMIP6模式（為26.9～27.2 kg/m3），這主要是由于其模擬的鹽度偏大；在MRI-ESM2-0中，東南印度洋亞南極模態(tài)水的核心位勢密度范圍為26.6～26.9 kg/m3，與Argo中位勢密度范圍一致；然而，其他CMIP6模式模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水位勢密度均小于Argo，這與圖4中該模態(tài)水潛沉區(qū)的海表密度范圍所對應(yīng)。

前人研究表明[55]，與觀測相比，大部分CMIP5氣候模式模擬南大洋的海水溫度偏高且鹽度偏小，所以密度偏小，這可能是模式中偏強的降水導(dǎo)致[54]。海表過多的淡水輸入會加強海水的層化，抑制冬季深對流和混合層的形成[54]。CMIP6模式在混合層模擬上有所改善，大部分CMIP6模式模擬的最大混合層深度都與觀測相近或者更大，而模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水的鹽度都比觀測略小，溫度相差不大，因此CMIP6模式模擬該水團密度的偏差主要來源于偏小的鹽度（表2），這可能是模式高估了模態(tài)水生成區(qū)的降水[75]。另外，不同CMIP6模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水的性質(zhì)差異也很大，其原因可能來源于多個方面，如模式對風(fēng)場和浮力強迫、南大洋吸收和儲存熱量、次中尺度混合過程模擬能力不同以及中緯度海域跨等密度面混合參數(shù)化方案不同等[27,51]。雖然CMIP6模式之間存在以上偏差，但在輻射強迫增強的情景下，東南印度洋亞南極模態(tài)水性質(zhì)變化趨勢基本一致，這將在下一章進行分析。

4 未來情景試驗結(jié)果

4.1 南印度洋潛沉率及其變化趨勢

從圖4中可以大致得出東南印度洋亞南極模態(tài)水在CMIP6模式中的生成區(qū)位置，將生成區(qū)位置對應(yīng)于圖6和圖7，則能看出東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率趨勢和對應(yīng)位置混合層深度趨勢的水平分布。本文將顯著水平設(shè)為0.05，對應(yīng)的置信水平為95%，對潛沉率、混合層深度和混合層深度南北梯度長期趨勢均進行了Mann-Kendall檢驗，并已去除未通過顯著性檢驗和變化趨勢不明顯的網(wǎng)格點。在CMIP6模式的歷史模擬試驗中，NESM3的東南印度洋亞南極模態(tài)水形成于30°～40°S，70°～110°E，且位于海表密度為26.6～26.9 kg/m3之間的海域。將此區(qū)域?qū)?yīng)于圖6a至圖6c中可發(fā)現(xiàn)，東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率的增大趨勢在歷史模擬期間占主導(dǎo)地位；而在SSP245情景下，潛沉率減小趨勢的范圍明顯增大；在SSP585情景下，潛沉率減小趨勢的范圍幾乎遍布了整個30°～40°S的南印度洋海域。在其他CMIP6模式中也能看出類似特點：在東南印度洋亞南極模態(tài)水生成區(qū)，潛沉率趨勢在歷史模擬期間偏小，在SSP245情景下居中，在SSP585情景下最大（圖6），即輻射強迫越強，東南印度洋亞南極模態(tài)水生成區(qū)的潛沉率減小越快。CMIP6模式模擬的南印度洋潛沉率趨勢也呈現(xiàn)出兩種分布形態(tài)：3個CMIP6模式中的潛沉率趨勢總體偏?。–ESM2-WACCM，F(xiàn)IO-ESM-2-0，CIESM），且其潛沉率減小趨勢最大的區(qū)域位于約100°E以東的位置；5個CMIP6模式中的潛沉率趨勢總體偏大（NESM3，IPSL-CM6A-LR，CAMS-CSM1-0，MRI-ESM2-0，CanESM5），其潛沉率減小趨勢最大的區(qū)域主要位于30°～45°S之間，可達1.5 m/a2。值得注意的是，在CAMSCSM1-0，MRI-ESM2-0，CanESM5中，潛沉率趨勢的分布在30°～40°S間沿著緯度方向出現(xiàn)了明顯分界，在邊界以南潛沉率增大，在邊界以北潛沉率減小，而且隨著輻射強迫增強，邊界會更加明顯（圖6）。

圖6 CMIP6模式中南印度洋潛沉率趨勢分布Fig. 6 The distribution of annual subduction rate trend in the Southern Indian Ocean derived from CMIP6 models左列為歷史模擬結(jié)果（1850-2014年）；中列（SSP245）和右列（SSP585）為情景試驗結(jié)果（2015-2100年）；填色區(qū)域通過95%顯著性檢驗The left column are the results in the historical simulations from 1850 to 2014; the middle and right columns are the results of SSP245 and SSP585 from 2015 to 2100 respectively; the shaded region indicate significant trends at 95% confidence interval

圖7 CMIP6模式中南印度洋9月混合層深度趨勢分布Fig. 7 The distribution of mixed layer depth trend in the Southern Indian Ocean in September derived from CMIP6 models左列為歷史模擬結(jié)果（1850-2014年）；中列（SSP245）和右列（SSP585）為情景試驗結(jié)果（2015-2100年）；填色區(qū)域通過95%顯著性檢驗The left column are the results in the historical simulations from 1850 to 2014; the middle and right columns are the results of SSP245 and SSP585 from 2015 to 2100 respectively; the shaded region indicate significant trends at 95% confidence interval

南印度洋混合層趨勢的水平分布也呈現(xiàn)出類似的規(guī)律，與潛沉率趨勢分布形態(tài)對應(yīng)較好（圖6和圖7）：在大部分CMIP6模式中，在混合層變淺（深）的區(qū)域，潛沉率會相應(yīng)減小（增加）；在輻射強迫增強的情景試驗中，東南印度洋亞南極模態(tài)水生成區(qū)的混合層變淺更快，潛沉率減小加快。其原因可能來自兩個方面：一是在氣候模式中，隨著輻射強迫增加，海表溫度增加；二是在東南印度洋亞南極模態(tài)水生成區(qū)的淡水輸入增加。兩種效應(yīng)都使得海水獲得浮力，海洋層化加強，混合層變淺，抑制了東南印度洋亞南極模態(tài)水的形成[52?53,75]。然而，NESM3與其他模式有著明顯差異：在NESM3的歷史模擬期間，東南印度洋亞南極模態(tài)水生成區(qū)的混合層深度呈現(xiàn)上升趨勢（約0.5 m/a）；在SSP245情景下，混合層深度呈上升趨勢的海域面積比歷史模擬更大，只有鄰近澳大利亞西南部的混合層變淺；而在SSP585情景下，混合層深度在東部集中減小很快，該減小趨勢可達3 m/a（圖7a至圖7c）。模擬混合層偏弱的模式模擬的混合層深度變化趨勢明顯小于其他模式（CESM2-WACCM，F(xiàn)IO-ESM-2-0，CIESM，最大混合層深度分別為341 m、310 m和407 m，表2）；而模擬混合層偏強的模式模擬的混合層變化更加明顯（NESM3，CAMS-CSM1-0，MRI-ESM2-0，CanESM5，最大混合層深度分別為567 m、655 m、603 m和528 m，表2）。也就是說，CMIP6氣候模式模擬混合層越深，其中混合層深度在未來排放情景下的變化趨勢越明顯。

CMIP6多模式平均南印度洋9月混合層深度南北梯度趨勢的水平分布顯示，在CMIP6模式歷史模擬期間，澳大利亞西南部以及30°～35°S，40°～100°E海域范圍內(nèi)混合層深度的南北梯度呈緩慢減小趨勢，約為?2×10?3m/(km·a)，與東南印度洋亞南極模態(tài)水的潛沉區(qū)相對應(yīng)（圖8a）；在SSP245情景下，東南印度洋亞南極模態(tài)水的潛沉區(qū)混合層深度南北梯度的減小趨勢更加顯著，可達?5×10?3m/(km·a)以上（圖8b）；而在SSP585情景下，混合層深度的南北梯度呈減小趨勢的海域范圍在澳大利亞東南部（30°～43°S，90°～110°E）明顯增大，減小趨勢可達?8×10?3m/(km·a)（圖8c）?？梢姡椛鋸娖鹊脑鰪娂铀倭嘶旌蠈由疃饶媳碧荻鹊臏p小，導(dǎo)致東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率減小速度加快。

圖8 CMIP6模式平均南印度洋9月混合層深度南北梯度趨勢分布Fig. 8 CMIP6 multi-model mean trend of meridional gradient of mixed layer depth in the Southern Indian Ocean in September derived from CMIP6a. 歷史模擬結(jié)果（1850-2014年）；b、c. SSP245和SSP585情景試驗結(jié)果（2015-2100年）；填色區(qū)域通過95%顯著性檢驗a. The results in the historical simulations from 1850 to 2014; b，c. the results under two scenarios of SSP245 and SSP585 from 2015 to 2100;the shaded region indicate significant trends at 95% confidence interval

為了研究東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率的長期變化，本文將潛沉率在該水團的生成區(qū)進行積分，并計算了混合層深度在該水團生成區(qū)的平均值面積，計算結(jié)果如圖9所示。在CMIP6模式的歷史模擬時期（1850-2014年），潛沉率變化較為平緩。在NESM3中，東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率呈緩慢上升趨勢，這主要是由于側(cè)向輸入引起的（約72.7%），而垂向抽吸對潛沉率趨勢貢獻相對較小，約為27.3%（圖9a）；在CESM-WACCM中，模態(tài)水潛沉率變化不大（圖9b）；在IPSL-CM6A-LR中，模態(tài)水潛沉率隨著側(cè)向輸入和垂向抽吸變化，起伏很大，在1910年以前呈波動下降趨勢（約9.98×106（m3·s-1）/（100 a）），之后呈緩慢上升趨勢，約為0.29×106（m3·s-1）/（100 a）（圖9c）。該變化與混合層深度的變化對應(yīng)較好，尤其是在1890年前后，混合層深度與潛沉率同時在下降后上升至極大值（約226 m和33.29×106m3/s），隨后迅速下降，1910年以后再緩慢波動上升。與除此之外的其他CMIP6模式模擬的潛沉率均呈現(xiàn)緩慢的下降趨勢（圖9d至圖9h）。

在SSP245情景下，NESM3模擬的模態(tài)水潛沉率在2060年之前呈下降趨勢（約9.80×106（m3·s-1）/（100 a）），隨后迅速上升，上升趨勢約為26.18×106（m3·s-1）/（100 a）（圖9a），這主要由側(cè)向輸入的增加引起（約82.1%），而垂向抽吸的貢獻較?。s17.9%）。側(cè)向輸入與混合層深度的變化有密切聯(lián)系，在2060年以后，混合層的上升趨勢可以達到84.5 m/（100 a）。與其他模式相比，IPSL-CM6A-LR模擬的模態(tài)水潛沉率變化在SSP245情景下仍然很大。2015?2060年，潛沉率呈波動上升趨勢，至2060年達到極大值，隨后迅速下降。模態(tài)水的側(cè)向輸入、垂向抽吸以及生成區(qū)混合層深度的變化也有類似特點（圖9c）；除此之外的其他CMIP6模式在情景試驗中模擬東南印度洋亞南極模態(tài)水的潛沉率、側(cè)向輸入、垂向抽吸和混合層深度也均呈下降趨勢，且下降速度比歷史模擬更快，尤其是在SSP585情景試驗中下降最快（圖9）。

圖9 CMIP6模式中東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率和其生成區(qū)混合層深度的長期變化Fig. 9 Longterm variation of annual subduction rate of SEISAMW and mixed layer depth in SEISAMW formation region derived from CMIP6 models左下角Δy為縱坐標(biāo)相對于第一列模式的平移量，如b中潛沉率變化的左下角Δy=?15表示比圖中顯示的縱坐標(biāo)數(shù)值小15×106 m3/sThe Δy that mark in the lower left corner of each subpanels represent this Y-axis should shift by the value of Δy refer to the Y-axis in the leftmost subpanels, i. e.,in the lower corner of b showing the variation of subduction rate, Δy=?15 indicates the subduction rate is 15×106 m3/s smaller than the value shown in Y-axis

4.2 東南印度洋亞南極模態(tài)水性質(zhì)及其變化趨勢

因為CMIP6模式之間存在系統(tǒng)偏差，因此它們模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水在溫?鹽（T-S）圖中也會呈現(xiàn)不同的分布（圖10）。歷史模擬期間東南印度洋亞南極模態(tài)水的平均溫度、鹽度和密度范圍列于表2中，與圖10第一列圖相對應(yīng)。在SSP245情景下，模式模擬東南印度洋亞南極模態(tài)水的T-S分布與歷史模擬相比偏左上方，即模態(tài)水密度比歷史模擬更小，體積也明顯減??；在SSP585情景下，模式模擬的模態(tài)水密度更小，體積也更小?？梢?，輻射強迫越強，模式模擬東南印度洋亞南極模態(tài)水的密度越小，體積也越小。此外，CESM2-WACCM、FIO-ESM-2-0、CIESM在SSP245情景下模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水分成了兩個部分。從T-S圖中可以看出，這兩個水團之間的溫度、鹽度和密度差別很大—位于右上角的水團呈高溫高鹽性質(zhì)，位于左下角的呈低溫低鹽性質(zhì)（圖10e，圖10n和圖10t）。這可能是因為它們的潛沉區(qū)域不同，導(dǎo)致潛沉下來的水團儲存了不同的海表信息。在SSP585情景下，這兩部分水團分得更開，且體積更?。▓D10f，圖10o和圖10u）。

圖10 CMIP6模式中東南印度洋亞南極模態(tài)水（PV小于某一閾值）的溫鹽（T-S）圖Fig. 10 Temperature and salinity (T-S) diagram of the Southeast Indian subantarctic mode water (identified as water column with potential vorticity smaller than a threshold value) derived from CMIP6 models左列為歷史模擬結(jié)果（1850?2014年），PV閾值標(biāo)于圖中右下角（單位：10?11 m?1/s）；中列（SSP245）和右列（SSP585）為情景試驗結(jié)果（2015?2100年）；圖中填色代表具有不同溫鹽密特征的東南印度洋亞南極模態(tài)水的體積The left column are the results in the historical simulations from 1850 to 2014, the threshold values (unit: 10?11 m?1/s) are marked in the lower right corner of the subpanel; the middle and right columns are the results under of SSP245 and SSP585 from 2015 to 2100 respectively; the color bar indicates the related volume of the Southeast Indian subantarctic mode water

對比潛沉率的變化與完全潛沉之后的東南印度洋亞南極模態(tài)水體積和性質(zhì)的變化后發(fā)現(xiàn)，在CMIP6歷史模擬時期，所有CMIP6模式模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水的體積與潛沉率的變化對應(yīng)較好（圖11）。大部分CMIP6模式模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水體積在這一時期緩慢減?。▓D11）。NESM3模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水體積隨著潛沉率的增大而增大，在1940-2000年期間尤其明顯，約為7.1×1015m3/（100 a）；IPSL-CM6A-LR模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水體積隨著潛沉率變化，在1940年 以 前 呈 下 降 趨 勢（約0.98×1015m3/（100 a）），隨后緩慢上升，上升趨勢約為0.55×1015m3/（100 a）（圖11c）。在情景試驗中（2015-2100年），東南印度洋亞南極模態(tài)水體積減小速度加快，在SSP585情景下，東南印度洋亞南極模態(tài)水體積減少最多。部分模式預(yù)估，到2100年時，東南印度洋亞南極模態(tài)水體積甚至接近0（圖11）。

圖11 CMIP6模式中東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率及其性質(zhì)的長期變化Fig. 11 Longterm variation of annual subduction rate and properties of Southeast Indian subantarctic mode water derived from CMIP6 models左下角Δy為縱坐標(biāo)相對于第一列模式的平移量，如b中潛沉率變化的左下角Δy=?15表示比縱坐標(biāo)數(shù)值小15×106 m3/sThe Δy that mark in the lower left corner of each subpanels represent this Y-axis should shift by the value of Δy refer to the Y-axis in the leftmost subpanels, i.e., in the lower corner of b showing the variation of subduction rate, Δy=?15 indicates the subduction rate is 15×106 m3/s smaller than the value shown in Y-axis

與此同時，在歷史模擬時期，除了NESM3之外，其余7個CMIP6模式模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水的密度均減小，其中，CIESM模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水密度減小最快（?0.10 （kg·m?3）/（100 a））。在情景試驗中，所有CMIP6模式模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水密度加速減小（圖11g）。雖然部分模式在歷史模擬時期模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水趨于變冷（NESM3、IPSL-CM6A-LR、MRI-ESM2-0），但在幾乎所有模式情景試驗中（除了NESM3的SSP245情景試驗），東南印度洋亞南極模態(tài)水溫度均呈增加趨勢，且在SSP585情景下增加趨勢最大（圖11）。與溫度相比，CMIP6模式模擬東南印度洋亞南極模態(tài)水的鹽度變化趨勢比較不規(guī)則。在NESM3的SSP585情景試驗中，該水團鹽度下降很快，從約35.5降至約35.2，而在CIESM的SSP585情景試驗中，該水團鹽度呈現(xiàn)增加趨勢（圖11a，圖11g）。因此，東南印度洋亞南極模態(tài)水密度的減小主要是溫度的增加導(dǎo)致的。

從圖12中也可以看出，在大部分CMIP6模式中，東南印度洋亞南極模態(tài)水的潛沉率、體積、密度和溫度在3組不同試驗中的趨勢均呈現(xiàn)隨著輻射強迫增強不斷遞增的特點，變化趨勢在歷史模擬時最小，在SSP245情景下居中，在SSP585情景下最大，而其鹽度的變化趨勢則較為不規(guī)則。東南印度洋亞南極模態(tài)水的潛沉率趨勢在歷史模擬試驗中很?。ń^對值），且在除了NESM3和CESM2-WACCM之外的CMIP6模式中均為負數(shù)（圖12a），在輻射更強的情景下，東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率的減小加快。側(cè)向輸入和垂向抽吸對潛沉率的趨勢貢獻在不同模式不同試驗中有差別（圖12a）。如在FIO-ESM-2-0的SSP245和SSP585情景試驗中，垂向抽吸對潛沉率趨勢的影響占主導(dǎo)作用；在NESM3的SSP245情景試驗中，垂向抽吸對潛沉率趨勢的影響更大，而在SSP585情景下，側(cè)向輸入對潛沉率趨勢的貢獻更大（圖12a）。但是，在大部分CMIP6模式中，無論在歷史模擬，還是在SSP245和SSP585情景下，東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率趨勢主要由側(cè)向輸入控制（圖12a）。同樣也可以看出，混合層深度在大部分CMIP6模式中呈變淺的趨勢，且在SSP585情景下變淺速率最快（圖12b）。與潛沉率和混合層深度的下降趨勢對應(yīng)，東南印度洋亞南極模態(tài)水的體積在CMIP6模式中呈現(xiàn)下降趨勢，且在MRI-ESM2-0的SSP585情景試驗中下降最快，約3.68×1015m3/（100 a）（圖12c）。

同時，大部分CMIP6模式模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水的密度在歷史模擬試驗中均呈下降趨勢；在中等輻射強迫情景的SSP245試驗中密度下降趨勢會更大；在高強迫情景的SSP585試驗中，密度減小最快，尤其是CIESM模擬的模態(tài)水密度在此情景試驗中從26.4 kg/m3降到25.8 kg/m3，趨勢約為0.97 （kg·m?3）/（100 a）（圖11g和圖12d）。東南印度洋亞南極模態(tài)水的溫度在歷史模擬中變化趨勢不大，部分模式在SSP245情景下變化趨勢也不明顯（NESM3、IPSL-CM6A-LR、FIO-ESM-2-0、MRI-ESM2-0）。在SSP585情景下，雖然每個CMIP6模式模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水的溫度上升趨勢有大（如CIESM，約5.59℃/（100 a））有?。ㄈ鏝ESM3和MRI-ESM2-0，分別為0.77℃/（100 a）和0.91℃/（100 a）），但是與其他試驗相比，其溫度都加速上升（圖11和圖12e）。與溫度的變化相比，鹽度的變化趨勢在CMIP6模式之間的差異更大。在NESM3、CESM2-WACCM和MRI-ESM2-0中，東南印度洋亞南極模態(tài)水的鹽度在歷史模擬和情景試驗中均呈減小趨勢，且在輻射強迫增強情景下，鹽度的減小趨勢更明顯，可達0.39（100 a）?1（NESM3的SSP585情景試驗中）；與之相反，CIESM模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水的鹽度變化呈增加趨勢；除此之外的其他CMIP6模式模擬的東南印度洋亞南極模態(tài)水的鹽度變化趨勢不明顯，且與輻射強迫關(guān)系不大（圖12f）。

圖12 CMIP6模式東南印度洋亞南極模態(tài)水的潛沉率及其性質(zhì)的變化趨勢Fig. 12 Trend of subduction rate and properties of Southeast Indian subantarctic mode water simulated by CMIP6 models綠色、橙色和紫色分別對應(yīng)東南印度洋亞南極模態(tài)水在歷史模擬、SSP245和SSP585情景試驗中的變化趨勢（每100 a）；a. 深色和淺色部分分別對應(yīng)側(cè)向輸入和潛沉率的變化趨勢Green, orange and purple bars indicate the variation of Southeast Indian subantarctic mode water properties in historical simulations, under SSP245 and SSP585 scenarios, respectively (every 100 a）; a. the darker and lighter bars indicate lateral induction and subduction rate, respectively

CMIP6多模式平均東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉及性質(zhì)的長期變化情況如圖13所示。雖然各個模式之間的系統(tǒng)偏差很大，但是它們的長期變化趨勢特點相似。在歷史模擬時期，東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率減小趨勢比較緩慢（約1.52×106（m3·s?1）/（100 a）），側(cè)向輸入和垂向抽吸也呈現(xiàn)緩慢減小趨勢（分別為1.28×106（m3·s?1）/（100 a）和0.23×106（m3·s?1）/（100 a）），對潛沉率趨勢的貢獻分別約為84.2%和15.8%；在SSP245情景下，東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率加速減小（約為5.15×106（m3·s?1）/（100 a）），其中側(cè)向輸入和垂向抽吸對其貢獻分別約為71.1%和28.9%；在SSP585情景下，東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉率減小最快（約為11.1×106（m3·s?1）/（100 a）），側(cè)向輸入和垂向抽吸對其貢獻分別約為78.3%和21.7%（圖13a至圖13c）。由此可見，影響東南印度洋亞南極模態(tài)水潛沉的主要驅(qū)動因素為側(cè)向輸入，在長時間尺度上，側(cè)向輸入對其變化趨勢的貢獻更大。與潛沉率的減小相對應(yīng)，東南印度洋亞南極模態(tài)水體積也隨之減小，且在歷史模擬時期其體積減小趨勢緩慢（約?0.28×1015m3/（100 a）），在情景試驗下加速減小，在SSP245和SSP585情景下分別為0.92×1015m3/（100 a）和1.97×1015m3/（100 a）。

情景試驗對海洋最直接的影響是輻射強迫增加，表層海水溫度升高，東南印度洋亞南極模態(tài)水隨之響應(yīng)。歷史模擬時期，東南印度洋亞南極模態(tài)水溫度增加趨勢不明顯（約0.08℃/（100 a）），然而在2014年之后的情景試驗中，東南印度洋亞南極模態(tài)水溫度迅速增加，在SSP585情景下，其增加趨勢可達2.28℃/（100 a），到2100年，其溫度接近13℃（圖13f）。東南印度洋亞南極模態(tài)水鹽度變化趨勢沒有溫度明顯，但能看出鹽度下降趨勢在情景試驗中比歷史模擬中更大。隨著溫度增加、鹽度減小，東南印度洋亞南極模態(tài)水密度也呈現(xiàn)減小趨勢。在SSP585情景下，密度減小趨勢最大（約為0.52（kg·m?3）/（100 a）），從2015到2100年，東南印度洋亞南極模態(tài)水密度從26.5 kg/m3減小至26.1 kg/m3。

5 結(jié)論

本文基于CMIP6中8個模式數(shù)據(jù)的歷史模擬試驗，通過與Argo觀測對比，評估了不同模式對東南印度洋亞南極模態(tài)水的模擬能力。結(jié)果表明，各模式之間存在較大的系統(tǒng)偏差，尤其是在模擬海表密度這一方面。大部分模式模擬的南印度洋上層海洋的密度偏小，導(dǎo)致從混合層底部潛沉的東南印度洋亞南極模態(tài)水密度也偏小。Sallée等[55]也發(fā)現(xiàn)，CMIP5氣候模式模擬的亞南極模態(tài)水和南極中間水的密度都偏小。南印度洋潛沉率分布主要呈現(xiàn)出集中于東部型和沿緯向相對均勻型這兩種分布形態(tài)。這種模式之間潛沉率分布的差異主要取決于側(cè)向輸入項。

本文將東南印度洋亞南極模態(tài)水在歷史模擬與SSP245和SSP585兩種情景下的變化趨勢作了比較，發(fā)現(xiàn)南印度洋潛沉率與混合層深度以及混合層深度南北梯度趨勢的水平分布對應(yīng)較好。在混合層變淺（深）及其南北梯度減?。ㄔ黾樱┑膮^(qū)域，潛沉率減?。ㄔ黾樱?；在輻射強迫增強的情景下，東南印度洋亞南極模態(tài)水生成區(qū)的混合層變淺更快，混合層深度南北梯度減小更快，對應(yīng)位置的潛沉率減小更快。這是在長期變化過程中，海表熱通量和淡水通量增加導(dǎo)致的[52-55]。CMIP6模式模擬東南印度洋亞南極模態(tài)水的潛沉率和體積基本呈現(xiàn)同步變化。多模式平均的結(jié)果顯示，東南印度洋亞南極模態(tài)水在歷史模擬時期中潛沉率和相應(yīng)性質(zhì)的變化較為平緩；而在輻射強迫增強的情景下，由于混合層變淺，抑制了東南印度洋亞南極模態(tài)水的潛沉過程，導(dǎo)致東南印度洋亞南極模態(tài)水體積在長期變化過程中逐漸減小，與此同時，東南印度洋亞南極模態(tài)水本身的溫度升高、鹽度降低、密度降低（圖13）。因此，基于CMIP6模式對東南印度洋亞南極模態(tài)水的模擬預(yù)估，東南印度洋亞南極模態(tài)水將在未來持續(xù)減少，這可能會對上層海洋翻轉(zhuǎn)環(huán)流和海洋對CO2的吸收產(chǎn)生重要影響[26,53]。