威德尔海水文特征及水团变异分析研究

张关强 廖光洪

(河海大学,自然资源部海洋灾害预报技术重点实验室,江苏 南京 210024)

研究南极水团和环流结构特征对于研究全球海洋热盐通量以及气候变换都有重要的意义,南大洋的水团特征在很早就受到人们的重视,特别地,南极底层水是南大洋特有的水团,对全球大洋环流有着重要的影响[1],全世界的大洋底部冷水有一半以上源自南极海域,而威德尔海则是南极底层水的主要源区之一[2]。

自20世纪以来,众多学者对威德尔海水团进行了分类分析,在全球变暖的大环境下,威德尔海部分水团发生了变异。基于对历史资料的分析,近年来发现威德尔海深层水有变暖的趋势[3-4]。Fahrbach 等[5]发现威德尔海底层水在1989—1995年的变暖率为0.01℃·a-1。Robertson 等[3]基于1912—2000年的观测分析发现威德尔海深层水从20世纪70年代到90年代间的变暖率为0.012±0.007℃·a-1。Fahrbach 等[6]通过CTD 数据发现在1992—1998年间,暖深层水变暖然后又变冷,且威德尔海底层水的温度在1992—1998年间以平均每年0.01℃的速度上升,1998年后此趋势有所减弱,卫星观测也发现在1979—1998年间,威德尔海表层海冰在变暖,其暖化率为0.01～0.02℃·a-1。由于大量通风水团从东部进入了威德尔环流的南翼,使得威德尔海作为高密度水域形成区域的突出作用在某种程度上被减弱[7-9]。Purkey 和Johnson[10-11]发现南半球深层海洋在20世纪80年代和21世纪初出现了显著增暖。Abrahamsen 等[12]发现在过去的30年中,横穿大西洋的南极底层水(Antarctic Bottom Water,AABW)出现了显著的变暖变淡和减少。Jullion 等[13]证明了大气导致的冰川冰架变化引起了威德尔海对南极底层水的供应减少,进而使得大西洋经向翻转环流下支发生淡化。Meredith 等[14]指出,最近由于南极环状模的正向增强,威德尔环流也出现增强,可能逐渐限制了威德尔海南极底层水穿过南斯科舍洋脊。

本文基于前人的研究,广泛收集威德尔海及其邻近海域的历史考察资料,对威德尔海水文特征要素等进行深入分析。文章主要分为两部分:1)利用南大洋图集原始站位资料对威德尔海各水团的特征进行总结;2)采用长时间重复观测资料对威德尔海深底层水进行变异分析研究。

本文所采用的CTD 观测数据是德国Alfred Wegene 极地海洋研究所(Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research)和俄罗斯南北极研究所(Arctic and Antarctic Research Institute)整编的南大洋水文图集(Hydrographic Atlas of the Southern Ocean)CTD(SOA)原始站位资料。该资料集由多个国家提供,图1 给出了本文所采用资料的站点分布和观测时间频率直方图,数据观测时间为1901年12月30日—1990年3月25日,观测时间主要集中在暖季,寒季的观测数据较少。断面观测数据采用1980年以来在南大洋所收集到的全深度高分辨率高精度的船舶水文数据(表1)。数据大部分是作为国际世界海洋环流实验水文计划(WOCE)或全球海洋船舶水文调查计划(GO-SHIP)的一部分收集而来,可公开获取2015年前的数据(http://cchdo.ucsd.edu)。

图1 站点分布与观测时间。a) 威德尔海及其临近海域地理环境;b) SOA 资料观测时间;c) SOA 资料季节频率直方图。其中,PF:极锋;SACCF:南极绕极流锋;SBdy:绕极流南边界Fig.1.Sites distribution and observation time.a) the geographical environment of Weddell Sea and its adjacent waters;b)histogram of observation time of SOA data sets;c) seasonal frequency of SOA data sets.PF:Polar Front;SACCF:Southern Antarctic Circumpolar Current Front;SBdy:Southern Boundary Front

表1 各航次数据详细信息Table 1.Detailed data of each cruise

SOA 资料根据UNESCO 规范被转换成深度(D)位势温度(θ)盐度(S)位势密度(σ)和位势涩度(π)。对观测数据进行了手动编辑,对每个剖面在θ-Z空间S-Z空间和θ-S空间进行检验,将显著不合理的剖面剔除。断面观测数据在剔除明显异常值的基础上,采用样条插值的方法,在空间1°和1 dbar 的垂向间隔上进行插值。

涩度作为表征海水性质的一个热力学状态变量,其在θ-S空间内可视作与σ完全正交,表示海水的变涩状态,等密度面上的涩度变化可一定程度上表示水团性质的差异性,本文涩度采用了黄瑞新[15]通过最小二乘法最优化所定义的“位势涩度”。

2.1 垂向分布

图2 给出了经质量控制后深海区域(图2a-e)和陆架海区(图2f-j)观测站位的水文属性的散点图,图中叠加了水平方向平均的各要素垂向分布(红色实线)和标准差曲线(红色虚线)。开放洋区平均的温度和涩度剖面展现出两个极值点(图2a2d),呈现出明显的“三明治”垂向分布,最低温度(-2.4℃)位于125 m 深度,最高温度(＞0.8℃)和最大涩度(＞-3 kg·m-3)均位于800 m 水层。表层水温较低,平均温度约为-1℃,在4000 m 深度的平均温度约为-0.5℃,4000 m 以深底层水最低温度达-1℃。1000 m 以浅的上层水体温度均体现出较大的空间差异性,特别是次表层(100～200 m)水体,其标准差最大。盐度的垂向变化比温度的变化简单,仅随深度的增加而增大(图2b),在约1000 m深度达到最大值,1000 m 以下水层,盐度几乎均匀,平均盐度约为34.60;表层的盐度最小,盐度范围大致在33.50～34.75,平均盐度为34.15;平均而言,250 m 以浅水层是盐度梯度最大的水层。位势密度的垂向变化与盐度垂向变化相似(图2c),表层密度最小,在1000 m 深度处密度已达27.8 kg·cm-3,1000 m 以深密度垂向梯度极小,水体几乎均匀。溶解氧浓度在表层最大(图2e),随着水深增加而减小,大致在1000 m 深度处溶解氧浓度达最小,此后随深度增加,溶解氧浓度又增大。陆架海域各要素垂向特征与深海区截然不同,温度和涩度剖面都呈现出随深度增大而逐渐减小的垂向特征(图2f2i),最低温度(＜-2℃)出现在500 m 深。盐度与密度的垂向分布基本完全一致,随深度增大而增大(图2g)。溶解氧浓度垂向分布自上而下逐渐减小,但从表层至1000 m 深其变化幅度并不大。整体而言,陆架海区各要素垂向分布标准差都大于深海区,尤其以盐度和密度最为明显,且陆架海区各要素垂向分布空间差异随深度逐渐减小。

图2 位势温度(θ)盐度(S)位势密度(σ)位势涩度(π)溶解氧(DO)垂向分布散点图。其中a)-e)为深海区,f)-j)为陆架海区,图中红实线是水平方向平均的垂直剖面,红虚线是标准偏差Fig.2.Vertical distribution of potential temperature,salinity,potential density,potential spicity and dissolved oxygen.a)-e) is the open ocean area and f)-j) is the shelf sea area.The solid red line indicates the horizontal average vertical section,and the dashed red line indicates the standard deviation

根据上述水文要素的垂向分布特征,我们可以把威德尔海水体从上至下分成3 层:150 m 以浅的上层水体,该层水体温度低盐度小且溶解氧含量高;中层水(以1000 m 水层为代表),此水体温度高盐度大且溶解氧低;深层和底层水(4000 m 以深水层),该层水体温度低盐度大且含有较高溶解氧浓度。

2.2 水平分布

2.2.1 威德尔海上层水体

威德尔海表层水包括夏季表层水和冬季水,垂向范围大约为0～200 m 深。图3 是表层25 m深度处温度盐度溶解氧以及反映温度-盐度联合效应的位势密度-位势涩度分布。在陆架区域,由于受海冰动态变化的影响,表层的温度和盐度变化比较复杂。在西部和南部大陆坡附近,温度较低(-2℃),盐度较高(＞34.2);东北部海域主要为高温低盐水体,最高温度可达 0℃,盐度约34.1。东南陆架边缘海域溶解氧浓度较高,基本在7.8～7.9 mL·L-1(图3c);在靠近南极半岛海域西部存在溶解氧浓度为7.5 mL·L-1的低值区域;在中部深水区,表层溶解氧浓度也较低,其范围为7.5～7.7 mL·L-1。在南部是高位势密度水体,南极大陆附近位势密度最大可达27.65 kg·m-3,向北位势密度逐渐减小(图3d)。而位势涩度在南部最小,南极大陆附近位势涩度约为-3.4 kg·m-3,向北位势涩度逐渐增大(图3e)。威德尔海东北部海域主要由密度较小涩度较大的水体控制,其密度低于27.5 kg·m-3,涩度大于-3.15 kg·m-3。图3f为σ-π图,图中显示位势密度和位势涩度总体上呈负相关关系,当26.5＜σ＜27.5 时,π的变化范围较大,表明在此密度范围内,水团的种类较多,空间上水团性质差异相对较大。海域东北部和西北部各水文要素纬向梯度均较大,中部海域梯度较小。

图3 25 m 层水体水文特征。a) 位势温度(θ);b) 盐度(S);c) 溶解氧(DO);d) 位势密度(σ);e) 位势涩度(π);f) σ-π 图Fig.3.Hydrological characteristies of water mass of the 25 m layer.a) potential temperature;b) salinity;c) dissolved oxygen;d) potential density e) potential spicity;f) σ-π diagam

表层水主要受海-气交换的影响,特别是南极海冰形成过程中引起的海洋热收支显著不同,造成了在暖季(11月至次年3月)和寒季(4月至10月)威德尔海表层水具有不同的特征,分别称为夏季表层水(Summer Surface Water,SSW)和冬季水(Winter Water,WW)[16]。在寒季,结冰过程会析出部分盐分,在表层形成盐度较高和温度较低的冬季水(WW),此时表层水体密度较大,因此冬季表层水将向下潜沉,同时风致混合也对表层水向深层传递有着重要贡献;而在夏季,太阳辐射使表层水温度上升,海冰的消融过程使得表层水淡化,于是夏季表层水(SSW)具有相对高温和低盐的特征[17]。夏季表层水体属性也能通过风的搅拌向深层传递,但与冬季相比,向下所能达到的深度有限。南极海域夏季所观测到的冬季水是冬季寒冷事件的“残存记忆”,WW 位于夏季表层水和暖深层水之间,是一类薄层水,且其所达深度随季节发生变化[18]。

图4 为125 m 深度水层的水文要素的水平分布及σ-π图,125 m 深度主要为冬季形成的表层水,即冬季水(WW),南部陆坡区域温度最低,均低于-1.6℃,西部出现低于-2℃的水体。西北部海域受威德尔环流影响,温度较高(1℃)。盐度相较于25 m 深度明显增大,均大于34.35,东南陆架区域和北部海域为低盐区,盐度低于34.4,海域西部中部深水区和东北部海域盐度相对较高,都高于34.50。位势密度分布形态与盐度相似,在东南陆架区密度较低(＜27.70 kg·m-3),在西南冰架区密度最大(＞27.825 kg·m-3),东部和中部海域位势密度都相对较高。涩度分布情况与位势温度分布情况较为一致,但涩度与密度的关系未呈现出明显的线性相关,且在σ-π图中位置相对集中,除东北部涩度较大外,次表层等密面上π的变化较小,表明次表层水团的性质差异主要体现在东北部与中西部海域之间,与2.1 节次表层各要素垂向分布标准差较大相一致。

图4 125 m 层水体水文特征。a) 位势温度(θ);b) 盐度(S);c) 溶解氧(DO);d) 位势密度(σ);e) 位势涩度(π);f) σ-π 图Fig.4.Hydrological characteristies of water mass of the 125 m layer.a) potential temperature;b) salinity;c) dissolved oxygen;d) potential density;e) potential spicity;f) σ-π diagam

2.2.2 威德尔海中层水

如2.1 节所述,1000 m 深度附近的水层是威德尔海的温度盐度溶解氧要素显著变化水层,它代表了威德尔海中层水特征。威德尔海中层水是温度最高溶解氧最低的水体(参见图2a2e)。图5 给出了1000 m 深度水层各水文要素的水平分布及σ-π图。中层水的温度空间分布情况与表层水有所不同,在东南部陆架海域,水体的温度较高,在0.3～0.6℃之间,自东南向西北海域水体温度逐渐增加,海盆中心温度约0.15℃。在盐度空间分布方面,从东部海域沿南极大陆向西的陆架附近海域盐度都较高,在南极半岛陆架外海为一片低盐水体,大致以40°W 为分界线,东部盐度高于西部。溶解氧浓度分布较为复杂,其最大值(＞5 mL·L-1)出现在西南处冰架区域;中部和西北部海域均为低溶解氧浓度区域,溶解氧浓度约为4.7 mL·L-1;在东部及北部海域,溶解氧浓度较高。在位势密度空间分布方面,整个海域中层水体密度较为均一,在南部大陆架附近密度相对较低,在中部深水海域密度最大,约为27.85 kg·m-3,在北部海域密度梯度较大。位势涩度与温度的空间分布极为相似,自东南向西北方向逐渐减小,南部大陆架区域和北部海域涩度较大,其值均大于-3.05 kg·m-3,而中部深水海域和西部靠近南极半岛一侧涩度较低,为-3.07 kg·m-3。σ-π图中显示该层水体主要分为两部分,弯曲部分为南极绕极流(Antarctic Circumpolar Current,ACC)水体,水平部分为威德尔海域水体,且π集中在-3.1～-3.0 kg·m-3范围内。

图5 1000 m 层水体水文特征。a) 位势温度(θ);b) 盐度(S);c) 溶解氧(DO);d) 位势密度(σ);e) 位势涩度(π);f) σ-π 图Fig.5.Hydrological characteristies of water mass of the 1000 m layer.a) potential temperature;b) salinity;c) dissolved oxygen;d) potential density;e) potential spicity;f) σ-π diagam

2.2.3 威德尔海深(底)层水

南极底层水(AABW)的水文指标为温度不高于0℃,盐度为34.60～34.72[19]。威德尔海的南极底层水通常分为两个部分(表2),即威德尔海深层水(Weddell Sea Deep Water,WSDW)和威德尔海底层水(Weddell Sea Bottom Water,WSBW),其中WSDW 的位势温度高于-0.7℃,而WSBW 的位势温度则低于-0.7℃[19]。威德尔海深层水是老的涌升的再循环的底层水,即它的形成可能是威德尔海底层水和绕极深层水垂向混合的结果[16]。

图6 给出了4000 m 深度处各水文要素的水平分布及σ-π图。威德尔海深(底)层水温度有着低温高盐的水体特性,温度分布呈现出北部温度低,南部温度高的特点,北部温度低于-0.7℃,南部温度高于-0.65℃;盐度出现多个低值中心(＜34.65),东部和南部海域盐度相对较高(＞34.655)。4000 m处水层溶解氧分布复杂,靠近大陆的海域都表现为低溶解氧浓度区(＜5.5 mL·L-1),而北部海域则为高氧区(＞5.75 mL·L-1)。深层海水位势密度空间差异非常小,中部深水区域密度相对较大,约27.867 kg·m-3。位势涩度在中部海域最低,低于-3.19 kg·m-3;在南北两侧海域较高,高于-3.18 kg·m-3。σ-π图显示深(底)层水的性质空间差异极小,且密度与涩度呈现出负相关关系,表明此水团存在一定的不稳定性。

图6 4000 m 层水体水文特征。a) 位势温度(θ);b) 盐度(S);c) 溶解氧(DO);d) 位势密度(σ);e) 位势涩度(π);f) σ-π 图Fig.6.Hydrological characteristies of water mass of the 4000 m layer.a) potential temperature;b) salinity;c) dissolved oxygen;d) potential density;e) potential spicity;f) σ-π diagam

根据Deacon[2]对南大洋水团的分类,威德尔海水团主要分为5 类,即南极表层水陆架水冰架水暖深层水(Warm Deep Water,WDW)和深底层水,Mosby[20]又把表层水分为夏季表层水(SSW)和冬季水(WW)。Carmack 和Foster[19]进一步将陆架水划分为高盐陆架水(High Salinity Shelf Water,HSSW)和低盐陆架水(Low Salinity Shelf Water,LSSW),此两种水团有着共同的温度指标,但盐度范围差异较大。暖深层水在部分陆架区域性质变异,形成了变异暖深层水(Modified Warm Deep Water,MWDW)。表2 概述了威德尔海域较为完整的水团分类及其特性,图7 给出了SOA 观测数据集在θ-S平面的点聚图。

表2 威德尔海水团及其特性Table 2.Properties of water masses in the Weddell Sea

上层水体包括夏季表层水冬季水和陆架水[6],从θ-S点聚图(图7)来看,表层水一般都呈现出低温的特征(-2～-1℃),但盐度范围跨度较大,物理性质空间变化较大,在θ-S图上没有明确的核心区,且夏季表层水盐度最低。陆架水和冬季水的形成机制相似,主要在于形成的地理位置不同,陆架水形成于陆架区,而冬季水(WW)则形成于威德尔海的开放洋区,两者均位于夏季表层水和暖深层水之间[18]。由于受到海水结冰的影响,其水温始终较低,结冰析盐效应使得海水盐度较高,但不同区域结冰程度存在差异。威德尔海存在两种陆架——开阔陆架和狭长陆架,开阔陆架更有利于海冰的形成,进而析出更多的盐分进入到海水中。陆架水根据盐度特性的差异分为高盐陆架水和低盐陆架水,开阔陆架上主要为高盐陆架水,而狭长陆架上则主要为低盐陆架水,高盐陆架水在陆架水中占据主导地位[16],以冬季西部陆架最为明显,即冬季是高盐陆架水的盛产时间,此时也为威德尔海底层水的形成提供了丰富的水源。正是由于高盐陆架水的广泛存在,使得威德尔海成为了南极底层水的主要源地。形成于开阔海域的冬季水,其盐度在低盐陆架水和高盐陆架水之间。

冰架水(Ice Shelf Water,ISW)是南极地区特有的水团,被定义为位温低于-1.9℃的极冷水团(表2,图7),是迄今观测到的南极最冷的水团。冰架水是冰架底部融化的淡水与周围海水混合后的产物,相比于高盐陆架水,冰架水的盐度稍低,温度也更低。威德尔海西南部开阔陆架处产生的HSSW 进入西南部冰架冰腔,冰腔内HSSW 造成冰架接地线处的融化,使HSSW 变得更冷且盐度降低[14],从而形成威德尔海域的冰架水。ISW 会影响WSDW 的形成过程,近些年一些数值模拟结果表明,相对高密的ISW 会阻止暖水对冰架底部的融化,进而影响到深层水的形成[21-22]。冰架水的形成具有显著的季节性特征,通过安装在南象海豹头顶的自动温盐深观测仪(CTD-SRDLs)所收集的温盐数据发现(本文未展示),冰架水主要形成于冬季(3—6月),在深冬期(5—6月)时冰架水盐度相对初冬期较大。

暖深层水(WDW)是威德尔海观测到的最暖水体,其温度高于0℃(图7),它源于南大洋绕极深层水(CDW),CDW 作为南大洋分布最广的水团,从30°E 附近流入威德尔海,并部分进入威德尔海环流(Weddell Gyre,WG),从而形成了威德尔海的暖深层水[23]。WDW 作为威德尔海深底层水的主要形成水源,与高盐陆架水混合,对南极底层水的形成起到了重要作用。另外,WDW 随威德尔海环流进入陆架区域,受陆架区域地形影响会出现涌升现象,位于较浅水层的WDW 与次表层冬季水混合形成变异的暖深层水(MWDW)(图7)。MWDW 在θ-S点聚图上的分布主要沿着27.75 等位密线分布,表明该水体不是很稳定,容易与次表层和深层水体发生混合。

图7 威德尔海SOA 水文观测数据温盐点聚图。其中灰色虚线表示位势密度等值线Fig.7.θ-S scatter diagram of SOA hydrological observation data in Weddell Sea.The gray dashed lines are potentical density isopycnals

威德尔海的南极底层水包括威德尔海深层水(WSDW)和威德尔海底层水(WSBW)(图7)。南极大陆附近产生的陆架水和冰架水,与涌升进入陆架区域的变性暖深层水混合,形成了密度更大的水体,在该水体沿陆坡下沉到海底的过程中,又一次与暖深层水混合,形成高密度的威德尔海底层水[2,16]。威德尔海底层水又分为出现于威德尔环流(WG)边缘的低盐高氧水和位于WG 中心的高盐低氧水,前者源于南极半岛更北一侧的低盐陆架水,占比较少;后者源于威德尔海西南海域的高盐陆架水,占据主导地位。研究发现威德尔海底层水仅产生于西威德尔海域,东威德尔海并未发现有底层水产生。威德尔海深层水既可以直接生成,也可以由威德尔海底层水和暖深层水在下坡流的过程中混合产生[23-25]。威德尔海深层水之下,其温盐剖面显示为一个薄薄的寒冷的含氧量高的底层水。所以威德尔海深层水是老的涌升的再循环之后的底层水,而威德尔海底层水是新的充氧的通风水团。威德尔海深层水的温度(从最大值0℃)与含盐量几乎呈线性相关(图7),这种θ-S关系几乎代表了整个威德尔环流的深层水团特征,这种近似线性的关系也反映了WSBW 易与暖深层水混合产生WSDW 的特性。

威德尔海深层水由于流动深度较浅,可随威德尔环流向北流动并跨过海脊,进一步形成AABW,而威德尔海底层水则始终留在威德尔海盆底部,进一步生成威德尔海深层水[2,26-27]。威德尔海是AABW 形成和向赤道输送的最大源区[19]。Gordon[28]推测威德尔海底层水的形成速率约为2～9 Sv·a-1,占全部南极底层水总量的50%～90%,AABW 经过洋中脊的峡谷穿越赤道到达北半球大洋的深层或底层,其向北的体积输运量估算为20 Sv(1 Sv=1×106m3),这对于全球气候变化具有重要的意义。

如引言中所述,威德尔海深底层水在过去的几十年中发生了明显的增暖,本节对威德尔海盆深底层水的长期变化趋势进行分析。

根据南极底层水的温盐范围,A12 和SR04 断面(图1)深层海域分布着大量的南极底层水。图8给出了A12 断面和SR04 断面的温度等值线垂直横向剖面图,可以观察到在不同年份间,两个断面处等温线均出现明显的下沉,其中-0.8℃等温线(黑色方框内)分别下沉约800 m 和300 m,这表明低于此温度的水的体积在不断减少。数据分析显示A12 断面底层水在1992年的最低温度低于-0.84℃,到2000年已上升至-0.8℃,2008年之后温度低于-0.8℃的水已完全消失,2014年底层水温度上升至-0.75℃(图8a 绿色虚线),且-0.75℃等温线已下沉到1992年-0.8℃等温线所在深度。1989年SR04 断面底层水最低温度为-0.9℃,而2010年底层水最低温度上升至-0.8℃,温度低于-0.85℃的底层水已完全消失,2010年-0.75℃等值线(图8b 绿色虚线)已下沉至1989年-0.8℃以下。统计结果显示A12 和SR04 断面4000 m以深的温度变化趋势分别为 0.018 ℃·a-1和0.024 ℃·a-1。

图8 等温线多年变化情况。a) A12 断面;b) SR04 断面Fig.8.Isotherms change over many years.a) A12 section;b) SR04 section

盐度等值线变化与温度相比较为复杂,此处采用填色图展示(图9 和图10),A12 和SR04 两个断面处的底层水的盐度自20世纪90年代初到21世纪初总体呈现出增大趋势。统计结果显示,1989—2010年A12 和SR04 断面4000 m 以深海水的盐度变化趋势分别为0.0009 a-1和0.0016 a-1。但两个断面的底层盐度都存在先增大再减小的变化趋势,且其变化趋势存在一定的周期性。图11为A12SR04 断面4000 m 以深水层的温盐散点图,可以看到底层水除明显的升温以外,底层盐度的变化具有一定的周期性特征。A12 断面底层盐度在1992—2014年始终在34.645～34.65 之间震荡,而SR04 断面底层盐度在1992—2010年则始终在34.635～ 34.645 之间来回震荡。

图9 不同年份的A12 断面盐度剖面图Fig.9.Salinity profile distribution of section A12 in different year

图10 SR04 断面盐度变化剖面图Fig.10.Salinity profile distribution of section SR04

图11 4000 m 以深水层温盐点聚图。a) A12 断面;b) SR04 断面。其中灰色点划线为位势密度等值线Fig.11.θ-S diagram below 4000 m.a) A12 section;b) SR04 section.Gray dash dot lines are potential density isopycnals

以上结果均表明在A12 和SR04 两个断面处的南极底层水在过去20 多年的时间内呈现出温度升高盐度增大的趋势。值得注意的是,南极其他海盆底层水呈现出温度升高盐度减小的变化特征[29],即南极底层水的盐度变化趋势存在区域不一致性。

图12 给出了A12 和SR04 断面2010年的温度和盐度分别较1989年和1992年的变化情况。A12 断面的增暖主要集中在64°S 以北和紧邻南极大陆的陆坡处,而这两处正好与WG 的北支和南支相对应;垂向上增暖主要发生在2500 m 以浅和4000 m 以深的水层;盐度增大区域与温度基本相同。SR04 断面温度和盐度的变化也都集中在2000 m 以浅和4500m 以深的水层,增暖信号自500 m 开始沿陆坡向下延伸到海底(图 12c),40°W～45°W 之间和25°W～28°W 之间存在两个增暖峰值区,同时也对应两个盐度增大峰值区。

不论是A12 断面还是SR04 断面,温盐变化极值都出现在 WDW 与WSBW 所处位置,而WSDW 的温盐变化则相对较小。虽然已有研究证明WSDW 可直接由上层冰盖下的复杂过程直接生成,但只占很小的比例[18-21],绝大部分的WSDW 仍主要靠WDW 和WSBW 作为前沿水团来生成[16]。而WSBW 的形成又与WDW 及高盐陆架水密切相关,首先受海-气通量等影响,上层水体的温度和盐度最早发生变化影响 WDW,WDW 进一步与高盐陆架水混合产生WSBW 并沿陆坡下滑至海底,从而将变化信号传到深层产生了WSDW(图12c)。

图12 A12SR04 断面2010年的温度θ 和盐度S 分别较1989年和1992年的差异。a) A12 断面2010年与1992年温度差异;b) A12 断面2010年与1992年盐度差异;c) SR04 断面2010年与1989年温度差异;d) SR04 断面2010年与1989年盐度差异Fig.12.Differences of θ and S between 2010 and 1992,between 2010 and 1989,in sections A12 and SR04,respectively.a)differences of θ between 2010 and 1992 in section A12;b) differences of S between 2010 and 1992 in section A12;c)differences of θ between 2010 and 1989 in section SR04;d) differences of S between 2010 and 1989 in section SR04

图13 是A12 和SR04 断面多年重复观测数据平均后的位势温度和位势密度分布,图中分别根据温度和密度对WDWWSDW 和WSBW 三种水团进行了划分,显然不同指标下三类水团的分界存在些许不同。由于在数据测量过程中,盐度的测量相对误差大于温度且盐度的这种误差会包含在密度的测量误差中,因此此处我们采用温度指标来划分三种水团,即 WDW(θ＞0 ℃)WSDW(-0.7 ℃＜θ＜0℃)WSBW(-1.3℃＜θ＜-0.7℃)。各水团的温度变化与其相应水层中的热含量有关[4],因此我们可以通过对某一断面进行多年平均来获得一个更有代表性的低周期的长时间序列测量值,其中温度和盐度计算误差分别约为0.001 和0.0002。

对A12 断面,我们选取56°S～70°S 之间的观测站点,按照图13a 中三类水团的温度划分标准,将WDWWSDWWSBW 对应范围内的温度和盐度数据进行平均,得到图14所示结果。该结果和Smedsrud[4]和Fahrbach 等[6]的结论一致,在所观测到的范围内WDW 被观测到的温度最大变化值约为0.08℃。实际上,大范围平均的结果必然会小于局部的变化,即部分区域的WDW 温度变化大于0.08℃。从20世纪80年代后期,WDW 就已经处于升温状态[30],1999—2002年,WDW 的平均温度下降到90年代初的水平,而2005年的数据则表明,WDW的降温趋势已经结束,温度开始重新上升,虽然在2008—2010年间出现了一次微弱的降温,但在此之后则出现迅速增温的趋势。WDW 的盐度在20世纪90年代呈下降趋势,至1999年达最低值,90年代末迅速上升,2002—2010年盐度变化与1992—2000年基本一致,盐度的变化趋势从1992年开始呈现出先减小后增大的趋势(图14),2014年与1992年相比盐度差异很小,盐度基本恢复到了1992年和2002年的大小,此处可认为WDW 的盐度具有一定的年代际变化周期,但由于观测年份的缺失和观测时间间隔的不一致,不足以完全证实此周期真实性。

图14 1992—2014年A12 断面56°S—70°S 范围内WDWWSDW 和WSBW 水团平均的位势温度和盐度随时间的变化Fig.14.Variation of mean potential temperature and salinity for WDW,WSDW and WSBW from 1992 to 2014 between 56°S and 70°S in the section A12

WSBW 的位势温度从1989年至2014年处于一个曲折上升的过程,在1996—1999年和2000—2002年出现了明显的上升停滞,此后几乎一直保持升温状态,通过对比1992年和2014年断面结果(图8),WSBW 的性质发生了明显的变化,-0.8℃等温线的下移乃至消失,标志着更冷的 WSBW在此断面处彻底消失。而WSBW 的盐度变化与WDW 盐度趋势基本相同,最大值出现在2010年,不同的是WSBW 的平均盐度呈微弱的上升趋势。WSDW 的温度在1992—2002年出现较为明显的上升,但温度变化仅为0.02℃,是三种主要水团中温度变化最小的一类水,在2002年温度达到最大值。盐度在1992—2014年变化趋势与WSBW基本一致,2002年盐度出现最大值,此后盐度下降。分析发现WSBW 和WSDW 盐度变化趋势一致,可能都存在7～9年的年际变化周期。此处分析的WSDW 与Fahrbach 等[30]采用中性密度作为水团划分标准不同,因此分析得到在2005年之后盐度下降的结果不一致。对SR04 断面则仅选择15°W—50°W 之间且深度大于4000 m的观测站点,结果如图15所示。和A12 断面相似,WDW 的位势温度变化最大值接近 0.08℃,90年代前期WDW 温度上升,后期温度下降,1996年升至最高值,2008年温度降至最低值,2008年后温度又开始上升。WDW 的盐度和温度在同一时期测得最大值,其整体的变化趋势与温度基本一致。

图15 1989—2010年SR04 断面15°W—45°W 范围内WDWWSDW 和WSBW 水团平均的位势温度和盐度随时间的变化Fig.15.Variation of mean potential temperature and salinity for WDW,WSDW and WSBW from 1989 to 2010 between 15°W and 45°W in the section SR04

WSBW 的位势温度在1989—1990年1996—1998年呈下降趋势,最小值出现在1990年;在1990—1996年1998—2010年间呈上升趋势,最大值出现在2010年。WSDW 的温度变化则是在1992—19961998—2005年呈下降趋势,其余年份呈上升趋势,最大值出现在1998年。而WSDW与WSBW 的盐度变化趋势几乎与WDW 的盐度变化趋势完全一致,都呈现出先减小后增大的变化趋势,均在1996年盐度达到最大值,且变化趋势都存在约7～9年的周期。

Fahrbach 等[6]解释了20世纪90年代WDW变暖的原因是西风异常情况下威德尔环流和ACC 之间的边界出现由不稳定性导致的流入增加。环流的强弱直接导致了后续WDW 的温度变化,强流过后伴随而来的则是 WDW 的暖期。Fahrbach 等[30]通过分析WDW 水层厚度的变化发现WDW 的温度变化与其厚度变化紧密相关。威德尔环流作为一个气旋式环流,其内部处于上升流的状态,因此环流强弱会影响内部水团厚度,进而影响水团的温度和盐度。

事实上,A12 断面观测到的WSDW/WSBW 是形成于西南威德尔海区,并通过WG 的环流作用输运而来。20世纪90年代初WDW 增暖,而深底层水温度变化很小甚至出现下降趋势,在90年代末A12 断面处WDW 的温度降低而WSDW 的温度上升,2002年之后WDW 逐渐降温而WSDW逐渐升温,这表明WSDW/WSBW 的温度变化滞后于WDW,滞后时间约为6年,WDW 通过WG南支沿陆架向西输运,输运过程中在西南威德尔海区域产生WSBW,生成的WSBW 再随WG 北支返回0°W,这与WG 的周期(3～8年)相符合。因此,90年代末开始的WSBW 的增暖实际上是由90年代初WDW 的增暖所致,而WDW 在2005年之后的增暖则会造成新一轮的WSBW 增温。

而SR04 断面仅从温度来看,威德尔海盆内WSBW 变化滞后于WDW 约2年,WSDW 变化滞后于WSBW 约2年。由于SR04 断面几乎斜跨整个威德尔海盆,且WG 主要进行经向水团输运,在做大范围平均的同时,会削弱三类水团之间的时间相关性,因此仅能看出有着2年的滞后期,理论上时间可能大于2年。A12 和SR04 断面结果均显示三类水团的盐度可能存在准年代际变化周期,周期约为7～9年,虽然此周期仅仅是从大面积平均的结果得出,但在考虑区域性水团性质的变异时具有一定的代表意义。WSBW 和WSDW的盐度变化与WDW 紧密相关,事实上,WDW 温度的变化也存在先增大后减小的变化趋势,盐度的变化可通过温度的变化来解释。假使温度变化主要由于其水层增厚/变薄所致,那么盐度也会存在相应的变化,Fahrbach 等[6]得出的西风异常会影响WDW 温度变化结论,西风异常的周期用来解释盐度的变化周期也更加贴切。

应当注意,底层水的温盐变化还受到表层结冰融冰等影响,相对比较复杂,而表层水受季节变化影响较大,且2010 和1992年两次观测的时间不一致,也会对分析结果产生较大误差,所以此处仅考虑深底层水的温度和盐度更多地受WDW影响,其他过程对底层水的影响还需进一步分析研究。

本文第一部分围绕威德尔海各水团的特征和分布情况,通过SOA 数据总结概括了前人在威德尔海海区及其邻近海域基于海洋观测资料所取得的一系列成果,并针对各水团补充了“位势涩度”这一物理属性,结合σ-π图对该海域“三明治结构”水团的空间差异进行了分析。

第二部分通过分析多年重复观测资料(WOCEGO-SHIP)发现威德尔海的南极底层水在1989—2014年间呈现温度升高盐度增大的变异特征;深底层水所覆盖面积明显减少,至2008年温度低于-0.8℃的底层水几乎完全消失;该海区的暖深层水深层水底层水在近20～30年都存在明显的升温趋势,并认为WSBW/WSDW 两类水团的增温主要由 WDW 的变暖而引起,且 WSBW/WSDW 温度变化滞后于WDW 约5～8年。20世纪90年代末WSBW 的增暖由90年代初WDW 增暖所致,2005年之后WDW 的增暖则可能会造成WSDW/ WSBW 在2010年之后的又一次升温。WSBW 和WSDW 的平均盐度也呈现增加趋势(图9 和图10),并推测其盐度变化趋势可能存在准年代际周期,其变化同样受WDW 影响较大。

Gordon 等[31]的工作表明威德尔海底层水的季节变化与局地风场变化相关,而年际变化与威德尔环流的变异相关。虽然从风场异常的角度可以解释深底层水的温度变化,但其盐度的变化存在更加复杂的过程,观测数据的不连续性以及观测季节的不一致性,都会对分析结果产生一定的误差。因此有必要进一步在威德尔海开展调查工作,特别是长期的连续观测,有利于分析研究全球变暖背景下威德尔海环流和水团变异的过程以及相关机制。