威德爾海水文特征及水團(tuán)變異分析研究

張關(guān)強(qiáng) 廖光洪

(河海大學(xué),自然資源部海洋災(zāi)害預(yù)報技術(shù)重點實驗室,江蘇 南京 210024)

0 引言

研究南極水團(tuán)和環(huán)流結(jié)構(gòu)特征對于研究全球海洋熱鹽通量以及氣候變換都有重要的意義,南大洋的水團(tuán)特征在很早就受到人們的重視,特別地,南極底層水是南大洋特有的水團(tuán),對全球大洋環(huán)流有著重要的影響[1],全世界的大洋底部冷水有一半以上源自南極海域,而威德爾海則是南極底層水的主要源區(qū)之一[2]。

自20世紀(jì)以來,眾多學(xué)者對威德爾海水團(tuán)進(jìn)行了分類分析,在全球變暖的大環(huán)境下,威德爾海部分水團(tuán)發(fā)生了變異?；趯v史資料的分析,近年來發(fā)現(xiàn)威德爾海深層水有變暖的趨勢[3-4]。Fahrbach 等[5]發(fā)現(xiàn)威德爾海底層水在1989—1995年的變暖率為0.01℃·a-1。Robertson 等[3]基于1912—2000年的觀測分析發(fā)現(xiàn)威德爾海深層水從20世紀(jì)70年代到90年代間的變暖率為0.012±0.007℃·a-1。Fahrbach 等[6]通過CTD 數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)在1992—1998年間,暖深層水變暖然后又變冷,且威德爾海底層水的溫度在1992—1998年間以平均每年0.01℃的速度上升,1998年后此趨勢有所減弱,衛(wèi)星觀測也發(fā)現(xiàn)在1979—1998年間,威德爾海表層海冰在變暖,其暖化率為0.01～0.02℃·a-1。由于大量通風(fēng)水團(tuán)從東部進(jìn)入了威德爾環(huán)流的南翼,使得威德爾海作為高密度水域形成區(qū)域的突出作用在某種程度上被減弱[7-9]。Purkey 和Johnson[10-11]發(fā)現(xiàn)南半球深層海洋在20世紀(jì)80年代和21世紀(jì)初出現(xiàn)了顯著增暖。Abrahamsen 等[12]發(fā)現(xiàn)在過去的30年中,橫穿大西洋的南極底層水(Antarctic Bottom Water,AABW)出現(xiàn)了顯著的變暖變淡和減少。Jullion 等[13]證明了大氣導(dǎo)致的冰川冰架變化引起了威德爾海對南極底層水的供應(yīng)減少,進(jìn)而使得大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流下支發(fā)生淡化。Meredith 等[14]指出,最近由于南極環(huán)狀模的正向增強(qiáng),威德爾環(huán)流也出現(xiàn)增強(qiáng),可能逐漸限制了威德爾海南極底層水穿過南斯科舍洋脊。

本文基于前人的研究,廣泛收集威德爾海及其鄰近海域的歷史考察資料,對威德爾海水文特征要素等進(jìn)行深入分析。文章主要分為兩部分:1)利用南大洋圖集原始站位資料對威德爾海各水團(tuán)的特征進(jìn)行總結(jié);2)采用長時間重復(fù)觀測資料對威德爾海深底層水進(jìn)行變異分析研究。

1 數(shù)據(jù)和方法

本文所采用的CTD 觀測數(shù)據(jù)是德國Alfred Wegene 極地海洋研究所(Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research)和俄羅斯南北極研究所(Arctic and Antarctic Research Institute)整編的南大洋水文圖集(Hydrographic Atlas of the Southern Ocean)CTD(SOA)原始站位資料。該資料集由多個國家提供,圖1 給出了本文所采用資料的站點分布和觀測時間頻率直方圖,數(shù)據(jù)觀測時間為1901年12月30日—1990年3月25日,觀測時間主要集中在暖季,寒季的觀測數(shù)據(jù)較少。斷面觀測數(shù)據(jù)采用1980年以來在南大洋所收集到的全深度高分辨率高精度的船舶水文數(shù)據(jù)(表1)。數(shù)據(jù)大部分是作為國際世界海洋環(huán)流實驗水文計劃(WOCE)或全球海洋船舶水文調(diào)查計劃(GO-SHIP)的一部分收集而來,可公開獲取2015年前的數(shù)據(jù)(http://cchdo.ucsd.edu)。

圖1 站點分布與觀測時間。a) 威德爾海及其臨近海域地理環(huán)境;b) SOA 資料觀測時間;c) SOA 資料季節(jié)頻率直方圖。其中,PF:極鋒;SACCF:南極繞極流鋒;SBdy:繞極流南邊界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 各航次數(shù)據(jù)詳細(xì)信息Table 1.Detailed data of each cruise

SOA 資料根據(jù)UNESCO 規(guī)范被轉(zhuǎn)換成深度(D)位勢溫度(θ)鹽度(S)位勢密度(σ)和位勢澀度(π)。對觀測數(shù)據(jù)進(jìn)行了手動編輯,對每個剖面在θ-Z空間S-Z空間和θ-S空間進(jìn)行檢驗,將顯著不合理的剖面剔除。斷面觀測數(shù)據(jù)在剔除明顯異常值的基礎(chǔ)上,采用樣條插值的方法,在空間1°和1 dbar 的垂向間隔上進(jìn)行插值。

澀度作為表征海水性質(zhì)的一個熱力學(xué)狀態(tài)變量,其在θ-S空間內(nèi)可視作與σ完全正交,表示海水的變澀狀態(tài),等密度面上的澀度變化可一定程度上表示水團(tuán)性質(zhì)的差異性,本文澀度采用了黃瑞新[15]通過最小二乘法最優(yōu)化所定義的“位勢澀度”。

2 水體屬性分布

2.1 垂向分布

圖2 給出了經(jīng)質(zhì)量控制后深海區(qū)域(圖2a-e)和陸架海區(qū)(圖2f-j)觀測站位的水文屬性的散點圖,圖中疊加了水平方向平均的各要素垂向分布(紅色實線)和標(biāo)準(zhǔn)差曲線(紅色虛線)。開放洋區(qū)平均的溫度和澀度剖面展現(xiàn)出兩個極值點(圖2a2d),呈現(xiàn)出明顯的“三明治”垂向分布,最低溫度(-2.4℃)位于125 m 深度,最高溫度(＞0.8℃)和最大澀度(＞-3 kg·m-3)均位于800 m 水層。表層水溫較低,平均溫度約為-1℃,在4000 m 深度的平均溫度約為-0.5℃,4000 m 以深底層水最低溫度達(dá)-1℃。1000 m 以淺的上層水體溫度均體現(xiàn)出較大的空間差異性,特別是次表層(100～200 m)水體,其標(biāo)準(zhǔn)差最大。鹽度的垂向變化比溫度的變化簡單,僅隨深度的增加而增大(圖2b),在約1000 m深度達(dá)到最大值,1000 m 以下水層,鹽度幾乎均勻,平均鹽度約為34.60;表層的鹽度最小,鹽度范圍大致在33.50～34.75,平均鹽度為34.15;平均而言,250 m 以淺水層是鹽度梯度最大的水層。位勢密度的垂向變化與鹽度垂向變化相似(圖2c),表層密度最小,在1000 m 深度處密度已達(dá)27.8 kg·cm-3,1000 m 以深密度垂向梯度極小,水體幾乎均勻。溶解氧濃度在表層最大(圖2e),隨著水深增加而減小,大致在1000 m 深度處溶解氧濃度達(dá)最小,此后隨深度增加,溶解氧濃度又增大。陸架海域各要素垂向特征與深海區(qū)截然不同,溫度和澀度剖面都呈現(xiàn)出隨深度增大而逐漸減小的垂向特征(圖2f2i),最低溫度(＜-2℃)出現(xiàn)在500 m 深。鹽度與密度的垂向分布基本完全一致,隨深度增大而增大(圖2g)。溶解氧濃度垂向分布自上而下逐漸減小,但從表層至1000 m 深其變化幅度并不大。整體而言,陸架海區(qū)各要素垂向分布標(biāo)準(zhǔn)差都大于深海區(qū),尤其以鹽度和密度最為明顯,且陸架海區(qū)各要素垂向分布空間差異隨深度逐漸減小。

圖2 位勢溫度(θ)鹽度(S)位勢密度(σ)位勢澀度(π)溶解氧(DO)垂向分布散點圖。其中a)-e)為深海區(qū),f)-j)為陸架海區(qū),圖中紅實線是水平方向平均的垂直剖面,紅虛線是標(biāo)準(zhǔn)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

根據(jù)上述水文要素的垂向分布特征,我們可以把威德爾海水體從上至下分成3 層:150 m 以淺的上層水體,該層水體溫度低鹽度小且溶解氧含量高;中層水(以1000 m 水層為代表),此水體溫度高鹽度大且溶解氧低;深層和底層水(4000 m 以深水層),該層水體溫度低鹽度大且含有較高溶解氧濃度。

2.2 水平分布

2.2.1 威德爾海上層水體

威德爾海表層水包括夏季表層水和冬季水,垂向范圍大約為0～200 m 深。圖3 是表層25 m深度處溫度鹽度溶解氧以及反映溫度-鹽度聯(lián)合效應(yīng)的位勢密度-位勢澀度分布。在陸架區(qū)域,由于受海冰動態(tài)變化的影響,表層的溫度和鹽度變化比較復(fù)雜。在西部和南部大陸坡附近,溫度較低(-2℃),鹽度較高(＞34.2);東北部海域主要為高溫低鹽水體,最高溫度可達(dá) 0℃,鹽度約34.1。東南陸架邊緣海域溶解氧濃度較高,基本在7.8～7.9 mL·L-1(圖3c);在靠近南極半島海域西部存在溶解氧濃度為7.5 mL·L-1的低值區(qū)域;在中部深水區(qū),表層溶解氧濃度也較低,其范圍為7.5～7.7 mL·L-1。在南部是高位勢密度水體,南極大陸附近位勢密度最大可達(dá)27.65 kg·m-3,向北位勢密度逐漸減小(圖3d)。而位勢澀度在南部最小,南極大陸附近位勢澀度約為-3.4 kg·m-3,向北位勢澀度逐漸增大(圖3e)。威德爾海東北部海域主要由密度較小澀度較大的水體控制,其密度低于27.5 kg·m-3,澀度大于-3.15 kg·m-3。圖3f為σ-π圖,圖中顯示位勢密度和位勢澀度總體上呈負(fù)相關(guān)關(guān)系,當(dāng)26.5＜σ＜27.5 時,π的變化范圍較大,表明在此密度范圍內(nèi),水團(tuán)的種類較多,空間上水團(tuán)性質(zhì)差異相對較大。海域東北部和西北部各水文要素緯向梯度均較大,中部海域梯度較小。

圖3 25 m 層水體水文特征。a) 位勢溫度(θ);b) 鹽度(S);c) 溶解氧(DO);d) 位勢密度(σ);e) 位勢澀度(π);f) σ-π 圖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

表層水主要受海-氣交換的影響,特別是南極海冰形成過程中引起的海洋熱收支顯著不同,造成了在暖季(11月至次年3月)和寒季(4月至10月)威德爾海表層水具有不同的特征,分別稱為夏季表層水(Summer Surface Water,SSW)和冬季水(Winter Water,WW)[16]。在寒季,結(jié)冰過程會析出部分鹽分,在表層形成鹽度較高和溫度較低的冬季水(WW),此時表層水體密度較大,因此冬季表層水將向下潛沉,同時風(fēng)致混合也對表層水向深層傳遞有著重要貢獻(xiàn);而在夏季,太陽輻射使表層水溫度上升,海冰的消融過程使得表層水淡化,于是夏季表層水(SSW)具有相對高溫和低鹽的特征[17]。夏季表層水體屬性也能通過風(fēng)的攪拌向深層傳遞,但與冬季相比,向下所能達(dá)到的深度有限。南極海域夏季所觀測到的冬季水是冬季寒冷事件的“殘存記憶”,WW 位于夏季表層水和暖深層水之間,是一類薄層水,且其所達(dá)深度隨季節(jié)發(fā)生變化[18]。

圖4 為125 m 深度水層的水文要素的水平分布及σ-π圖,125 m 深度主要為冬季形成的表層水,即冬季水(WW),南部陸坡區(qū)域溫度最低,均低于-1.6℃,西部出現(xiàn)低于-2℃的水體。西北部海域受威德爾環(huán)流影響,溫度較高(1℃)。鹽度相較于25 m 深度明顯增大,均大于34.35,東南陸架區(qū)域和北部海域為低鹽區(qū),鹽度低于34.4,海域西部中部深水區(qū)和東北部海域鹽度相對較高,都高于34.50。位勢密度分布形態(tài)與鹽度相似,在東南陸架區(qū)密度較低(＜27.70 kg·m-3),在西南冰架區(qū)密度最大(＞27.825 kg·m-3),東部和中部海域位勢密度都相對較高。澀度分布情況與位勢溫度分布情況較為一致,但澀度與密度的關(guān)系未呈現(xiàn)出明顯的線性相關(guān),且在σ-π圖中位置相對集中,除東北部澀度較大外,次表層等密面上π的變化較小,表明次表層水團(tuán)的性質(zhì)差異主要體現(xiàn)在東北部與中西部海域之間,與2.1 節(jié)次表層各要素垂向分布標(biāo)準(zhǔn)差較大相一致。

圖4 125 m 層水體水文特征。a) 位勢溫度(θ);b) 鹽度(S);c) 溶解氧(DO);d) 位勢密度(σ);e) 位勢澀度(π);f) σ-π 圖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 威德爾海中層水

如2.1 節(jié)所述,1000 m 深度附近的水層是威德爾海的溫度鹽度溶解氧要素顯著變化水層,它代表了威德爾海中層水特征。威德爾海中層水是溫度最高溶解氧最低的水體(參見圖2a2e)。圖5 給出了1000 m 深度水層各水文要素的水平分布及σ-π圖。中層水的溫度空間分布情況與表層水有所不同,在東南部陸架海域,水體的溫度較高,在0.3～0.6℃之間,自東南向西北海域水體溫度逐漸增加,海盆中心溫度約0.15℃。在鹽度空間分布方面,從東部海域沿南極大陸向西的陸架附近海域鹽度都較高,在南極半島陸架外海為一片低鹽水體,大致以40°W 為分界線,東部鹽度高于西部。溶解氧濃度分布較為復(fù)雜,其最大值(＞5 mL·L-1)出現(xiàn)在西南處冰架區(qū)域;中部和西北部海域均為低溶解氧濃度區(qū)域,溶解氧濃度約為4.7 mL·L-1;在東部及北部海域,溶解氧濃度較高。在位勢密度空間分布方面,整個海域中層水體密度較為均一,在南部大陸架附近密度相對較低,在中部深水海域密度最大,約為27.85 kg·m-3,在北部海域密度梯度較大。位勢澀度與溫度的空間分布極為相似,自東南向西北方向逐漸減小,南部大陸架區(qū)域和北部海域澀度較大,其值均大于-3.05 kg·m-3,而中部深水海域和西部靠近南極半島一側(cè)澀度較低,為-3.07 kg·m-3。σ-π圖中顯示該層水體主要分為兩部分,彎曲部分為南極繞極流(Antarctic Circumpolar Current,ACC)水體,水平部分為威德爾海域水體,且π集中在-3.1～-3.0 kg·m-3范圍內(nèi)。

圖5 1000 m 層水體水文特征。a) 位勢溫度(θ);b) 鹽度(S);c) 溶解氧(DO);d) 位勢密度(σ);e) 位勢澀度(π);f) σ-π 圖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 威德爾海深(底)層水

南極底層水(AABW)的水文指標(biāo)為溫度不高于0℃,鹽度為34.60～34.72[19]。威德爾海的南極底層水通常分為兩個部分(表2),即威德爾海深層水(Weddell Sea Deep Water,WSDW)和威德爾海底層水(Weddell Sea Bottom Water,WSBW),其中WSDW 的位勢溫度高于-0.7℃,而WSBW 的位勢溫度則低于-0.7℃[19]。威德爾海深層水是老的涌升的再循環(huán)的底層水,即它的形成可能是威德爾海底層水和繞極深層水垂向混合的結(jié)果[16]。

圖6 給出了4000 m 深度處各水文要素的水平分布及σ-π圖。威德爾海深(底)層水溫度有著低溫高鹽的水體特性,溫度分布呈現(xiàn)出北部溫度低,南部溫度高的特點,北部溫度低于-0.7℃,南部溫度高于-0.65℃;鹽度出現(xiàn)多個低值中心(＜34.65),東部和南部海域鹽度相對較高(＞34.655)。4000 m處水層溶解氧分布復(fù)雜,靠近大陸的海域都表現(xiàn)為低溶解氧濃度區(qū)(＜5.5 mL·L-1),而北部海域則為高氧區(qū)(＞5.75 mL·L-1)。深層海水位勢密度空間差異非常小,中部深水區(qū)域密度相對較大,約27.867 kg·m-3。位勢澀度在中部海域最低,低于-3.19 kg·m-3;在南北兩側(cè)海域較高,高于-3.18 kg·m-3。σ-π圖顯示深(底)層水的性質(zhì)空間差異極小,且密度與澀度呈現(xiàn)出負(fù)相關(guān)關(guān)系,表明此水團(tuán)存在一定的不穩(wěn)定性。

圖6 4000 m 層水體水文特征。a) 位勢溫度(θ);b) 鹽度(S);c) 溶解氧(DO);d) 位勢密度(σ);e) 位勢澀度(π);f) σ-π 圖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

3 威德爾海水團(tuán)及其形成

根據(jù)Deacon[2]對南大洋水團(tuán)的分類,威德爾海水團(tuán)主要分為5 類,即南極表層水陸架水冰架水暖深層水(Warm Deep Water,WDW)和深底層水,Mosby[20]又把表層水分為夏季表層水(SSW)和冬季水(WW)。Carmack 和Foster[19]進(jìn)一步將陸架水劃分為高鹽陸架水(High Salinity Shelf Water,HSSW)和低鹽陸架水(Low Salinity Shelf Water,LSSW),此兩種水團(tuán)有著共同的溫度指標(biāo),但鹽度范圍差異較大。暖深層水在部分陸架區(qū)域性質(zhì)變異,形成了變異暖深層水(Modified Warm Deep Water,MWDW)。表2 概述了威德爾海域較為完整的水團(tuán)分類及其特性,圖7 給出了SOA 觀測數(shù)據(jù)集在θ-S平面的點聚圖。

表2 威德爾海水團(tuán)及其特性Table 2.Properties of water masses in the Weddell Sea

上層水體包括夏季表層水冬季水和陸架水[6],從θ-S點聚圖(圖7)來看,表層水一般都呈現(xiàn)出低溫的特征(-2～-1℃),但鹽度范圍跨度較大,物理性質(zhì)空間變化較大,在θ-S圖上沒有明確的核心區(qū),且夏季表層水鹽度最低。陸架水和冬季水的形成機(jī)制相似,主要在于形成的地理位置不同,陸架水形成于陸架區(qū),而冬季水(WW)則形成于威德爾海的開放洋區(qū),兩者均位于夏季表層水和暖深層水之間[18]。由于受到海水結(jié)冰的影響,其水溫始終較低,結(jié)冰析鹽效應(yīng)使得海水鹽度較高,但不同區(qū)域結(jié)冰程度存在差異。威德爾海存在兩種陸架——開闊陸架和狹長陸架,開闊陸架更有利于海冰的形成,進(jìn)而析出更多的鹽分進(jìn)入到海水中。陸架水根據(jù)鹽度特性的差異分為高鹽陸架水和低鹽陸架水,開闊陸架上主要為高鹽陸架水,而狹長陸架上則主要為低鹽陸架水,高鹽陸架水在陸架水中占據(jù)主導(dǎo)地位[16],以冬季西部陸架最為明顯,即冬季是高鹽陸架水的盛產(chǎn)時間,此時也為威德爾海底層水的形成提供了豐富的水源。正是由于高鹽陸架水的廣泛存在,使得威德爾海成為了南極底層水的主要源地。形成于開闊海域的冬季水,其鹽度在低鹽陸架水和高鹽陸架水之間。

冰架水(Ice Shelf Water,ISW)是南極地區(qū)特有的水團(tuán),被定義為位溫低于-1.9℃的極冷水團(tuán)(表2,圖7),是迄今觀測到的南極最冷的水團(tuán)。冰架水是冰架底部融化的淡水與周圍海水混合后的產(chǎn)物,相比于高鹽陸架水,冰架水的鹽度稍低,溫度也更低。威德爾海西南部開闊陸架處產(chǎn)生的HSSW 進(jìn)入西南部冰架冰腔,冰腔內(nèi)HSSW 造成冰架接地線處的融化,使HSSW 變得更冷且鹽度降低[14],從而形成威德爾海域的冰架水。ISW 會影響WSDW 的形成過程,近些年一些數(shù)值模擬結(jié)果表明,相對高密的ISW 會阻止暖水對冰架底部的融化,進(jìn)而影響到深層水的形成[21-22]。冰架水的形成具有顯著的季節(jié)性特征,通過安裝在南象海豹頭頂?shù)淖詣訙佧}深觀測儀(CTD-SRDLs)所收集的溫鹽數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)(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)時冰架水鹽度相對初冬期較大。

暖深層水(WDW)是威德爾海觀測到的最暖水體,其溫度高于0℃(圖7),它源于南大洋繞極深層水(CDW),CDW 作為南大洋分布最廣的水團(tuán),從30°E 附近流入威德爾海,并部分進(jìn)入威德爾海環(huán)流(Weddell Gyre,WG),從而形成了威德爾海的暖深層水[23]。WDW 作為威德爾海深底層水的主要形成水源,與高鹽陸架水混合,對南極底層水的形成起到了重要作用。另外,WDW 隨威德爾海環(huán)流進(jìn)入陸架區(qū)域,受陸架區(qū)域地形影響會出現(xiàn)涌升現(xiàn)象,位于較淺水層的WDW 與次表層冬季水混合形成變異的暖深層水(MWDW)(圖7)。MWDW 在θ-S點聚圖上的分布主要沿著27.75 等位密線分布,表明該水體不是很穩(wěn)定,容易與次表層和深層水體發(fā)生混合。

圖7 威德爾海SOA 水文觀測數(shù)據(jù)溫鹽點聚圖。其中灰色虛線表示位勢密度等值線Fig.7.θ-S scatter diagram of SOA hydrological observation data in Weddell Sea.The gray dashed lines are potentical density isopycnals

威德爾海的南極底層水包括威德爾海深層水(WSDW)和威德爾海底層水(WSBW)(圖7)。南極大陸附近產(chǎn)生的陸架水和冰架水,與涌升進(jìn)入陸架區(qū)域的變性暖深層水混合,形成了密度更大的水體,在該水體沿陸坡下沉到海底的過程中,又一次與暖深層水混合,形成高密度的威德爾海底層水[2,16]。威德爾海底層水又分為出現(xiàn)于威德爾環(huán)流(WG)邊緣的低鹽高氧水和位于WG 中心的高鹽低氧水,前者源于南極半島更北一側(cè)的低鹽陸架水,占比較少;后者源于威德爾海西南海域的高鹽陸架水,占據(jù)主導(dǎo)地位。研究發(fā)現(xiàn)威德爾海底層水僅產(chǎn)生于西威德爾海域,東威德爾海并未發(fā)現(xiàn)有底層水產(chǎn)生。威德爾海深層水既可以直接生成,也可以由威德爾海底層水和暖深層水在下坡流的過程中混合產(chǎn)生[23-25]。威德爾海深層水之下,其溫鹽剖面顯示為一個薄薄的寒冷的含氧量高的底層水。所以威德爾海深層水是老的涌升的再循環(huán)之后的底層水,而威德爾海底層水是新的充氧的通風(fēng)水團(tuán)。威德爾海深層水的溫度(從最大值0℃)與含鹽量幾乎呈線性相關(guān)(圖7),這種θ-S關(guān)系幾乎代表了整個威德爾環(huán)流的深層水團(tuán)特征,這種近似線性的關(guān)系也反映了WSBW 易與暖深層水混合產(chǎn)生WSDW 的特性。

威德爾海深層水由于流動深度較淺,可隨威德爾環(huán)流向北流動并跨過海脊,進(jìn)一步形成AABW,而威德爾海底層水則始終留在威德爾海盆底部,進(jìn)一步生成威德爾海深層水[2,26-27]。威德爾海是AABW 形成和向赤道輸送的最大源區(qū)[19]。Gordon[28]推測威德爾海底層水的形成速率約為2～9 Sv·a-1,占全部南極底層水總量的50%～90%,AABW 經(jīng)過洋中脊的峽谷穿越赤道到達(dá)北半球大洋的深層或底層,其向北的體積輸運量估算為20 Sv(1 Sv=1×106m3),這對于全球氣候變化具有重要的意義。

4 威德爾海深(底)層水變異

如引言中所述,威德爾海深底層水在過去的幾十年中發(fā)生了明顯的增暖,本節(jié)對威德爾海盆深底層水的長期變化趨勢進(jìn)行分析。

根據(jù)南極底層水的溫鹽范圍,A12 和SR04 斷面(圖1)深層海域分布著大量的南極底層水。圖8給出了A12 斷面和SR04 斷面的溫度等值線垂直橫向剖面圖,可以觀察到在不同年份間,兩個斷面處等溫線均出現(xiàn)明顯的下沉,其中-0.8℃等溫線(黑色方框內(nèi))分別下沉約800 m 和300 m,這表明低于此溫度的水的體積在不斷減少。數(shù)據(jù)分析顯示A12 斷面底層水在1992年的最低溫度低于-0.84℃,到2000年已上升至-0.8℃,2008年之后溫度低于-0.8℃的水已完全消失,2014年底層水溫度上升至-0.75℃(圖8a 綠色虛線),且-0.75℃等溫線已下沉到1992年-0.8℃等溫線所在深度。1989年SR04 斷面底層水最低溫度為-0.9℃,而2010年底層水最低溫度上升至-0.8℃,溫度低于-0.85℃的底層水已完全消失,2010年-0.75℃等值線(圖8b 綠色虛線)已下沉至1989年-0.8℃以下。統(tǒng)計結(jié)果顯示A12 和SR04 斷面4000 m以深的溫度變化趨勢分別為 0.018 ℃·a-1和0.024 ℃·a-1。

圖8 等溫線多年變化情況。a) A12 斷面;b) SR04 斷面Fig.8.Isotherms change over many years.a) A12 section;b) SR04 section

鹽度等值線變化與溫度相比較為復(fù)雜,此處采用填色圖展示(圖9 和圖10),A12 和SR04 兩個斷面處的底層水的鹽度自20世紀(jì)90年代初到21世紀(jì)初總體呈現(xiàn)出增大趨勢。統(tǒng)計結(jié)果顯示,1989—2010年A12 和SR04 斷面4000 m 以深海水的鹽度變化趨勢分別為0.0009 a-1和0.0016 a-1。但兩個斷面的底層鹽度都存在先增大再減小的變化趨勢,且其變化趨勢存在一定的周期性。圖11為A12SR04 斷面4000 m 以深水層的溫鹽散點圖,可以看到底層水除明顯的升溫以外,底層鹽度的變化具有一定的周期性特征。A12 斷面底層鹽度在1992—2014年始終在34.645～34.65 之間震蕩,而SR04 斷面底層鹽度在1992—2010年則始終在34.635～ 34.645 之間來回震蕩。

圖9 不同年份的A12 斷面鹽度剖面圖Fig.9.Salinity profile distribution of section A12 in different year

圖10 SR04 斷面鹽度變化剖面圖Fig.10.Salinity profile distribution of section SR04

圖11 4000 m 以深水層溫鹽點聚圖。a) A12 斷面;b) SR04 斷面。其中灰色點劃線為位勢密度等值線Fig.11.θ-S diagram below 4000 m.a) A12 section;b) SR04 section.Gray dash dot lines are potential density isopycnals

以上結(jié)果均表明在A12 和SR04 兩個斷面處的南極底層水在過去20 多年的時間內(nèi)呈現(xiàn)出溫度升高鹽度增大的趨勢。值得注意的是,南極其他海盆底層水呈現(xiàn)出溫度升高鹽度減小的變化特征[29],即南極底層水的鹽度變化趨勢存在區(qū)域不一致性。

圖12 給出了A12 和SR04 斷面2010年的溫度和鹽度分別較1989年和1992年的變化情況。A12 斷面的增暖主要集中在64°S 以北和緊鄰南極大陸的陸坡處,而這兩處正好與WG 的北支和南支相對應(yīng);垂向上增暖主要發(fā)生在2500 m 以淺和4000 m 以深的水層;鹽度增大區(qū)域與溫度基本相同。SR04 斷面溫度和鹽度的變化也都集中在2000 m 以淺和4500m 以深的水層,增暖信號自500 m 開始沿陸坡向下延伸到海底(圖 12c),40°W～45°W 之間和25°W～28°W 之間存在兩個增暖峰值區(qū),同時也對應(yīng)兩個鹽度增大峰值區(qū)。

不論是A12 斷面還是SR04 斷面,溫鹽變化極值都出現(xiàn)在 WDW 與WSBW 所處位置,而WSDW 的溫鹽變化則相對較小。雖然已有研究證明WSDW 可直接由上層冰蓋下的復(fù)雜過程直接生成,但只占很小的比例[18-21],絕大部分的WSDW 仍主要靠WDW 和WSBW 作為前沿水團(tuán)來生成[16]。而WSBW 的形成又與WDW 及高鹽陸架水密切相關(guān),首先受海-氣通量等影響,上層水體的溫度和鹽度最早發(fā)生變化影響 WDW,WDW 進(jìn)一步與高鹽陸架水混合產(chǎn)生WSBW 并沿陸坡下滑至海底,從而將變化信號傳到深層產(chǎn)生了WSDW(圖12c)。

圖12 A12SR04 斷面2010年的溫度θ 和鹽度S 分別較1989年和1992年的差異。a) A12 斷面2010年與1992年溫度差異;b) A12 斷面2010年與1992年鹽度差異;c) SR04 斷面2010年與1989年溫度差異;d) SR04 斷面2010年與1989年鹽度差異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

圖13 是A12 和SR04 斷面多年重復(fù)觀測數(shù)據(jù)平均后的位勢溫度和位勢密度分布,圖中分別根據(jù)溫度和密度對WDWWSDW 和WSBW 三種水團(tuán)進(jìn)行了劃分,顯然不同指標(biāo)下三類水團(tuán)的分界存在些許不同。由于在數(shù)據(jù)測量過程中,鹽度的測量相對誤差大于溫度且鹽度的這種誤差會包含在密度的測量誤差中,因此此處我們采用溫度指標(biāo)來劃分三種水團(tuán),即 WDW(θ＞0 ℃)WSDW(-0.7 ℃＜θ＜0℃)WSBW(-1.3℃＜θ＜-0.7℃)。各水團(tuán)的溫度變化與其相應(yīng)水層中的熱含量有關(guān)[4],因此我們可以通過對某一斷面進(jìn)行多年平均來獲得一個更有代表性的低周期的長時間序列測量值,其中溫度和鹽度計算誤差分別約為0.001 和0.0002。

對A12 斷面,我們選取56°S～70°S 之間的觀測站點,按照圖13a 中三類水團(tuán)的溫度劃分標(biāo)準(zhǔn),將WDWWSDWWSBW 對應(yīng)范圍內(nèi)的溫度和鹽度數(shù)據(jù)進(jìn)行平均,得到圖14所示結(jié)果。該結(jié)果和Smedsrud[4]和Fahrbach 等[6]的結(jié)論一致,在所觀測到的范圍內(nèi)WDW 被觀測到的溫度最大變化值約為0.08℃。實際上,大范圍平均的結(jié)果必然會小于局部的變化,即部分區(qū)域的WDW 溫度變化大于0.08℃。從20世紀(jì)80年代后期,WDW 就已經(jīng)處于升溫狀態(tài)[30],1999—2002年,WDW 的平均溫度下降到90年代初的水平,而2005年的數(shù)據(jù)則表明,WDW的降溫趨勢已經(jīng)結(jié)束,溫度開始重新上升,雖然在2008—2010年間出現(xiàn)了一次微弱的降溫,但在此之后則出現(xiàn)迅速增溫的趨勢。WDW 的鹽度在20世紀(jì)90年代呈下降趨勢,至1999年達(dá)最低值,90年代末迅速上升,2002—2010年鹽度變化與1992—2000年基本一致,鹽度的變化趨勢從1992年開始呈現(xiàn)出先減小后增大的趨勢(圖14),2014年與1992年相比鹽度差異很小,鹽度基本恢復(fù)到了1992年和2002年的大小,此處可認(rèn)為WDW 的鹽度具有一定的年代際變化周期,但由于觀測年份的缺失和觀測時間間隔的不一致,不足以完全證實此周期真實性。

圖14 1992—2014年A12 斷面56°S—70°S 范圍內(nèi)WDWWSDW 和WSBW 水團(tuán)平均的位勢溫度和鹽度隨時間的變化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 的位勢溫度從1989年至2014年處于一個曲折上升的過程,在1996—1999年和2000—2002年出現(xiàn)了明顯的上升停滯,此后幾乎一直保持升溫狀態(tài),通過對比1992年和2014年斷面結(jié)果(圖8),WSBW 的性質(zhì)發(fā)生了明顯的變化,-0.8℃等溫線的下移乃至消失,標(biāo)志著更冷的 WSBW在此斷面處徹底消失。而WSBW 的鹽度變化與WDW 鹽度趨勢基本相同,最大值出現(xiàn)在2010年,不同的是WSBW 的平均鹽度呈微弱的上升趨勢。WSDW 的溫度在1992—2002年出現(xiàn)較為明顯的上升,但溫度變化僅為0.02℃,是三種主要水團(tuán)中溫度變化最小的一類水,在2002年溫度達(dá)到最大值。鹽度在1992—2014年變化趨勢與WSBW基本一致,2002年鹽度出現(xiàn)最大值,此后鹽度下降。分析發(fā)現(xiàn)WSBW 和WSDW 鹽度變化趨勢一致,可能都存在7～9年的年際變化周期。此處分析的WSDW 與Fahrbach 等[30]采用中性密度作為水團(tuán)劃分標(biāo)準(zhǔn)不同,因此分析得到在2005年之后鹽度下降的結(jié)果不一致。對SR04 斷面則僅選擇15°W—50°W 之間且深度大于4000 m的觀測站點,結(jié)果如圖15所示。和A12 斷面相似,WDW 的位勢溫度變化最大值接近 0.08℃,90年代前期WDW 溫度上升,后期溫度下降,1996年升至最高值,2008年溫度降至最低值,2008年后溫度又開始上升。WDW 的鹽度和溫度在同一時期測得最大值,其整體的變化趨勢與溫度基本一致。

圖15 1989—2010年SR04 斷面15°W—45°W 范圍內(nèi)WDWWSDW 和WSBW 水團(tuán)平均的位勢溫度和鹽度隨時間的變化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 的位勢溫度在1989—1990年1996—1998年呈下降趨勢,最小值出現(xiàn)在1990年;在1990—1996年1998—2010年間呈上升趨勢,最大值出現(xiàn)在2010年。WSDW 的溫度變化則是在1992—19961998—2005年呈下降趨勢,其余年份呈上升趨勢,最大值出現(xiàn)在1998年。而WSDW與WSBW 的鹽度變化趨勢幾乎與WDW 的鹽度變化趨勢完全一致,都呈現(xiàn)出先減小后增大的變化趨勢,均在1996年鹽度達(dá)到最大值,且變化趨勢都存在約7～9年的周期。

Fahrbach 等[6]解釋了20世紀(jì)90年代WDW變暖的原因是西風(fēng)異常情況下威德爾環(huán)流和ACC 之間的邊界出現(xiàn)由不穩(wěn)定性導(dǎo)致的流入增加。環(huán)流的強(qiáng)弱直接導(dǎo)致了后續(xù)WDW 的溫度變化,強(qiáng)流過后伴隨而來的則是 WDW 的暖期。Fahrbach 等[30]通過分析WDW 水層厚度的變化發(fā)現(xiàn)WDW 的溫度變化與其厚度變化緊密相關(guān)。威德爾環(huán)流作為一個氣旋式環(huán)流,其內(nèi)部處于上升流的狀態(tài),因此環(huán)流強(qiáng)弱會影響內(nèi)部水團(tuán)厚度,進(jìn)而影響水團(tuán)的溫度和鹽度。

事實上,A12 斷面觀測到的WSDW/WSBW 是形成于西南威德爾海區(qū),并通過WG 的環(huán)流作用輸運而來。20世紀(jì)90年代初WDW 增暖,而深底層水溫度變化很小甚至出現(xiàn)下降趨勢,在90年代末A12 斷面處WDW 的溫度降低而WSDW 的溫度上升,2002年之后WDW 逐漸降溫而WSDW逐漸升溫,這表明WSDW/WSBW 的溫度變化滯后于WDW,滯后時間約為6年,WDW 通過WG南支沿陸架向西輸運,輸運過程中在西南威德爾海區(qū)域產(chǎn)生WSBW,生成的WSBW 再隨WG 北支返回0°W,這與WG 的周期(3～8年)相符合。因此,90年代末開始的WSBW 的增暖實際上是由90年代初WDW 的增暖所致,而WDW 在2005年之后的增暖則會造成新一輪的WSBW 增溫。

而SR04 斷面僅從溫度來看,威德爾海盆內(nèi)WSBW 變化滯后于WDW 約2年,WSDW 變化滯后于WSBW 約2年。由于SR04 斷面幾乎斜跨整個威德爾海盆,且WG 主要進(jìn)行經(jīng)向水團(tuán)輸運,在做大范圍平均的同時,會削弱三類水團(tuán)之間的時間相關(guān)性,因此僅能看出有著2年的滯后期,理論上時間可能大于2年。A12 和SR04 斷面結(jié)果均顯示三類水團(tuán)的鹽度可能存在準(zhǔn)年代際變化周期,周期約為7～9年,雖然此周期僅僅是從大面積平均的結(jié)果得出,但在考慮區(qū)域性水團(tuán)性質(zhì)的變異時具有一定的代表意義。WSBW 和WSDW的鹽度變化與WDW 緊密相關(guān),事實上,WDW 溫度的變化也存在先增大后減小的變化趨勢,鹽度的變化可通過溫度的變化來解釋。假使溫度變化主要由于其水層增厚/變薄所致,那么鹽度也會存在相應(yīng)的變化,Fahrbach 等[6]得出的西風(fēng)異常會影響WDW 溫度變化結(jié)論,西風(fēng)異常的周期用來解釋鹽度的變化周期也更加貼切。

應(yīng)當(dāng)注意,底層水的溫鹽變化還受到表層結(jié)冰融冰等影響,相對比較復(fù)雜,而表層水受季節(jié)變化影響較大,且2010 和1992年兩次觀測的時間不一致,也會對分析結(jié)果產(chǎn)生較大誤差,所以此處僅考慮深底層水的溫度和鹽度更多地受WDW影響,其他過程對底層水的影響還需進(jìn)一步分析研究。

5 總結(jié)

本文第一部分圍繞威德爾海各水團(tuán)的特征和分布情況,通過SOA 數(shù)據(jù)總結(jié)概括了前人在威德爾海海區(qū)及其鄰近海域基于海洋觀測資料所取得的一系列成果,并針對各水團(tuán)補(bǔ)充了“位勢澀度”這一物理屬性,結(jié)合σ-π圖對該海域“三明治結(jié)構(gòu)”水團(tuán)的空間差異進(jìn)行了分析。

第二部分通過分析多年重復(fù)觀測資料(WOCEGO-SHIP)發(fā)現(xiàn)威德爾海的南極底層水在1989—2014年間呈現(xiàn)溫度升高鹽度增大的變異特征;深底層水所覆蓋面積明顯減少,至2008年溫度低于-0.8℃的底層水幾乎完全消失;該海區(qū)的暖深層水深層水底層水在近20～30年都存在明顯的升溫趨勢,并認(rèn)為WSBW/WSDW 兩類水團(tuán)的增溫主要由 WDW 的變暖而引起,且 WSBW/WSDW 溫度變化滯后于WDW 約5～8年。20世紀(jì)90年代末WSBW 的增暖由90年代初WDW 增暖所致,2005年之后WDW 的增暖則可能會造成WSDW/ WSBW 在2010年之后的又一次升溫。WSBW 和WSDW 的平均鹽度也呈現(xiàn)增加趨勢(圖9 和圖10),并推測其鹽度變化趨勢可能存在準(zhǔn)年代際周期,其變化同樣受WDW 影響較大。

Gordon 等[31]的工作表明威德爾海底層水的季節(jié)變化與局地風(fēng)場變化相關(guān),而年際變化與威德爾環(huán)流的變異相關(guān)。雖然從風(fēng)場異常的角度可以解釋深底層水的溫度變化,但其鹽度的變化存在更加復(fù)雜的過程,觀測數(shù)據(jù)的不連續(xù)性以及觀測季節(jié)的不一致性,都會對分析結(jié)果產(chǎn)生一定的誤差。因此有必要進(jìn)一步在威德爾海開展調(diào)查工作,特別是長期的連續(xù)觀測,有利于分析研究全球變暖背景下威德爾海環(huán)流和水團(tuán)變異的過程以及相關(guān)機(jī)制。