地球科学进展

地球科学进展, 2020, 35(9): 962-977 DOI: 10.11867/j.issn.1001-8166.2020.076

全球变化研究

南大洋海温长期变化研究进展

龙上敏,1,2, 刘秦玉3,4, 郑小童3,4, 程旭华1,2, 白学志1,2, 高臻2

1.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 210098

2.河海大学，海洋学院，江苏 南京 210098

3.中国海洋大学物理海洋实验室，海洋与大气相互作用与气候实验室，山东 青岛 266100

4.青岛海洋科学与技术试点国家实验室，山东 青岛 266100

Research Progress of Long-term Ocean Temperature Changes in the Southern Ocean

Long Shangmin,1,2, Liu Qinyu3,4, Zheng Xiaotong3,4, Cheng Xuhua1,2, Bai Xuezhi1,2, Gao Zhen2

1.Key Laboratory of Marine Hazards Forecasting，Ministry of Natural Resources，Hohai University，Nanjing 210098，China

2.College of Oceanography，Hohai University，Nanjing 210098，China

3.Physical Oceanography Laboratory of Ocean University of China，Ocean-Atmosphere Interaction and Climate Laboratory，Qingdao 266100，China

4.Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology，Qingdao 266100，China

收稿日期: 2020-07-16   修回日期: 2020-08-15   网络出版日期: 2020-10-27

基金资助: 国家自然科学基金青年科学基金项目“热带印度洋SST对全球变暖的慢响应过程”.  41706026
国家重点研发计划项目“海洋—海冰参数和物理过程的观测数据集构建与模式评估”.  2017YFA0604600

Received: 2020-07-16   Revised: 2020-08-15   Online: 2020-10-27

作者简介 About authors

龙上敏（1988-），男，湖南永州人，讲师，主要从事气候变化和海洋环流研究.E-mail:smlong@hhu.edu.cn

LongShangmin(1988-),male,YongzhouCity,HunanProvince,Lecturer.Researchareasincludelarge-scaleclimatechangeandoceancirculation.E-mail:smlong@hhu.edu.cn

摘要

近几十年来，南大洋是全球吸热最显著、存储热量最多的洋盆，但其海温变化的机制以及演变过程至今还不清楚，因此南大洋成为近年来气候变化研究的热点海域。通过回顾有关南大洋海温长期变化的观测事实和模式模拟的研究结果，介绍了前人研究中有关风场、表面热通量、海冰等不同因素在南大洋海温变化中的作用，以及海洋平均环流、海洋涡旋等海洋内部动力过程对南大洋海温的调整机制，并提出从海洋对外辐射强迫的快、慢时间尺度响应这一角度来全面理解南大洋海温的变化机理和演变过程。最后结合目前的研究现状和未来需要深入研究的问题进行了探讨和展望，以期推动在气候变化背景下对南大洋内部响应过程本质的认识和其气候效应方面的研究。

关键词： 南大洋 ; 气候变化 ; 快、慢响应 ; 上升流 ; 涡旋

Abstract

In the recent decades， a large amount of anthropogenic heat has been absorbed and stored in the Southern Ocean. Results from observations and climate models' simulations both show that the Southern Ocean displays large warming in the upper and subsurface ocean that maximizes at 45°~40°S. However， the underlying mechanisms and evolution processes of the Southern Ocean temperature changes remain unclear， leaving the Southern Ocean to be a hotspot of climate change studies in the recent years. The present study summarized the current progress in the observations and numerical modeling of long-term temperature changes in the Southern Ocean. The effects of changes in wind， surface heat flux， sea-ice and other factors on the ocean temperature changes were presented， along with the introduction to the role of oceanic mean circulation and eddies. The present study further proposed that a deepening of the understanding in the Southern Ocean temperature change may be achieved by investigating the fast and slow responses of the Southern Ocean to external radiative forcing， which are respectively associated with the fast adjustments of the ocean mixed-layer and the slow evolution of the deep ocean. Specifically， the striking and fast mixed-layer ocean warming north of 50°S is tightly related to the surface heat absorption over upwelling regions and wind-driven meridional heat transport， resulting in enhanced warming around 45°S. While in the slow response of the Southern Ocean temperature， the enhanced ocean warming shifts southward and downward， mainly associating with the heat transfer from oceanic eddies. The Southern Ocean temperature has pronounced climatic effects on many aspects， such as global energy balance， sea-level rise， ocean stratification changes， regional surface warming and atmospheric circulation changes. However， large model biases/deficiencies in simulating the present-day climatology and essential ocean dynamic processes last in generations of climate models， which are the main challenge in advancing our understanding in the mechanisms for the Southern Ocean climate changes. Therefore， to achieve reliable future projections of the Southern Ocean climate， substantial efforts will be needed to improve the model performances and physical understanding in the relative role of various processes in ocean temperature changes at different time scales.

Keywords： Southern Ocean ; Climate change ; Fast and slow responses ; Upwelling ; Eddies.

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本文引用格式

龙上敏, 刘秦玉, 郑小童, 程旭华, 白学志, 高臻. 南大洋海温长期变化研究进展. 地球科学进展[J], 2020, 35(9): 962-977 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2020.076

Long Shangmin, Liu Qinyu, Zheng Xiaotong, Cheng Xuhua, Bai Xuezhi, Gao Zhen. Research Progress of Long-term Ocean Temperature Changes in the Southern Ocean. Advances in Earth Science[J], 2020, 35(9): 962-977 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2020.076

1 引 言

自工业革命以来，化石燃料等物质的大量燃烧导致大气中的温室气体浓度不断增长，随之而加强的温室效应改变了地球的热量平衡，使得更多热量被保留在气候系统中。近几十年，这些额外增加的热量中超过90%的部分是被海洋所吸收和存储的［1~4］。由于海洋占地球表面积超过70%且具有远超大气的热容量，因此可以极大地迟缓全球表面温度的快速上升，从而扮演了气候调节器的角色，例如对近期全球平均气温增长停滞的调控作用等［5~7］。世界气象组织公布的2019年全球平均温度（Global-mean Surface Temperature，GMST）相对于工业革命前已经上升了1.1 ℃，与2015年《巴黎协定》制定的1.5 ℃低增温目标相比，目前所剩的增温空间已经很小，而如果没有海洋的热存储作用，当前全球表面温度的上升幅度将更为剧烈。观测数据表明，近几十年几乎全球海洋都在增暖，但北大西洋和南大洋（30°S以南）的次表层海温增长最为显著［5，8］。据估计，近些年全球海洋增加的热容量中，超过50%的部分存储在南大洋中［9，10］。

南大洋具有其独特的海洋动力环境（图1），南半球西风带驱动出向赤道方向的艾克曼（Ekman）输运，使得其南侧海水辐散从而形成强烈的上升流，深层的冷水因此可以直达海表，从而极大地降低海表面温度（Sea Surface Temperature，SST）。上升流输送到表面的海水大部分被Ekman流输送向北并在西风带北侧（40°S附近）辐合下沉，其最大深度可达千米，这一位置也是南极中层水和亚南极模态水的生成源地。由此伴随的表层海水向北及向下运动和深层海水向南及向上的经向运动构成了南大洋的浅层经圈翻转环流（Meridional Overturning Circulation， MOC），称之为Deacon Cell［11］。此外，还有一部分上升流输送到表面的海水被向南输运到南极大陆附近，在海水结冰的盐析作用下其密度会极大增加，从而在威德尔海和罗斯海等地区出现直达海底的深对流，形成全球海洋的底层水［12］，而底层水的变化会显著影响深层和底层海温的变化［13］。

图1

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图1   南大洋水文环境及动力过程示意图（据参考文献[11]修改）

Fig.1   Schematic diagram of the hydrological environment and dynamical processes in the Southern Ocean (modified after reference [11])


南大洋的等密度面自表到底都有很强的倾斜性，使得西风带驱动出来的南极绕极流（Antarctic Circumpolar Current，ACC）的深度甚至可以到达海底［14］。南大洋等密面的倾斜一方面有利于中层水的辐合下沉及亚南极模态水的潜沉，并导致海表吸收的热量可以有效进入海洋内部存储起来［11，15］；另一方面也会引起不稳定，产生强烈的海洋涡旋活动，而涡旋活动则会倾向于减弱等密面的倾斜，因此对ACC和经向翻转环流起着一定程度的反向抑制作用［16，17］，并且会对南大洋内部热量的分配产生影响。南大洋具有独特且复杂多变的海洋动力环境，不同的海洋过程会共同影响南大洋海表吸热和内部热量再分配，从而影响区域及全球气候［17］。

此外，由于南大洋贯通印度洋、太平洋和大西洋的南边界，它既会影响这3个洋盆的气候［18］，也会通过大气桥等过程受到其他洋盆变化的影响［19~22］。因此，南大洋水文环境一旦发生长期的趋势性变化，就可能会对全球气候系统造成一些根本性的、甚至是不可逆转的影响［23］。全球变暖背景下南大洋对热量的大量存储虽然可以有效地迟缓表面温度的增长，但这些吸收到海洋内部的热量并不会消失，南大洋内部缓慢增温后会在长时间尺度上反馈于表面气候的变化，因此在不同时间尺度上，南大洋海温的变化情况及对气候系统的反馈作用也不尽相同［24，25］。关于南大洋海温变化的研究在近些年开始得到极大关注，其长期变化状况和背后的物理机制是近年来气候变化研究的前沿热点问题，而有关南大洋海温变化及相应海洋热容量增长的机制更是其中的重点和难点。

不同海洋过程在外辐射强迫①（① 外辐射强迫指在如二氧化碳浓度或太阳辐射的变化等外部因素的变化下，对流层顶垂直方向上的净辐射变化带来的对气候系统的辐射强迫。）下对海温产生显著作用所经历的时间不同，因此与各类过程相关的海温响应会发生在不同时间尺度上，如与混合层过程及风生环流相关的上层海温的响应时间很快（几年左右），而与深层海洋的热扩散和热盐环流相关的深层海温的响应时间则相对较慢（几十到几百年）。从海洋内部热收支的角度来说，海洋在得到了额外热量后，原本的热平衡状态被打破，进而会在快、慢两个时间尺度上进行内部调整来再分配这些新增加的热量，从而达到新的平衡态［24，25］。那么如何在海洋对外辐射强迫不同时间尺度的响应这一框架下来理解南大洋海温的变化特征，则是区域气候变化的重要问题。本文将在这一框架下针对南大洋海温长期变化的观测事实、模式模拟方面的研究结果等进行回顾。需要特别指出的是，未来伴随着南极臭氧空洞的逐渐消失和人类对气溶胶排放的控制，温室气体的增长将是南大洋在21世纪末面临的最大外辐射强迫来源，因此本文进一步利用最新一代的15个气候模式在4倍CO2突增理想试验情景下的模拟结果，从时间尺度分离的角度来理解南大洋海温长期变化的具体过程及其气候效应，最后对目前存在的问题和未来几年有望取得突破的重点研究方向进行了展望。

2 南大洋海温长期变化观测事实及模式模拟结果

2.1 南大洋海温长期变化观测结果

近几十年来，全球变暖是气候系统最显著的变化特征，随着GMST的不断增长，南大洋海温也随之产生了一系列的响应。早在2002年，Gille［26］就基于浮标资料发现了从1950s以来南大洋次表层（700~1 100 m）海水增暖幅度显著高于全球其他大部分海区，且增暖位置出现在ACC附近。其进一步的研究也表明这种增暖现象从1930s开始可能就存在于ACC附近的上1 000 m层次，具有垂向一致性增暖的特征，且在次表层达到极大值［27］。而其他研究利用1960年以来收集的观测数据同样表明南大洋中纬度地区上层1 000 m海水都呈现出快速增暖的特征，并伴随着表层海水淡化的现象［28，29］。Roemmich等［30］根据Argo浮标观测也发现，自2006年以来全球上层2 000 m海洋中67%~98%的海洋热容量增长发生在南半球60°~20°S的范围，最大值则位于45°~40°S。

本文利用不同观测及重构数据分析的结果也显示（图2a，b），1950—2019年南大洋45°~40°S附近表层到次表层（0~2 000 m）呈现出远超全球大部分海洋的显著增暖趋势，增暖大值区基本对应南大洋副极地锋面和深混合层所在位置［33］，与前人研究结果一致［3，30，34，35］。在60°S以南则表现出表层增温较弱或降温而次表层增温的趋势［34，36］。1980s以来，在50°S以南上层海洋的变冷趋势有所加强，特别是在南极大陆附近（图2c，d），但次表层仍然表现出变暖的特征［37，38］。而同期也出现了南半球西风带的南移和加强［39］，这与大气中温室气体浓度不断增多和南极上空臭氧层的破坏有关［38~41］。此外，有研究表明在别林斯高晋海和威德尔海陆架区的深层海温也在近几十年存在年代际尺度的增暖信号［36］。

图2

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图2   纬向平均的南大洋海温在1950—2019年和1980—2019年的变化趋势图

（a）和（c）来自中国科学院大气物理研究所（IAP）的海温重构数据[31]，（b）和（d）来自英国气象局的EN4.2.1数据[32]；图中填色为变化趋势，等值线为1950—1999年平均的气候态，图2a中的绿色等值线为CMIP6多模式集合平均的历史时期模拟结果（1950—2014年海温变化趋势）

Fig.2   Linear trend of zonal-mean ocean temperature in the Southern Ocean during 1950-2019 and 1980-2019

(a) and (c) are results based on data from Institute of Atmospheric Physics Chinese Academy of Sciences (IAP)[31], while (b) and (d) are results based on data from Met office Hadley center (EN4.2.1)[32], with color shaded for the linear trend, black contours for the annual-mean climatology of 1950-1999 and green contours for the Multi-model Ensemble-mean (MME) linear trend of ocean temperature during historical period (1950-2014) in CMIP6


IPCC最近发布的关于海洋和冰冻圈变化的特别评估报告指出，在1970—2017年南大洋的上层2 000 m存储了35%~43%全球海洋额外吸收的总热量，这一比例在2005—2017年提高到45%~62%，说明近些年南大洋在全球海洋热存储中相对贡献的提升［42］。而有研究指出，由于南大洋观测数据在早期稀少和处理方法的局限性，1970年以来对南大洋增暖幅度的估计可能被低估了［43］。这一局限性在2005年以后才得到了改善，主要原因是观测数据质量和南大洋观测样本个数方面在Argo观测开始后才得到了极大提高。近些年南大洋相对重要性的增长一方面可能与数据估计精度的提高有关，但主要与温室气体和气溶胶强迫分布的空间差异性有关。温室气体在空间上混合较均匀，而气溶胶则有很强的地域性（主要集中在北半球），因此气溶胶强迫的冷却效应在北半球最显著。前人研究表明，1870—2005年北半球气溶胶的冷却作用在很大程度上抵消了一部分温室气体的增暖效应，导致南半球相对北半球的海洋吸热大很多［10，44］。

总而言之，不同观测数据的研究结果均显示，南大洋自1950s以来在各个纬度的次表层几乎都存在显著的海水增暖，尤其是在ACC附近的深混合层区。而自1980s以来，60°S以南表层海水出现了明显的变冷趋势。但不同观测数据得到的南大洋增暖的幅度和水平及垂直分布结构还存在一定差异，这与观测样本数量、数据质量和处理方法等有关［3，31］。

2.2 南大洋海温长期变化模式模拟结果

对南大洋海温变化物理机制的理解离不开数值模式的帮助，图2a中的绿色等值线为参加第六期耦合模式间比较计划（Phase 6 of Coupled Model Intercomparison Project， CMIP6）的15个模式集合平均的海温增暖结果。这些模式为BCC-CSM2-MR、BCC-ESM1、CAS-CSM1-0、FGOALS-f3-L、NESM3、CanESM5、CESM2、CNRM-CM6-1、CNRM-CM6-1-HR、CNRM-ESM2-1、EC-Earth3-Veg、HadGEM3-GC31-LL、IPSL-CM6A-LR、MPI-ESM1-2-HR和UKESM1-0-LL，其中前5个模式来自中国。可以看出，尽管目前气候模式对近些年50°S以南表层海温变冷趋势的模拟还存在一定偏差，但已经能较好地再现45°~40°S附近南大洋0~2 000 m海温增暖大值的纬度和深度分布特征。这种海温变化特征与伴随的大气环流变化情况（即南半球西风带加强及南移）在大量模式模拟中都得到了再现［8，31，35，44，45］。而不论在未来高外辐射强迫情况（如4倍CO2增长、RCP8.5等）或低排放情景下（如RCP2.6或1.5 ℃增温情景等），气候模式预估南大洋海温变化的分布特征也类似于近几十年来观测中的结果，即海表吸热最大的位置位于南大洋上升流区，而最大增温区则位于40°~45°S附近，南极洲附近的次表层乃至深层海温也有显著增暖信号，并伴随西风带的南移和加强［25，41，46~49］。

从外强迫的角度而言，近几十年中温室气体浓度增长、南极高空臭氧损耗和气溶胶的变化都会对南大洋海温的水平和垂直方向上的分布造成影响。Swart等［50］通过诊断归因方法和数值模式模拟结合，详细分析了不同强迫场对南大洋温度和盐度变化的相对贡献，其研究表明近几十年南大洋海水增温和淡化的趋势不能用自然变率来解释，而应该归因于外强迫变化。其中温室气体浓度的不断增长和南极臭氧空洞的存在是其中两个最主要的因素，二者对近几十年南大洋海温变化的效果是一致的，因为二者都使南半球西风带加强并南移。但数值模式模拟结果表明，未来南极臭氧空洞的逐渐恢复会逐渐抵消一部分温室气体对南大洋气候的影响［51］，同时由于气溶胶排放也会不断减少，这都将会对南、北半球在全球海洋储热中的相对贡献造成影响［9，10，44］。

由以上结果可以看出，数值模式对近几十年南大洋海温长期变化的主要变化特征的模拟与观测结果基本一致，因此气候模式能较好地模拟出南大洋在全球海洋吸热和储热中的主导地位。但需要注意的是，模式在南大洋海温的增暖幅度及南极大陆附近的海温变冷趋势的模拟上还存在一定偏差，这可能与模式分辨率的不足以及对南大洋海洋动力过程、云及南大洋海气相互作用过程等的模拟偏差有关。

3 南大洋海温长期变化机制及其气候效应

3.1 南大洋海温长期变化机制

南大洋海温变化特征形成的形成机制涉及多种海洋和大气过程，认识南大洋海温变化的机理需要理解南大洋海表吸热和内部热量再分配的具体机制。并需要根据不同过程引起的海温响应时间尺度不同这一特征进行综合分析。理论预测及数值模式模拟的结果均表明，由于存在从表层到深层的通风现象，南大洋和北大西洋的次表层海温会比其他海域增温更快［48~50，52］。从外强迫的角度来说，造成近几十年来南大洋海温长期变化的最大强迫源是温室气体浓度的不断增长和南极臭氧空洞的存在［38~40，44］。此外，气溶胶强迫［53~55］和火山喷发［46，56］也会对南大洋气候产生一定影响。不同的外强迫会通过影响风场、表面热通量和海冰分布等改变南大洋海表面的吸热效率，平均流和涡旋活动、深对流等海洋过程的热量再分配，从而影响南大洋海温的变化幅度和空间结构。如前所述，不同过程引起的海温变化会发生在不同时间尺度，Held等［57］提出，在全球变暖背景下，混合层海洋的温度增长快，而深层海温变化较慢，将二者称之为海洋对全球变暖的快、慢响应。海洋对全球变暖的两种时间尺度的响应对南大洋SST和表面气温的变化有明显作用（图3），在4倍CO2突增理想实验中，CMIP6模式模拟得到的全球及南大洋SST的变化均表现出前10年快速增长和10年后缓慢增长的特征，前人研究表明，这实际上分别对应了混合层海洋的快速调整和深层海洋缓慢增温对表面气温的反馈作用［24，57，58］。因此，在当前全球变暖背景下南大洋海温的变化会同时涉及到其对外辐射强迫快、慢时间尺度的响应过程。以下将从该角度对南大洋海温变化的机制和过程进行总结和讨论。

图3

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图3   SST和表面2 m气温（TAS）在4倍CO2突增理想实验中的变化图

实线为全球平均；虚线为南大洋平均；垂直虚线为第10年的位置

Fig.3   Changes in Sea Surface Temperature (SST) and surface air temperature at 2 m (TAS) in the abruptly quadrupled CO2 experiment

Solid line for global-mean, dotted line for the Southern Ocean-mean, the vertical dotted lines indicates the time of year 10


我们基于Held等［57］和Long等［58］提出的诊断方法，利用4倍CO2突增理想试验的结果分离得到了多模式集合平均的南大洋快、慢响应中的海温变化（图4），可以发现二者的空间结构截然不同：快响应造成海温在50°S以北0~600 m显著增暖（图4a），与之相对应的是经圈环流整体增强且向南偏移（图4b），其中上升流显著增强；在慢响应中，海温增暖大值区相对于其在快响应中向南偏移且向下扩展到更深层次（图4c），经向流函数则整体减弱，且在50°S以北显著减弱（意味着下沉运动的减弱，图4d）。因此南大洋对外辐射强迫的快、慢响应中的海洋动力过程及热力结构的变化有明显区别，这意味着主导南大洋内部海温变化的物理过程在不同时间尺度上存在本质差异。

图4

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图4   快、慢响应中纬向平均的海温（Temp）和经向流函数表征的经向翻转环流（MOC）变化图

（a）和（c）为海温变化，（b）和（d）为经向流函数变化，等值线为各自的气候态

Fig.4   Changes in zonal-mean ocean temperature (Temp) and meridional streamfuction-indicated Meridional Overturning Circulation (MOC) in the fast and slow responses

(a) and (c) for temperature， (b) and (d) for meridional streamfuction, contours are their climatology


3.1.1 表面热通量和风场强迫的贡献

前人对于南大洋海温变化的研究大多数是从海表净热通量和表面风场变化的角度出发，二者的贡献也是人们关注的焦点。首先，要理解海温增长的原因需要了解以海表净热通量通量表征的南大洋海表的吸热过程：在气候平均态下，南大洋SST高于表面气温，因此海洋向大气释放感热通量；在全球变暖背景下，南大洋强烈的上升流会将深层冷水带到海表而冷却SST，而表面气温增长相对较快，因此海洋向大气释放的海表感热通量会显著减少，而长、短波辐射通量的变化基本相互抵消，潜热通量的变化也相对较小，从而造成了南大洋上升流海区海表净热通量的显著增加［33，48］。这部分额外增加的热量大部分会通过Ekman输运被向北带走，从而使得南大洋50°S以南上升流区的SST增长缓慢（图5a），从而远滞后于其他区域SST的增长［45］。全球变暖背景下，上升流对SST的冷却作用、气候态Ekman流向北的热输送以及海洋环流的调整是南大洋表面吸热远超全球其他大部分海域的主要原因［9，10，59~62］。在观测和模式模拟结果中，南大洋海表净热通量增加最大的位置都位于60°~50°S的上升流区［25，33，48，49］。海表吸收的热量会首先加热混合层，因此上层海洋会先增温，而次表层和深层海洋的温度变化则相对滞后，在南大洋海温的快响应中（图4a），也可以明显看出热量基本集聚在50°S以北的上层300 m左右，在混合层较深的纬度则可以达到600 m左右，这都表明表面净热通量对海温的作用是自上往下进行的。

图5

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图5   CMIP6多模式集合平均的快响应、慢响应成分中的SST变化图

Fig.5   CMIP6 multi-model ensemble-mean SST change in the fast and slow responses


南大洋的海洋动力过程主要由风场驱动，前人研究也从风场变化的效应角度来理解南大洋海温变化的空间分布特征。风场变化对海温变化的作用可以分成绝热和非绝热两部分，绝热部分意味着风场的变化只是调整气候态温度场或环流场，海温场的变化对应热量的再分配，全球海洋内部总的热量是不变的。而非绝热部分则是因为风场的变化会引起SST、海气界面感热和潜热通量等的变化，从而影响海表的吸热效率，这会改变海洋整体的热收支，因此也有研究把风场变化引起的热通量变化看作是风场的贡献。通过单独改变大气风场强迫来模拟海洋的响应，前人发现西风带的加强会导致风生Ekman输运增强，从而加强南大洋深混合层区海水的辐合下沉，使得南半球中纬度海洋的显著增温［41，63，64］。而南半球西风带的南移则会造成风生超级流涡的南移，并伴随着气候态海温场的南移［33，65，66］，海水温度场的移动对应水团的偏移，从而会剧烈影响副热带和亚南极锋面附近表层到次表层海温的变化［67］，进而造成诸如南大洋在中纬度显著增暖而低纬度降温的现象。这些海温冷、暖变化的特征在南大洋海温的快响应中有明显体现（图4a），也证明了与风场变化相关的海温变化属于南大洋海温对外强迫的快响应过程。

最近Liu等［49］利用网格覆盖的方法（overriding）设计了4倍CO2突增情景下的不同试验来分离由风场（包括风应力及风速两方面）变化和纯粹CO2增长（风场保持不变）对南大洋海温增长的各自贡献，其结果表明：风场的变化会显著强化南大洋上层经圈环流，加强上升流对SST冷却作用以及向赤道方向的Ekman输运，进而造成南大洋海表吸热能力的加强和经向热输运的加强，但风场变化对45°S附近海温增暖大值形成的贡献仅占20%；单纯CO2增长对经圈环流的影响很弱，但由此导致的温室效应加强会大大增加南大洋海表得到的净热通量，造成平均流的热输送作用显著加强，使得单纯CO2增长对45°S海温增暖大值形成的贡献高达80%。因此在类似4倍CO2增长的高外辐射强迫情景下，表面热通量增长的贡献主导了南大洋内部海温的增长，但在低辐射强迫情景下，风场变化的相对贡献可能会有所不同。同时需要注意的是，Liu等［49］分析的结果是基于CO2突增完之后的第41~90年的平均结果，并未从不同时间尺度的角度对此进行探讨，在外强迫变化的不同阶段，表面热通量和风场变化对海温变化的贡献比例可能会发生变化，风场变化对南大洋对外辐射强迫快响应中的海温变化可能有更显著的作用，这值得进一步关注。

总的来说，表面热通量变化和风场变化，可以分别通过改变海洋层结和机械能输入而导致海洋环流和海洋涡旋活动的变化，进而影响海温的变化［64，65，67］。而热通量的变化不仅为南大洋海温的增长提供了热量，同时由于温度并不是简单的被动示踪物（passive tracer），其变化会改变海洋层结，从而也会对海洋平均流和海洋涡旋活动产生影响，如快响应中海温变化的特征与风生的过程调整密切相关，但由于热量主要集聚在0~500 m的混合层，海洋的热力结构也发生了变化，如等密面上混合层底和深层海洋温度梯度的减弱，而这会在更长时间尺度上影响南大洋海温的变化。

3.1.2 平均流和海洋涡旋的作用

如前所述，海洋涡旋和平均流是南大洋海温变化中涉及到的2个重要动力因素。南大洋平均流的典型表现是南大洋的上层经向环流，西风加强引起平均流热输运的增长，进而会造成沿着经向环流的海温异常［33，48，49，54，68］。在平均流起作用的区域，海表吸收的热量先被表层Ekman流向北输送，然后集聚在深混合层的辐合区（45°S附近），再通过潜沉成为南极中层水和模态水而进入南大洋内部（图6a）。这一特征在南大洋海温快响应中有明显体现（图4a），对应的是风场引起的南大洋经圈环流的快速调整。

图6

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图6   南大洋热存储量分布及热收支分析示意图（据参考文献[48]修改）

（a）为纬向积分的热存储量随纬度—深度分布图；（b）为热收支分析结果示意图，红色直线箭头为平均流的热输送，红色波浪线箭头为涡致热输运

Fig.6   Schematic diagram of the heat storage and budget analyses in the Southern Ocean (modified after reference[48])

(a) Latitude-depth distribution of zonal-integrated ocean heat storage and (b) Heat budget results, the straight arrow indicates the mean circulation-induced heat transport, the wavy arrow presents the eddies-induced heat transport


Gregory［69］指出，在气候态中，南大洋内部的热平衡是由平均流向北及向下输送热量和海洋涡旋向南及向上输送热量来实现的。其中海洋涡旋的热输送作用（涡致热输运）依赖于沿等密面的温度梯度。由于南大洋降水大于蒸发，表层海水盐度比同一等密面（isopycnal）上深层海水的盐度要低，因此沿着等密面，深层海水的盐度和温度都要比上层海水高。等密面上由海洋涡旋产生的搅拌作用会引起热量向上并向南传输，即沿等密面的热扩散作用（isopycnal diffusion）。而在气候变化背景下，由于海洋吸热是在海表进行的，因此海洋增温也会首先在混合层得到强化，这会降低沿着等密面方向的温度梯度，使得海洋涡旋的热输送作用减弱，造成热量被保留在次表层海洋而加热内部海水［48］。在Manabe等［70］最早利用海气耦合模式进行全球变暖模拟的研究中，南大洋的强吸热作用被认为是由于对流减弱造成更多热量被保留在大洋内部而实现的。其他利用粗分辨率和涡旋分辨率模式模拟结果的研究均表明，沿等密面热扩散作用的减弱是南大洋中层和深层海洋增温的主导机制［69，71~73］。海洋涡致热输送对南大洋海温发生显著作用的时间在混合层快速增温之后，且主要发生在次表层及深层，因此主要发生在南大洋海温的慢响应过程中，这也与慢响应中海温增长的垂向分布特征一致（图4b）。

Morrison等［48］利用0.1°水平分辨率（该分辨率可以不需要进行参数化而直接模拟55°S~55°N以内的海洋涡旋活动）的气候模式详细分析了2倍CO2增长情景下南大洋海温的变化情况（图6a），其结果也与图2中IAP和EN4数据的结果类似。他们根据海洋内部热收支分析得到的结论如图6b所示，即在南大洋深混合层（45°S附近）以南，海洋内部热量来源主要是平均流的热输送（80%），其中由于西风强化引起的经圈环流加强对海温增长的贡献只占20%，因此这一纬度范围内海温增长主要来源于气候态平均流对异常海温的热输运作用；而在深混合层以北则截然不同，平均流热输送作用只占20%，而涡致热输运的贡献则占到了80%，主要是由于上、下层海温梯度减弱会引起向南和向上的涡致热输运的减弱，从而造成了向北及向下的热量输运。这一研究表明在不同的纬度，海温异常的产生机制会有所不同，平均流和海洋涡旋都在海洋内部热量的变化中起着重要作用。

在慢响应中（图4c，d），经圈环流整体减弱，Ceppi等［74］表明该过程中西风带不会继续增强，反而会有所减弱。这时南大洋的热量主要以向下和向南的分配为主，并伴随着45°S附近混合层内热量的继续增长。这是因为虽然上升流区海水增温和上升流强度减弱会同时导致南大洋上升流区SST升高（图5b），但由于SST增长幅度仍小于气温（图3），因此慢响应中南大洋上升流区海表吸热仍会继续，混合层得以继续升温，但此时海表的吸热效率已经小于快响应阶段了［58］。另一方面，海温快响应引起的垂向及经向温度梯度的变化也是慢响应中南大洋内部海温变化的重要因素，如混合层的快速增温会减弱等密面温度梯度，从而造成向下和向北的涡致热输运。

3.1.3 海冰等因素的影响

近几十年来，南极附近海冰的变化情况比较复杂，一方面在某些海区海冰的变化与北极海冰的长期减少趋势［75，76］截然相反，如罗斯海海冰面积不仅没有减少反而显著增长，但在别林斯高晋海和威德尔海，海冰面积则表现出减少的趋势并伴随次表层的显著增暖［36］。另一方面，由于观测数据较短，很难区分人为强迫和自然变率对南极海冰和冰架变化的贡献［77］，因此关于海冰对南大洋海温变化影响的研究大多基于数值模式的模拟。

由于高纬度地区海水密度受盐度变化的影响很大，海冰的变化会通过影响淡水通量而对南大洋海温产生重要影响，特别是在60°S以南。这主要是因为深对流区淡水/盐度通量的变化会影响底层水形成的强度以及次表层和深层海温的温度梯度，从而可以通过改变沿等密面的热扩散作用而造成南大洋内部的温度异常。Bitz等［78］通过数值试验发现，与海冰变化相关的盐度通量异常对南极洲附近次表层以下的海温变化有显著贡献，其造成的深层和底层海温的变化甚至可以向北扩展到赤道。Kirkman等［79］的进一步研究结果表明，在未来增暖情景下，不同纬度海水结冰或者海冰融化的不同会造成表面淡水通量变化的差异，从而会通过改变深对流而显著影响南大洋高纬度深层海温的变化，这也在其他研究中得到进一步的证实［36］。也有研究认为南大洋海区由于降水变化引起的表面淡水通量的异常也可能通过改变深对流的强度或者影响海冰来影响南大洋海洋内部的响应［80］，但其相对海冰变化的贡献较小［79］。

此外，Gao等［15］基于Argo观测数据发现，南大洋深混合附近的模态水潜沉过程可以引起南大洋内部海温的显著变化，从而在近些年南大洋低纬度次表层海温增长和热量存储中有重要贡献。虽然这些模态水携带的热量来源于大尺度的海气相互作用过程，但模态水是通过很窄的“窗口”而潜沉进入海洋内部的，主要是与平均流与混合层和海底之间的相互作用而产生的中尺度涡旋有关［17，79~81］。因此，模态水的潜沉可以有效地将快响应中混合层内大量集聚的热量向次表层海洋传递，从而也是模态水所在区域海温变化的重要机制［48］，且在南大洋慢响应中的次表层海温变化有重要作用。

3.1.4 小结

以上章节列举的表面强迫因素和海洋内部过程都在南大洋海温的长期变化中起着重要作用，在不同阶段，主导南大洋热量再分配的过程和相应海温变化的机制也会有差异。在外辐射强迫持续变化的情景下（如温室气体浓度不断增长），南大洋的快、慢响应是同时存在的。Long等［24］指出，持续变化的外辐射强迫情景可以看成不断有外辐射强迫突变发生的情况。因此不同时期南大洋海温变化是不同比例的快、慢响应成分叠加的结果。其中，海洋对外辐射强迫的快响应基本与外辐射强迫的变化是准同步的，其慢响应则远滞后于外辐射强迫的变化，会随时间慢慢累积，并且会受到快响应中变化的影响，因此快、慢响应对海温变化的相对贡献会随时间变化［25］。南大洋快、慢响应在不同阶段的相对贡献大小，共同决定了南大洋海温的变化特征及其在全球气候变化中的地位。对比历史时期南大洋海温的长期变化趋势（图2）以及理想实验得到的快、慢响应成分（图4a，c），可以发现在温室气体浓度不断增长的情况下，南大洋海温变化的空间特征受快响应影响很大，而随着时间的推移，与热量不断向深层分配相关的南大洋慢响应过程会发挥越来越重要的作用［25］。

3.2 南大洋海温长期变化的气候效应

南大洋在近几十年的全球热量收支中有重要贡献，在延缓GMST的快速增长中发挥了重要作用，而与南大洋海温异常相伴随的区域气候响应也是多方面的，包括但不限于海平面高度的增长、海洋层结的变化、冰川融化、SST增温的空间差异性及其激发的一系列气候反馈效应和洋盆间相互作用等。

海水热膨胀和极地冰盖消融是近几十年海平面上升的最大驱动因素［82，83］，由于45°S附近0~2 000 m的层次存储了大量人为强迫带来的额外热量，而且西风带加强造成向赤道的Ekman输运使得更多海水在此辐合，因此这一地区海平面高度的上升也非常显著［1］。而南极洲附近次表层的增温则可能会使得冰架底部不断融化［36，84］。观测及数值模拟研究均指出，在近几十年，南大洋上升流的强烈冷却效应和向赤道的Ekman热输送使得南大洋深混合层以南地区SST的增长远滞后于GMST的增长，而在海水辐合下沉的45°S附近由于混合层有大量的热量集聚，因此SST的增温较大（图5a），这与南大洋海表吸热过程和内部海温的变化紧密相关［45］。而在温室气体浓度不断增加的未来情景下，气候模式预估南大洋是全球海洋增温最缓慢的区域之一［85］，这一特征在最早开发的海洋—大气耦合模式中就得到了揭示［70］。最近有研究指出，由于南大洋次表层海洋存储了大量热量，南大洋整体增温幅度远滞后于全球平均值，进而会通过影响南北温度梯度、大气经向能量输送的变化等而激发一系列海洋—大气相互作用过程，包括引起热带降雨辐合带的移动乃至亚洲和北美季风的变化［86］。此外，南半球西风带的变化与海温的增长并非简单的因果关系，次表层海水增暖后也对表面温度变化产生反馈作用，从而影响大气环流的变化［58，74］。

在全球变暖状态不断持续的情况下，混合层以下的次表层和深层海洋的吸热效率对气候系统的热量平衡有重要影响，海洋内部吸热越多，同等外辐射强迫下表面温度的增长相对就会越慢，因此对表面温度有重要的缓冲作用。海洋内部吸收的热量并不会消失，深层海洋的增暖尽管相对缓慢，但会逐渐反馈于表面气候的变化［57，58，74，87，88］。因此可以预见南大洋次表层和深层海洋的不断增暖将会在长时间尺度上对表面气候产生重要影响［24，25，57］。近些年，关于海洋慢响应的气候效应也得到了越来越多的关注，海洋内部的增温不仅使海洋热容量迅速升高，而且可以会反作用于上层海洋的增温，进而使得原来SST增长滞后的区域在后期的增温幅度更强［57，58］，这在南大洋上升流区有明显体现，该区域SST在快响应中有相对较弱的增暖（图5a），在慢响应中有显著的强SST增温（图5b），而在50°S以北则基本相反。此外海洋内部增暖后也将对海平面高度［24，82，83］、表面风场［74］、热带辐合带移动［89］乃至海气耦合模态的变化［87］等造成影响。

4 目前存在问题

近年来，随着观测数据的不断完善和数值模拟能力的发展，人们对南大洋的认识已经有了极大的提高，特别是对于南大洋在气候系统热量收支中的贡献有了深入认识，但这不代表人们已经对南大洋的各类过程和气候效应有了完整的了解。首先，南大洋上空的大气环流自然变率大，并且观测样本相对其他洋盆较少，不同观测数据之间也存在一定差异，因此也增加了分离海温中由外辐射强迫导致的长期变化趋势和由大气环流等的振荡造成的自然变率的困难。其次，在温室气体增长的情况下，海洋存储的热量首先在海表吸收，然后通过海洋的热输运作用在水平和垂直方向进行再分配，在不同洋盆中，海温对外强迫响应的实现形式、强度和空间特征有显著差别［24，87，88］，南大洋由于水文环境的复杂性，其内部海温的变化也牵涉到多种机制，对这些机制的认识仍不够系统和完善。此外，不同外强迫场或机制间还有相互作用，如风场可以影响表面热通量的变化，与热通量变化相关的SST变化又会反作用于风场的变化；平均流和海洋涡旋都会影响海温的变化，海温变化后的层结变化会反作用于平均流和涡旋活动的强度；海冰的变化会通过影响对流活动而改变海温，而海温变化后则可能会影响深对流及冰川融化等过程，这些相互作用过程都给我们理解及量化不同强迫场和不同过程的相对贡献造成了困难。

数值模式对南大洋的水文环境和物理过程的模拟不可避免地存在偏差，比如相对观测结果而言，气候模式在50°S以南模拟的SST气候态相比于观测都基本偏暖，而在50°S以北则偏冷，这在上一代的27个CMIP5模式和最新一代的27个CMIP6模式（表1）中都普遍存在（图7a，b），说明模式南大洋的模拟仍存在不足。同时模式间对南大洋的模拟情况也不尽相同，主要是模式间在模拟垂直混合过程、平均环流和海洋涡旋、云等方面有很大差异，造成模式模拟的海洋吸热和储热的模式间不确定性非常大［68］。此外，模式对气候态海温场的垂直分布结构的模拟也存在一定偏差，进而由于风场可以通过移动气候态海温场而对南大洋海温变化产生影响［33，66］，因此模式对气候态海温场的模拟好坏也会影响对南大洋海温的近几十年和未来变化机制研究的可信度［49］。

表1   模式模拟偏差分析中使用的CMIP5和CMIP6模式

Table 1  CMIP5 and CMIP6 models used in the model bias analyses

模式序号CMIP5CMIP6模式序号CMIP5CMIP6
1ACCESS1-0ACCESS-CM215GISS-E2-HGISS-E2-1-H
2ACCESS1-3ACCESS-ESM1-516GISS-E2-RGISS-E2-1-G
3BCC-CSM1-1BCC-CSM2-MR17HadGEM2-CCHadGEM3-GC31-LL
4BCC-CSM1-1-mBCC-ESM118HadGEM2-ESHadGEM3-GC31-MM
5CanESM2CanESM519inmcm4INM-CM4-8
6CCSM4CESM220IPSL-CM5A-LRIPSL-CM6A-LR
7CESM1-CAM5CESM2-WACCM21MIROC5MIROC6
8CNRM-CM5CNRM-CM6-122MIROC-ESMMIROC-ES2L
9EC-EARTHEC-Earth323MPI-ESM-LRMPI-ESM1-2-LR
10FGOALS-g2FGOALS-g324MPI-ESM-MRMPI-ESM1-2-HR
11FGOALS-s2FGOALS-f3-L25MRI-CGCM3MRI-ESM2-0
12FIO-ESMFIO-ESM-2-026NorESM1-MNorESM2-LM
13GFDL-CM3GFDL-CM427NorESM1-MENorESM2-MM
14GFDL-ESM2MGFDL-ESM4

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图7

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图7   CMIP5与CMIP6模式对南大洋SST的模拟偏差图

（a）历史时期（1979—2005年）CMIP5多模式集合平均与观测（ERSST v5）之差；（b）CMIP6多模式集合平均（MME）与观测之差；（c）CMIP6与CMIP5的MME之差（即两代模式模拟偏差的变化）；（d）CMIP6相对于CMIP5模式模拟偏差变化的百分比（%）；所有的黑色等值线均为图7a中CMIP5模式的SST模拟偏差等于0的位置；CMIP5和CMIP6模式均为27个，且CMIP6中的各个模式均为CMIP5中对应模式的升级版本

Fig.7   Model biases of Southern Ocean SST in CMIP5 and CMIP6

Differences in annual-mean climatology (1979-2005 mean) SST between (a) CMIP5 MME and observation (ERSST v5)； (b) CMIP6 MME and observation and (c) CMIP6 MME and CMIP5 MME； (d) The percentage change in the CMIP6 model bias relative to that from CMIP5； Black contours in all panels are the zero contour in Figure 7a； The number of models for the MME is 27 for both CMIP5 and CMIP6, with each CMIP6 model being the updated version from its family predecessor in CMIP5


5 展 望

南大洋表层到深层海温的长期变化对区域和全球气候变化都有重要影响，因此深入了解南大洋海温变化特征的成因及演化规律具有重要价值。南大洋海温的变化同时涉及了大气、海表到海底各个层次的水团以及冰冻圈的变化，有关南大洋海温变化机理的问题非常复杂，许多问题还有待系统性的深入研究。随着最新一代的气候模式在空间分辨率、参数化过程等方面的改进，模式对南大洋SST的模拟有了一些提高（图7c，d），如50°S以北冷偏差的显著降低，以及50°S以南暖偏差的一些减少等。由于SST的变化与南大洋的海洋过程及海气反馈过程密切相关，SST模拟的提高也意味着新一代气候模式对南大洋大气环流、动力和热力过程的模拟能力有了一定提高。而通过对比不同模式（包括同一机构不同版本的模式以及不同研究机构开发的模式）对南大洋模拟情况的改进（如分辨率、垂直坐标的使用、云和混合参数化方案等），也同样可以深化和完善对南大洋海温变化规律的认识。多模式研究的优势在于可以提供大量研究样本，从而在一定程度上弥补观测样本过少的缺陷，因此模式间的比较研究也可以成为未来我们认识南大洋海温变化的重要方式。

由于南极冰川的融化是全球变暖背景下海平面上升的重要因素之一，未来我们仍需要通过提高观测技术和发展区域高分辨率模式等手段来进一步认识风场、海温变化和海冰及冰盖消融之间的关系［84，90］，同时也需要认识其它海域或洋盆与南大洋和南极之间在气候变化背景下的遥相关关系［19，20］。

另一个重要的方面，虽然前人提出了不同的观点/机制来探讨南大洋海温变化的原因，但大多只关注南大洋海温长期变化的最终结果，因此我们一方面需要加强对不同因素、机制或过程相对贡献的完整了解（如风场和表面热通量、平均流与涡旋和海底地形等）。此外，也可以通过对比研究南大洋海温在不同时间尺度的响应过程，分别探讨不同时间尺度下影响南大洋海温变化机制的差异，量化不同物理机制在不同阶段的贡献，从而全面深化我们对南大洋海温演变具体过程本质及其气候效应的认识。

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