北极冰间湖时空变化过程及其形成机制研究进展

张晓 谢瑱瑮 张瑜,,3 张艳艳 陈长胜,3,4 徐丹亚 胡松,3

(1上海海洋大学海洋科学学院, 上海 201306;2南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海), 广东 珠海 519082;3上海海洋大学国际海洋研究中心, 上海 201306;4马萨诸塞大学达特茅斯分校海洋科学与技术学院, 马萨诸塞州 新贝德福德市 02744, 美国)

0 引言

在过去的几十年里, 由于气候变化, 全球气温变暖, 北极气温变化尤为明显, 北极近地面气温的上升速度大约是全球变暖速度的两倍, 被称为“北极放大”效应。在该效应的作用下北极海冰的消融呈现出增大的趋势[1]。自20世纪70年代开始, 北极海冰的覆盖范围急剧减少, 变化最明显的是夏季。在1978—2014年间, 北极海冰覆盖范围变化最剧烈的是在9月, 减少速度是每年0.44%[2]。多源卫星观测数据显示, 在1979—2011年间, 北极多年冰的覆盖面积的减少速率是每10年15.1%, 近20年(2000—2017年)的北极多年冰覆盖面积减小更为显著, 达到每10年50.3%[3]。与此同时, 北极海冰的厚度也在逐渐减小。根据北极海盆深处的观测数据显示, 在1958—1976年间, 海冰厚度的平均值为3.1 m, 1993—1997年的平均值为1.8 m, 减少量为41.9%[4], 这种海冰变薄的现象大部分出现在北冰洋多年冰覆盖的区域[5-6]。卫星观测数据也显示出2003—2008年的北极海冰厚度在夏季以每年0.2 m的速率减少, 冬季的减少速率为每年0.1 m[7], 而在2011—2018年, 海冰厚度的变薄趋势有所减缓, 秋季和冬季海冰厚度每年减少速率分别为0.04 m和0.02 m[6]。

北极海冰覆盖面积和厚度的减少[1,8]、反照率的下降等[8]都会通过复杂的海洋-大气反馈过程影响北极气候的变化[9]。其中, 北极海冰的消退对冰间湖的形成有着关键的作用。冰间湖是指在冬季, 当外界环境达到结冰条件时, 仍在较长时间或长期保持无冰或者仅被薄冰覆盖的冰间开阔水域[10]。在北极地区, 冰间湖通常出现在海冰厚度较厚的浮冰区域, 出现的位置较为固定,并存在周期性发展和消失的特点[10], 其尺寸之间存在较大差异, 面积范围从10～105km2不等[11], 水平宽度从0.1～100 km不等[10,12]。通过对冰间湖的多年观测显示,它们的分布极为广泛, 但主要分布在沿岸地带[13], 北极一般有5个区域会出现冰间湖(图1)。此外, 海冰之间的相对运动, 会形成狭长型开阔水域, 称为冰间水道。冰间水道的开放状态通常可以维持几周, 而在冬季, 浮冰区域新形成的冰间水道可以在一天之内结冰。因此, 相较于冰间湖而言, 冰间水道的面积较小, 维持的时间较短, 出现的位置也不固定[10,14]。

图1 北极地区水深地形及冰间湖分布。区域A: 白令海区域冰间湖; 区域B: 楚科奇海区域冰间湖; 区域C: 加拿大北极群岛区域; 区域D: 格陵兰岛-弗拉姆海峡区域冰间湖; 区域E: 喀拉海-拉普捷夫海区域冰间湖。冰间湖分布根据Barber和Massom[19]重新绘制Fig.1.The topography and distribution of polynyas in the Arctic region.Region A: polynyas in the Bering Sea area; Region B:polynyas in the Chukchi Sea area; Region C: polynyas in the Canadian Arctic Archipelago area; Region D: polynyas in the Greenland and Fram Strait area; Region E: polynyas in the Kara Sea and Laptev Sea area.The distribution of polynyas was redrawn following Barber and Massom[19]

冰间湖与海洋的热力、动力过程以及大气的动力因素有着紧密的联系, 并且在气候变化方面发挥着重要的作用[13]。第一, 因为海冰和积雪的隔绝作用和高反射率, 冰间湖内的海-气热交换要比周围冰盖覆盖区域(海冰厚度＞0.8 m)大两个数量级[15], 在冬季, 北极地区近一半的海洋-大气热量交换是通过冰间湖和冰间水道实现的[16], 而在夏季, 太阳辐射会通过冰间开阔水进入海水和海冰的混合层, 从而影响海冰和海水之间的质量和热量平衡[17-18]。第二, 冰间湖是海洋中水汽和热量散失到大气中最强烈的地区, 大气会受冰间湖散逸热量的影响而出现变暖升温, 进而改变中尺度大气运动[19]。第三, 在冰间湖区域内, 海冰的生成过程会增加上层海水的盐度, 从而影响斜压环流, 此外生成的高盐水会随着环流输运进而对其他地区水文环境造成影响[20]。第四, 周期性冰间湖可为海洋生物如底栖生物种群、浮游植物和浮游动物、越冬的哺乳动物和鸟类等的生存和发展提供必要的场所和营养元素[21-22]。第五, 冰间湖的形成增加了冬春季时北极沿岸地区的开阔水域, 尤其是在北极航道路线上的冰间湖将对北极航道的通航时间和路线选择产生一定影响[23]。

目前, 冰间湖的时空变化频繁, 并且其在北极的分布范围较广, 所以船基的小范围观测对冰间湖的研究意义不大。因此, 需要获得连续的时空观测数据对其多年变化进行研究[13]。冰间湖的研究主要采用卫星观测数据[24], 然而, 由于冰间湖面积较小, 并存在间歇性打开和关闭的特点, 现有的绝大部分卫星分辨率无法很好地捕捉到冰间湖的连续和完整的时空变化数据[25]。此外, 冰间湖的研究现主要集中在楚科奇(Chukchi)冰间湖等面积较大的冰间湖区域, 对于其他面积较小的冰间湖区域研究较少。如何对北极冰间湖开展系统性研究, 深刻理解北极冰间湖长期变化特征及其控制机制, 对预测未来冰间湖的变化趋势及其对海洋、大气和生态环境的影响至关重要。基于此, 本文将前人对冰间湖的相关工作进行了总结, Smith等[10]在1990年对研究冰间湖物理过程的实验和模型进行了描述; 2004年, Maqueda等[26]主要对冰间湖的形成和维持、冰间湖-大气-海冰-海洋生态系统之间的相互作用, 以及冰间湖的数值模拟等方面进行阐述; 2007年, Williams等[14]基于物理过程对冰间湖进行分类, 并叙述了冰间湖的形成和发展过程; Barber和Massom[19]在2007年提供了部分冰间湖开放和关闭的日期, 以及北极冰间湖的分布特征等。本文在前人总结基础上, 增添了对北极冰间湖研究的相关数据和方法的介绍, 对北极冰间湖的研究方法、时空变化过程、形成机制以及其对大气、海洋和生态的影响等多方面进行梳理,并纳入了近期的北极冰间湖相关研究工作, 尝试提出一些值得探索和研究的科学问题。

1 冰间湖的研究方法

1.1 判断方法

目前, 识别北极冰间湖主要是利用海冰密集度和海冰厚度数据进行判断。根据海冰密集度数据, 判断冰间湖的方法通常为阈值法, 根据经验, 将海冰密集度处于0～75%的区域判定为冰间湖,海冰密集度处于75%～100%之间时,则将该区域判定为海冰[27]。对于不与开阔海域直接连接的水域, 用阈值法可较为准确地判断出冰间湖出现的位置。而基于反演海冰厚度识别冰间湖的方法则取0.2 m作为阈值[28-29]。因此, 如何获取海冰密集度和海冰厚度数据是研究北极冰间湖的关键所在。目前绝大部分冰间湖研究获取数据的方式为卫星遥感和数值模式。

1.2 卫星遥感

目前, 卫星遥感作为冰间湖观测的方法主要分为三类, 分别是可见光、红外和微波遥感技术[24,30]。其中, 可见光和红外数据易受云和雾气等天气因素影响, 并且可见光在极夜期间无法获得可用的数据,如Advanced Very High Resolution Radiometer(AVHRR)可见光卫星图像和Moderate resolution imaging spectroradiometer(MODIS)图像容易被空气中的水汽干扰, 所以覆盖范围受到限制,不适合用来做长期的追踪和观测[31-32]。而微波数据可以弥补这一缺点, 能够全天候、连续地提供冰间湖变化的信息, 特别是对在极夜期间研究冰间湖尤为重要, Advanced Microwave Scanning Radiometer-Earth Observing System(AMSR-E)和Special Sensor Microwave/Imager(SSM/I)是目前用于冰间湖研究的主要微波数据, 其中AMSR-E具有36 GHz和89 GHz两个波段, 36 GHz波段的分辨率是12.5 km, 89 GHz的分辨率是6.25 km, 是SSM/I的4倍, 近年来得到了更为广泛的应用[33-35]。

1.3 数值模式

虽然卫星遥感在不断地进步, 但对于冰间湖在长时间序列和大范围空间尺度上的观测仍然有限, 对冰间湖的形成和维持机制、冰间湖-海洋-大气之间相互作用的物理过程还需要依赖数值模式的支撑[25]。因此, 高分辨率海洋数值模式也逐渐成为冰间湖研究的重要手段之一[36]。例如,Lynch等[37]在1997年运用冰-气耦合模式模拟了1992年2月24—27日圣劳伦斯岛(St.Lawrence Island)区域冰间湖的开放过程, 并将海冰厚度＜0.3 m的区域作为圣劳伦斯岛冰间湖的判据依据。Smedsrud等[38]在2006年运用Regional Ocean Model System(ROMS)模式在最小分辨率为2 km的网格上模拟了1998年8月至2000年7月之间斯图尔峡湾(Storfjord)附近海冰的生长和衰退。该模式很好地体现出了海冰的季节性变化, 包括冰间湖开始和结束的时间, 将模式的海冰厚度阈值定为0.3 m时, 模式模拟的冰间湖出现的时期和位置与卫星遥感图像相似度较高。付红丽和赵进平[25]在2009年运用CICE海冰模式, 在分辨率为6.37 km的网格上对2002年11月至2003年4月北白令海海域的海冰变化过程进行模拟, 模拟的海冰总面积和海冰密集度与AMSR-E/Aqua卫星遥感数据结果吻合度较高。当选定70%作为海冰密集度的判断阈值时, 数值模式模拟的冰间湖大部分呈带状式分布在沿岸区域, 在形态上与卫星数据相近。根据前人研究发现, 在不同区域, 使用不同的模式模拟冰间湖时需要不同的阈值作为判断标准。值得注意的是, 相较于常规冰间湖的判断阈值, 为更精确地识别冰间湖并开展相关研究,模式常对阈值进行一些调整。

2 北极冰间湖变化特征

2.1 白令海(Bering Sea)区域冰间湖

白令海区域的冰间湖主要出现在楚科奇半岛(Chukchi Peninsula)、圣劳伦斯岛和努尼瓦克岛(Nunivak Island)附近以及苏厄德半岛(Seward Peninsula)的沿岸处, 依次呈东西向分布[10,25-26]。冬季当白令海大陆架的水被冷却到冰点时, 由于没有海洋热源阻止其结冰, 所以该地区海冰的移动和冰间湖的形成主要受风场的控制。冬季, 东北风可使白令海的薄冰层向南推动, 促使努尼瓦克岛、圣劳伦斯岛、楚科奇半岛和努尼瓦克岛的南岸及Cape Romanzof岛的东西沿岸出现冰间湖[25,39]。此时, 向南移动的海冰在海冰边缘区融化, 与苏厄德半岛南岸结冰过程中所排出的盐水互相作用, 对维持北冰洋盐跃层发挥着重要作用[26]。而当南风作用时, 会促使岛屿、陆地北岸冰间湖的形成, 例如努尼瓦克岛和圣劳伦斯岛北部的冰间湖[26,40](2和3号区域, 图2)。由于从南面吹来的风给北岸带来了更温暖、含更多云的气团, 从而减少了海冰的增长, 形成的冰间湖面积往往很大。Stringer和Groves[23]在1991年用高分辨率微波辐射影像记录了白令海的12个持久性和间歇性冰间湖位置。结果显示, 白令海海域南岸附近会出现持久性冰间湖, 而间歇性的冰间湖会出现在北岸, 北岸冰间湖的形成往往与来自南面的风有关。持久性的冰间湖如圣劳伦斯岛南岸冰间湖和Cape Romanzof冰间湖(1号区域, 图2)水域的面积呈现出显著的年际变化, 而白令海最大、最活跃的持久性冰间湖Sireniki冰间湖(4号区域, 图2)水域的年际变化与整个白令海水域的年际变化几乎相同。此外, Fu等[32]在2012年基于图像处理技术对2002—2008年白令海冰间湖变化特征进行分析, 发现1月的冰间湖面积相对较小, 2月和3月的冰间湖面积稍大, 而4月的冰间湖面积最大。因此, 在1月至3月间, 由于冰间湖增大了水域面积会导致海洋成为大气的热源, 而在4月冰间湖引起的水域面积增加会导致海洋成为大气的散热器。

图2 白令海区域冰间湖分布状况(1号区域: Cape Romanzof冰间湖; 2号区域: 努尼瓦克岛冰间湖; 3号区域: 圣劳伦斯岛冰间湖; 4号: Sireniki冰间湖区域; 5号区域: Norton Sound冰间湖、Nome冰间湖、苏厄德半岛冰间湖)Fig.2.Distribution of polynyas in Bering Sea area (region 1: Cape Romanzof Polynya; region 2: Nunivak Island Polynya;region 3: St.Lawrence Island Polynya; region 4: Sireniki Polynya; region 5: Norton Sound Polynya, Nome Polynya,and Seward Peninsulas Polynya)

2.2 楚科奇海(Chukchi Sea)区域冰间湖

楚科奇海区域内有10个冰间湖, 其中8个冰间湖沿俄罗斯与阿拉斯加(Alaska)海岸线分布, 2个位于浅滩附近[23]。该区域冰间湖的形成与风场和海流的作用密切相关[23,26]。梁敏仪和史久新[12]基于2003—2011年每年的1—4月AMSR-E日平均海冰密集度数据, 分析得到阿拉斯加沿岸共出现5个冰间湖, 其中4个沿北岸分布(6和8号区域, 图3), 1个出现在南岸(7号区域, 图3)。每年的1—4月, 离岸风可以促进北岸3个冰间湖(Peard Bay冰间湖、楚科奇冰间湖和Cape Lisbume冰间湖)的形成, 但在3月中旬至4月底, Peard Bay冰间湖、楚科奇冰间湖变为冰间水道, 这可能是因为巴罗角附近出现的沿岸固定冰(fast ice)的边缘线不与离岸风平行, 从而导致冰间湖的面积减小。北岸的Kotzebue冰间湖(6号区域, 图3)位于太平洋入流处, 该冰间湖的形态受太平洋入流流速影响而发生变化, 当流速大于1 m·s-1时,该冰间湖区域会出现多个形状不规则的小水域,可能是由风驱动形成的, 而Cape Thompson-Point Hope冰间湖所处地理位置复杂, 缺乏其形成因素的研究, 需要做进一步探索。并且在1—4月, 该海域盛行的北风和东北风对于北岸的4个冰间湖而言为向岸风或者沿岸风, 会促使海冰堆积在阿拉斯加北岸, 不利于北岸冰间湖的维持, 导致了北岸冰间湖会消失数十日。弗兰格尔岛(Wrangel Island)的冰间湖(9号区域, 图3)位于楚科奇海西部, 受波弗特(Beaufort)高压的影响, 该区域东风加强, 促使弗兰格尔岛冰间湖的面积和出现的频率有所增加[41]。此外, Winsor和Björk[42]认为楚科奇海冰间湖是白令海峡以北产冰量最大的冰间湖, 也是北极深层水形成的贡献者。Martin等[43]基于AMSR-E数据和SSM/I数据反演海冰厚度, 计算得到楚科奇海2003年1—3月冰间湖区域产冰量可达42.7 km3。

图3 楚科奇海区域冰间湖分布状况(6号区域: Kotzebue Sound冰间湖; 7号区域: Cape Thompson-Point Hope冰间湖; 8号区域: Cape Lisbume冰间湖、楚科奇冰间湖、Peard Bay冰间湖、Barrow Coastal冰间湖; 9号区域: 弗兰格尔岛冰间湖)Fig.3.Distribution of polynyas in Chukchi Sea area (region 6: Kotzebue Sound Polynya; region 7: Cape Thompson-Point Hope Polynya; region 8: Cape Lisbume Polynya, Chukchi Polynya, Peard Bay Polynya, and Barrow Coastal Polynya;region 9: Wrangel Island Polynya)

2.3 加拿大北极群岛(Canadian Arctic Archipelago)区域冰间湖

在加拿大北极群岛的浅海、海湾和海峡中存在着一个大的冰间湖系统[26], Melling等[44]对加拿大北极群岛冰间湖的研究中发现加拿大北极群岛复杂的河道中存在着强劲潮汐, 它和大西洋暖流在海表层混合促进了很多冰间湖的形成。根据加拿大北极群岛海洋环流特征, 可将加拿大北极群岛区域分为上游和下游, 上游与波弗特海(Beaufort Sea)和林肯海(Lincoln Sea)相连, 在冬季通常会出现2个冰间湖;下游与巴芬湾(Baffin Bay)相连接,与上游相比, 下游出现的冰间湖较多, 约存在10个冰间湖。加拿大北极群岛区域的上游存在2个冰间湖, 分别是巴瑟斯特岛(Cape Bathurst)冰间湖(10号区域, 图4)和林肯海冰间湖(11号区域,图4)。巴瑟斯特岛冰间湖位于加拿大北极群岛上游的巴瑟斯特岛和班克斯岛(Banks Island)之间,向南可以延伸到阿蒙森湾(Amundsen Gulf)。波弗特高压形成的反气旋波弗特环流阻碍多年冰进入巴瑟斯特岛冰间湖, 有利于冰间湖的形成。每年10月, 在巴瑟斯特岛附近的浅海区域形成的海冰被风不断地运送到阿蒙森湾, 从而维持了巴瑟斯特岛冰间湖。此外, 该区域附近暖水的上涌也可能影响此冰间湖的形成[19]。Arrigo和Van Dijken[45]在2004年利用卫星图像对1998—2002年巴瑟斯特岛冰间湖进行研究, 结果表明该冰间湖通常在4月开始开放, 6月冰间湖区域水域面积开始快速增长, 10月开始结冰, 开阔水域通常持续4个月。林肯海冰间湖则是由风应力和潮汐共同作用形成的, 通常出现在内尔斯海峡(Nares Strait)。海冰在风力的作用下通过内尔斯海峡向南移动, 到冬季,海冰会在内尔斯海峡处不断地堆积, 从而形成了连接着埃尔斯米尔岛(Ellesmere Island)和格陵兰岛(Greenland)的冰拱。该冰拱阻碍海冰南移, 但是在内尔斯海峡南部存在着潮汐, 潮汐会引起暖水上升, 因此冰间湖会出现在冰拱的背风处[46]。

而对于加拿大北极群岛的下游而言, 存在着一些联系较为紧密的冰间湖, 例如, North Water冰间湖(12号区域, 图4)、Coburg Island冰间湖(13号区域, 图4)和Bylot Island冰间湖(14号区域,图4)等。在冬季和春季, North Water冰间湖出现在内尔斯海峡南部的史密斯海峡, 在冬季内尔斯海峡的冰拱阻碍海冰从史密斯海峡向南进入巴芬湾[47], 在沿水道吹向史密斯海峡的北风和从北极向南流动的海流共同作用下, 使该区域产生的海冰向南移动从而促进了冰间湖的生成[48-49]。North Water冰间湖的南缘由该区域海冰向南移动的位置而界定, 因此没有固定的边界。但是, 前人发现暖水也是促进North Water冰间湖形成的主要因素[10]。Vincent[50]通过AVHRR图像对1979—2019年North Water冰间湖及其周围区域进行研究时发现, 在冰拱未完全形成时, 该冰间湖区域出现了无冰覆盖区域, 促成该区域形成的因素可能是内尔斯海峡的地形促进了北风加强, 进而导致通过史密斯海峡的北风加强, 但也可能是潮汐的作用。North Water冰间湖随着海冰的融化向南扩张,最终和Coburg Island冰间湖、Bylot Island冰间湖相遇[19,51]。Coburg Island冰间湖形成于琼斯海峡(Jones Sound)和巴芬湾之间, 该冰间湖区域在9月底或10月初开始被海冰覆盖, 直至次年1月出现开阔水域, 此后随着温度的回升, 开阔水域的面积不断增大, 最后该冰间湖会与North Water冰间湖融合。Bylot Island冰间湖在北风的作用下,每年2月在Bylot Island附近和巴芬湾的浮冰之间出现冰间水道, 到6—8月间巴芬湾的海冰发生破裂时, Bylot Island冰间湖向北延伸与North Water冰间湖和Coburg Island冰间湖合并。兰开斯特海峡(Lancaster Sound)冰间湖(15号区域, 图4)出现在Bylot Island冰间湖的北边, 向西可以延伸至与Prince Regent Inlet冰间湖(16号区域, 图4)相连。在10月, 兰开斯特海峡海域由海冰覆盖, 在11月或12月中旬开始出现冰间水道, 到5月海冰融化出现开阔水域。在1月, Prince Regent Inlet的南北向沿岸会出现冰间水道, 在洋流的作用下, 该冰间湖向东延伸, 最终与兰开斯特海峡冰间湖相连接。Bellot Strait冰间湖(17号区域, 图4)出现于萨默塞特岛(Somerset Island)和布西亚半岛(Boothia Peninsula)的窄水道之间。4—5月, 在海流的作用下冰间湖不断地向东延伸, 到6月, 该冰间湖出现开阔水域, 并持续开放到9月[19]。

此外, 加拿大北极群岛的下游还存在Queens-Channel & Penny Strait冰间湖、Dundas Island冰间湖和Hell Gate-Cardigam Strait冰间湖(18号区域, 图4)。它们出现在狭窄的水道中, 其形成与温暖海水的上升密切相关。当相对较冷和盐度较低的太平洋水从白令海峡进入北极地区之后, 太平洋水将分别从加拿大北极群岛和弗拉姆海峡(Fram Strait)流出北极地区进入北大西洋[2]。在加拿大北极群岛区域, 冷盐跃层的存在会将冷而淡的表层水与暖而咸的大西洋水隔离开, 造成高盐水难以输入到上层, 并促使温暖的底层大西洋水沿着水道流动。在水道狭窄处, 由于水流的剧烈混合, 温暖的大西洋水会被带到海表面进而融化海冰, 从而产生几处小冰间湖[52-54]。Dundas Island和Baillie-Hamilton Island之间出现部分开阔水域, 形成Queens-Channel & Penny Strait冰间湖,岛屿之间的海冰在7月完全融化, 促使该冰间湖向南扩张最终与Dundas Island附近的海水汇合。此外, 此冰间湖的形成还与风驱动的海流密切相关。Hell Gate-Cardigam Strait冰间湖是海流经过狭窄的海湾时形成的, 通常在5—7月是无冰覆盖的开阔水域[19]。

图4 加拿大北极群岛区域冰间湖分布状况(10号区域: 巴瑟斯特岛冰间湖; 11号区域: 林肯海冰间湖; 12号区域: North Water冰间湖; 13号区域: Coburg Island冰间湖; 14号区域: Bylot Island冰间湖; 15号区域: 兰开斯特海峡冰间湖;16号区域: Prince Regent Inlet冰间湖; 17号区域: Bellot Strait冰间湖; 18号区域: Queens-Channel & Penny Strait冰间湖、Dundas Island冰间湖和Hell Gate-Cardigam Strait冰间湖)Fig.4.Distribution of polynyas in the Canadian Arctic Archipelago area (region 10: Cape Bathurst Polynya; region 11: Lincoln Sea Polynya; region 12: North Water Polynya; region 13: Coburg Island Polynya; region 14: Bylot Island Polynya;region 15: Lancaster Sound Polynya; region 16: Prince Regent Inlet Polynya; region 17: Bellot Strait Polynya; region 18: Queens-Channel & Penny Strait Polynya, Dundas Island Polynya, and Hell Gate-Cardigam Strait Polynya)

2.4 格陵兰岛-弗拉姆海峡(Greenland-Fram Strait)区域冰间湖

该区域主要由 4个冰间湖组成, 包括Northeast Water冰间湖、Whaler’s Bay冰间湖和Storfjorden冰间湖等。其中, Northeast Water冰间湖(19号区域, 图 5)位于格陵兰岛的东北岸[55],它的特点是在整个冬季都会有薄冰覆盖, 到次年4月或5月, 冰间湖区域海-气间热通量会增加,并在强风的共同作用下变成无冰水域, 此开阔水域通常会持续到9月[56-57]。Northeast Water冰间湖的形成与格陵兰岛北岸冰山和Belgica Bank区域反气旋密切相关, 由于格陵兰岛北岸水深很浅,导致格陵兰岛冰川边缘分裂的冰山可以在此处搁浅, 搁浅的冰山可以阻止海冰在冬季和春季北风及东格陵兰洋流的共同作用下向南移动, 从而对搁浅冰山以南冰间湖的形成产生积极作用, 此外,搁浅冰山的存在对Northeast Water冰间湖出现的大小与位置有着重要影响。在冬季从格陵兰岛西北部吹来的强风会使得其东北部海岸处的冰远离海岸, 向南移动, 从而导致东北部海岸附近出现了薄冰或开阔水域[57]; 在夏季随着温度的升高,海冰的生成量逐渐减少, 在没有强风的天气条件下, 受Belgica Bank区域反气旋的影响[58], 在格陵兰岛东岸出现向北流动的海流, 促进冰间湖的生成。Whaler’s Bay冰间湖(20号区域, 图5)出现于斯瓦尔巴群岛(Svalbard Archipelago)的西北部, 该冰间湖是因为西斯匹次卑尔根洋流(West Spitsbergen Current)将温暖的大西洋水向北输送到200～300 m深处并与当地较冷的海水强烈混合而形成[10,59]。Storfjorden冰间湖(21号区域, 图5)在冬季出现在斯瓦尔巴群岛的南部, 该冰间湖在北风的作用下形成,强大的海流通过促进浮冰的破碎从而扩大冰间湖[26]。Storfjorden冰间湖区域产生的高浓度盐水可能从Storfjorden峡湾流向巴伦支海西部,流入南森(Nansen)和挪威盆地[60]。Lei等[61]基于AMSR2海冰密集度数据、MODIS获得的高分辨率光学图像以及从Sentinel-1获得的合成孔径雷达图像(SAR)对2017—2018年冰季格陵兰岛北岸新出现的冰间湖(22号区域, 图5)进行分析, 发现该冰间湖在2018年共出现两次, 分别是2018年2月20日至3月3日和8月2日至9月5日。

图5 弗拉姆海峡区域冰间湖分布状况(19号区域: Northeast Water冰间湖; 20号区域: Whaler’s Bay冰间湖; 21号区域:Storfjorden冰间湖; 22号区域: 2018年观测到的新冰间湖)Fig.5.Distribution of polynyas in Fram Strait area (region 19: Northeast Water Polynya; region 20: Whaler’s Bay Polynya;region 21: Storfjorden Polynya; region 22: new polynya observed in 2018)

2.5 喀拉海-拉普捷夫海(Kara Sea-Laptev Sea)区域冰间湖

喀拉海区域冰间湖主要由喀拉海冰间湖、Ob’Eniseyskaya冰间湖、Yamalskaya冰间湖、新地岛(Novaya Zemlya)冰间湖(23号区域, 图6)和Amderminskaya冰间湖(24号区域, 图6)组成。这些冰间湖出现的频率和位置与地面风速的变化一致, 通常出现在新地岛和俄罗斯沿岸固定冰的附近。喀拉海东部的冰间湖是冬季喀拉海海冰流入北冰洋的重要通道, 对北极盐跃层的维持有着重要影响[62]。

图6 喀拉海-拉普捷夫海区域冰间湖分布状况(23号区域:新地岛冰间湖; 24号区域: 喀拉海冰间湖、Ob’Eniseyskaya冰间湖、Yamalskaya冰间湖和Amderminskaya冰间湖; 25号区域: Sevemaya Zemlya冰间湖; 26号区域: 拉普捷夫海冰间湖)Fig.6.Distribution of polynyas in Kara Sea and Laptev Sea area (region 23: Novaya Zemlya Polynya; region 24:Kara Sea Polynya, Ob’Eniseyskaya Polynya, Yamalskaya Polynya and Amderminskaya Polynya; region 25: Sevemaya Zemlya Polynya; region 26: Laptev Sea Polynya)

拉普捷夫海区域主要有两个冰间湖, 分别是Sevemaya Zemlya冰间湖(25号区域, 图6)和拉普捷夫海冰间湖(26号区域, 图6), 这两个冰间湖的形成是由于冬季离岸风将拉普捷夫海沿岸固定冰吹离[63], 导致了沿岸出现宽度约10～100 km的开阔水域[26]。海冰的吹离会导致相对温暖的海水直接暴露在寒冷的大气中, 从而促进了新冰的生成, 拉普捷夫海区域冰间湖不断快速产生的新冰对北极海冰体积有着重要影响[23,64]。Dethleff等[65]利用1991—1992年冬季遥感数据和实地观测数据估算到拉普捷夫海区域冰间湖产冰量是258 km3·a-1。Willmes等[66]认为前人过高地估计了拉普捷夫海区域冰间湖的产冰量,在2011年利用1979/80—2007/08年冬季海冰密集度卫星遥感数据, 计算了拉普捷夫海区域沿岸地区冬季的开放水域面积, 结果表明拉普捷夫海区域冰间湖冬季的平均产冰量为 55.2±14.9 km3。此外, 随着夏季温度的升高, 拉普捷夫海冰间湖边缘不断地向高纬度延伸, 成为了北极地区距离大陆最远的冰间湖[64]。

3 冰间湖的形成机制

按照冰间湖出现的位置, 可以将其分为“沿岸冰间湖”和“大洋冰间湖”[26]。出现在沿岸区域的冰间湖, 通常是由于风或海流的作用使该区域之前存在的海冰发生辐散, 接近冰点的海水直接暴露在寒冷、干燥的极地大气中, 从而形成薄冰或无冰覆盖区域, 这种受风或海流影响而形成的冰间湖又称为“潜热冰间湖”, 主要包括Bellot Strait冰间湖、Prince Regent Inlet冰间湖等(表1)。在开阔大洋上出现的冰间湖, 通常是由于海水在运动过程中, 海水携带的热量使海面出现可保持开阔的水域[10,14,19], 这种由海水垂直对流形成的冰间湖又称为“感热冰间湖”, 例如Whaler’s Bay冰间湖等(表1)。同时, 还存在一些由海冰辐散和暖水上涌共同作用而形成的冰间湖, 例如Barrow Coastal冰间湖、林肯海冰间湖等。

3.1 潜热冰间湖

潜热冰间湖产生的位置和地理特征相关。根据驱动力的不同, 将潜热冰间湖分为风驱动的冰间湖和海流驱动的冰间湖。通常, 潜热冰间湖区域的水温接近冰点, 海冰在该地区形成, 并被风或海流等动力输运离开, 进而使潜热冰间湖能持续形成开阔水域(图7); 而当风或海流等动力因素不足以驱动海冰运动时, 该区域受低温的影响,会生成薄冰覆盖, 因此, 这类区域也是冬季产冰量较高的场所。此类冰间湖通常出现在近岸地区,由离岸风或者海流驱动[14,26]。

图7 大陆架冰间湖和深水冰间湖的形成机制示意图Fig.7.Schematic diagram of the formation mechanism of shelf polynyas and deep water polynyas

3.1.1 风驱动的冰间湖

由风驱动的冰间湖是最常见的一种冰间湖,当离岸风把浮冰带走时, 冰间湖会出现在海岸、陆地固定冰、冰架或冰舌的边缘。冰间湖一旦形成, 在该区域的低水温作用下, 浮冰也会迅速形成, 并在风的作用下向下风处输运。运输过程中浮冰的堆积会使冰间湖变窄, 而风对海冰的驱动又会使冰间湖变宽。因此, 冰间湖的状态与该区域开阔水域的面积、浮冰的产生速率以及海风有着密切联系[14]。风驱动的冰间湖同时也会受到海冰应力和海冰强度的影响, 海冰应力往往抑制冰间湖的形成, 海冰温度和厚度的变化通过影响海冰强度从而影响着冰间湖的生成[67]。在一些陆地边缘地区, 海冰大规模的运动可引起海冰对海岸的冰应力变化, 从而导致离岸风不足以驱动海冰, 不利于形成冰间湖; 海冰强度在春季随气温的升高而变弱, 对开放水域的形成有促进作用, 例如, 位于白令海的圣劳伦斯岛, 在冬季盛行风的作用下, 北岸海冰聚集, 不易形成冰间湖, 而在春季由于气温变暖, 海冰强度变弱, 更容易形成冰间湖(表1)[20,68]。

表1 北极冰间湖名称、分布区域及类型汇总Table 1.Summary of names, distribution areas and types of Arctic polynyas

3.1.2 海流驱动的冰间湖

海流驱动下的冰间湖并不常见, 因为海流通常不会有强烈的水平发散, 所以由海流驱动的冰间湖通常受到特殊地理条件的影响[14]。例如,Northeast Water冰间湖, 因为格陵兰岛北面海岸处搁浅冰山的阻拦作用, 海冰无法通过弗拉姆海峡到达搁浅冰山的南部, 而海流却将冰山南部的海冰向南输送, 形成冰间湖[69-71]。

3.2 感热冰间湖

感热冰间湖的形成和海洋热量有着密切联系,当由海水垂直对流带来的大量海洋热量进入海洋表层时, 可以促进该区域之前存在的海冰融化并抑制新冰的生成, 从而形成冰间开阔水域(图7), 此类冰间湖同时具有产冰量少的特点[14,26]。海水的垂直对流包括自由对流和强迫对流。自由对流是高密度水的下沉, 一般发生在海水结构不稳定的区域或海冰生成过程中由析盐作用引起垂直对流发生的区域[14]。强迫对流通常为上升流或潮汐强迫, 若由海流和海底地形相互作用引起的上升流作为热源, 则可以形成感热冰间湖, 例如Whaler’s Bay冰间湖等;而潮流和地形的相互作用会引起潮流的放大, 增强垂直对流, 从而在有海冰覆盖的区域如海湾、海峡和水道中形成感热冰间湖[14,19,26]。

根据冰间湖的形成机制, 将其分为风和海流驱动形成的潜热冰间湖和海洋热量驱动形成的感热冰间湖。Smith等[10]认为某些冰间湖的形成是这两种机制共同作用的结果, 其中一种机制占主导地位。所以, 不能把冰间湖单一地归类为感热或潜热冰间湖。例如, Barrow Coastal冰间湖(8号区域, 图3)是由风、海流以及上升流共同作用形成[72-74]。Hirano等[72]根据2009年8月至2010年7月楚科奇海东北部的锚碇数据, 通过高分辨率泛北极海冰海洋模型得出强劲的离岸风不仅促进了海冰和海水的流动, 并导致温暖的大西洋水上涌, 形成了一种潜热和感热混合的冰间湖——Barrow Coastal冰间湖。此外, 研究发现楚科奇冰间湖也属于这种混合机制的冰间湖[74-76]。Ladd等[76]在2016年根据2010/11—2014/15年冬季(除2012/13冬季)楚科奇大陆架东部锚碇数据和海冰密度数据观察到在楚科奇冰间湖区域出现5次大西洋水的上升, 并认为楚科奇冰间湖为潜热和感热混合的冰间湖。

4 北极冰间湖的作用与影响

4.1 北极冰间湖与大气的相互作用

冰间湖是海洋中水汽和热量散失到大气中的重要区域, 其可以通过影响大气变暖从而影响中尺度大气运动。春季, 海冰消融形成冰间水道, 冰间水道区域海水的蒸发会形成云。夏季, 冰间湖可使大量短波辐射穿透海水海冰混合层, 促进海洋变暖和海冰的融化, 增大开阔水域的面积, 继而造成海水蒸发量增大, 垂直对流增强, 导致更多的热量和水分进入原本寒冷、干燥的极地大气。大气中水分的增加会导致海表面到大气的长波辐射的增加, 而云的保温效应会降低长波辐射能量损失, 造成温度升高, 海冰消融加快[10], 冰间湖面积增大。因此, 开阔水域取代明亮的、反射性强的雪和冰时, 会增强水汽通量和云的形成, 导致冰间湖增长[77]。

4.2 北极冰间湖对海水盐度的影响

北冰洋上层海洋常年存在盐跃层, 这一独有的结构对维持北冰洋表层的低温特征和海冰有着重要的作用[78]。冷盐跃层的主要特点为, 当温度接近冰点时, 盐度通常从50 m深度处的32.5 psu增加到150 m深度处的34 psu, 将冷而淡的表层水与暖而咸的大西洋水隔离开。在盐跃层的形成机制中, 高盐陆架水的产生是关键因素。Aagaard等[79]在1981年根据当时在北冰洋上3个站点观测到的温度和盐度数据, 对结冰过程中生成的高盐度陆架水进行估算, 结果表明, 有年均约2.5 Sv的高盐度陆架水输送到极地海盆, 与大西洋进入北冰洋的水流量为相同量级, 达到可以维持盐跃层的条件。并且, 很多研究表明, 北极沿岸冰间湖产生的高盐陆架水是北冰洋冷盐跃层的维持机制之一[80]。Cavalieri和Martin[81]利用1978—1987年冬季北极沿岸的卫星数据和气象数据计算了冰间湖的盐度通量, 并估算了其对北冰洋盐跃层的贡献, 将北极西部沿海地区(波弗特海沿岸、阿拉斯加沿岸、白令海沿岸和楚科奇海沿岸)冰间湖与北极东部沿海地区(喀拉海、巴伦支海和拉普捷夫海沿岸)冰间湖的年平均高密度水通量相结合。结果表明, 北极沿岸冰间湖年平均约产生0.7～1.2 Sv高密度水, 这与计算得到的维持盐跃层需要的理论通量值1～1.5 Sv接近, 其中喀拉海、巴伦支海、楚科奇海和白令海区域冰间湖的高密度水通量占较大比例[42], 而加拿大北极群岛和弗拉姆海峡附近的冰间湖产生的高盐水也对盐跃层有影响[82]。此外, 冰间湖区域表层盐度的差异对产盐量也具有一定的影响,具有同样产冰量的冰间湖, 在靠近大西洋区域的产盐量多于靠近太平洋区域的冰间湖[25]。

4.3 北极冰间湖对生态的影响

冬季冰间湖的出现, 使海冰覆盖面积减少,从而使更多的阳光能够照射到海洋, 有利于提升浮游生物的生产力, 而浮游生物产生的有机物附着在沉积物中, 促进了底栖生物群落的发展, 也为以该生物群落为食的海洋哺乳动物和鸟类的大量繁殖奠定了基础[42]。并且冰间湖是迁徙水鸟的重要栖息地, 厚冰的减少也有利于海洋哺乳动物和海鸟的进食。此外, 北极冰间湖内丰富的营养盐, 为海洋生物的生存和发展提供了重要的营养元素。从20世纪80年代开始, 人们一直关注冰间湖和生物之间的关系, 很多的研究表明, 冰间湖内的营养盐和生物量相较于其他海冰覆盖地区更大。Ringuette等[83]对1994—1995年春季和夏季加拿大北极群岛区域的North Water冰间湖和Barrow Strait区域的浮游生物和大型桡足类出现的时间和数量进行比较, 结果表明在5—6月期间North Water冰间湖的浮游植物和早期大型桡足类数目开始增多, 比Barrow Strait区域早1.5～3个月, North Water冰间湖的适宜温度和充足食物会促进该区域大型桡足类丰度的增多。Bouchard和Fortier[84]基于2003年与2005年捕获的鳕鱼幼鱼的耳石结构分析, 发现当2005年拉普捷夫海区域冰间湖的面积增大时, 所捕获的鳕鱼的平均体长比2003年的长4 mm, 这表明冰间湖的扩张有利于鳕鱼的生长。Baak等[85]在2020年对Dundas Island冰间湖附近的Nasaruvaalik Island出现的北极燕鸥进行了形态测量, 得出育雏后雄性和雌性燕鸥的脂肪比例分别增加54%和30%, 这表明北极冰间湖可能为北极燕鸥的生存和发育提供了更多的能量。

5 总结和展望

5.1 总结

北极冰间湖将海洋-大气-海冰紧密连接, 通过一系列复杂的过程产生和维持, 是北极最活跃的区域之一, 同时也是北极地区预测气候变化的“窗口”。然而, 由于北极冰间湖具有周期性出现、分布范围广和面积小的特点[10], 造成冰间湖的实地观测数据较少, 而高分辨率、连续性的卫星数据也相对缺乏, 限制了北极冰间湖的研究。由于前人多是对冰间湖进行不同时间段的研究, 造成了冰间湖的时空变化特征存在差异, 并且还存在一些面积较小的冰间湖, 前人对其时空变化研究较少。基于此, 本文针对目前国内外冰间湖有限的相关研究成果进行梳理, 得出以下结论。

1.在北极, 白令海、楚科奇海和喀拉海-拉普捷夫海等区域的冰间湖通常在冬季和春季开始出现, 白令海区域春季冰间湖的面积大于冬季,楚科奇海区域阿拉斯加沿岸的北岸和南岸的冰间湖几乎不同时出现。加拿大北极群岛区域下游在冬春季出现冰间湖, 随着温度的回升, 部分冰间湖不断扩大最终相互融合, 到秋季, 开阔水域开始被海冰覆盖, 面积减小。格陵兰岛-弗拉姆海峡区域面积较大的冰间湖通常是在春季形成, 并持续到秋季, 近年来, 该区域在夏秋季出现了1个新的冰间湖, 该冰间湖通常可以维持1个月左右。拉普捷夫海区域在春季出现的冰间湖会随着温度的升高不断地向高纬延伸, 从而成为距离大陆最远的北极冰间湖。

2.北极冰间湖多以由风和海流形成的潜热冰间湖为主, 白令海区域冰间湖、楚科奇海区域冰间湖、格陵兰岛-弗拉姆海峡区域冰间湖以及喀拉海-拉普捷夫海区域冰间湖主要是在离岸风和海流的共同作用下形成, 加拿大北极群岛区域的大部分冰间湖受北风和海流的共同影响形成。感热冰间湖在北极区域较少, 主要存在于加拿大北极群岛区域下游的水道中以及弗拉姆海峡区域东部, 是海水的垂直对流和海底地形相互作用而形成。此外, 还有少数冰间湖既属于潜热冰间湖也属于感热冰间湖, 此类混合型的冰间湖主要出现在楚科奇海区域、加拿大北极群岛区域, 并且,相较于感热冰间湖而言, 该类冰间湖在北极存在的数目更多。

3.北极冰间湖与海洋的热力和动力过程以及大气运动等因素密切相关, 其形成和维持可以影响北极冰间湖内海水盐度以及生态的发展。北极冰间湖是海洋-大气热交换强烈的区域, 它可以通过影响大气变暖升温从而影响大气的中尺度运动。同时, 北极冰间湖作为北极高盐度陆架水的重要来源, 关系着北极盐跃层的维持, 而盐跃层作为上下层海水热量交换的隔绝层, 对北极海冰的保持意义重大。喀拉海、巴伦支海、白令海和楚科奇海区域的冰间湖通常出现在边缘海区域,冰间湖的面积较大, 产生的高盐水量对北冰洋冷盐跃层的维持占比也比较大, 加拿大北极群岛和弗拉姆海峡附近冰间湖产生的高盐水对盐跃层的维持也有影响。此外冰间湖内丰富的营养盐有助于海洋生物、哺乳动物和迁徙鸟类等生物的生存和发展, 在冬春季, 白令海、加拿大北极群岛和拉普捷夫海等区域的冰间湖均会有大量生物出现。

5.2 展望

对北极冰间湖时空变化及其形成机制的研究有助于深刻理解气候变化背景下北极海洋与海冰的快速变化。对于北极冰间湖研究方法的改进、形成机制的进一步研究有助于人们了解北极冰间湖具体的变化过程和影响因素, 从而更加深入地理解北极冰间湖与海洋-大气-海冰的联系, 以及对北极和全球气候的响应。目前, 对于北极冰间湖的研究还有一些问题亟待解决。

1.增加北极冰间湖区域高分辨率卫星遥感数据, 并获取北极不同区域冰间湖连续性时空变化数据, 可有助于北极冰间湖时空变化特征以及形成机制的研究, 尤其是在一些面积较小、前人研究较少的冰间湖区域。在此数据基础上, 对北极冰间湖形成和结束时间、面积大小和分布区域等进行精细化研究。

2.北极冰间湖是多种因素共同作用的结果,量化不同因素对冰间湖的贡献率可以进一步了解冰间湖形成的动力过程。借助观测数据与模式手段, 对影响冰间湖形成的因素包括风、洋流和潮汐等进行诊断分析, 通过一系列敏感性实验探索大气和海洋各影响因素对冰间湖形成和维持的贡献度。

3.对北极冰间湖短期和长期变化进行研究和预测。通过建立高分辨率北极气候模式, 研究北极冰间湖在不同时间和空间尺度上的变化规律,预估未来北极冰间湖开放时间、持续时段、面积大小和分布范围等的变化趋势, 对全球变暖和北极放大背景下未来北极快速变化预测研究具有重要意义。