北冰洋穿極流強(qiáng)度和源頭位置變動(dòng)機(jī)制分析

田引白學(xué)志黃穎祺

研究論文

北冰洋穿極流強(qiáng)度和源頭位置變動(dòng)機(jī)制分析

田引白學(xué)志黃穎祺

(河海大學(xué)海洋學(xué)院, 江蘇 南京 210098)

隨著全球氣候變暖, 北極海冰快速減退, 北冰洋穿極流位置和強(qiáng)度正在發(fā)生明顯的變化。本文利用海表地轉(zhuǎn)流、海冰漂流、海冰密集度和海面風(fēng)場(chǎng)計(jì)算了考慮海冰效應(yīng)的北冰洋海洋表面應(yīng)力分布, 探討了北冰洋穿極流的強(qiáng)度和源頭位置變動(dòng)機(jī)制。結(jié)果表明, 穿極流冬季比夏季強(qiáng), 9月最弱, 12月最強(qiáng)。2003—2014年間穿極流的年平均流速呈增強(qiáng)趨勢(shì), 穿極流的源頭海域逐漸從東西伯利亞海偏向西邊的拉普捷夫海; 典型強(qiáng)年比典型弱年有西向的趨勢(shì)。影響穿極流強(qiáng)度年際變化的主要因素是海冰覆蓋, 海冰覆蓋率越低, 穿極流越強(qiáng)。2003—2014年間海冰覆蓋率降低導(dǎo)致海表面應(yīng)力增強(qiáng), 穿極流有變強(qiáng)趨勢(shì)。影響穿極流強(qiáng)度季節(jié)變化的主要因素是海表面風(fēng)場(chǎng), 冬季表海面風(fēng)場(chǎng)較強(qiáng), 海表應(yīng)力增強(qiáng), 穿極流也較強(qiáng); 夏季海面風(fēng)場(chǎng)減弱, 海表應(yīng)力減弱, 穿極流強(qiáng)度也隨之減小。海面風(fēng)場(chǎng)和海冰的變化共同影響了穿極流源頭的位置變動(dòng), 穿極流源頭西移的原因: 一是位于加拿大海盆上方的高壓中心逐漸從波弗特海上空向西南方移動(dòng)到靠近穿極流源頭的俄羅斯沿岸, 造成穿極流源頭向西移動(dòng); 二是北冰洋增溫導(dǎo)致海冰加速融化, 海冰覆蓋率降低, 加大了海表面應(yīng)力, 波弗特流渦增強(qiáng), 范圍從加拿大海盆向西伯利亞海盆擴(kuò)張, 造成穿極流源頭向西移動(dòng)。

北冰洋 穿極流 海表面應(yīng)力

0 引言

北冰洋表面環(huán)流主要由源于拉普捷夫海和東西伯利亞海的穿極流以及靠近加拿大沿岸的反氣旋波弗特流渦組成(圖1，根據(jù)Armitage等[1]的圖1重繪)。波弗特流渦由波弗特高壓驅(qū)動(dòng), 將水和冰從北冰洋中部輸送到波弗特海和楚科奇海[2]; 穿極流從俄羅斯沿岸海域經(jīng)過北冰洋中部流向弗拉姆海峽, 將西伯利亞河流和陸架衍生微量元素輸運(yùn)至北冰洋中部, 對(duì)北冰洋的物質(zhì)交換和熱力平衡有重要作用。穿極流從弗拉姆海峽流出后, 繼續(xù)沿格陵蘭東海岸向南, 給大西洋輸送大量的冷而淡的海冰和淡水。

海冰漂移容易通過遙感監(jiān)測(cè)和投放浮標(biāo)跟蹤, 因此對(duì)穿極海冰漂流的研究較多。穿極海冰漂流從北冰洋東部陸架海經(jīng)過極點(diǎn)通過弗拉姆海峽向南邊的大西洋輸送海冰, 輸送海冰體積總量約為2400 km3·a–1 [3], 海冰漂移的速度約為0.05～0.1 m·s–1[4]。穿極海冰漂流的強(qiáng)度和方向與波弗特高壓以及冰島低壓的相對(duì)位置和強(qiáng)度有關(guān)[5-6]。在波弗特高壓減弱、冰島低壓加強(qiáng)的情況下, 海冰漂流在歐亞盆地以氣旋性漂移從拉普捷夫海向加拿大海盆移動(dòng), 然后到達(dá)弗拉姆海峽[7]。反氣旋的波弗特高壓強(qiáng)度和范圍增加, 冰島低壓強(qiáng)度減弱時(shí), 海冰漂流以更直接的路徑從拉普捷夫海到達(dá)弗拉姆海峽。

穿極表面海流由地轉(zhuǎn)流和?？寺鹘M成, 處于相對(duì)暖而淡的波弗特流渦北部表層水與相對(duì)冷而咸的歐亞海盆表層水之間的鋒面附近的寬廣流域中, 與穿極海冰漂流相對(duì)應(yīng)[8]。由于穿極流流經(jīng)區(qū)域大多被海冰覆蓋, 缺少對(duì)冰下海洋的現(xiàn)場(chǎng)和遙感觀測(cè), 與穿極海冰漂流相比, 對(duì)穿極表面海流變化的研究較少。近年來, Armitage等[1,9]利用經(jīng)過專門處理得到的2003—2014年的北冰洋衛(wèi)星遙感海面高度研究了81.5°N以南表面地轉(zhuǎn)流的季節(jié)和年際變化, 指出北冰洋冬季和夏季平均表面地轉(zhuǎn)流都有所加強(qiáng), 波弗特渦旋的增強(qiáng)更為明顯。穿極流表面地轉(zhuǎn)流速度約為0.02～ 0.07 m·s–1[10], 通過弗拉姆海峽的年平均流速在2003—2014年間有增強(qiáng)趨勢(shì)。除了強(qiáng)度有所變化以外, 穿極流的源頭位置也發(fā)生了明顯的變化。在2011—2014年期間, 波弗特渦旋向西移動(dòng), 其中心從約145°W、74°N移動(dòng)到約150°W、76°N, 加強(qiáng)了穿極流西向的趨勢(shì)[1]。

圖1 北冰洋和周邊海域的地形與海洋表面環(huán)流的示意圖(藍(lán)色箭頭).圖中的特定海流標(biāo)注為白色, BG: 波弗特流渦, TPD: 穿極流, WSC: 西斯匹次卑爾根洋流, EGC: 東格陵蘭洋流, NAC: 挪威大西洋海流, BSB: 巴倫支海分流.圖中海洋地形特征標(biāo)注為紅色, BS: 白令海峽, FS: 弗拉姆海峽, BSO: 巴倫支?？? SB: 斯瓦爾巴特群島淺灘, KG: 卡拉海門, DS: 丹麥海峽(根據(jù)Armitage等[1]的圖1重繪)

Fig.1.Map of the Arctic Ocean and surrounding seas with a schematic of the ocean surface circulation (blue arrows). Specific currents mentioned in the text are labelled white, with the following abbreviations: BG, Beaufort Gyre; TPD, Transpolar Drift; WSC, West Spitsbergen Current; EGC, East Greenland Current; NAC, Norwegian Atlantic Current; BSB, Barents Sea Branch.Bathymetric features mentioned in the text are labelled in red, with the following abbreviations: BS, Bering Strait; FS, Fram Strait; BSO, Barents Sea Opening; SB, Svalbard Bank; KG, Kara Gate; DS, Denmark Strait (redraw based on the Fig.1 from Armitage et al[1])

Armitage等[10]和Kwok等[11]發(fā)現(xiàn), 在北極濤動(dòng)為正 (負(fù)) 時(shí), 高緯度低 (高) 海平面氣壓異常會(huì)產(chǎn)生氣旋性 (反氣旋性) 大氣環(huán)流異常。在正 (負(fù)) 北極濤動(dòng)期間, 阿拉斯加和東西伯利亞沿岸的海平面高度較高(低), 北冰洋中心高度較低(高), 沿岸流異常呈現(xiàn)氣旋(反氣旋)性, 穿極流的源頭更偏東(西), 波弗特環(huán)流收縮 (擴(kuò)張)。海冰漂移響應(yīng)與北極濤動(dòng)相關(guān)的表面大氣強(qiáng)迫異常, 改變了穿極流的位置和波弗特環(huán)流的范圍。

穿極流流經(jīng)的海域在一年中的大部分時(shí)間里都有海冰覆蓋。在無冰情況下, 風(fēng)場(chǎng)直接驅(qū)動(dòng)海洋上層環(huán)流。當(dāng)有海冰覆蓋時(shí), 風(fēng)場(chǎng)首先驅(qū)動(dòng)海冰, 使其與表層海水之間出現(xiàn)相對(duì)運(yùn)動(dòng), 由此產(chǎn)生的海冰-海洋應(yīng)力又能引起海水的運(yùn)動(dòng)。有海冰覆蓋時(shí)的表面應(yīng)力與海冰密集度、海冰速度、海洋表面流速等諸多因素有關(guān)。海洋-海冰間應(yīng)力正比于海洋-海冰間的相對(duì)速度。相對(duì)于0.05～0.1 m·s–1的海冰漂移速度, 海洋表面地轉(zhuǎn)流的影響不可忽略。北冰洋大氣環(huán)流存在著顯著的年際變化, 加之全球變暖, 大氣環(huán)流型還存在長(zhǎng)期變化趨勢(shì)。這些變化很明顯會(huì)引起北冰洋表面環(huán)流的變異。同時(shí), 北冰洋海冰覆蓋的變化, 將不可避免地改變北冰洋海洋表面的應(yīng)力分布, 影響北冰洋表面環(huán)流, 包括穿極流的變異。本文利用衛(wèi)星觀測(cè)資料, 分析穿極流在2003—2014年間的位置和強(qiáng)度變化; 并結(jié)合表面風(fēng)場(chǎng)、海冰漂流和海表面地轉(zhuǎn)流, 計(jì)算有海冰影響的北冰洋表面應(yīng)力分布, 探討表面風(fēng)場(chǎng)和海冰變化對(duì)穿極流強(qiáng)度和源頭位置變動(dòng)的影響。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù)據(jù)介紹

1.海冰和海面氣象數(shù)據(jù)美國(guó)國(guó)家冰雪中心(National Snow and Ice Data Center, NSIDC)1979—2019年月平均海冰漂流數(shù)據(jù), 水平分辨率為25 km× 25 km。歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心ERA5 1978—2018年月平均海面風(fēng)場(chǎng)和海冰密集度數(shù)據(jù), 水平分辨率為0.25°。

2.海面動(dòng)力高度和海表面地轉(zhuǎn)流數(shù)據(jù)本文使用Armitage等[1, 9]利用Envisat (2003—2011年)和CryoSat-2(2012—2014年)衛(wèi)星資料估算的2003—2014年北冰洋逐月海面動(dòng)力高度(Dynamic Oceanographic Topography, 下稱DOT)和海面地轉(zhuǎn)流產(chǎn)品。該產(chǎn)品是結(jié)合開放海面和有冰覆蓋海面(通過冰間水道)的海面高度得到的, 整個(gè)北冰洋海盆的DOT估算范圍可以達(dá)到81.5°N, 水平分辨率為0.75°×0.25°。北冰洋DOT的估算值與從水文數(shù)據(jù)估算的海面高度異常有較好的一致性(相關(guān)系數(shù)為0.9), 表面地轉(zhuǎn)流與波弗特海錨定觀測(cè)的月平均表面流速度和方向的差值在約0.01～0.02 m·s–1和約60°(均方根差) 范圍內(nèi)。

3.挪威極地中心觀測(cè)的2009年9月至2018年9月的弗拉姆海峽流速資料, 觀測(cè)斷面位于78.50°N的東格陵蘭洋流處, 經(jīng)度范圍為1°N ～ 8°N。

1.2 有海冰覆蓋時(shí)海表面應(yīng)力計(jì)算

本文用表面?？寺俣?方向位于表面應(yīng)力右邊45°)來代替平均?？寺斶\(yùn)速度(方向位于表面應(yīng)力右邊90°), 因而

2 結(jié)果

2.1 北冰洋年平均要素場(chǎng)分布

如圖2a所示, 北冰洋年平均海平面氣壓場(chǎng)主要由靠近加拿大沿岸的波弗特高壓和靠近俄羅斯和北歐沿岸冰島低壓主導(dǎo), 高壓和低壓之間是貫穿北冰洋中部的穿極風(fēng)(圖2a)。波弗特高壓中心在76°N, 145°W處, 高壓西南部風(fēng)速較強(qiáng), 約為3 m·s–1, 北部的風(fēng)速較弱, 約為1.5 m·s–1; 穿極流的源頭海域拉普捷夫海和東西伯利亞海以及北冰洋中部風(fēng)速較弱, 約為1.5 m·s–1, 末段的弗拉姆海峽的風(fēng)速較強(qiáng), 約4 m·s–1。

北冰洋年平均海面高度場(chǎng)的分布和海平面氣壓場(chǎng)類似, 由加拿大海盆高值區(qū)和歐亞海盆低值區(qū)組成, 高值區(qū)和低值區(qū)之間是貫穿北冰洋中部的穿極流。海冰漂移和表面地轉(zhuǎn)流 (圖2b和圖2c) 在波弗特流渦西南方速度最大, 冰速約為0.07 m·s–1, 海表地轉(zhuǎn)流速約為0.055m·s–1; 北部速度最慢, 其中海冰流速約為0.03 m·s–1, 海表地轉(zhuǎn)流速約為0.02 m·s–1。穿極流流速沿路徑不斷增強(qiáng), 且海冰流速略大于海表地轉(zhuǎn)流速。穿極流源頭海域的拉普捷夫海和東西伯利亞海以及北冰洋中部的海冰漂移速度和海表地轉(zhuǎn)流速分別約為0.035 m·s–1和0.025 m·s–1, 末段的弗拉姆海峽的海冰漂移速度和海表地轉(zhuǎn)流速分別約為0.08 m·s–1和0.05 m·s–1。

穿極流源頭海域的東西伯利亞海和拉普捷夫海海冰密集度在0.5～0.9之間, 變化幅度較大, 越靠近極點(diǎn)密集度越高,中段到弗拉姆海峽入口的海冰密集度常年大于0.9, 受到北大西洋暖流的影響, 弗拉姆海峽的北冰洋與大西洋交界處的海冰密集度劇烈變化, 洋面迅速?gòu)挠斜采w過渡到無冰覆蓋。海冰范圍最大值是4月份, 夏季海冰范圍逐漸減小, 在9月達(dá)到最小值, 約0.57, 此時(shí)北冰洋邊緣海大多呈現(xiàn)開放海域狀態(tài)(圖2d藍(lán)線)。

圖2 2003—2014年年平均(a) 海平面氣壓(減去1000 mbar, 填色)和表面風(fēng)場(chǎng)(矢量); (b) 海冰密集度(填色)和海冰漂流 (矢量); (c) 海面高度(填色)和表面地轉(zhuǎn)流場(chǎng)(矢量), 圖中紅線表示穿極流流出口位置, 藍(lán)框表示穿極流發(fā)源地位置; (d)8月(紅線)、9月(藍(lán)線)、10月(綠線) 的海冰范圍(海冰密集度>0.15)

Fig.2.2003–2014 annual mean (a) sea level pressure (minus 1000 mbar, shaded) and sea surface wind (vectors); (b) sea ice concentration (shaded) and ice drift (vectors); (c) surface dynamic ocean topography (shaded) and surface geostrophic currents (vectors), the red line denotes the location of outflow of transpolar drift, blue box represents source location of the transpolar drift; (d) sea ice extent in August (red line), September (blue line) and October (green line) (sea ice concentration > 0.15)

北冰洋海冰密集度的全年平均值為0.763, 整體呈現(xiàn)下降趨勢(shì), 從1989年最大值0.805到2013年達(dá)到最小值0.694 (圖3), 相比于最大值減少了13.8%。北冰洋在7—10月海冰密集度最低, 其余月份海冰覆蓋較高, 因此將7—10月定為北冰洋的夏季, 11月至來年6月定為北冰洋冬季。北冰洋海冰密集度在冬季的下降趨勢(shì)小于夏季的下降趨勢(shì), 冬季平均值高于夏季平均值。冬季海冰密集度均值為0.832, 最大值在1989年, 為0.86, 最小值在2013年, 為0.789,相比于最大值減小了8%。夏季海冰密集度均值為0.612, 最大值在1987年, 為0.701, 最小值在2013年, 為0.507, 相比于最大值減少了27.7%。

圖3 1980—2018年北冰洋全年(藍(lán)線)、冬季(11—6月, 紅線)和夏季(7—10月, 黑線)平均海冰密集度

Fig.3.Annual (blue line), winter (November-June, red line) and summer (July-October, black line) mean sea ice concentration in the Arctic Ocean from 1980 to 2018

2.2 無海冰海表面應(yīng)力與有海冰海表面應(yīng)力比較

2.3 穿極流強(qiáng)度的季節(jié)和年際變化

由于在源頭海域穿極流流幅比較寬廣且變化較大, 難于計(jì)算強(qiáng)度, 本文選取穿極流的流出口弗拉姆海峽來計(jì)算穿極流的強(qiáng)度。計(jì)算斷面沿81.5°N緯線, 經(jīng)度范圍為9°E～3°E(圖2c中加粗紅線)。定義沿該斷面的平均地轉(zhuǎn)流的經(jīng)向速度為穿極流強(qiáng)度。

圖4給出了北冰洋平均海面風(fēng)速、海冰密集度以及穿極流強(qiáng)度的季節(jié)變化。由圖4可知, 北冰洋平均海面風(fēng)速12月份最強(qiáng), 約為2.4 m·s–1, 7月份達(dá)最小值, 約0.09 m·s–1。弗拉姆海峽穿極流的長(zhǎng)期年平均經(jīng)向地轉(zhuǎn)流速約0.049 m·s–1。穿極流強(qiáng)度的季節(jié)變化與海面風(fēng)場(chǎng)相似, 顯示出冬季強(qiáng)而夏季弱的特征, 7月流速達(dá)到最小值(約0.015 m·s–1), 3月平均流速達(dá)到最大值(約0.11 m·s–1)(圖4紅線)。冬季的平均流速為0.06 m·s–1, 夏季為0.045 m·s–1。由圖4可以看出, 穿極流的季節(jié)變化主要由海面風(fēng)場(chǎng)的季節(jié)變化控制。夏季海冰密集度最低, 海冰對(duì)海洋和大氣間的動(dòng)量交換的屏蔽作用降低, 但是夏季北冰洋海面風(fēng)速較小, 穿極流速度在夏季仍然較低; 而冬季冰覆蓋明顯增加, 海冰對(duì)海洋和大氣間的動(dòng)量交換的屏蔽作用增強(qiáng), 但是由于冬季海表面風(fēng)速大約是夏季風(fēng)速的2～3倍, 穿極流平均流速也達(dá)到最大值。弗拉姆海峽平均流速和海面風(fēng)速之間存在顯著的正相關(guān)(去趨勢(shì)相關(guān)系數(shù)為0.75, 超過95%置信水平)。

圖4 2003—2014年平均的北冰洋海冰密集度(藍(lán)線)和海表面風(fēng)速(黑線)以及弗拉姆海峽的海表經(jīng)向地轉(zhuǎn)流速(紅線)的季節(jié)循環(huán)

Fig.4.2003–2014 mean seasonal cycles of sea ice coverage (blue line) and sea surface wind speed (black line) in the Arctic Ocean, and surface meridional geostrophic velocity in the Fram Strait (red line)

如圖5所示, 2003—2014年間穿極流的夏季、冬季和年平均流速均呈上升趨勢(shì)。在12年間出現(xiàn)兩個(gè)極值年份, 分別是2007年和2011/2012年, 與海冰范圍的兩個(gè)極值年份對(duì)應(yīng)(圖3)。冬季流速最大值在2011年, 約0.063 m·s–1, 夏季流速最大值在2012年, 約為0.056 m·s–1。2003—2007年和2009—2012年的年平均流速都是遞增的。在2012年達(dá)到最大值, 大約0.061m·s–1, 然后逐漸減至2014年的0.048 m·s–1。

引起穿極流強(qiáng)度變化的主要因素是表面風(fēng)場(chǎng)和海冰覆蓋。圖6給出了北冰洋平均的冬季、夏季和全年平均風(fēng)速。從圖中可以看出, 北冰洋風(fēng)速全年平均約為1.5 m·s–1, 最小值在2006年, 約1.15 m·s–1, 最大值在2007年, 約1.92 m·s–1, 有明顯的年際變化, 但沒有明顯的增強(qiáng)或減弱趨勢(shì), 而弗拉姆海峽流速則有明顯的上升趨勢(shì)。2003—2014年北冰洋平均風(fēng)速和弗拉姆海峽流速的相關(guān)不明顯(去趨勢(shì)相關(guān)系數(shù)為–0.037, 超過95%置信水平), 這說明穿極流在2003—2014年的增強(qiáng)趨勢(shì)和年際變化不能由海面風(fēng)場(chǎng)的變化來解釋。

圖5 2003—2014年弗拉姆海峽全年、夏季(7—10月)和冬季(11—6月)平均表面地轉(zhuǎn)流流速

Fig.5.Annual (blue line), summer (July-October, black line), and winter (November-June, red line) mean velocity in the Fram Strait between 2003 and 2014

圖6 2003—2014年全年、夏季(7—10月)和冬季(11—6月)北冰洋平均海面風(fēng)速

Fig.6.Time series of annual (blue line), winter (red line), and summer (black line) mean sea surface wind speed in the Arctic Ocean between 2003 and 2014

2003—2014年期間北冰洋平均海冰密集度(圖3)和弗拉姆海峽流速的年際變化(圖5)相似, 兩者具有顯著的的負(fù)相關(guān)(去趨勢(shì)相關(guān)系數(shù)為–0.73, 超過95%置信水平), 說明海冰覆蓋低的年份, 穿極流流速大。兩者的時(shí)間變化周期大約3～5年?？梢酝茢? 影響北冰洋穿極流強(qiáng)度年際變化的主要因素是海冰覆蓋。隨著全球變暖, 北冰洋海冰大量融化, 穿極流也會(huì)增強(qiáng)。根據(jù)Spreen[3]對(duì)弗拉姆海峽海冰通量的研究, 1990—2014年間, 北冰洋海冰總量以每10年27%的速率遞減, 每年海冰總量的14%通過弗拉姆海峽從北冰洋流出, 每年輸出的海冰總量占北冰洋海冰總量的比例沒有顯示出趨勢(shì), 因?yàn)楸睒O盆地的海冰總量正在與冰量輸出量以相近的速率減少, 說明北冰洋海冰在快速融化, 但沒有加速流出弗拉姆海峽的趨勢(shì), 海冰減少主要是北極增暖加速海冰融化造成的, 與海冰加速流出沒有明顯關(guān)系。

2.4 穿極流的位置變動(dòng)

根據(jù)穿極流強(qiáng)度的年際變化, 選取2003、2004、2005和2008年為典型弱年, 2007、2011、2012和2013年為典型強(qiáng)年。圖7給出了典型強(qiáng)、弱年冬夏季平均海面高度和流場(chǎng)及其差值分布。從圖7可以看出, 典型強(qiáng)年夏季和冬季的波弗特流渦比典型弱年強(qiáng)且范圍大, 并向西北方向偏移, 而歐亞海盆的氣旋性環(huán)流偏弱, 向加拿大海盆的伸展范圍縮小。在典型強(qiáng)年, 兩個(gè)流渦的此消彼長(zhǎng)導(dǎo)致穿極流的源頭位置偏西。還可以看出, 冬季流渦強(qiáng)度大于夏季。從典型強(qiáng)弱年冬季和夏季流場(chǎng)差值可以看出, 波弗特流渦增強(qiáng), 俄羅斯沿岸的海面高度降低, 出現(xiàn)異常的西向海流。

圖8給出了2003—2014年期間每4年平均的海面高度和環(huán)流異常分布。從圖中可以看出, 2003—2006年, 加拿大海盆海面動(dòng)力高度低于平均值, 出現(xiàn)氣旋性環(huán)流異常, 波弗特流渦減弱, 俄羅斯沿岸海面動(dòng)力高度增加, 出現(xiàn)異常東向流, 穿極流源頭向東偏移。2007—2010年加拿大海盆東部海面動(dòng)力高度高于平均值, 表面地轉(zhuǎn)流呈反氣旋狀態(tài), 加拿大海盆西部海面動(dòng)力高度低于平均值, 表面地轉(zhuǎn)流為氣旋性環(huán)流, 穿極流源頭沒有明顯偏移。2011—2014年波弗特流渦中心動(dòng)力海平面高度高于平均值, 波弗特流渦明顯增強(qiáng), 波弗特流渦和穿極流源頭都向西偏移。相比于前4年, 2011—2014年夏季和冬季的波弗特渦旋中心位置和穿極流源頭位置都往西偏, 波弗特流渦和穿極流強(qiáng)度都顯著增強(qiáng)。

我們從78°N～81.5°N范圍內(nèi)的0.2 m 動(dòng)力海面高度等值線(圖9), 可以直觀地看出穿極流的位置從2003—2006年的174°W逐漸西偏至2007—2010年的180°W, 到2011—2014年西偏至拉普捷夫海。

2.5 北冰洋海表面應(yīng)力分布

通過式(1)得到北冰洋考慮地轉(zhuǎn)流和冰覆蓋效應(yīng)的年平均海面應(yīng)力分布(圖10a), 作為對(duì)比, 也給出了有海冰但不考慮表面地轉(zhuǎn)流的海表面應(yīng)力(圖10b), 以及不考慮海冰的年平均海表面應(yīng)力(圖10c)?？紤]了海冰和地轉(zhuǎn)流的影響, 海表面應(yīng)力的大小和方向都發(fā)生了變化。有海冰并且考慮地轉(zhuǎn)流的情況下, 海面應(yīng)力減小, 方向偏向風(fēng)的左面。有海冰但不考慮地轉(zhuǎn)流的情況下, 海面應(yīng)力減小(圖10b), 方向則和無冰時(shí)的海表面應(yīng)力(圖10c)方向大致相同。

從圖10可以看出北冰洋海表面應(yīng)力基本上小于0.05 Pa。因?yàn)椴ǜヌ睾Ｎ髂喜亢透ダ泛{的海面風(fēng)和海冰漂移速度比較大, 所以這兩個(gè)區(qū)域的表面應(yīng)力較大。穿極流源頭海域和中段的海面風(fēng)和冰漂移速度比較小, 所以穿極流源頭海域的應(yīng)力比較小, 基本上小于0.01 Pa, 其中有冰覆蓋情況下考慮表面地轉(zhuǎn)流和不考慮表面地轉(zhuǎn)流的海表面應(yīng)力均為0.003 Pa, 明顯小于無海冰覆蓋開放海域表面應(yīng)力時(shí)的0.007 Pa。在穿極流末段弗拉姆海峽處, 風(fēng)速和冰漂流速度較大, 海表面應(yīng)力比較大, 有冰和無冰的海表面應(yīng)力大小更加接近, 有冰覆蓋海表面應(yīng)力大小約0.02 Pa,無冰覆蓋海表面應(yīng)力大小約0.03 Pa。

比較圖10a和圖10c可以發(fā)現(xiàn), 在穿極流發(fā)源地海域, 沒有海冰覆蓋時(shí), 表面應(yīng)力的方向就是海面風(fēng)的方向, 基本上是沿著經(jīng)度方向, 經(jīng)過北冰洋中部指向弗拉姆海峽。當(dāng)東西伯利亞海和拉普捷夫海被大面積海冰覆蓋時(shí), 表面應(yīng)力的方向則向左(西)偏30°左右。

通過圖10d和圖10e可以發(fā)現(xiàn), 在冰密集度比較高的東西伯利亞海和拉普捷夫海, 不論是否考慮地轉(zhuǎn)流影響, 無冰海表應(yīng)力與有冰海表應(yīng)力差值均為正值, 這表明在海冰密集度比較高的東西伯利亞海和拉普捷夫海, 海表面應(yīng)力大小明顯要比無冰覆蓋的海面風(fēng)應(yīng)力低。海冰阻礙了海洋-大氣間的動(dòng)量交換, 減小了海表面應(yīng)力, 從而也減弱了穿極流的強(qiáng)度。不論是否考慮表面地轉(zhuǎn)流, 無冰與有冰海表應(yīng)力差值在太平洋扇區(qū)呈反氣旋狀態(tài), 并且流渦范圍向西擴(kuò)張。無冰覆蓋海表應(yīng)力與有冰覆蓋海表面應(yīng)力差值在穿極流海域約0.001～0.002 Pa, 與有冰覆蓋海表面應(yīng)力(0.003 Pa)相比, 差值約占有冰覆蓋海表面應(yīng)力大小的33%～66%, 可見海冰對(duì)于穿極流源頭位置的影響不可忽視。

圖7 穿極流強(qiáng)、弱年的海面高度(填色)和流場(chǎng)(矢量)分布.a)強(qiáng)年冬季; b)強(qiáng)年夏季; c)弱年冬季; d)強(qiáng)年夏季; e)強(qiáng)、弱年冬季海面高度和流場(chǎng)差值; f)強(qiáng)、弱年夏季海面高度和流場(chǎng)差值

Fig.7.Arctic dynamic ocean topography(shaded) and surface geostrophic currents (vectors) in strong and weak years.a) strong winters; b) strong summers; c) weak winters; d) strong summers; e) the difference between strong and weak winters; f) the difference between strong and weak summers

圖8 2003—2014年冬季(11—6月)和夏季(7—10月)平均的北冰洋動(dòng)力海面高度(填圖)和地轉(zhuǎn)流場(chǎng) (矢量) (a, b), 以及每連續(xù)4年的異常, 2003—2006年(c, d), 2007—2010年(e, f), 2011—2014年(g, h)

Fig.8.The 2003–2014 winter (November-June) and summer (July-October) mean dynamic ocean topography (shaded) and geostrophic currents (vectors) in the Arctic Ocean (a, b), and their anomalies in successive 4-year periods, 2003–2006 (c, d), 2007–2010 (e, f), and 2011–2014 (g, h)

圖9 2003—2014年每4年平均的動(dòng)態(tài)海面高度(填色)和流場(chǎng)(矢量).a)2003—2006年; b)2007—2010年; c)2011—2014年.藍(lán)線代表78°N～81.5°N范圍內(nèi)0.2 m動(dòng)力海面高度等值線的位置

Fig.9.The 2003–2014 annual mean dynamic ocean topography (shaded) and geostrophic currents (vectors) in successive 4-year periods.a) 2003–2006; b) 2007–2010; c) 2011–2014.The blue line represents the position of the 0.2 m contour line of dynamic ocean topography within 78°N–81.5°N

圖10 2003—2014年平均北冰洋海表面應(yīng)力分布.a)有海冰并考慮表面地轉(zhuǎn)流; b)有海冰但不考慮表面地轉(zhuǎn)流; c)無海冰; d) 無冰與有冰并考慮地轉(zhuǎn)流的差; e)無冰與有冰但不考慮地轉(zhuǎn)流的差.填色表示應(yīng)力大小

Fig.10.The 2003–2014 annual meansurface stress in the Arctic Ocean.a) with ice cover and surface geostrophic flow; b) with ice cover regardless of surface geostrophic flow; c) without ice cover; d) difference between surface stress without ice and with ice and geostrophic flow; e) difference between surface stress without ice and surface stress with ice regardless of geostrophic flow.The shaded represents magnitude of surface stress

為了探究穿極流的位置變動(dòng), 圖11給出2003—2014年期間每連續(xù)4年的海面應(yīng)力和海面風(fēng)應(yīng)力的分布。其中圖11a、c、e表示有海冰和地轉(zhuǎn)流影響的表面應(yīng)力, 圖11b、d、f是海表風(fēng)場(chǎng)直接作用于海面的風(fēng)應(yīng)力?？梢钥闯? 在風(fēng)場(chǎng)、地轉(zhuǎn)流和海冰的共同作用下, 穿極流源頭海域的表面應(yīng)力的方向明顯比海面風(fēng)應(yīng)力向西偏轉(zhuǎn)。

在不同年份, 波弗特高壓的范圍和位置均發(fā)生了顯著的改變。2003—2006年, 波弗特高壓中心基本位于波弗特海中心; 2007—2010年, 高壓中心位置雖然沒有太多變化, 但高壓范圍變大, 強(qiáng)度增加, 表面風(fēng)應(yīng)力以及表面應(yīng)力都在增加; 2011—2014年, 高壓中心明顯向西南方向的拉普捷夫海和西伯利亞海移動(dòng), 波弗特高壓的范圍也擴(kuò)大至俄羅斯沿岸。因此, 穿極流源頭的位置變動(dòng)與波弗特高壓的強(qiáng)度和位置變化也有密切聯(lián)系。

2.6 弗拉姆海峽穿極流的大小

通過式(1)得到了表面埃克曼流場(chǎng)(圖12a), 再將?？寺骱捅砻娴剞D(zhuǎn)流(圖12b)相加得到表面流場(chǎng)(圖12c)。表面?？寺髁魉僭诓ǜヌ睾Ｎ髂喜亢透ダ泛{流速比較大, 大約0.01 m·s–1, 在穿極流源頭的拉普捷夫海和東西伯利亞海比較小, 約0.002 m·s–1。弗拉姆海峽與穿極流源頭海域(拉普捷夫海與東西伯利亞海)的平均海表地轉(zhuǎn)流分別為0.049 m·s–1和0.025 m·s–1, 與之相比, 表面?？寺髁魉俦容^小。通過比較表面地轉(zhuǎn)流場(chǎng)和表面總流場(chǎng), 可以發(fā)現(xiàn), 兩者在方向和大小上差別不大, 表面總流場(chǎng)在弗拉姆海峽處的流速比表面地轉(zhuǎn)流場(chǎng)偏大一些, 在拉普捷夫海和東西伯利亞海的差異幾乎可以忽略不計(jì)。

圖13給出了2003—2014年逐月表面地轉(zhuǎn)流和表面總流速在弗拉姆海峽沿78.5°N的平均值, 以及挪威極地研究所的現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)流速。現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)的表面流速的多年平均值為0.1 m·s–1, 比計(jì)算結(jié)果偏大0.02 m·s–1, 兩者有顯著正相關(guān), 相關(guān)系數(shù)為0.56 (超過99%置信水平--)。穿極流表面總流速和地轉(zhuǎn)流速在大小和趨勢(shì)上大體一致, 弗拉姆海峽的平均地轉(zhuǎn)流流速大約0.076 m·s–1, 表面總流速大約0.08 m·s–1, 比地轉(zhuǎn)流大了5%。表面?？寺魉俣却蠹s0.01 m·s–1。由于受到表面風(fēng)場(chǎng)的影響, 在夏季, 北冰洋中部為氣旋性環(huán)流, 埃克曼流與地轉(zhuǎn)流方向相同, 此時(shí)實(shí)際流速比地轉(zhuǎn)流小; 冬季, 北冰洋上空為反氣旋性環(huán)流, ?？寺骱偷剞D(zhuǎn)流同向且比較強(qiáng), 此時(shí)實(shí)際流速比地轉(zhuǎn)流大。總的來說, 北冰洋表面?？寺饕鹊剞D(zhuǎn)流小很多, 因此多數(shù)情況下可以用地轉(zhuǎn)流表示表面流。

3 結(jié)論

本文利用衛(wèi)星觀測(cè)海面高度和海表地轉(zhuǎn)流資料, 分析了穿極流在2003—2014年間的源頭位置和強(qiáng)度變化, 并結(jié)合海面風(fēng)場(chǎng)、海冰密集度、海冰漂流和海表地轉(zhuǎn)流, 計(jì)算得到北冰洋表面應(yīng)力分布, 探討了穿極流強(qiáng)度和源頭位置變動(dòng)機(jī)制, 主要結(jié)論如下。

1.影響穿極流強(qiáng)度季節(jié)變動(dòng)的主要因素是海面風(fēng)場(chǎng)的季節(jié)變化, 冬季表面風(fēng)場(chǎng)比較強(qiáng), 海表應(yīng)力比較強(qiáng), 穿極流強(qiáng)度也較強(qiáng), 夏季風(fēng)場(chǎng)減弱, 海表應(yīng)力減弱, 穿極流強(qiáng)度也隨之減小。影響穿極流強(qiáng)度年際變化的主要因素是海冰覆蓋。2003—2014年間, 海冰覆蓋降低, 海表面應(yīng)力增加, 穿極流增強(qiáng)。

2.海面風(fēng)場(chǎng)和海冰覆蓋的變化共同影響了穿極流源頭位置變動(dòng)。2003—2014年穿極流源頭逐漸西移, 典型強(qiáng)年的源頭位置比典型弱年更偏西, 夏季偏移大于冬季。引起穿極流源頭西移的原因主要有兩個(gè): 一是波弗特高壓中心逐漸從波弗特海上空向西南方向移到俄羅斯沿岸, 使得穿極流源頭向西移動(dòng); 二是海冰覆蓋持續(xù)降低, 海表面應(yīng)力增大, 波弗特流渦增強(qiáng), 從加拿大海盆向東西伯利亞海擴(kuò)張, 促使穿極流源頭向西移動(dòng)。

3.穿極流表面總流速和地轉(zhuǎn)流速在大小和趨勢(shì)上大體一致, 表面埃克曼流速度大約為 0.01 m·s–1, 比地轉(zhuǎn)流小很多, 且受到表面風(fēng)場(chǎng)的季節(jié)變化影響。

圖11 2003—2014年每4個(gè)連續(xù)年平均海面應(yīng)力(a, c, e)和海面風(fēng)應(yīng)力(b, d, f) (矢量) 以及海平面氣壓分布(減去1000 mbar,填色).從上排到下排依次是2003—2006年(a, b), 2007—2010年(c, d) 和2011—2014年(e, f)

Fig.11.The 2003–2014 annual mean sea surface stress (a, c, e) and sea surface wind stress (b, d, f) in successive 4-year periods.From top to bottom are 2003–2006 (a, b), 2007–2010 (c, d) and 2011–2014 (e, f)

圖12 2003—2014年平均 (a) 表面埃克曼流場(chǎng)、(b) 表面地轉(zhuǎn)流場(chǎng)和 (c) 表面總流場(chǎng).填色表示速度大小

Fig.12.The 2003-2014 annual mean (a) surface Ekman currents, (b) surface geostrophic currents, and (c) total surface currents.The shaded represents the magnitude of the currents

圖13 2003—2014 年逐月弗拉姆海峽平均流速.黑線表示現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)的表面流速, 紅線和藍(lán)線分別代表表面地轉(zhuǎn)流和計(jì)算得到的表面總流速

Fig.13.Monthly mean velocity in the Fram Strait between 2003 and 2014.The black line denotes the observed surface velocity.Red line and blue line denotes the calculated surface geostrophic velocity and total surface velocity, respectively

1 ARMITAGE T W K, BACON S, RIDOUT A L, et al.Arctic Ocean surface geostrophic circulation 2003–2014[J].The Cryosphere, 2017, 11(4): 1767-1780.

2 PROSHUTINSKY A, BOURKE R H, MCLAUGHLIN F A.The role of the Beaufort Gyre in Arctic climate variability: Seasonal to decadal climate scales[J].Geophysical Research Letters, 2002, 29(23): 15-1-15-4.

3 SPREEN G, STEUR L, DIVINE D, et al.Arctic sea ice volume export through Fram Strait from 1992 to 2014[J].Journal of Geophysical Research: Oceans, 2020, 125(6): e2019JC016039.DOI:10.1029/2019jc016039.

4 COLONY R, THORNDIKE A S.An estimate of the mean field of Arctic sea ice motion[J].Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 1984, 89(C6): 10623-10629.

5 N?ST O A, ISACHSEN P E.The large-scale time-mean ocean circulation in the Nordic Seas and Arctic Ocean estimated from simplified dynamics[J].Journal of Marine Research, 2003, 61(2): 175-210.

6 PROSHUTINSKY A Y, POLYAKOV I V, JOHNSON M A.Climate states and variability of Arctic ice and water dynamics during 1946–1997[J].Polar Research, 1999, 18(2): 135-142.

7 KWOK R, SPREEN G, PANG S.Arctic sea ice circulation and drift speed: Decadal trends and ocean currents[J].Journal of Geophysical Research: Oceans, 2013, 118(5): 2408-2425.

8 MORISON J, STEELE M, ANDERSEN R.Hydrography of the upper Arctic Ocean measured from the nuclear submarine USS Pargo[J].Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 1998, 45(1): 15-38.

9 ARMITAGE T W K, BACON S, et al.Arctic sea surface height variability and change from satellite radar altimetry and GRACE, 2003–2014[J].Journal of Geophysical Research: Oceans, 2016, 121(6): 4303-4322.

10 ARMITAGE T W K, BACON S, KWOK R.Arctic sea level and surface circulation response to the Arctic oscillation[J].Geophysical Research Letters, 2018, 45(13): 6576-6584.

11 KWOK R, MORISON J.Sea surface height and dynamic topography of the ice-covered oceans from CryoSat-2: 2011–2014[J].Journal of Geophysical Research: Oceans, 2016, 121(1): 674-692.

12 MENEGHELLO G, MARSHALL J, TIMMERMANS M L, et al.Observations of seasonal upwelling and downwelling in the Beaufort Sea mediated by sea ice[J].Journal of Physical Oceanography, 2018, 48(4): 795-805.

13 YANG J Y.The seasonal variability of the Arctic Ocean Ekman transport and its role in the mixed layer heat and salt fluxes[J].Journal of Climate, 2006, 19(20): 5366-5387.

14 MARTIN T, STEELE M, ZHANG J.Seasonality and long-term trend of Arctic Ocean surface stress in a model[J].Journal of Geophysical Research:Oceans, 2014, 119(3): 1723-1738.

Analysis of the variation in intensity and source region of the Arctic Transpolar Drift

Tian Yin, Bai Xuezhi, Huang Yingqi

(College of Oceanography, Hohai University, Nanjing 210098, China)

Rapid decline in Arctic sea-ice coverage suggests that the pathway and intensity of the Arctic Transpolar Drift (TPD) have changed evidently.In this study, we calculate sea surface stress in the Arctic by including the effects of both sea ice and surface ocean geostrophic currents to investigate variation in intensity and source region of the TPD.The TPD is stronger in winter than in summer and strongest (weakest) in December (September).During 2003–2014, the annual mean velocity of the TPD increased, and the source area shifted westward from the East Siberian Sea to the Laptev Sea.The main factor affecting interannual variation of the TPD intensity is sea ice coverage; the higher the sea ice coverage, the weaker the TPD.The main factor affecting seasonal variation of the TPD intensity is the seasonal variation of surface winds.In winter (summer), the surface winds and sea surface stresses are strong (weak), as is the TPD intensity.Changes in surface winds and sea ice coverage jointly affect the source region of the TPD.During 2003–2014, the dominant factor controlling the westward movement of the TPD source was the Beaufort High, which moved southwestward from the Beaufort Sea toward the Russian coast, causing the TPD source to move westward.Rapid decline of sea ice coverage also caused westward movement of the TPD source.As sea ice melts, sea surface stresses increase, and the Beaufort Gyre expands from the Canada Basin to the East Siberia Sea, triggering the TPD source to move westward.

Arctic Ocean, transpolar drift, sea surface stress

2021年4月收到來稿, 2021年6月收到修改稿

國(guó)家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃(2017YFA0604602)、國(guó)家自然科學(xué)基金(41676019)資助

田引, 男, 1995年生。碩士, 主要從事北極環(huán)流研究。E-mail: 181311010020@hhu.edu.cn

白學(xué)志, E-mail: xuezhi.bai@hhu.edu.cn

10.13679/j.jdyj.20210034