北極冰間湖時空變化過程及其形成機制研究進展

張曉 謝瑱瑮 張瑜,,3 張艷艷 陳長勝,3,4 徐丹亞 胡松,3

(1上海海洋大學海洋科學學院, 上海 201306;2南方海洋科學與工程廣東省實驗室(珠海), 廣東 珠海 519082;3上海海洋大學國際海洋研究中心, 上海 201306;4馬薩諸塞大學達特茅斯分校海洋科學與技術(shù)學院, 馬薩諸塞州 新貝德福德市 02744, 美國)

0 引言

在過去的幾十年里, 由于氣候變化, 全球氣溫變暖, 北極氣溫變化尤為明顯, 北極近地面氣溫的上升速度大約是全球變暖速度的兩倍, 被稱為“北極放大”效應。在該效應的作用下北極海冰的消融呈現(xiàn)出增大的趨勢[1]。自20世紀70年代開始, 北極海冰的覆蓋范圍急劇減少, 變化最明顯的是夏季。在1978—2014年間, 北極海冰覆蓋范圍變化最劇烈的是在9月, 減少速度是每年0.44%[2]。多源衛(wèi)星觀測數(shù)據(jù)顯示, 在1979—2011年間, 北極多年冰的覆蓋面積的減少速率是每10年15.1%, 近20年(2000—2017年)的北極多年冰覆蓋面積減小更為顯著, 達到每10年50.3%[3]。與此同時, 北極海冰的厚度也在逐漸減小。根據(jù)北極海盆深處的觀測數(shù)據(jù)顯示, 在1958—1976年間, 海冰厚度的平均值為3.1 m, 1993—1997年的平均值為1.8 m, 減少量為41.9%[4], 這種海冰變薄的現(xiàn)象大部分出現(xiàn)在北冰洋多年冰覆蓋的區(qū)域[5-6]。衛(wèi)星觀測數(shù)據(jù)也顯示出2003—2008年的北極海冰厚度在夏季以每年0.2 m的速率減少, 冬季的減少速率為每年0.1 m[7], 而在2011—2018年, 海冰厚度的變薄趨勢有所減緩, 秋季和冬季海冰厚度每年減少速率分別為0.04 m和0.02 m[6]。

北極海冰覆蓋面積和厚度的減少[1,8]、反照率的下降等[8]都會通過復雜的海洋-大氣反饋過程影響北極氣候的變化[9]。其中, 北極海冰的消退對冰間湖的形成有著關(guān)鍵的作用。冰間湖是指在冬季, 當外界環(huán)境達到結(jié)冰條件時, 仍在較長時間或長期保持無冰或者僅被薄冰覆蓋的冰間開闊水域[10]。在北極地區(qū), 冰間湖通常出現(xiàn)在海冰厚度較厚的浮冰區(qū)域, 出現(xiàn)的位置較為固定,并存在周期性發(fā)展和消失的特點[10], 其尺寸之間存在較大差異, 面積范圍從10～105km2不等[11], 水平寬度從0.1～100 km不等[10,12]。通過對冰間湖的多年觀測顯示,它們的分布極為廣泛, 但主要分布在沿岸地帶[13], 北極一般有5個區(qū)域會出現(xiàn)冰間湖(圖1)。此外, 海冰之間的相對運動, 會形成狹長型開闊水域, 稱為冰間水道。冰間水道的開放狀態(tài)通?？梢跃S持幾周, 而在冬季, 浮冰區(qū)域新形成的冰間水道可以在一天之內(nèi)結(jié)冰。因此, 相較于冰間湖而言, 冰間水道的面積較小, 維持的時間較短, 出現(xiàn)的位置也不固定[10,14]。

圖1 北極地區(qū)水深地形及冰間湖分布。區(qū)域A: 白令海區(qū)域冰間湖; 區(qū)域B: 楚科奇海區(qū)域冰間湖; 區(qū)域C: 加拿大北極群島區(qū)域; 區(qū)域D: 格陵蘭島-弗拉姆海峽區(qū)域冰間湖; 區(qū)域E: 喀拉海-拉普捷夫海區(qū)域冰間湖。冰間湖分布根據(jù)Barber和Massom[19]重新繪制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]

冰間湖與海洋的熱力、動力過程以及大氣的動力因素有著緊密的聯(lián)系, 并且在氣候變化方面發(fā)揮著重要的作用[13]。第一, 因為海冰和積雪的隔絕作用和高反射率, 冰間湖內(nèi)的海-氣熱交換要比周圍冰蓋覆蓋區(qū)域(海冰厚度＞0.8 m)大兩個數(shù)量級[15], 在冬季, 北極地區(qū)近一半的海洋-大氣熱量交換是通過冰間湖和冰間水道實現(xiàn)的[16], 而在夏季, 太陽輻射會通過冰間開闊水進入海水和海冰的混合層, 從而影響海冰和海水之間的質(zhì)量和熱量平衡[17-18]。第二, 冰間湖是海洋中水汽和熱量散失到大氣中最強烈的地區(qū), 大氣會受冰間湖散逸熱量的影響而出現(xiàn)變暖升溫, 進而改變中尺度大氣運動[19]。第三, 在冰間湖區(qū)域內(nèi), 海冰的生成過程會增加上層海水的鹽度, 從而影響斜壓環(huán)流, 此外生成的高鹽水會隨著環(huán)流輸運進而對其他地區(qū)水文環(huán)境造成影響[20]。第四, 周期性冰間湖可為海洋生物如底棲生物種群、浮游植物和浮游動物、越冬的哺乳動物和鳥類等的生存和發(fā)展提供必要的場所和營養(yǎng)元素[21-22]。第五, 冰間湖的形成增加了冬春季時北極沿岸地區(qū)的開闊水域, 尤其是在北極航道路線上的冰間湖將對北極航道的通航時間和路線選擇產(chǎn)生一定影響[23]。

目前, 冰間湖的時空變化頻繁, 并且其在北極的分布范圍較廣, 所以船基的小范圍觀測對冰間湖的研究意義不大。因此, 需要獲得連續(xù)的時空觀測數(shù)據(jù)對其多年變化進行研究[13]。冰間湖的研究主要采用衛(wèi)星觀測數(shù)據(jù)[24], 然而, 由于冰間湖面積較小, 并存在間歇性打開和關(guān)閉的特點, 現(xiàn)有的絕大部分衛(wèi)星分辨率無法很好地捕捉到冰間湖的連續(xù)和完整的時空變化數(shù)據(jù)[25]。此外, 冰間湖的研究現(xiàn)主要集中在楚科奇(Chukchi)冰間湖等面積較大的冰間湖區(qū)域, 對于其他面積較小的冰間湖區(qū)域研究較少。如何對北極冰間湖開展系統(tǒng)性研究, 深刻理解北極冰間湖長期變化特征及其控制機制, 對預測未來冰間湖的變化趨勢及其對海洋、大氣和生態(tài)環(huán)境的影響至關(guān)重要。基于此, 本文將前人對冰間湖的相關(guān)工作進行了總結(jié), Smith等[10]在1990年對研究冰間湖物理過程的實驗和模型進行了描述; 2004年, Maqueda等[26]主要對冰間湖的形成和維持、冰間湖-大氣-海冰-海洋生態(tài)系統(tǒng)之間的相互作用, 以及冰間湖的數(shù)值模擬等方面進行闡述; 2007年, Williams等[14]基于物理過程對冰間湖進行分類, 并敘述了冰間湖的形成和發(fā)展過程; Barber和Massom[19]在2007年提供了部分冰間湖開放和關(guān)閉的日期, 以及北極冰間湖的分布特征等。本文在前人總結(jié)基礎(chǔ)上, 增添了對北極冰間湖研究的相關(guān)數(shù)據(jù)和方法的介紹, 對北極冰間湖的研究方法、時空變化過程、形成機制以及其對大氣、海洋和生態(tài)的影響等多方面進行梳理,并納入了近期的北極冰間湖相關(guān)研究工作, 嘗試提出一些值得探索和研究的科學問題。

1 冰間湖的研究方法

1.1 判斷方法

目前, 識別北極冰間湖主要是利用海冰密集度和海冰厚度數(shù)據(jù)進行判斷。根據(jù)海冰密集度數(shù)據(jù), 判斷冰間湖的方法通常為閾值法, 根據(jù)經(jīng)驗, 將海冰密集度處于0～75%的區(qū)域判定為冰間湖,海冰密集度處于75%～100%之間時,則將該區(qū)域判定為海冰[27]。對于不與開闊海域直接連接的水域, 用閾值法可較為準確地判斷出冰間湖出現(xiàn)的位置。而基于反演海冰厚度識別冰間湖的方法則取0.2 m作為閾值[28-29]。因此, 如何獲取海冰密集度和海冰厚度數(shù)據(jù)是研究北極冰間湖的關(guān)鍵所在。目前絕大部分冰間湖研究獲取數(shù)據(jù)的方式為衛(wèi)星遙感和數(shù)值模式。

1.2 衛(wèi)星遙感

目前, 衛(wèi)星遙感作為冰間湖觀測的方法主要分為三類, 分別是可見光、紅外和微波遙感技術(shù)[24,30]。其中, 可見光和紅外數(shù)據(jù)易受云和霧氣等天氣因素影響, 并且可見光在極夜期間無法獲得可用的數(shù)據(jù),如Advanced Very High Resolution Radiometer(AVHRR)可見光衛(wèi)星圖像和Moderate resolution imaging spectroradiometer(MODIS)圖像容易被空氣中的水汽干擾, 所以覆蓋范圍受到限制,不適合用來做長期的追蹤和觀測[31-32]。而微波數(shù)據(jù)可以彌補這一缺點, 能夠全天候、連續(xù)地提供冰間湖變化的信息, 特別是對在極夜期間研究冰間湖尤為重要, Advanced Microwave Scanning Radiometer-Earth Observing System(AMSR-E)和Special Sensor Microwave/Imager(SSM/I)是目前用于冰間湖研究的主要微波數(shù)據(jù), 其中AMSR-E具有36 GHz和89 GHz兩個波段, 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, 近年來得到了更為廣泛的應用[33-35]。

1.3 數(shù)值模式

雖然衛(wèi)星遙感在不斷地進步, 但對于冰間湖在長時間序列和大范圍空間尺度上的觀測仍然有限, 對冰間湖的形成和維持機制、冰間湖-海洋-大氣之間相互作用的物理過程還需要依賴數(shù)值模式的支撐[25]。因此, 高分辨率海洋數(shù)值模式也逐漸成為冰間湖研究的重要手段之一[36]。例如,Lynch等[37]在1997年運用冰-氣耦合模式模擬了1992年2月24—27日圣勞倫斯島(St.Lawrence Island)區(qū)域冰間湖的開放過程, 并將海冰厚度＜0.3 m的區(qū)域作為圣勞倫斯島冰間湖的判據(jù)依據(jù)。Smedsrud等[38]在2006年運用Regional Ocean Model System(ROMS)模式在最小分辨率為2 km的網(wǎng)格上模擬了1998年8月至2000年7月之間斯圖爾峽灣(Storfjord)附近海冰的生長和衰退。該模式很好地體現(xiàn)出了海冰的季節(jié)性變化, 包括冰間湖開始和結(jié)束的時間, 將模式的海冰厚度閾值定為0.3 m時, 模式模擬的冰間湖出現(xiàn)的時期和位置與衛(wèi)星遙感圖像相似度較高。付紅麗和趙進平[25]在2009年運用CICE海冰模式, 在分辨率為6.37 km的網(wǎng)格上對2002年11月至2003年4月北白令海海域的海冰變化過程進行模擬, 模擬的海冰總面積和海冰密集度與AMSR-E/Aqua衛(wèi)星遙感數(shù)據(jù)結(jié)果吻合度較高。當選定70%作為海冰密集度的判斷閾值時, 數(shù)值模式模擬的冰間湖大部分呈帶狀式分布在沿岸區(qū)域, 在形態(tài)上與衛(wèi)星數(shù)據(jù)相近。根據(jù)前人研究發(fā)現(xiàn), 在不同區(qū)域, 使用不同的模式模擬冰間湖時需要不同的閾值作為判斷標準。值得注意的是, 相較于常規(guī)冰間湖的判斷閾值, 為更精確地識別冰間湖并開展相關(guān)研究,模式常對閾值進行一些調(diào)整。

2 北極冰間湖變化特征

2.1 白令海(Bering Sea)區(qū)域冰間湖

白令海區(qū)域的冰間湖主要出現(xiàn)在楚科奇半島(Chukchi Peninsula)、圣勞倫斯島和努尼瓦克島(Nunivak Island)附近以及蘇厄德半島(Seward Peninsula)的沿岸處, 依次呈東西向分布[10,25-26]。冬季當白令海大陸架的水被冷卻到冰點時, 由于沒有海洋熱源阻止其結(jié)冰, 所以該地區(qū)海冰的移動和冰間湖的形成主要受風場的控制。冬季, 東北風可使白令海的薄冰層向南推動, 促使努尼瓦克島、圣勞倫斯島、楚科奇半島和努尼瓦克島的南岸及Cape Romanzof島的東西沿岸出現(xiàn)冰間湖[25,39]。此時, 向南移動的海冰在海冰邊緣區(qū)融化, 與蘇厄德半島南岸結(jié)冰過程中所排出的鹽水互相作用, 對維持北冰洋鹽躍層發(fā)揮著重要作用[26]。而當南風作用時, 會促使島嶼、陸地北岸冰間湖的形成, 例如努尼瓦克島和圣勞倫斯島北部的冰間湖[26,40](2和3號區(qū)域, 圖2)。由于從南面吹來的風給北岸帶來了更溫暖、含更多云的氣團, 從而減少了海冰的增長, 形成的冰間湖面積往往很大。Stringer和Groves[23]在1991年用高分辨率微波輻射影像記錄了白令海的12個持久性和間歇性冰間湖位置。結(jié)果顯示, 白令海海域南岸附近會出現(xiàn)持久性冰間湖, 而間歇性的冰間湖會出現(xiàn)在北岸, 北岸冰間湖的形成往往與來自南面的風有關(guān)。持久性的冰間湖如圣勞倫斯島南岸冰間湖和Cape Romanzof冰間湖(1號區(qū)域, 圖2)水域的面積呈現(xiàn)出顯著的年際變化, 而白令海最大、最活躍的持久性冰間湖Sireniki冰間湖(4號區(qū)域, 圖2)水域的年際變化與整個白令海水域的年際變化幾乎相同。此外, Fu等[32]在2012年基于圖像處理技術(shù)對2002—2008年白令海冰間湖變化特征進行分析, 發(fā)現(xiàn)1月的冰間湖面積相對較小, 2月和3月的冰間湖面積稍大, 而4月的冰間湖面積最大。因此, 在1月至3月間, 由于冰間湖增大了水域面積會導致海洋成為大氣的熱源, 而在4月冰間湖引起的水域面積增加會導致海洋成為大氣的散熱器。

圖2 白令海區(qū)域冰間湖分布狀況(1號區(qū)域: Cape Romanzof冰間湖; 2號區(qū)域: 努尼瓦克島冰間湖; 3號區(qū)域: 圣勞倫斯島冰間湖; 4號: Sireniki冰間湖區(qū)域; 5號區(qū)域: Norton Sound冰間湖、Nome冰間湖、蘇厄德半島冰間湖)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)區(qū)域冰間湖

楚科奇海區(qū)域內(nèi)有10個冰間湖, 其中8個冰間湖沿俄羅斯與阿拉斯加(Alaska)海岸線分布, 2個位于淺灘附近[23]。該區(qū)域冰間湖的形成與風場和海流的作用密切相關(guān)[23,26]。梁敏儀和史久新[12]基于2003—2011年每年的1—4月AMSR-E日平均海冰密集度數(shù)據(jù), 分析得到阿拉斯加沿岸共出現(xiàn)5個冰間湖, 其中4個沿北岸分布(6和8號區(qū)域, 圖3), 1個出現(xiàn)在南岸(7號區(qū)域, 圖3)。每年的1—4月, 離岸風可以促進北岸3個冰間湖(Peard Bay冰間湖、楚科奇冰間湖和Cape Lisbume冰間湖)的形成, 但在3月中旬至4月底, Peard Bay冰間湖、楚科奇冰間湖變?yōu)楸g水道, 這可能是因為巴羅角附近出現(xiàn)的沿岸固定冰(fast ice)的邊緣線不與離岸風平行, 從而導致冰間湖的面積減小。北岸的Kotzebue冰間湖(6號區(qū)域, 圖3)位于太平洋入流處, 該冰間湖的形態(tài)受太平洋入流流速影響而發(fā)生變化, 當流速大于1 m·s-1時,該冰間湖區(qū)域會出現(xiàn)多個形狀不規(guī)則的小水域,可能是由風驅(qū)動形成的, 而Cape Thompson-Point Hope冰間湖所處地理位置復雜, 缺乏其形成因素的研究, 需要做進一步探索。并且在1—4月, 該海域盛行的北風和東北風對于北岸的4個冰間湖而言為向岸風或者沿岸風, 會促使海冰堆積在阿拉斯加北岸, 不利于北岸冰間湖的維持, 導致了北岸冰間湖會消失數(shù)十日。弗蘭格爾島(Wrangel Island)的冰間湖(9號區(qū)域, 圖3)位于楚科奇海西部, 受波弗特(Beaufort)高壓的影響, 該區(qū)域東風加強, 促使弗蘭格爾島冰間湖的面積和出現(xiàn)的頻率有所增加[41]。此外, Winsor和Bj?rk[42]認為楚科奇海冰間湖是白令海峽以北產(chǎn)冰量最大的冰間湖, 也是北極深層水形成的貢獻者。Martin等[43]基于AMSR-E數(shù)據(jù)和SSM/I數(shù)據(jù)反演海冰厚度, 計算得到楚科奇海2003年1—3月冰間湖區(qū)域產(chǎn)冰量可達42.7 km3。

圖3 楚科奇海區(qū)域冰間湖分布狀況(6號區(qū)域: Kotzebue Sound冰間湖; 7號區(qū)域: Cape Thompson-Point Hope冰間湖; 8號區(qū)域: Cape Lisbume冰間湖、楚科奇冰間湖、Peard Bay冰間湖、Barrow Coastal冰間湖; 9號區(qū)域: 弗蘭格爾島冰間湖)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 加拿大北極群島(Canadian Arctic Archipelago)區(qū)域冰間湖

在加拿大北極群島的淺海、海灣和海峽中存在著一個大的冰間湖系統(tǒng)[26], Melling等[44]對加拿大北極群島冰間湖的研究中發(fā)現(xiàn)加拿大北極群島復雜的河道中存在著強勁潮汐, 它和大西洋暖流在海表層混合促進了很多冰間湖的形成。根據(jù)加拿大北極群島海洋環(huán)流特征, 可將加拿大北極群島區(qū)域分為上游和下游, 上游與波弗特海(Beaufort Sea)和林肯海(Lincoln Sea)相連, 在冬季通常會出現(xiàn)2個冰間湖;下游與巴芬灣(Baffin Bay)相連接,與上游相比, 下游出現(xiàn)的冰間湖較多, 約存在10個冰間湖。加拿大北極群島區(qū)域的上游存在2個冰間湖, 分別是巴瑟斯特島(Cape Bathurst)冰間湖(10號區(qū)域, 圖4)和林肯海冰間湖(11號區(qū)域,圖4)。巴瑟斯特島冰間湖位于加拿大北極群島上游的巴瑟斯特島和班克斯島(Banks Island)之間,向南可以延伸到阿蒙森灣(Amundsen Gulf)。波弗特高壓形成的反氣旋波弗特環(huán)流阻礙多年冰進入巴瑟斯特島冰間湖, 有利于冰間湖的形成。每年10月, 在巴瑟斯特島附近的淺海區(qū)域形成的海冰被風不斷地運送到阿蒙森灣, 從而維持了巴瑟斯特島冰間湖。此外, 該區(qū)域附近暖水的上涌也可能影響此冰間湖的形成[19]。Arrigo和Van Dijken[45]在2004年利用衛(wèi)星圖像對1998—2002年巴瑟斯特島冰間湖進行研究, 結(jié)果表明該冰間湖通常在4月開始開放, 6月冰間湖區(qū)域水域面積開始快速增長, 10月開始結(jié)冰, 開闊水域通常持續(xù)4個月。林肯海冰間湖則是由風應力和潮汐共同作用形成的, 通常出現(xiàn)在內(nèi)爾斯海峽(Nares Strait)。海冰在風力的作用下通過內(nèi)爾斯海峽向南移動, 到冬季,海冰會在內(nèi)爾斯海峽處不斷地堆積, 從而形成了連接著埃爾斯米爾島(Ellesmere Island)和格陵蘭島(Greenland)的冰拱。該冰拱阻礙海冰南移, 但是在內(nèi)爾斯海峽南部存在著潮汐, 潮汐會引起暖水上升, 因此冰間湖會出現(xiàn)在冰拱的背風處[46]。

而對于加拿大北極群島的下游而言, 存在著一些聯(lián)系較為緊密的冰間湖, 例如, North Water冰間湖(12號區(qū)域, 圖4)、Coburg Island冰間湖(13號區(qū)域, 圖4)和Bylot Island冰間湖(14號區(qū)域,圖4)等。在冬季和春季, North Water冰間湖出現(xiàn)在內(nèi)爾斯海峽南部的史密斯海峽, 在冬季內(nèi)爾斯海峽的冰拱阻礙海冰從史密斯海峽向南進入巴芬灣[47], 在沿水道吹向史密斯海峽的北風和從北極向南流動的海流共同作用下, 使該區(qū)域產(chǎn)生的海冰向南移動從而促進了冰間湖的生成[48-49]。North Water冰間湖的南緣由該區(qū)域海冰向南移動的位置而界定, 因此沒有固定的邊界。但是, 前人發(fā)現(xiàn)暖水也是促進North Water冰間湖形成的主要因素[10]。Vincent[50]通過AVHRR圖像對1979—2019年North Water冰間湖及其周圍區(qū)域進行研究時發(fā)現(xiàn), 在冰拱未完全形成時, 該冰間湖區(qū)域出現(xiàn)了無冰覆蓋區(qū)域, 促成該區(qū)域形成的因素可能是內(nèi)爾斯海峽的地形促進了北風加強, 進而導致通過史密斯海峽的北風加強, 但也可能是潮汐的作用。North Water冰間湖隨著海冰的融化向南擴張,最終和Coburg Island冰間湖、Bylot Island冰間湖相遇[19,51]。Coburg Island冰間湖形成于瓊斯海峽(Jones Sound)和巴芬灣之間, 該冰間湖區(qū)域在9月底或10月初開始被海冰覆蓋, 直至次年1月出現(xiàn)開闊水域, 此后隨著溫度的回升, 開闊水域的面積不斷增大, 最后該冰間湖會與North Water冰間湖融合。Bylot Island冰間湖在北風的作用下,每年2月在Bylot Island附近和巴芬灣的浮冰之間出現(xiàn)冰間水道, 到6—8月間巴芬灣的海冰發(fā)生破裂時, Bylot Island冰間湖向北延伸與North Water冰間湖和Coburg Island冰間湖合并。蘭開斯特海峽(Lancaster Sound)冰間湖(15號區(qū)域, 圖4)出現(xiàn)在Bylot Island冰間湖的北邊, 向西可以延伸至與Prince Regent Inlet冰間湖(16號區(qū)域, 圖4)相連。在10月, 蘭開斯特海峽海域由海冰覆蓋, 在11月或12月中旬開始出現(xiàn)冰間水道, 到5月海冰融化出現(xiàn)開闊水域。在1月, Prince Regent Inlet的南北向沿岸會出現(xiàn)冰間水道, 在洋流的作用下, 該冰間湖向東延伸, 最終與蘭開斯特海峽冰間湖相連接。Bellot Strait冰間湖(17號區(qū)域, 圖4)出現(xiàn)于薩默塞特島(Somerset Island)和布西亞半島(Boothia Peninsula)的窄水道之間。4—5月, 在海流的作用下冰間湖不斷地向東延伸, 到6月, 該冰間湖出現(xiàn)開闊水域, 并持續(xù)開放到9月[19]。

此外, 加拿大北極群島的下游還存在Queens-Channel & Penny Strait冰間湖、Dundas Island冰間湖和Hell Gate-Cardigam Strait冰間湖(18號區(qū)域, 圖4)。它們出現(xiàn)在狹窄的水道中, 其形成與溫暖海水的上升密切相關(guān)。當相對較冷和鹽度較低的太平洋水從白令海峽進入北極地區(qū)之后, 太平洋水將分別從加拿大北極群島和弗拉姆海峽(Fram Strait)流出北極地區(qū)進入北大西洋[2]。在加拿大北極群島區(qū)域, 冷鹽躍層的存在會將冷而淡的表層水與暖而咸的大西洋水隔離開, 造成高鹽水難以輸入到上層, 并促使溫暖的底層大西洋水沿著水道流動。在水道狹窄處, 由于水流的劇烈混合, 溫暖的大西洋水會被帶到海表面進而融化海冰, 從而產(chǎn)生幾處小冰間湖[52-54]。Dundas Island和Baillie-Hamilton Island之間出現(xiàn)部分開闊水域, 形成Queens-Channel & Penny Strait冰間湖,島嶼之間的海冰在7月完全融化, 促使該冰間湖向南擴張最終與Dundas Island附近的海水匯合。此外, 此冰間湖的形成還與風驅(qū)動的海流密切相關(guān)。Hell Gate-Cardigam Strait冰間湖是海流經(jīng)過狹窄的海灣時形成的, 通常在5—7月是無冰覆蓋的開闊水域[19]。

圖4 加拿大北極群島區(qū)域冰間湖分布狀況(10號區(qū)域: 巴瑟斯特島冰間湖; 11號區(qū)域: 林肯海冰間湖; 12號區(qū)域: North Water冰間湖; 13號區(qū)域: Coburg Island冰間湖; 14號區(qū)域: Bylot Island冰間湖; 15號區(qū)域: 蘭開斯特海峽冰間湖;16號區(qū)域: Prince Regent Inlet冰間湖; 17號區(qū)域: Bellot Strait冰間湖; 18號區(qū)域: Queens-Channel & Penny Strait冰間湖、Dundas Island冰間湖和Hell Gate-Cardigam Strait冰間湖)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 格陵蘭島-弗拉姆海峽(Greenland-Fram Strait)區(qū)域冰間湖

該區(qū)域主要由 4個冰間湖組成, 包括Northeast Water冰間湖、Whaler’s Bay冰間湖和Storfjorden冰間湖等。其中, Northeast Water冰間湖(19號區(qū)域, 圖 5)位于格陵蘭島的東北岸[55],它的特點是在整個冬季都會有薄冰覆蓋, 到次年4月或5月, 冰間湖區(qū)域海-氣間熱通量會增加,并在強風的共同作用下變成無冰水域, 此開闊水域通常會持續(xù)到9月[56-57]。Northeast Water冰間湖的形成與格陵蘭島北岸冰山和Belgica Bank區(qū)域反氣旋密切相關(guān), 由于格陵蘭島北岸水深很淺,導致格陵蘭島冰川邊緣分裂的冰山可以在此處擱淺, 擱淺的冰山可以阻止海冰在冬季和春季北風及東格陵蘭洋流的共同作用下向南移動, 從而對擱淺冰山以南冰間湖的形成產(chǎn)生積極作用, 此外,擱淺冰山的存在對Northeast Water冰間湖出現(xiàn)的大小與位置有著重要影響。在冬季從格陵蘭島西北部吹來的強風會使得其東北部海岸處的冰遠離海岸, 向南移動, 從而導致東北部海岸附近出現(xiàn)了薄冰或開闊水域[57]; 在夏季隨著溫度的升高,海冰的生成量逐漸減少, 在沒有強風的天氣條件下, 受Belgica Bank區(qū)域反氣旋的影響[58], 在格陵蘭島東岸出現(xiàn)向北流動的海流, 促進冰間湖的生成。Whaler’s Bay冰間湖(20號區(qū)域, 圖5)出現(xiàn)于斯瓦爾巴群島(Svalbard Archipelago)的西北部, 該冰間湖是因為西斯匹次卑爾根洋流(West Spitsbergen Current)將溫暖的大西洋水向北輸送到200～300 m深處并與當?shù)剌^冷的海水強烈混合而形成[10,59]。Storfjorden冰間湖(21號區(qū)域, 圖5)在冬季出現(xiàn)在斯瓦爾巴群島的南部, 該冰間湖在北風的作用下形成,強大的海流通過促進浮冰的破碎從而擴大冰間湖[26]。Storfjorden冰間湖區(qū)域產(chǎn)生的高濃度鹽水可能從Storfjorden峽灣流向巴倫支海西部,流入南森(Nansen)和挪威盆地[60]。Lei等[61]基于AMSR2海冰密集度數(shù)據(jù)、MODIS獲得的高分辨率光學圖像以及從Sentinel-1獲得的合成孔徑雷達圖像(SAR)對2017—2018年冰季格陵蘭島北岸新出現(xiàn)的冰間湖(22號區(qū)域, 圖5)進行分析, 發(fā)現(xiàn)該冰間湖在2018年共出現(xiàn)兩次, 分別是2018年2月20日至3月3日和8月2日至9月5日。

圖5 弗拉姆海峽區(qū)域冰間湖分布狀況(19號區(qū)域: Northeast Water冰間湖; 20號區(qū)域: Whaler’s Bay冰間湖; 21號區(qū)域:Storfjorden冰間湖; 22號區(qū)域: 2018年觀測到的新冰間湖)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)區(qū)域冰間湖

喀拉海區(qū)域冰間湖主要由喀拉海冰間湖、Ob’Eniseyskaya冰間湖、Yamalskaya冰間湖、新地島(Novaya Zemlya)冰間湖(23號區(qū)域, 圖6)和Amderminskaya冰間湖(24號區(qū)域, 圖6)組成。這些冰間湖出現(xiàn)的頻率和位置與地面風速的變化一致, 通常出現(xiàn)在新地島和俄羅斯沿岸固定冰的附近?？|部的冰間湖是冬季喀拉海海冰流入北冰洋的重要通道, 對北極鹽躍層的維持有著重要影響[62]。

圖6 喀拉海-拉普捷夫海區(qū)域冰間湖分布狀況(23號區(qū)域:新地島冰間湖; 24號區(qū)域: 喀拉海冰間湖、Ob’Eniseyskaya冰間湖、Yamalskaya冰間湖和Amderminskaya冰間湖; 25號區(qū)域: Sevemaya Zemlya冰間湖; 26號區(qū)域: 拉普捷夫海冰間湖)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)

拉普捷夫海區(qū)域主要有兩個冰間湖, 分別是Sevemaya Zemlya冰間湖(25號區(qū)域, 圖6)和拉普捷夫海冰間湖(26號區(qū)域, 圖6), 這兩個冰間湖的形成是由于冬季離岸風將拉普捷夫海沿岸固定冰吹離[63], 導致了沿岸出現(xiàn)寬度約10～100 km的開闊水域[26]。海冰的吹離會導致相對溫暖的海水直接暴露在寒冷的大氣中, 從而促進了新冰的生成, 拉普捷夫海區(qū)域冰間湖不斷快速產(chǎn)生的新冰對北極海冰體積有著重要影響[23,64]。Dethleff等[65]利用1991—1992年冬季遙感數(shù)據(jù)和實地觀測數(shù)據(jù)估算到拉普捷夫海區(qū)域冰間湖產(chǎn)冰量是258 km3·a-1。Willmes等[66]認為前人過高地估計了拉普捷夫海區(qū)域冰間湖的產(chǎn)冰量,在2011年利用1979/80—2007/08年冬季海冰密集度衛(wèi)星遙感數(shù)據(jù), 計算了拉普捷夫海區(qū)域沿岸地區(qū)冬季的開放水域面積, 結(jié)果表明拉普捷夫海區(qū)域冰間湖冬季的平均產(chǎn)冰量為 55.2±14.9 km3。此外, 隨著夏季溫度的升高, 拉普捷夫海冰間湖邊緣不斷地向高緯度延伸, 成為了北極地區(qū)距離大陸最遠的冰間湖[64]。

3 冰間湖的形成機制

按照冰間湖出現(xiàn)的位置, 可以將其分為“沿岸冰間湖”和“大洋冰間湖”[26]。出現(xiàn)在沿岸區(qū)域的冰間湖, 通常是由于風或海流的作用使該區(qū)域之前存在的海冰發(fā)生輻散, 接近冰點的海水直接暴露在寒冷、干燥的極地大氣中, 從而形成薄冰或無冰覆蓋區(qū)域, 這種受風或海流影響而形成的冰間湖又稱為“潛熱冰間湖”, 主要包括Bellot Strait冰間湖、Prince Regent Inlet冰間湖等(表1)。在開闊大洋上出現(xiàn)的冰間湖, 通常是由于海水在運動過程中, 海水攜帶的熱量使海面出現(xiàn)可保持開闊的水域[10,14,19], 這種由海水垂直對流形成的冰間湖又稱為“感熱冰間湖”, 例如Whaler’s Bay冰間湖等(表1)。同時, 還存在一些由海冰輻散和暖水上涌共同作用而形成的冰間湖, 例如Barrow Coastal冰間湖、林肯海冰間湖等。

3.1 潛熱冰間湖

潛熱冰間湖產(chǎn)生的位置和地理特征相關(guān)。根據(jù)驅(qū)動力的不同, 將潛熱冰間湖分為風驅(qū)動的冰間湖和海流驅(qū)動的冰間湖。通常, 潛熱冰間湖區(qū)域的水溫接近冰點, 海冰在該地區(qū)形成, 并被風或海流等動力輸運離開, 進而使?jié)摕岜g湖能持續(xù)形成開闊水域(圖7); 而當風或海流等動力因素不足以驅(qū)動海冰運動時, 該區(qū)域受低溫的影響,會生成薄冰覆蓋, 因此, 這類區(qū)域也是冬季產(chǎn)冰量較高的場所。此類冰間湖通常出現(xiàn)在近岸地區(qū),由離岸風或者海流驅(qū)動[14,26]。

圖7 大陸架冰間湖和深水冰間湖的形成機制示意圖Fig.7.Schematic diagram of the formation mechanism of shelf polynyas and deep water polynyas

3.1.1 風驅(qū)動的冰間湖

由風驅(qū)動的冰間湖是最常見的一種冰間湖,當離岸風把浮冰帶走時, 冰間湖會出現(xiàn)在海岸、陸地固定冰、冰架或冰舌的邊緣。冰間湖一旦形成, 在該區(qū)域的低水溫作用下, 浮冰也會迅速形成, 并在風的作用下向下風處輸運。運輸過程中浮冰的堆積會使冰間湖變窄, 而風對海冰的驅(qū)動又會使冰間湖變寬。因此, 冰間湖的狀態(tài)與該區(qū)域開闊水域的面積、浮冰的產(chǎn)生速率以及海風有著密切聯(lián)系[14]。風驅(qū)動的冰間湖同時也會受到海冰應力和海冰強度的影響, 海冰應力往往抑制冰間湖的形成, 海冰溫度和厚度的變化通過影響海冰強度從而影響著冰間湖的生成[67]。在一些陸地邊緣地區(qū), 海冰大規(guī)模的運動可引起海冰對海岸的冰應力變化, 從而導致離岸風不足以驅(qū)動海冰, 不利于形成冰間湖; 海冰強度在春季隨氣溫的升高而變?nèi)? 對開放水域的形成有促進作用, 例如, 位于白令海的圣勞倫斯島, 在冬季盛行風的作用下, 北岸海冰聚集, 不易形成冰間湖, 而在春季由于氣溫變暖, 海冰強度變?nèi)? 更容易形成冰間湖(表1)[20,68]。

表1 北極冰間湖名稱、分布區(qū)域及類型匯總Table 1.Summary of names, distribution areas and types of Arctic polynyas

3.1.2 海流驅(qū)動的冰間湖

海流驅(qū)動下的冰間湖并不常見, 因為海流通常不會有強烈的水平發(fā)散, 所以由海流驅(qū)動的冰間湖通常受到特殊地理條件的影響[14]。例如,Northeast Water冰間湖, 因為格陵蘭島北面海岸處擱淺冰山的阻攔作用, 海冰無法通過弗拉姆海峽到達擱淺冰山的南部, 而海流卻將冰山南部的海冰向南輸送, 形成冰間湖[69-71]。

3.2 感熱冰間湖

感熱冰間湖的形成和海洋熱量有著密切聯(lián)系,當由海水垂直對流帶來的大量海洋熱量進入海洋表層時, 可以促進該區(qū)域之前存在的海冰融化并抑制新冰的生成, 從而形成冰間開闊水域(圖7), 此類冰間湖同時具有產(chǎn)冰量少的特點[14,26]。海水的垂直對流包括自由對流和強迫對流。自由對流是高密度水的下沉, 一般發(fā)生在海水結(jié)構(gòu)不穩(wěn)定的區(qū)域或海冰生成過程中由析鹽作用引起垂直對流發(fā)生的區(qū)域[14]。強迫對流通常為上升流或潮汐強迫, 若由海流和海底地形相互作用引起的上升流作為熱源, 則可以形成感熱冰間湖, 例如Whaler’s Bay冰間湖等;而潮流和地形的相互作用會引起潮流的放大, 增強垂直對流, 從而在有海冰覆蓋的區(qū)域如海灣、海峽和水道中形成感熱冰間湖[14,19,26]。

根據(jù)冰間湖的形成機制, 將其分為風和海流驅(qū)動形成的潛熱冰間湖和海洋熱量驅(qū)動形成的感熱冰間湖。Smith等[10]認為某些冰間湖的形成是這兩種機制共同作用的結(jié)果, 其中一種機制占主導地位。所以, 不能把冰間湖單一地歸類為感熱或潛熱冰間湖。例如, Barrow Coastal冰間湖(8號區(qū)域, 圖3)是由風、海流以及上升流共同作用形成[72-74]。Hirano等[72]根據(jù)2009年8月至2010年7月楚科奇海東北部的錨碇數(shù)據(jù), 通過高分辨率泛北極海冰海洋模型得出強勁的離岸風不僅促進了海冰和海水的流動, 并導致溫暖的大西洋水上涌, 形成了一種潛熱和感熱混合的冰間湖——Barrow Coastal冰間湖。此外, 研究發(fā)現(xiàn)楚科奇冰間湖也屬于這種混合機制的冰間湖[74-76]。Ladd等[76]在2016年根據(jù)2010/11—2014/15年冬季(除2012/13冬季)楚科奇大陸架東部錨碇數(shù)據(jù)和海冰密度數(shù)據(jù)觀察到在楚科奇冰間湖區(qū)域出現(xiàn)5次大西洋水的上升, 并認為楚科奇冰間湖為潛熱和感熱混合的冰間湖。

4 北極冰間湖的作用與影響

4.1 北極冰間湖與大氣的相互作用

冰間湖是海洋中水汽和熱量散失到大氣中的重要區(qū)域, 其可以通過影響大氣變暖從而影響中尺度大氣運動。春季, 海冰消融形成冰間水道, 冰間水道區(qū)域海水的蒸發(fā)會形成云。夏季, 冰間湖可使大量短波輻射穿透海水海冰混合層, 促進海洋變暖和海冰的融化, 增大開闊水域的面積, 繼而造成海水蒸發(fā)量增大, 垂直對流增強, 導致更多的熱量和水分進入原本寒冷、干燥的極地大氣。大氣中水分的增加會導致海表面到大氣的長波輻射的增加, 而云的保溫效應會降低長波輻射能量損失, 造成溫度升高, 海冰消融加快[10], 冰間湖面積增大。因此, 開闊水域取代明亮的、反射性強的雪和冰時, 會增強水汽通量和云的形成, 導致冰間湖增長[77]。

4.2 北極冰間湖對海水鹽度的影響

北冰洋上層海洋常年存在鹽躍層, 這一獨有的結(jié)構(gòu)對維持北冰洋表層的低溫特征和海冰有著重要的作用[78]。冷鹽躍層的主要特點為, 當溫度接近冰點時, 鹽度通常從50 m深度處的32.5 psu增加到150 m深度處的34 psu, 將冷而淡的表層水與暖而咸的大西洋水隔離開。在鹽躍層的形成機制中, 高鹽陸架水的產(chǎn)生是關(guān)鍵因素。Aagaard等[79]在1981年根據(jù)當時在北冰洋上3個站點觀測到的溫度和鹽度數(shù)據(jù), 對結(jié)冰過程中生成的高鹽度陸架水進行估算, 結(jié)果表明, 有年均約2.5 Sv的高鹽度陸架水輸送到極地海盆, 與大西洋進入北冰洋的水流量為相同量級, 達到可以維持鹽躍層的條件。并且, 很多研究表明, 北極沿岸冰間湖產(chǎn)生的高鹽陸架水是北冰洋冷鹽躍層的維持機制之一[80]。Cavalieri和Martin[81]利用1978—1987年冬季北極沿岸的衛(wèi)星數(shù)據(jù)和氣象數(shù)據(jù)計算了冰間湖的鹽度通量, 并估算了其對北冰洋鹽躍層的貢獻, 將北極西部沿海地區(qū)(波弗特海沿岸、阿拉斯加沿岸、白令海沿岸和楚科奇海沿岸)冰間湖與北極東部沿海地區(qū)(喀拉海、巴倫支海和拉普捷夫海沿岸)冰間湖的年平均高密度水通量相結(jié)合。結(jié)果表明, 北極沿岸冰間湖年平均約產(chǎn)生0.7～1.2 Sv高密度水, 這與計算得到的維持鹽躍層需要的理論通量值1～1.5 Sv接近, 其中喀拉海、巴倫支海、楚科奇海和白令海區(qū)域冰間湖的高密度水通量占較大比例[42], 而加拿大北極群島和弗拉姆海峽附近的冰間湖產(chǎn)生的高鹽水也對鹽躍層有影響[82]。此外, 冰間湖區(qū)域表層鹽度的差異對產(chǎn)鹽量也具有一定的影響,具有同樣產(chǎn)冰量的冰間湖, 在靠近大西洋區(qū)域的產(chǎn)鹽量多于靠近太平洋區(qū)域的冰間湖[25]。

4.3 北極冰間湖對生態(tài)的影響

冬季冰間湖的出現(xiàn), 使海冰覆蓋面積減少,從而使更多的陽光能夠照射到海洋, 有利于提升浮游生物的生產(chǎn)力, 而浮游生物產(chǎn)生的有機物附著在沉積物中, 促進了底棲生物群落的發(fā)展, 也為以該生物群落為食的海洋哺乳動物和鳥類的大量繁殖奠定了基礎(chǔ)[42]。并且冰間湖是遷徙水鳥的重要棲息地, 厚冰的減少也有利于海洋哺乳動物和海鳥的進食。此外, 北極冰間湖內(nèi)豐富的營養(yǎng)鹽, 為海洋生物的生存和發(fā)展提供了重要的營養(yǎng)元素。從20世紀80年代開始, 人們一直關(guān)注冰間湖和生物之間的關(guān)系, 很多的研究表明, 冰間湖內(nèi)的營養(yǎng)鹽和生物量相較于其他海冰覆蓋地區(qū)更大。Ringuette等[83]對1994—1995年春季和夏季加拿大北極群島區(qū)域的North Water冰間湖和Barrow Strait區(qū)域的浮游生物和大型橈足類出現(xiàn)的時間和數(shù)量進行比較, 結(jié)果表明在5—6月期間North Water冰間湖的浮游植物和早期大型橈足類數(shù)目開始增多, 比Barrow Strait區(qū)域早1.5～3個月, North Water冰間湖的適宜溫度和充足食物會促進該區(qū)域大型橈足類豐度的增多。Bouchard和Fortier[84]基于2003年與2005年捕獲的鱈魚幼魚的耳石結(jié)構(gòu)分析, 發(fā)現(xiàn)當2005年拉普捷夫海區(qū)域冰間湖的面積增大時, 所捕獲的鱈魚的平均體長比2003年的長4 mm, 這表明冰間湖的擴張有利于鱈魚的生長。Baak等[85]在2020年對Dundas Island冰間湖附近的Nasaruvaalik Island出現(xiàn)的北極燕鷗進行了形態(tài)測量, 得出育雛后雄性和雌性燕鷗的脂肪比例分別增加54%和30%, 這表明北極冰間湖可能為北極燕鷗的生存和發(fā)育提供了更多的能量。

5 總結(jié)和展望

5.1 總結(jié)

北極冰間湖將海洋-大氣-海冰緊密連接, 通過一系列復雜的過程產(chǎn)生和維持, 是北極最活躍的區(qū)域之一, 同時也是北極地區(qū)預測氣候變化的“窗口”。然而, 由于北極冰間湖具有周期性出現(xiàn)、分布范圍廣和面積小的特點[10], 造成冰間湖的實地觀測數(shù)據(jù)較少, 而高分辨率、連續(xù)性的衛(wèi)星數(shù)據(jù)也相對缺乏, 限制了北極冰間湖的研究。由于前人多是對冰間湖進行不同時間段的研究, 造成了冰間湖的時空變化特征存在差異, 并且還存在一些面積較小的冰間湖, 前人對其時空變化研究較少?；诖? 本文針對目前國內(nèi)外冰間湖有限的相關(guān)研究成果進行梳理, 得出以下結(jié)論。

1.在北極, 白令海、楚科奇海和喀拉海-拉普捷夫海等區(qū)域的冰間湖通常在冬季和春季開始出現(xiàn), 白令海區(qū)域春季冰間湖的面積大于冬季,楚科奇海區(qū)域阿拉斯加沿岸的北岸和南岸的冰間湖幾乎不同時出現(xiàn)。加拿大北極群島區(qū)域下游在冬春季出現(xiàn)冰間湖, 隨著溫度的回升, 部分冰間湖不斷擴大最終相互融合, 到秋季, 開闊水域開始被海冰覆蓋, 面積減小。格陵蘭島-弗拉姆海峽區(qū)域面積較大的冰間湖通常是在春季形成, 并持續(xù)到秋季, 近年來, 該區(qū)域在夏秋季出現(xiàn)了1個新的冰間湖, 該冰間湖通?？梢跃S持1個月左右。拉普捷夫海區(qū)域在春季出現(xiàn)的冰間湖會隨著溫度的升高不斷地向高緯延伸, 從而成為距離大陸最遠的北極冰間湖。

2.北極冰間湖多以由風和海流形成的潛熱冰間湖為主, 白令海區(qū)域冰間湖、楚科奇海區(qū)域冰間湖、格陵蘭島-弗拉姆海峽區(qū)域冰間湖以及喀拉海-拉普捷夫海區(qū)域冰間湖主要是在離岸風和海流的共同作用下形成, 加拿大北極群島區(qū)域的大部分冰間湖受北風和海流的共同影響形成。感熱冰間湖在北極區(qū)域較少, 主要存在于加拿大北極群島區(qū)域下游的水道中以及弗拉姆海峽區(qū)域東部, 是海水的垂直對流和海底地形相互作用而形成。此外, 還有少數(shù)冰間湖既屬于潛熱冰間湖也屬于感熱冰間湖, 此類混合型的冰間湖主要出現(xiàn)在楚科奇海區(qū)域、加拿大北極群島區(qū)域, 并且,相較于感熱冰間湖而言, 該類冰間湖在北極存在的數(shù)目更多。

3.北極冰間湖與海洋的熱力和動力過程以及大氣運動等因素密切相關(guān), 其形成和維持可以影響北極冰間湖內(nèi)海水鹽度以及生態(tài)的發(fā)展。北極冰間湖是海洋-大氣熱交換強烈的區(qū)域, 它可以通過影響大氣變暖升溫從而影響大氣的中尺度運動。同時, 北極冰間湖作為北極高鹽度陸架水的重要來源, 關(guān)系著北極鹽躍層的維持, 而鹽躍層作為上下層海水熱量交換的隔絕層, 對北極海冰的保持意義重大?？?、巴倫支海、白令海和楚科奇海區(qū)域的冰間湖通常出現(xiàn)在邊緣海區(qū)域,冰間湖的面積較大, 產(chǎn)生的高鹽水量對北冰洋冷鹽躍層的維持占比也比較大, 加拿大北極群島和弗拉姆海峽附近冰間湖產(chǎn)生的高鹽水對鹽躍層的維持也有影響。此外冰間湖內(nèi)豐富的營養(yǎng)鹽有助于海洋生物、哺乳動物和遷徙鳥類等生物的生存和發(fā)展, 在冬春季, 白令海、加拿大北極群島和拉普捷夫海等區(qū)域的冰間湖均會有大量生物出現(xiàn)。

5.2 展望

對北極冰間湖時空變化及其形成機制的研究有助于深刻理解氣候變化背景下北極海洋與海冰的快速變化。對于北極冰間湖研究方法的改進、形成機制的進一步研究有助于人們了解北極冰間湖具體的變化過程和影響因素, 從而更加深入地理解北極冰間湖與海洋-大氣-海冰的聯(lián)系, 以及對北極和全球氣候的響應。目前, 對于北極冰間湖的研究還有一些問題亟待解決。

1.增加北極冰間湖區(qū)域高分辨率衛(wèi)星遙感數(shù)據(jù), 并獲取北極不同區(qū)域冰間湖連續(xù)性時空變化數(shù)據(jù), 可有助于北極冰間湖時空變化特征以及形成機制的研究, 尤其是在一些面積較小、前人研究較少的冰間湖區(qū)域。在此數(shù)據(jù)基礎(chǔ)上, 對北極冰間湖形成和結(jié)束時間、面積大小和分布區(qū)域等進行精細化研究。

2.北極冰間湖是多種因素共同作用的結(jié)果,量化不同因素對冰間湖的貢獻率可以進一步了解冰間湖形成的動力過程。借助觀測數(shù)據(jù)與模式手段, 對影響冰間湖形成的因素包括風、洋流和潮汐等進行診斷分析, 通過一系列敏感性實驗探索大氣和海洋各影響因素對冰間湖形成和維持的貢獻度。

3.對北極冰間湖短期和長期變化進行研究和預測。通過建立高分辨率北極氣候模式, 研究北極冰間湖在不同時間和空間尺度上的變化規(guī)律,預估未來北極冰間湖開放時間、持續(xù)時段、面積大小和分布范圍等的變化趨勢, 對全球變暖和北極放大背景下未來北極快速變化預測研究具有重要意義。