北极河流径流对北冰洋环流的影响

田霏，王召民*，Gavilan Estanislao，刘成彦*

( 1. 河海大学 海洋学院 国际极地环境研究实验室，江苏 南京 210098；2. 南方海洋科学与工程广东省实验室（珠海），广东珠海 519082)

1 引言

观测表明，1936-1999年北极区域的欧亚河流径流增加了7%[1]，这可能已经改变了北极海冰、层结与海洋环流，也会进一步影响全球气候系统[1-2]，因此充分认知北极河流径流对北冰洋的影响非常重要。

相对于其他大洋，北冰洋每单位面积接收的淡水量非常大[3-4]，因此海洋层结很强。除了净降水（降水减蒸发）区域以外，北极径流也向北冰洋输入了大量淡水[2]。除此之外，通过白令海峡的太平洋水因为盐度相对较低，对北冰洋的层结也有贡献[1-2,5-8]。北极径流输入的淡水比低盐（盐度约32.5）的太平洋入流水输入的淡水要多18%[8-9]，比大气输送的淡水多60%[10]。大西洋表层水受到风场的影响进入北冰洋后迅速冷却下沉，进入北冰洋深处，可一直抵达楚科奇海和波弗特海陆坡[11]，形成北极中层水。在低温低盐的表层与高温高盐的大西洋层之间是一个常年存在的、厚度约为100 m的盐跃层，盐度为32.5～34.0，温度基本处于冰点附近[12]。北冰洋稳定的层结不利于中层热量向上传递，使得表层水维持低温，有利于海冰生成。

北极径流输送的淡水分布的变化会改变海洋层结[5-7,13]，使区域海洋的盐跃层消失[7]，这对冰-海热交换和海冰状态有潜在的影响[7,10,14-16]。北极径流增加导致表层海水升温[17]，也可能影响海冰范围和高密水的生成。北冰洋淡水输入的增加会削弱波弗特流涡的强度[6,18]，导致埃克曼抽吸作用减小，使盐跃层厚度减小[19]。Nummelin等[13]通过分析一维模型提出密度和盐度层结是紧密联系的：全球变暖导致向极地有更多的水汽输送，不仅增加了北冰洋区域的降水，也增加了北极径流，增加的北极径流强化了北冰洋的层结，使得混合层变薄，变薄的混合层在夏季短波辐射的加热下变暖[13]。此外，由于淡水增加导致层结增强，削弱了垂向的热交换，进而使得大西洋层温度增加[1,13]。Lambert等[17]的模拟结果支持了Nummelin等[13]的观点，当盐跃层中有足够大的温度梯度的时候，增加的垂向热通量可能导致表层增暖以及海冰覆盖减少。

北极径流对海流也有显著影响。从弗拉姆海峡和加拿大北极群岛（Canadian Arctic Archipelago，CAA）输出的淡水到达拉布拉多海和格陵兰海内区深层水生成处，会导致大西洋经向翻转环流的减弱[20-28]。增加的淡水会减少北大西洋的对流，减缓表层环流以及大西洋经向翻转流，并且减少向北的海洋热输送[25,29-30]，也会引起北大西洋的次表层增温[30-31]。表层变淡和洋流加强有密切联系[2,6,13,32-33]；在高分辨率模式模拟结果中，径流的增加会导致河口附近的洋流加速[32]。Pemberton和Nilsson[6]的模式结果表明，径流和降水增加导致波弗特流涡减弱，更多的北冰洋淡水从弗拉姆海峡流出，从CAA输出的淡水量减少。Nummelin等[5]也在增加北极河流径流的实验中发现相似的结果。Brown等[33]发现从各主要海峡流出的淡水量与北极径流增加量基本线性相关。

由于观测资料的稀缺，冰-海耦合模式是研究北极海-冰-气系统的重要工具[34-35]。国内外许多学者采用了各种数值模式（如CMIP5（Coupled Model Intercomparison Project Phase 5）、FVCOM （Finite-Volume Community Ocean Model）与MITgcm（MIT general circulation model）），对北冰洋中的淡水[6,17-18]、海流[36]、海冰[35,37-40]等做了模拟[41-42]、预报或后报。然而分析北极河流径流对北冰洋有何种影响的却很少，用高分辨率模式系统地分析北极河流径流对温盐、海冰以及流场的影响的则更少，因此本文希望能对这方面的研究提供一定参考。本文采用高分辨率全球海洋-海冰耦合模式MITgcm-ECCO2 (Estimating the Circulation and Climate of the Ocean, phase 2)研究北极河流径流对北冰洋环流的影响。与前人将淡水输入量增加的模拟方式不同的是，本研究通过对比关闭所有北极径流实验与控制实验结果，分析北冰洋中温度、盐度、海冰以及海流等对北极径流变化的响应。

2 模式与实验设置

本文采用高分辨率全球海洋-海冰耦合模式MITgcm-ECCO2[43]，该模式基于MITgcm动力框架[44]。模式中使用的地形是GEBCO（The General Bathymetric Chart of the Oceans），图1展示由模式地形画出的北极地区地形图，并标出了主要的海区与河流。为避免极点、奇异点，模式采用立方球体网格配置[45]，每个网格相对均匀，水平网格距约为18 km，垂直方向有50层，且其间距从表层的5 m至近底层的450 m不等。利用优化的参数化方案[43]，对1979-1998年的海洋-海冰耦合系统进行了耦合模拟。由于北冰洋罗斯贝变形半径大约为10 km[6,34,46]，模式不能完全模拟出北冰洋的中尺度涡旋。驱动模式的大气强迫场变量使用的是 JRA-55（Japanese 55-year Reanalysis）再分析数据集[47]，其空间分辨率为 1.125°×1.125°，时间分辨率为6 h，包括向下的净长波辐射和短波辐射、2 m湿度、2 m气温、10 m风速和降水以及气候态的径流。由于采用了气候态的北极径流数据，故本文不考虑其年际变化特征。此实验为控制实验，以下称实验A。

为理解北极径流在北冰洋环流中的作用，在控制实验的基础上，将所有的北极径流量设为0，得到关闭径流的实验，以下称实验B。该实验与控制实验一样从1979年开始模拟，模拟积分20年，即1979年1月至1998年12月。图2展示的是北冰洋区域（见图1中黑线和陆地包围的区域）中海冰范围、海冰厚度、动能、热含量的变化情况。其中海冰范围为海冰密集度大于15%的区域面积，海冰厚度为海冰密集度大于15%的区域的海冰总体积除以对应的海冰范围，动能的计算公式为

控制实验A模拟的海表温度和海表盐度与观测值在大尺度上具有定性一致性。图3为控制实验A 10年（1989-1998年）平均表层温盐值与PHC3.0（Polar Science Center Hydrographic Climatology）[48]气候态数据集的对比，差异主要出现在北冰洋陆架。与观测值相比，北极陆架区域通常温度更低，且部分陆架上盐度更大。这个差异可能由于模式混合层参数化方案使得混合层过冷、过深、过咸。

图 2 不同实验中北冰洋的海冰范围（a）、海冰厚度(b)、 动能 (c)及热含量 (d)Fig. 2 Sea ice extent (a), sea ice thickness (b), kinetic energy(c) and thermal content (d) for the Arctic Ocean from the different experiments

图4为控制实验A与气候态观测值在北冰洋区域平均的垂直温度和盐度廓线对比。主要的差别有，控制实验中表层温度较低，盐跃层温度较高且盐度较低，以及大西洋层温度较低。这一缺陷在许多模式中都存在，这与在北冰洋中过多的垂向混合[5,41,49]，以及对海冰形成过程中的析盐模拟有关[50]。

MITgcm模式已经被用于研究北冰洋各种过程[9,51-53]。Condron等[9]、Pemberton和Nilsson[6]表明该模式能够真实地反映北冰洋淡水收支，他们使用该模式通过增加或减少北冰洋区域内的降水和北极径流量来研究北冰洋层结对淡水扰动的响应。Nummelin等[5]使用耦合的海洋-海冰模式，通过增加北极径流量来研究北冰洋层结、环流以及海冰对增加的北极径流量的响应。

图5为控制实验A的10年平均混合层深度、海冰密集度、海表洋流速度场、海表面高度。实验A很好地抓住了一些特征。在表层，由于受动力及热力因素的作用，引起强烈湍流混合，从而形成一个温度垂向梯度很小、几近均匀的水层被称为混合层。时间平均的混合层深度（图5a）大致呈现北冰洋中部混合层较深，沿岸陆架海混合层较浅。时间平均海冰密集度（图5b）表明巴伦支海的海冰较少，此处混合层深度也比北冰洋内部要深。时间平均海表洋流速度场（图5c）展示了明显的穿极漂流和北冰洋边界流。时间平均海表面高度（图5d）表明从欧亚陆架到北冰洋中部，海表面高度逐渐降低。格陵兰岛、加拿大北极群岛附近的北冰洋海域的海表面高度较低。

图6为实验A中时间平均的500 m深度处的位势温度、盐度、速度场。500 m深度处的位势温度（图6a）表明欧亚海盆内的温度高于加拿大海盆的温度。500 m处盐度较高，且欧亚海盆的盐度略高于加拿大海盆的盐度（图6b）。500 m处的流速相对海表洋流速度场较弱。

图 3 控制实验A中10年平均表层温度（a）和盐度（c），控制实验A和PHC3.0气候态表层温度（b）和盐度（d）的差值Fig. 3 Time-mean (1989-1998) sea surface temperature (a) and salinity (c) in the control experiment A, and the anomalies between the control simulation and PHC3.0 of sea surface temperature (b) and salinity (d)

3 北极河流淡水的影响

3.1 对温度和盐度的影响

根据计算各区域（各边缘海、海峡、穿极漂流的计算区域见图1中的红线与陆地包围的范围和蓝色镂空方框）的平均值与标准差[5,54]来分析两个实验中各特性的变化。

两个实验的温度差表明，关掉径流对海表温度有明显的影响。图7为10年平均实验B与实验A在海表与500 m处的温度之差。两幅图都表示出在北冰洋大部分区域，关闭径流后北冰洋温度更低。海洋表层位势温度下降主要出现在河口附近，即东西伯利亚海（减小约（0.28±0.19）℃）、拉普捷夫海（减小约（0.40±0.25）℃）、喀拉海（减小约（0.18±0.18）℃）、波弗特海（减小约（0.10±0.09）℃）处。而对于北冰洋的主要海峡处，实验B得到的海水温度略高，即在楚科奇海（增加约（0.26±0.12）℃）、弗拉姆海峡东侧（增加约（0.12±0.21）℃）以及巴伦支海（增加约（0.04±0.06）℃）。500 m处的两个实验的温度差异也表明缺少北极径流输入后，温度降低（减少量约（0.10±0.09）℃）。Nummelin等[5]模拟中增加径流后，在欧亚陆架、CAA以及弗拉姆海峡处出现了显著增温。但是在本文实验B中，关闭北极河流径流后，加拿大北极群岛与弗拉姆海峡处没有显著降温。

图 4 控制实验A 10年平均与PHC3.0气候态数据集在北冰洋整体区域平均的位势温度（a）与盐度（b）廓线对比Fig. 4 Vertical profiles of annual mean potential temperature (a) and annual salinity (b) averaged over the Arctic Ocean during the period of 10 years from the control experiment A

图 5 控制实验A的10年平均混合层深度(a)、海冰密集度(b)、海表洋流速度场(c)和海表面高度(d)Fig. 5 10 years mean of the mixed later depth (a), the sea ice concentration (b), the sea surface velocity fields (c), and the sea surface height (d) from the control experiment A

图 6 控制实验A中500 m水深10年平均位势温度(a)、盐度(b)和速度场(c)Fig. 6 10 years means of the potential temperature (a), the salinity (b), and the velocity (c) at 500 m depth in the control experiment A

图 7 表层（a）与500 m水深（b）10年平均位势温度差（关闭河流实验B减去控制实验A）Fig. 7 10 years mean differences of the potential temperature at surface (a) and 500 m depth (b) (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

两个实验的盐度差（图8）表明，在北冰洋内，相对于控制实验A，实验B海表盐度总体增加，最大盐度差异出现在各河口附近的边缘海处，最大值出现在拉普捷夫海，超过12。且实验B中表层的穿极漂流与东格陵兰流（计算区域见图1中穿极漂流处与弗拉姆海峡处的蓝色镂空方框）的盐度也更高，盐度增加约0.6±0.09。Jahn等[18]在模式中使用被动示踪剂得出，从弗拉姆海峡流出的淡水基本来自欧亚径流，从CAA流出的淡水主要来自北美径流和太平洋。两个实验在500 m处的盐度差略有减小（减小量约为0.005 1±0.006 6）。

在实验A中的径流仅是作为淡水加入的，并没有输入热量，我们比较模式输出的混合层深度来探究在实验B中温度降低的原因。图9为两个实验混合层深度之差。在实验B中，由于缺少北极径流淡水的输入，表层盐度增加，北冰洋层结减弱，导致混合层厚度增加。冬（1-3月）、夏（7-9月）时期混合层厚度有大幅度增加（冬季为（3.63±3.34）m，夏季为（3.46±3.08）m），而春季（4-6 月）混合层深度略有增加（（1.38±1.14）m）。混合层厚度增加导致夏季太阳辐射的混合层加热效果减弱，因此在河口区域海表温度降低。事实上，两个实验的海表温度差表现为夏季最大（图略），表明夏季混合层变厚在海表降温中起着重要作用。另外，层结减弱后，向上的热输送增加，大西洋层温度降低。并且由于淡水输入减少，冬季局地高密水生成增加，高密度水下沉冷却大西洋层，因此在500 m处也显示温度降低。在加拿大海盆与欧亚海盆边缘分别取一点（见图1中黑色圆点1和2），得出这两点处密度、温度与盐度剖面随时间的变化（图10）。可以看出关闭河流径流之后，表层水的密度增加，两点处大西洋层分别在14年和4年后均相对于控制实验A温度更低（图10c，图10d），100～200 m 水深处则温度升高，反映了垂向热交换的加强。

图 8 表层（a）与500 m水深（b）10年平均盐度差（关闭河流实验B减去控制实验A）Fig. 8 10 years mean differences of the salinity at surface (a) and 500 m depth (b) (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

3.2 对海冰的影响

海冰密集度的变化与温度变化趋势相反（图11a）。在实验B中，没有北极径流输入的边缘海，如拉普捷夫海和喀拉海，海冰密集度相对于控制实验A增加。而在楚科奇海、东西伯利亚海东部以及弗拉姆海峡东侧，实验B中海冰减少（楚科奇海海冰密集度减少约（3.02±1.94）%，弗拉姆海峡减少约（1.21±1.09）%），其他海域海冰密集度变化则很小。

受海表温度变化的热力影响，海冰厚度变化与海冰密集度的变化较为类似（图11b），欧亚陆架部分地区海冰厚度显著增加，如拉普捷夫海海冰厚度增加约（23.64±11.82）cm，加拿大海盆沿岸出现了小范围的厚度增加，楚科奇海以及东西伯利亚海东部也出现了大范围的海冰厚度减少情况，减少约（27.15±6.24）cm。但在加拿大海盆，海冰密集度略有增加，海冰厚度则略有减少。Nummelin等[5]认为北极河流径流减少使得波弗特流涡强度增加，加拿大海盆向外输送的海冰增加，可以导致加拿大海盆出现海冰厚度减少的情况。由于本文得到的加拿大海盆海冰密集度和厚度变化很小，我们略去对海冰密集度和厚度变化不一致原因的探究。

3.3 对环流的影响

图12展示的是两个实验在海表和500 m水深的流场之差。在实验B中，由于欧亚陆架处盐度增加温度降低，沿着欧亚陆架的北冰洋边界流表层流速减慢（减小量约为（-2.64±1.09）cm/s，通过计算图 1 中欧亚陆架边缘处蓝色镂空方框中的表层流速差的均值与标准差得出）[5]。穿过白令海峡的太平洋入流增加（增加量约（3.83±1.20）cm/s），而穿过弗拉姆海峡沿着格陵兰岛东岸的出流减弱（减小量约为（1.43±0.20）cm/s）。北冰洋中部的穿极漂流也有所减弱。除此之外，在CAA的经向流动略有加强。与Nummelin等[5]的模拟不同，在淡水关闭实验B中，波弗特流涡没有显著的变化。500 m水深处的流场差异没有表层的显著，在关闭河流实验B中总体呈现减小趋势。

本文通过分析海表面高度变化来研究白令海入流增强的原因。对比两个试验的海面高度之差（图13）可以看到，失去了北极径流的输入后，北冰洋海表面高度大都呈现下降趋势，在靠近河口的陆架处以及穿极漂流处尤为明显[5]，但是在楚科奇海西部与东西伯利亚海东部，以及北冰洋中部和CAA北部，海表面高度略微增加，这一点与Nummelin等[5]模拟中增加淡水输入导致北冰洋海表面高度整体上升不同。在实验B中，近岸海表高度下降更多（如拉普捷夫海海面高度下降约（0.44±0.17）m），使北冰洋海表面高度下降。由于海面高度降低，更多的太平洋水通过白令海峡进入北冰洋，且穿过弗拉姆海峡流出北冰洋的水减少，增加的太平洋入流解释了实验B中的温度在楚科奇海更高（图7），因为有更多的暖水补充，导致该海域海冰密集度降低。

图 9 冬季（1-3 月）（a）、春季（4-6 月）（b）、夏季（7-9 月）（c）和秋季（10-12 月）（d）混合层深度之差（关闭河流实验 B 减去控制实验A）Fig. 9 Time mean difference of the mixed layer depth of winter (January-March) (a), spring (April-June) (b), summer (July-September)(c), and autumn (October-December) (d) (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

3.4 对北冰洋的垂直结构的影响

将图1所示的各边缘海的温度和盐度区域平均，可以得到它们的垂直廓线（图14，图15）。在关闭径流实验B中，温度廓线普遍有变冷的趋势。在东西伯利亚海、喀拉海、拉普捷夫海，实验B的温度要略小于控制实验A中的温度（低0.18～0.40℃）。盐度廓线表明每个边缘海的表层盐度都增加了0.2～5.5不等，盐度梯度也明显降低。减少淡水输入后，喀拉海和拉普捷夫海混合层厚度略有增加（喀拉海增加约（7.7±3.0）m，拉普捷夫海增加约（5.3±4.1）m），盐跃层厚度减少。

对整个北冰洋区域进行分析，盐度廓线显示出了与边缘海类似的结果。如图16所示，没有北极径流输入后，上层50 m的盐度受到了显著的影响，海洋表层盐度增加约0.85，且盐跃层也受到小的影响。温度廓线展示了一个更显著的变化，即表层温度降低约0.047℃，且随着河流淡水输入减少，层结减弱使得向上的热输送增加[32]，导致大西洋水层温度降低。

图 11 10年平均海冰密集度之差（a）和海冰厚度之差（b）（关闭河流实验B减去控制实验A）Fig. 11 10 years mean difference in ice concentration (a), and ice thickness (b) (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

图 12 表层（a）与500 m水深（b）10年平均流速场之差（关闭河流实验B减去控制实验A）Fig. 12 10 years mean difference of the velocity at surface (a) and 500 m depth (b) (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

图 13 10年平均海表面高度差（关闭河流实验B减去控制实验A）Fig. 13 10 years mean difference of the sea surface height (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

4 结论

与前人通过增加北极河流径流量来研究北极河流径流对北冰洋的影响的做法不同，我们通过对比关闭北极径流实验和控制实验结果，得到了10年平均的北极径流淡水对北冰洋温度、盐度和海流的影响。这些影响主要体现在靠近河口的陆架上，即波弗特海、拉普捷夫海以及喀拉海处。

关闭北极河流径流后，河口附近的陆架海表层温度降低，500 m水深的大西洋层温度降低。现实中北极河流径流向极地输送了很多热量[55]，然而本文中的北极径流仅作为淡水输入，只能改变盐度而不能改变温度，无法由此解释关闭北极径流实验中的温度降低现象。因此我们认为，除了现实中的热量输入的影响外，关闭河流径流后，由于缺少淡水的输入，河口附近的盐度上升，层结减弱，混合层加深，使太阳辐射的加热效果减弱，河口附近表层水的温度降低。Nummelin等[5]的增加北极径流的实验中表明径流增加会导致温度升高。缺少北极径流的输入后，表层海水密度增大，冬季局地高密水生成增加，高密度水下沉冷却大西洋层，因此在500 m水深处也显示温度降低。Nummelin等[5]及Pemberton和Nilsson[6]的淡水增加实验中，大西洋层温度升高，这是由于淡水增加导致的层结加强，抑制了向上的垂向热通量。

北极径流对北冰洋表层水有很强的稀释作用，关掉径流后，拉普捷夫海出现了最大的盐度增值，位于勒拿河河口附近。结合控制实验的时间平均海表洋流速度场（图5c）和两个实验的时间平均海表盐度场的对比（图8a）可以看出，关闭径流后，穿极漂流与格陵兰岛东部的盐度有明显升高。Jahn等[18]和Brown等[33]的模拟表明欧亚陆架上大部分的水从弗拉姆海峡流出。

关闭北极河流径流后，拉普捷夫海的海冰密集度与海冰厚度显著增加，楚科奇海的海冰密集度与海冰厚度显著减少。这些海冰变化与海表温度变化一致，表明热力影响有直接作用。另外，关闭河流径流后，北冰洋海表面高度下降，导致白令海峡入流增加，使得楚科奇海内的海冰减少；海表面高度下降还导致穿过弗拉姆海峡的出流减少，欧亚陆架上的海冰受到气旋式环流的影响，通过穿极漂流从东西伯利亚海穿过北冰洋中部从弗拉姆海峡流出，关闭河流径流使得大西洋出流减少，从弗拉姆海峡流出的海冰减少，导致拉普捷夫海的海冰增多。Nummelin等[5]的模拟也表明在增加河流径流的情况下，大西洋出流增加，欧亚陆架上的海冰减少。Inoue和Kikuchi[56]的观测结果与Wang和Zhao[57]的模拟结果也表明欧亚陆架上的海冰可以从弗拉姆海峡流出北冰洋。

关闭北极河流径流后，北冰洋边界流减弱，太平洋入流增加，大西洋出流减弱。缺少北极河流径流的输入导致北冰洋大部分区域海表面高度降低，降低较大的区域主要位于各大河口附近，且温度下降盐度增加，导致陆架上的地转流减弱。Whitefiled等[32]和Nummelin等[5]的模拟也表明河流径流增加会增强地转流。径流减少导致海峡两侧的海表面高度差增加，导致在白令海峡处的水交换加强[18]。减少径流使得北冰洋内部的海面变咸，海平面高度下降，从而使驱动白令海峡入流的压力梯度增加[5]。此外，在关闭径流的实验中，由于没有淡水的积聚，流出加拿大北极群岛的流更强。在弗拉姆海峡处的出流减弱，与Nummelin等[5]不同的是我们没有得出弗拉姆海峡处的入流增加的结论。

图 14 各边缘海区域平均位势温度廓线对比Fig. 14 Time-mean profiles of the potential temperature for each marginal sea

缺少北极河流径流的输入使北冰洋的层结发生了改变，混合层深度加深，盐跃层的厚度减少，大西洋层温度降低。关闭北极径流实验中，减少的淡水会使北冰洋层结减弱，从而增强从下往上的垂向热通量，“冷却”大西洋水层[5]。

图 16 北冰洋区域平均位势温度（a）和平均盐度（b）廓线对比Fig. 16 Time-mean profiles for the potential temperature (a) and the salinity (b) in the Arctic Ocean

北极径流输入减少后，北冰洋的盐跃层厚度减少，盐跃层盐度梯度减小，且大西洋水层温度下降[5-6]。减少的淡水会减弱北冰洋层结，从而增强从下往上的垂向热通量，“冷却”大西洋水层[5,13]。本文的结果还表明，缺少北极河径流的输入后，加拿大海盆边缘的表层水体密度更大，且足以使大西洋层更深处500 m以下的水体降温。

本文主要分析了两个实验的海冰、海表和500 m水深处的温盐、海流的区别，没有深入探讨北极河流淡水对更深层的北冰洋、对大西洋经向翻转流以及中高纬海域等的影响，本文中的实验积分时间为20年，可用于理解径流对海洋影响较为显著的过程，但是海洋的多尺度响应尚需要更长的积分时间和更高频的输出结果来进一步诊断。这些需要未来对实验结果进一步分析，并延长实验积分时间和数据的输出频率。对北极径流的进一步研究还需要多年北极径流数据作为驱动场，考虑北极径流季节和年际等变化对北冰洋环流的影响。