北冰洋穿极流强度和源头位置变动机制分析

田引白学志黄颖祺

研究论文

北冰洋穿极流强度和源头位置变动机制分析

田引白学志黄颖祺

(河海大学海洋学院, 江苏 南京 210098)

随着全球气候变暖, 北极海冰快速减退, 北冰洋穿极流位置和强度正在发生明显的变化。本文利用海表地转流、海冰漂流、海冰密集度和海面风场计算了考虑海冰效应的北冰洋海洋表面应力分布, 探讨了北冰洋穿极流的强度和源头位置变动机制。结果表明, 穿极流冬季比夏季强, 9月最弱, 12月最强。2003—2014年间穿极流的年平均流速呈增强趋势, 穿极流的源头海域逐渐从东西伯利亚海偏向西边的拉普捷夫海; 典型强年比典型弱年有西向的趋势。影响穿极流强度年际变化的主要因素是海冰覆盖, 海冰覆盖率越低, 穿极流越强。2003—2014年间海冰覆盖率降低导致海表面应力增强, 穿极流有变强趋势。影响穿极流强度季节变化的主要因素是海表面风场, 冬季表海面风场较强, 海表应力增强, 穿极流也较强; 夏季海面风场减弱, 海表应力减弱, 穿极流强度也随之减小。海面风场和海冰的变化共同影响了穿极流源头的位置变动, 穿极流源头西移的原因: 一是位于加拿大海盆上方的高压中心逐渐从波弗特海上空向西南方移动到靠近穿极流源头的俄罗斯沿岸, 造成穿极流源头向西移动; 二是北冰洋增温导致海冰加速融化, 海冰覆盖率降低, 加大了海表面应力, 波弗特流涡增强, 范围从加拿大海盆向西伯利亚海盆扩张, 造成穿极流源头向西移动。

北冰洋 穿极流 海表面应力

0 引言

北冰洋表面环流主要由源于拉普捷夫海和东西伯利亚海的穿极流以及靠近加拿大沿岸的反气旋波弗特流涡组成(图1，根据Armitage等[1]的图1重绘)。波弗特流涡由波弗特高压驱动, 将水和冰从北冰洋中部输送到波弗特海和楚科奇海[2]; 穿极流从俄罗斯沿岸海域经过北冰洋中部流向弗拉姆海峡, 将西伯利亚河流和陆架衍生微量元素输运至北冰洋中部, 对北冰洋的物质交换和热力平衡有重要作用。穿极流从弗拉姆海峡流出后, 继续沿格陵兰东海岸向南, 给大西洋输送大量的冷而淡的海冰和淡水。

海冰漂移容易通过遥感监测和投放浮标跟踪, 因此对穿极海冰漂流的研究较多。穿极海冰漂流从北冰洋东部陆架海经过极点通过弗拉姆海峡向南边的大西洋输送海冰, 输送海冰体积总量约为2400 km3·a–1 [3], 海冰漂移的速度约为0.05～0.1 m·s–1[4]。穿极海冰漂流的强度和方向与波弗特高压以及冰岛低压的相对位置和强度有关[5-6]。在波弗特高压减弱、冰岛低压加强的情况下, 海冰漂流在欧亚盆地以气旋性漂移从拉普捷夫海向加拿大海盆移动, 然后到达弗拉姆海峡[7]。反气旋的波弗特高压强度和范围增加, 冰岛低压强度减弱时, 海冰漂流以更直接的路径从拉普捷夫海到达弗拉姆海峡。

穿极表面海流由地转流和埃克曼流组成, 处于相对暖而淡的波弗特流涡北部表层水与相对冷而咸的欧亚海盆表层水之间的锋面附近的宽广流域中, 与穿极海冰漂流相对应[8]。由于穿极流流经区域大多被海冰覆盖, 缺少对冰下海洋的现场和遥感观测, 与穿极海冰漂流相比, 对穿极表面海流变化的研究较少。近年来, Armitage等[1,9]利用经过专门处理得到的2003—2014年的北冰洋卫星遥感海面高度研究了81.5°N以南表面地转流的季节和年际变化, 指出北冰洋冬季和夏季平均表面地转流都有所加强, 波弗特涡旋的增强更为明显。穿极流表面地转流速度约为0.02～ 0.07 m·s–1[10], 通过弗拉姆海峡的年平均流速在2003—2014年间有增强趋势。除了强度有所变化以外, 穿极流的源头位置也发生了明显的变化。在2011—2014年期间, 波弗特涡旋向西移动, 其中心从约145°W、74°N移动到约150°W、76°N, 加强了穿极流西向的趋势[1]。

图1 北冰洋和周边海域的地形与海洋表面环流的示意图(蓝色箭头).图中的特定海流标注为白色, BG: 波弗特流涡, TPD: 穿极流, WSC: 西斯匹次卑尔根洋流, EGC: 东格陵兰洋流, NAC: 挪威大西洋海流, BSB: 巴伦支海分流.图中海洋地形特征标注为红色, BS: 白令海峡, FS: 弗拉姆海峡, BSO: 巴伦支海口, SB: 斯瓦尔巴特群岛浅滩, KG: 卡拉海门, DS: 丹麦海峡(根据Armitage等[1]的图1重绘)

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]发现, 在北极涛动为正 (负) 时, 高纬度低 (高) 海平面气压异常会产生气旋性 (反气旋性) 大气环流异常。在正 (负) 北极涛动期间, 阿拉斯加和东西伯利亚沿岸的海平面高度较高(低), 北冰洋中心高度较低(高), 沿岸流异常呈现气旋(反气旋)性, 穿极流的源头更偏东(西), 波弗特环流收缩 (扩张)。海冰漂移响应与北极涛动相关的表面大气强迫异常, 改变了穿极流的位置和波弗特环流的范围。

穿极流流经的海域在一年中的大部分时间里都有海冰覆盖。在无冰情况下, 风场直接驱动海洋上层环流。当有海冰覆盖时, 风场首先驱动海冰, 使其与表层海水之间出现相对运动, 由此产生的海冰-海洋应力又能引起海水的运动。有海冰覆盖时的表面应力与海冰密集度、海冰速度、海洋表面流速等诸多因素有关。海洋-海冰间应力正比于海洋-海冰间的相对速度。相对于0.05～0.1 m·s–1的海冰漂移速度, 海洋表面地转流的影响不可忽略。北冰洋大气环流存在着显著的年际变化, 加之全球变暖, 大气环流型还存在长期变化趋势。这些变化很明显会引起北冰洋表面环流的变异。同时, 北冰洋海冰覆盖的变化, 将不可避免地改变北冰洋海洋表面的应力分布, 影响北冰洋表面环流, 包括穿极流的变异。本文利用卫星观测资料, 分析穿极流在2003—2014年间的位置和强度变化; 并结合表面风场、海冰漂流和海表面地转流, 计算有海冰影响的北冰洋表面应力分布, 探讨表面风场和海冰变化对穿极流强度和源头位置变动的影响。

1 数据和方法

1.1 数据介绍

1.海冰和海面气象数据美国国家冰雪中心(National Snow and Ice Data Center, NSIDC)1979—2019年月平均海冰漂流数据, 水平分辨率为25 km× 25 km。欧洲中期天气预报中心ERA5 1978—2018年月平均海面风场和海冰密集度数据, 水平分辨率为0.25°。

2.海面动力高度和海表面地转流数据本文使用Armitage等[1, 9]利用Envisat (2003—2011年)和CryoSat-2(2012—2014年)卫星资料估算的2003—2014年北冰洋逐月海面动力高度(Dynamic Oceanographic Topography, 下称DOT)和海面地转流产品。该产品是结合开放海面和有冰覆盖海面(通过冰间水道)的海面高度得到的, 整个北冰洋海盆的DOT估算范围可以达到81.5°N, 水平分辨率为0.75°×0.25°。北冰洋DOT的估算值与从水文数据估算的海面高度异常有较好的一致性(相关系数为0.9), 表面地转流与波弗特海锚定观测的月平均表面流速度和方向的差值在约0.01～0.02 m·s–1和约60°(均方根差) 范围内。

3.挪威极地中心观测的2009年9月至2018年9月的弗拉姆海峡流速资料, 观测断面位于78.50°N的东格陵兰洋流处, 经度范围为1°N ～ 8°N。

1.2 有海冰覆盖时海表面应力计算

本文用表面埃克曼速度(方向位于表面应力右边45°)来代替平均埃克曼输运速度(方向位于表面应力右边90°), 因而

2 结果

2.1 北冰洋年平均要素场分布

如图2a所示, 北冰洋年平均海平面气压场主要由靠近加拿大沿岸的波弗特高压和靠近俄罗斯和北欧沿岸冰岛低压主导, 高压和低压之间是贯穿北冰洋中部的穿极风(图2a)。波弗特高压中心在76°N, 145°W处, 高压西南部风速较强, 约为3 m·s–1, 北部的风速较弱, 约为1.5 m·s–1; 穿极流的源头海域拉普捷夫海和东西伯利亚海以及北冰洋中部风速较弱, 约为1.5 m·s–1, 末段的弗拉姆海峡的风速较强, 约4 m·s–1。

北冰洋年平均海面高度场的分布和海平面气压场类似, 由加拿大海盆高值区和欧亚海盆低值区组成, 高值区和低值区之间是贯穿北冰洋中部的穿极流。海冰漂移和表面地转流 (图2b和图2c) 在波弗特流涡西南方速度最大, 冰速约为0.07 m·s–1, 海表地转流速约为0.055m·s–1; 北部速度最慢, 其中海冰流速约为0.03 m·s–1, 海表地转流速约为0.02 m·s–1。穿极流流速沿路径不断增强, 且海冰流速略大于海表地转流速。穿极流源头海域的拉普捷夫海和东西伯利亚海以及北冰洋中部的海冰漂移速度和海表地转流速分别约为0.035 m·s–1和0.025 m·s–1, 末段的弗拉姆海峡的海冰漂移速度和海表地转流速分别约为0.08 m·s–1和0.05 m·s–1。

穿极流源头海域的东西伯利亚海和拉普捷夫海海冰密集度在0.5～0.9之间, 变化幅度较大, 越靠近极点密集度越高,中段到弗拉姆海峡入口的海冰密集度常年大于0.9, 受到北大西洋暖流的影响, 弗拉姆海峡的北冰洋与大西洋交界处的海冰密集度剧烈变化, 洋面迅速从有冰覆盖过渡到无冰覆盖。海冰范围最大值是4月份, 夏季海冰范围逐渐减小, 在9月达到最小值, 约0.57, 此时北冰洋边缘海大多呈现开放海域状态(图2d蓝线)。

图2 2003—2014年年平均(a) 海平面气压(减去1000 mbar, 填色)和表面风场(矢量); (b) 海冰密集度(填色)和海冰漂流 (矢量); (c) 海面高度(填色)和表面地转流场(矢量), 图中红线表示穿极流流出口位置, 蓝框表示穿极流发源地位置; (d)8月(红线)、9月(蓝线)、10月(绿线) 的海冰范围(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为0.763, 整体呈现下降趋势, 从1989年最大值0.805到2013年达到最小值0.694 (图3), 相比于最大值减少了13.8%。北冰洋在7—10月海冰密集度最低, 其余月份海冰覆盖较高, 因此将7—10月定为北冰洋的夏季, 11月至来年6月定为北冰洋冬季。北冰洋海冰密集度在冬季的下降趋势小于夏季的下降趋势, 冬季平均值高于夏季平均值。冬季海冰密集度均值为0.832, 最大值在1989年, 为0.86, 最小值在2013年, 为0.789,相比于最大值减小了8%。夏季海冰密集度均值为0.612, 最大值在1987年, 为0.701, 最小值在2013年, 为0.507, 相比于最大值减少了27.7%。

图3 1980—2018年北冰洋全年(蓝线)、冬季(11—6月, 红线)和夏季(7—10月, 黑线)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 无海冰海表面应力与有海冰海表面应力比较

2.3 穿极流强度的季节和年际变化

由于在源头海域穿极流流幅比较宽广且变化较大, 难于计算强度, 本文选取穿极流的流出口弗拉姆海峡来计算穿极流的强度。计算断面沿81.5°N纬线, 经度范围为9°E～3°E(图2c中加粗红线)。定义沿该断面的平均地转流的经向速度为穿极流强度。

图4给出了北冰洋平均海面风速、海冰密集度以及穿极流强度的季节变化。由图4可知, 北冰洋平均海面风速12月份最强, 约为2.4 m·s–1, 7月份达最小值, 约0.09 m·s–1。弗拉姆海峡穿极流的长期年平均经向地转流速约0.049 m·s–1。穿极流强度的季节变化与海面风场相似, 显示出冬季强而夏季弱的特征, 7月流速达到最小值(约0.015 m·s–1), 3月平均流速达到最大值(约0.11 m·s–1)(图4红线)。冬季的平均流速为0.06 m·s–1, 夏季为0.045 m·s–1。由图4可以看出, 穿极流的季节变化主要由海面风场的季节变化控制。夏季海冰密集度最低, 海冰对海洋和大气间的动量交换的屏蔽作用降低, 但是夏季北冰洋海面风速较小, 穿极流速度在夏季仍然较低; 而冬季冰覆盖明显增加, 海冰对海洋和大气间的动量交换的屏蔽作用增强, 但是由于冬季海表面风速大约是夏季风速的2～3倍, 穿极流平均流速也达到最大值。弗拉姆海峡平均流速和海面风速之间存在显著的正相关(去趋势相关系数为0.75, 超过95%置信水平)。

图4 2003—2014年平均的北冰洋海冰密集度(蓝线)和海表面风速(黑线)以及弗拉姆海峡的海表经向地转流速(红线)的季节循环

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)

如图5所示, 2003—2014年间穿极流的夏季、冬季和年平均流速均呈上升趋势。在12年间出现两个极值年份, 分别是2007年和2011/2012年, 与海冰范围的两个极值年份对应(图3)。冬季流速最大值在2011年, 约0.063 m·s–1, 夏季流速最大值在2012年, 约为0.056 m·s–1。2003—2007年和2009—2012年的年平均流速都是递增的。在2012年达到最大值, 大约0.061m·s–1, 然后逐渐减至2014年的0.048 m·s–1。

引起穿极流强度变化的主要因素是表面风场和海冰覆盖。图6给出了北冰洋平均的冬季、夏季和全年平均风速。从图中可以看出, 北冰洋风速全年平均约为1.5 m·s–1, 最小值在2006年, 约1.15 m·s–1, 最大值在2007年, 约1.92 m·s–1, 有明显的年际变化, 但没有明显的增强或减弱趋势, 而弗拉姆海峡流速则有明显的上升趋势。2003—2014年北冰洋平均风速和弗拉姆海峡流速的相关不明显(去趋势相关系数为–0.037, 超过95%置信水平), 这说明穿极流在2003—2014年的增强趋势和年际变化不能由海面风场的变化来解释。

图5 2003—2014年弗拉姆海峡全年、夏季(7—10月)和冬季(11—6月)平均表面地转流流速

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

图6 2003—2014年全年、夏季(7—10月)和冬季(11—6月)北冰洋平均海面风速

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年期间北冰洋平均海冰密集度(图3)和弗拉姆海峡流速的年际变化(图5)相似, 两者具有显著的的负相关(去趋势相关系数为–0.73, 超过95%置信水平), 说明海冰覆盖低的年份, 穿极流流速大。两者的时间变化周期大约3～5年。可以推断, 影响北冰洋穿极流强度年际变化的主要因素是海冰覆盖。随着全球变暖, 北冰洋海冰大量融化, 穿极流也会增强。根据Spreen[3]对弗拉姆海峡海冰通量的研究, 1990—2014年间, 北冰洋海冰总量以每10年27%的速率递减, 每年海冰总量的14%通过弗拉姆海峡从北冰洋流出, 每年输出的海冰总量占北冰洋海冰总量的比例没有显示出趋势, 因为北极盆地的海冰总量正在与冰量输出量以相近的速率减少, 说明北冰洋海冰在快速融化, 但没有加速流出弗拉姆海峡的趋势, 海冰减少主要是北极增暖加速海冰融化造成的, 与海冰加速流出没有明显关系。

2.4 穿极流的位置变动

根据穿极流强度的年际变化, 选取2003、2004、2005和2008年为典型弱年, 2007、2011、2012和2013年为典型强年。图7给出了典型强、弱年冬夏季平均海面高度和流场及其差值分布。从图7可以看出, 典型强年夏季和冬季的波弗特流涡比典型弱年强且范围大, 并向西北方向偏移, 而欧亚海盆的气旋性环流偏弱, 向加拿大海盆的伸展范围缩小。在典型强年, 两个流涡的此消彼长导致穿极流的源头位置偏西。还可以看出, 冬季流涡强度大于夏季。从典型强弱年冬季和夏季流场差值可以看出, 波弗特流涡增强, 俄罗斯沿岸的海面高度降低, 出现异常的西向海流。

图8给出了2003—2014年期间每4年平均的海面高度和环流异常分布。从图中可以看出, 2003—2006年, 加拿大海盆海面动力高度低于平均值, 出现气旋性环流异常, 波弗特流涡减弱, 俄罗斯沿岸海面动力高度增加, 出现异常东向流, 穿极流源头向东偏移。2007—2010年加拿大海盆东部海面动力高度高于平均值, 表面地转流呈反气旋状态, 加拿大海盆西部海面动力高度低于平均值, 表面地转流为气旋性环流, 穿极流源头没有明显偏移。2011—2014年波弗特流涡中心动力海平面高度高于平均值, 波弗特流涡明显增强, 波弗特流涡和穿极流源头都向西偏移。相比于前4年, 2011—2014年夏季和冬季的波弗特涡旋中心位置和穿极流源头位置都往西偏, 波弗特流涡和穿极流强度都显著增强。

我们从78°N～81.5°N范围内的0.2 m 动力海面高度等值线(图9), 可以直观地看出穿极流的位置从2003—2006年的174°W逐渐西偏至2007—2010年的180°W, 到2011—2014年西偏至拉普捷夫海。

2.5 北冰洋海表面应力分布

通过式(1)得到北冰洋考虑地转流和冰覆盖效应的年平均海面应力分布(图10a), 作为对比, 也给出了有海冰但不考虑表面地转流的海表面应力(图10b), 以及不考虑海冰的年平均海表面应力(图10c)。考虑了海冰和地转流的影响, 海表面应力的大小和方向都发生了变化。有海冰并且考虑地转流的情况下, 海面应力减小, 方向偏向风的左面。有海冰但不考虑地转流的情况下, 海面应力减小(图10b), 方向则和无冰时的海表面应力(图10c)方向大致相同。

从图10可以看出北冰洋海表面应力基本上小于0.05 Pa。因为波弗特海西南部和弗拉姆海峡的海面风和海冰漂移速度比较大, 所以这两个区域的表面应力较大。穿极流源头海域和中段的海面风和冰漂移速度比较小, 所以穿极流源头海域的应力比较小, 基本上小于0.01 Pa, 其中有冰覆盖情况下考虑表面地转流和不考虑表面地转流的海表面应力均为0.003 Pa, 明显小于无海冰覆盖开放海域表面应力时的0.007 Pa。在穿极流末段弗拉姆海峡处, 风速和冰漂流速度较大, 海表面应力比较大, 有冰和无冰的海表面应力大小更加接近, 有冰覆盖海表面应力大小约0.02 Pa,无冰覆盖海表面应力大小约0.03 Pa。

比较图10a和图10c可以发现, 在穿极流发源地海域, 没有海冰覆盖时, 表面应力的方向就是海面风的方向, 基本上是沿着经度方向, 经过北冰洋中部指向弗拉姆海峡。当东西伯利亚海和拉普捷夫海被大面积海冰覆盖时, 表面应力的方向则向左(西)偏30°左右。

通过图10d和图10e可以发现, 在冰密集度比较高的东西伯利亚海和拉普捷夫海, 不论是否考虑地转流影响, 无冰海表应力与有冰海表应力差值均为正值, 这表明在海冰密集度比较高的东西伯利亚海和拉普捷夫海, 海表面应力大小明显要比无冰覆盖的海面风应力低。海冰阻碍了海洋-大气间的动量交换, 减小了海表面应力, 从而也减弱了穿极流的强度。不论是否考虑表面地转流, 无冰与有冰海表应力差值在太平洋扇区呈反气旋状态, 并且流涡范围向西扩张。无冰覆盖海表应力与有冰覆盖海表面应力差值在穿极流海域约0.001～0.002 Pa, 与有冰覆盖海表面应力(0.003 Pa)相比, 差值约占有冰覆盖海表面应力大小的33%～66%, 可见海冰对于穿极流源头位置的影响不可忽视。

图7 穿极流强、弱年的海面高度(填色)和流场(矢量)分布.a)强年冬季; b)强年夏季; c)弱年冬季; d)强年夏季; e)强、弱年冬季海面高度和流场差值; f)强、弱年夏季海面高度和流场差值

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

图8 2003—2014年冬季(11—6月)和夏季(7—10月)平均的北冰洋动力海面高度(填图)和地转流场 (矢量) (a, b), 以及每连续4年的异常, 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)

图9 2003—2014年每4年平均的动态海面高度(填色)和流场(矢量).a)2003—2006年; b)2007—2010年; c)2011—2014年.蓝线代表78°N～81.5°N范围内0.2 m动力海面高度等值线的位置

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

图10 2003—2014年平均北冰洋海表面应力分布.a)有海冰并考虑表面地转流; b)有海冰但不考虑表面地转流; c)无海冰; d) 无冰与有冰并考虑地转流的差; e)无冰与有冰但不考虑地转流的差.填色表示应力大小

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

为了探究穿极流的位置变动, 图11给出2003—2014年期间每连续4年的海面应力和海面风应力的分布。其中图11a、c、e表示有海冰和地转流影响的表面应力, 图11b、d、f是海表风场直接作用于海面的风应力。可以看出, 在风场、地转流和海冰的共同作用下, 穿极流源头海域的表面应力的方向明显比海面风应力向西偏转。

在不同年份, 波弗特高压的范围和位置均发生了显著的改变。2003—2006年, 波弗特高压中心基本位于波弗特海中心; 2007—2010年, 高压中心位置虽然没有太多变化, 但高压范围变大, 强度增加, 表面风应力以及表面应力都在增加; 2011—2014年, 高压中心明显向西南方向的拉普捷夫海和西伯利亚海移动, 波弗特高压的范围也扩大至俄罗斯沿岸。因此, 穿极流源头的位置变动与波弗特高压的强度和位置变化也有密切联系。

2.6 弗拉姆海峡穿极流的大小

通过式(1)得到了表面埃克曼流场(图12a), 再将埃克曼流和表面地转流(图12b)相加得到表面流场(图12c)。表面埃克曼流流速在波弗特海西南部和弗拉姆海峡流速比较大, 大约0.01 m·s–1, 在穿极流源头的拉普捷夫海和东西伯利亚海比较小, 约0.002 m·s–1。弗拉姆海峡与穿极流源头海域(拉普捷夫海与东西伯利亚海)的平均海表地转流分别为0.049 m·s–1和0.025 m·s–1, 与之相比, 表面埃克曼流流速比较小。通过比较表面地转流场和表面总流场, 可以发现, 两者在方向和大小上差别不大, 表面总流场在弗拉姆海峡处的流速比表面地转流场偏大一些, 在拉普捷夫海和东西伯利亚海的差异几乎可以忽略不计。

图13给出了2003—2014年逐月表面地转流和表面总流速在弗拉姆海峡沿78.5°N的平均值, 以及挪威极地研究所的现场观测流速。现场观测的表面流速的多年平均值为0.1 m·s–1, 比计算结果偏大0.02 m·s–1, 两者有显著正相关, 相关系数为0.56 (超过99%置信水平­­)。穿极流表面总流速和地转流速在大小和趋势上大体一致, 弗拉姆海峡的平均地转流流速大约0.076 m·s–1, 表面总流速大约0.08 m·s–1, 比地转流大了5%。表面埃克曼流速度大约0.01 m·s–1。由于受到表面风场的影响, 在夏季, 北冰洋中部为气旋性环流, 埃克曼流与地转流方向相同, 此时实际流速比地转流小; 冬季, 北冰洋上空为反气旋性环流, 埃克曼流和地转流同向且比较强, 此时实际流速比地转流大。总的来说, 北冰洋表面埃克曼流要比地转流小很多, 因此多数情况下可以用地转流表示表面流。

3 结论

本文利用卫星观测海面高度和海表地转流资料, 分析了穿极流在2003—2014年间的源头位置和强度变化, 并结合海面风场、海冰密集度、海冰漂流和海表地转流, 计算得到北冰洋表面应力分布, 探讨了穿极流强度和源头位置变动机制, 主要结论如下。

1.影响穿极流强度季节变动的主要因素是海面风场的季节变化, 冬季表面风场比较强, 海表应力比较强, 穿极流强度也较强, 夏季风场减弱, 海表应力减弱, 穿极流强度也随之减小。影响穿极流强度年际变化的主要因素是海冰覆盖。2003—2014年间, 海冰覆盖降低, 海表面应力增加, 穿极流增强。

2.海面风场和海冰覆盖的变化共同影响了穿极流源头位置变动。2003—2014年穿极流源头逐渐西移, 典型强年的源头位置比典型弱年更偏西, 夏季偏移大于冬季。引起穿极流源头西移的原因主要有两个: 一是波弗特高压中心逐渐从波弗特海上空向西南方向移到俄罗斯沿岸, 使得穿极流源头向西移动; 二是海冰覆盖持续降低, 海表面应力增大, 波弗特流涡增强, 从加拿大海盆向东西伯利亚海扩张, 促使穿极流源头向西移动。

3.穿极流表面总流速和地转流速在大小和趋势上大体一致, 表面埃克曼流速度大约为 0.01 m·s–1, 比地转流小很多, 且受到表面风场的季节变化影响。

图11 2003—2014年每4个连续年平均海面应力(a, c, e)和海面风应力(b, d, f) (矢量) 以及海平面气压分布(减去1000 mbar,填色).从上排到下排依次是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)

图12 2003—2014年平均 (a) 表面埃克曼流场、(b) 表面地转流场和 (c) 表面总流场.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

图13 2003—2014 年逐月弗拉姆海峡平均流速.黑线表示现场观测的表面流速, 红线和蓝线分别代表表面地转流和计算得到的表面总流速

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

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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月收到来稿, 2021年6月收到修改稿

国家重点研发计划(2017YFA0604602)、国家自然科学基金(41676019)资助

田引, 男, 1995年生。硕士, 主要从事北极环流研究。E-mail: 181311010020@hhu.edu.cn

白学志, E-mail: xuezhi.bai@hhu.edu.cn

10.13679/j.jdyj.20210034