梁敏儀 史久新

(1中國海洋大學海洋環(huán)境學院,山東青島266100;2教育部物理海洋學重點實驗室,山東青島266003)

0 引言

冰間湖,指的是在達到海水結冰的天氣條件下,海冰區(qū)出現(xiàn)的無冰或者僅僅被薄冰覆蓋的水域。冰間湖出現(xiàn)位置較為固定,其水平尺度可以在0.1—100 km之間變化[1],面積一般為10—105km2[2]。傳統(tǒng)上,根據(jù)冰間湖的形成機制將其分為兩類:感熱冰間湖和潛熱冰間湖[1]。感熱冰間湖主要是熱力驅動的結果,即由海洋輸送到冰間湖的海洋熱量足以融化原來的海冰,并且能夠阻止新冰的形成。潛熱冰間湖是動力驅動的結果,多形成于由風和海洋環(huán)流造成海冰輻散的區(qū)域[3]。Smith等[1]指出,很難把冰間湖歸類為單一的感熱或潛熱冰間湖,因為某些冰間湖的形成是上述兩種機制的綜合作用(盡管通常其中一種機制占主導地位)。Smith等[1]認為楚科奇海南部冰間湖主要為潛熱冰間湖。

冰間湖在氣候變化中扮演著重要角色。首先,冰間湖內部所發(fā)生的海洋-大氣間熱交換十分顯著,可導致其上空及下風方向空氣的快速增溫,因此對局地大氣環(huán)流有著重要影響[4-8];第二,在冰間湖形成過程中,通過結冰析鹽所產(chǎn)生的低溫高鹽水是極地水團(如北冰洋鹽躍層水和南極底層水)的重要來源[9-11];第三,冰間湖形成的開闊水域,是鳥類和海洋哺乳動物的重要棲息地[12];第四,冰間湖的形成區(qū)域以及形成時間對航道的開通有著重要影響[13]。研究冰間湖的形成區(qū)域及面積變化,對了解氣候系統(tǒng)、能量交換以及極地生態(tài)系統(tǒng)有著重要意義。

楚科奇海位于西伯利亞與阿拉斯加之間,南經(jīng)白令海峽與太平洋相通,北至76°N的北冰洋大陸坡。楚科奇海是一獨特的陸架海,非常淺(～50 m)且經(jīng)向范圍有限(～800 km),其環(huán)流基本上由通過白令海峽流入的太平洋水所控制[14]。一般認為,太平洋水流出白令海峽后分成3支,東面的一支沿著阿拉斯加海岸向東北流,經(jīng)過里斯本角(Cape Lisburne)后進入巴羅海谷(Barrow Canyon),最后進入北冰洋。這一支流稱為阿拉斯加沿岸流(Alaska Coastal Current,ACC)[15]。

ACC所流經(jīng)的楚科奇海阿拉斯加沿岸海域,每年冬季都會出現(xiàn)幾個冰間湖,這些冰間湖的數(shù)量明顯多于楚科奇海西側,即西伯利亞沿岸。這些冰間湖分布范圍十分廣,在沿岸方向上,南至白令海峽,北至巴羅海谷,沿著阿拉斯加海岸線延伸約550 km;在離岸方向上,可延伸至100 km[16];其中的楚科奇冰間湖(Chukchi Polynya)是白令海峽以北產(chǎn)冰量最大的冰間湖[17]。阿拉斯加沿岸冰間湖形成的過程中,新冰源源不斷地產(chǎn)生,并向周圍水體析出大量的鹽分,形成低溫、高鹽、高密度的陸架水;其中的部分水體可以隨著ACC,通過巴羅海谷進入北冰洋加拿大海盆鹽躍層[18],對北冰洋冷鹽躍層的形成和維持發(fā)揮著重要作用[17,19-20]。因此,該區(qū)域冰間湖的研究對全面認識北冰洋鹽躍層以及相關的海洋過程有著重要意義。

以往對楚科奇海阿拉斯加沿岸冰間湖進行的研究十分有限,Stringer和 Groves[13]曾使用 AVHRR(Advanced Very High Resolution Radiometer)可見光衛(wèi)星遙感圖像,成功識別出楚科奇海內出現(xiàn)的10個冰間湖,并計算了這些冰間湖冬天和春天的面積和持續(xù)時間。但是應用可見光衛(wèi)星圖像所進行的觀測受到云霧和日照的限制,未能提供連續(xù)的觀測結果。Stringer等[13]還分析了風對楚科奇冰間湖的影響,但由于所選用陸地氣象觀測站位置遙遠,該分析結果并未能揭示風場與冰間湖之間的內在聯(lián)系。對于阿拉斯加沿岸其他冰間湖的形成機制尚無研究報道。另外,值得一提的是,阿拉斯加沿岸海域位于太平洋入流區(qū),太平洋入流與其沿岸海冰融化和凍結過程緊密相聯(lián),但關于太平洋入流對阿拉斯加沿岸冰間湖海洋過程的影響,尚未有學者作出相關研究。

本文首先利用AMSR-E(Advanced Microwave Scanning Radiometer-Earth Observing System)衛(wèi)星遙感微波數(shù)據(jù)反演的海冰密集度產(chǎn)品,獲取楚科奇海阿拉斯加沿岸冰間湖2003—2011年的逐日形態(tài)特征,計算冰間湖的面積,分析其時空變化規(guī)律;然后利用NCEP-DOE(National Centers for Environmental Prediction-Department of Energy)再分析風場數(shù)據(jù)和白令海峽潛標數(shù)據(jù),分析離岸風、太平洋入流等與阿拉斯加沿岸冰間湖面積變化的聯(lián)系,探尋冰間湖的主要影響因素。

1 數(shù)據(jù)和處理方法

1.1 數(shù)據(jù)

目前,可用于冰間湖遙感的衛(wèi)星數(shù)據(jù)包括可見光、紅外和微波數(shù)據(jù)。但可見光和紅外數(shù)據(jù)受云和霧氣的影響非常大,而且在冬季缺乏日照的條件下,沒有可用的可見光數(shù)據(jù)。而微波輻射計數(shù)據(jù)能夠全天候、連續(xù)地提供冰間湖變化的信息,特別是在對冰間湖尤其重要的極夜期間[21]。因此,本文在分析楚科奇海阿拉斯加沿岸冰間湖的時間和空間變化特征時,使用AMSR-E衛(wèi)星遙感數(shù)據(jù)反演的日平均海冰密集度產(chǎn)品,該數(shù)據(jù)由德國漢堡大學提供,具有較高空間分辨率(6.25 km)。本文研究的時間范圍為2003—2011年,所研究的阿拉斯加沿岸海域的經(jīng)緯度范圍為:154°W—168°W,66°N—72°N。

本文使用的太平洋入流數(shù)據(jù)為美國華盛頓大學在白令海峽的潛標觀測資料[22],選用距離阿拉斯加沿岸海域最近的A2潛標(圖1),所使用資料包括50 m深處的實測流速、溫度和鹽度數(shù)據(jù)。由于該資料只提供至2010年夏天的數(shù)據(jù),因此本文太平洋水影響研究的時間截止到2010年。由于大部分潛標數(shù)據(jù)均為未經(jīng)處理的原始數(shù)據(jù),采樣間隔為0.5或1 h,本文先對所有數(shù)據(jù)進行質量控制,將誤差減到最小,再計算出日平均值進行分析。

圖1 楚科奇海等深線圖及阿拉斯加沿岸冰間湖發(fā)生區(qū)域.圖中紅色圓點代表潛標位置,黑色箭頭代表阿拉斯加沿岸流Fig.1.Bathymetry of Chukchi Sea and locations of Alaska Coastal Polynyas.Also shown are the mooring site in Bering Strait(red dotmarked A2),and Alaska Coastal Current(black arrows)

本文所使用的氣象數(shù)據(jù)為NCEP-DOE(National Centers for Environmental Prediction-Department of Energy)再分析數(shù)據(jù)中的10 m處日平均風速,所選數(shù)據(jù)分布于 T62高斯網(wǎng)格上,空間分辨率約為2.5°×2.5°。

1.2 冰間湖的識別

冰間湖的識別有多種方法,對于微波輻射計數(shù)據(jù),可以利用微波亮溫通過反演冰厚識別冰間湖[16],也可以通過反演海冰密集度來識別。利用海冰密集度數(shù)據(jù)進行冰間湖判別時,一般采用閾值法。使用閾值法對冰間湖進行判定時,通常取75%的海冰密集度作為閾值[23-24],即:如果海冰密集度在0%—75%之間,將其判定為海冰之間的水域;如果海冰密集度在75%—100%之間,將其判定為海冰。如此一來,海冰密集度原始數(shù)據(jù)(圖2a)轉化成只有冰間水域和海冰兩類的數(shù)據(jù)(圖2b)。

圖2 (a)2003年4月12日阿拉斯加沿岸海區(qū)的海冰密集度分布;(b)利用閾值法判別的水域和海冰分布(藍色代表冰間水域,紅色代表海冰,白色代表陸地)Fig.2.(a)Sea ice concentration of Alaska coastal area on April12,2003;(b)Distribution of open water and sea ice using threshold method(blue for open water,red for sea ice,and white for land)

盡管通過閾值法可以初步識別出冰間水域,但并不能保證這些水域都屬于冰間湖。春夏季節(jié),隨著溫度的上升,海冰的外緣線從白令海逐漸北移,楚科奇海最終也會出現(xiàn)由于海冰融化而形成的冰間水域,冰間湖內部可能出現(xiàn)海冰融化且容易與海冰邊緣線外的開闊水域連通。這些由于海冰融化而形成的水域并不屬于冰間湖,因此我們需要設定附加條件,予以排除。我們這里取白令海峽完全冰封作為限制條件,也就是把冰間湖的時間局限于1月初至4月末,避免將融冰形成的冰間水域錯誤地歸入冰間湖。

雖然本研究僅限于白令海峽完全冰封的1—4月,基本排除了阿拉斯加沿岸冰間湖與冰區(qū)南部邊緣線附近水域連通的情況,但在所研究的時間段內,由于海區(qū)內環(huán)流的復雜性等原因,離岸區(qū)域也會出現(xiàn)無冰的水域。這些出現(xiàn)在外海的冰間水域,并不是本文研究的冰間湖,卻可能誤計入沿岸冰間湖。為了避免這類情形發(fā)生,我們需要對冰間湖加入額外的范圍限制條件。統(tǒng)計各個網(wǎng)格點在2003—2011年1—4月期間出現(xiàn)冰間水域的累計頻率(圖3a)。結果表明,冰間水域出現(xiàn)頻率為10%的等值線包含了阿拉斯加沿岸冰間湖的絕大部分,且能較好地區(qū)分冰間湖與外海的冰間水域。因此,在計算冰間湖面積時,取該等值線作為冰間湖最大空間范圍的限制條件。只有出現(xiàn)在該等值線與海岸之間的水域,才計入沿岸冰間湖。以2003年為例,圖3(b)為加入該范圍限制條件前后的面積變化圖,可以看出,加入該限制以后,冰間湖面積變化趨勢基本保持不變,但能消除1月16日和4月26日出現(xiàn)的面積異常極大值,即剔除由于外海影響而錯誤計算的面積。

圖3 (a)2003—2011年1—4月海冰密集度在0%—75%之間的累計頻率分布(黑線代表各個冰間湖的范圍,字母為冰間湖代碼,白色虛線為10%等值線);(b)2003年冰間湖面積變化圖(實線和虛線分別為加入10%等值線限制條件前后的面積變化)Fig.3.(a)Cumulative frequency of sea ice concentration between 0%—75%for January to April,2003—2011(black lines delimit the location of each polynya;letters are polynya codes;white dash line is the 10%isoline);(b)Time series of polynya area in 2003(solid and dash line represent areas using and without using 10%isoline limiting condition,respectively)

應用以上方法對冰間湖進行了識別以后,我們便可以對阿拉斯加沿岸出現(xiàn)的若干冰間湖進行地理區(qū)域上的劃分。根據(jù)各個網(wǎng)格點出現(xiàn)冰間水域的頻率,找出冰間湖出現(xiàn)頻率最高的區(qū)域,并以此作為依據(jù),將阿拉斯加沿岸冰間湖劃分為5個區(qū)域(圖3a),這些冰間湖形狀不一,且其長軸方向基本與海岸線方向一致。本文結果與Stringer和Groves[20]使用AVHRR(Advanced Very High Resolution Radiometer)衛(wèi)星圖像判別的冰間湖位置十分吻合,因此本文沿用其冰間湖名稱和代碼,并給出經(jīng)緯度范圍,列于表1。

表1 阿拉斯加沿岸冰間湖的劃分Table 1.Classification of Alaska coastal polynyas

2 冰間湖的時空變化

2.1 空間變化

利用AMSR-E衛(wèi)星的海冰密集度數(shù)據(jù),繪制2003—2011年1—4月阿拉斯加沿岸冰間湖的逐日變化圖,選取其中有代表性的例子分析這些冰間湖的變化過程。

從2003年—2011年的冰間湖識別結果來看,阿拉斯加沿岸海域每年都會出現(xiàn)數(shù)個冰間湖,呈長條形,可沿著海岸延伸數(shù)百千米(圖4c)。按照冰間湖與海岸相對的位置,可以將冰間湖分為北向(冰間湖在海岸以北)和南向(冰間湖在海岸以南)冰間湖。阿拉斯加沿岸冰間湖多為北向冰間湖(Q、T、V和S),只有一個南向冰間湖(R)。當南向冰間湖出現(xiàn)時,北向冰間湖通常趨向于閉合或者消失;而南向冰間湖出現(xiàn)的時候,北向冰間湖面積呈現(xiàn)出明顯減小的趨勢(圖4a和d)。在1—4月,冰間湖的空間分布不斷發(fā)生變化,呈現(xiàn)出各自不同的特征。位于白令海峽太平洋入流處的冰間湖Q的附近經(jīng)常出現(xiàn)大范圍不規(guī)則水域,其空間形狀松散破碎(圖4b),與本文研究的其他冰間湖有所區(qū)別。冰間湖T與冰間湖V所在位置在3月前后略有不同,在3月之前,是緊貼海岸的;在3月中旬至4月則會離開海岸一定距離,此時,沿岸固定冰(fast ice)已與海岸連為一體,冰間湖出現(xiàn)在沿岸固定冰的外緣海域(圖4e)。這類位于沿岸固定冰與外海密集浮冰區(qū)之間的冰間湖,被稱為裂縫冰間湖(flaw polynya)。冰間湖R與冰間湖Q經(jīng)常連通(圖4f),很難對其進行地理位置上的區(qū)分。

圖4 阿拉斯加沿岸冰間湖的空間分布.(a)2010年1月4日(僅南向冰間湖出現(xiàn));(b)1月20日(白令海峽附近出現(xiàn)不規(guī)則水域);(c)1月24日(一般形態(tài));(d)2月1日(僅北向冰間湖出現(xiàn));(e)4月10日(出現(xiàn)裂縫冰間湖);(f)4月17日(冰間湖R和Q連通)Fig.4.Spatial distribution of Alaska coastal polynyas.(a)January 4(only south coast-facing polynya);(b)January 20(irregular water area around the Bering Strait);(c)January 24,2010(general pattern)(d)February 1(only north coast-facing polynya);(e)April 10(flaw polynya);(f)April 17(polynya R and Q were connected)

另外,進一步考察南北向冰間湖間的聯(lián)系,統(tǒng)計南北向冰間湖出現(xiàn)的日期,結果表明南北向冰間湖同時出現(xiàn)的概率較低。其中2004年的情況最具代表性,1—4月北向冰間湖T共出現(xiàn)了78次,這期間至少可以同時觀測到1個其他北向冰間湖(有時甚至觀測到4個冰間湖),北向冰間湖通常傾向于同步出現(xiàn)(圖略)。圖5為2004年2月北向冰間湖T與南向冰間湖R的面積變化圖,可看出該時期南北向冰間湖很少同時出現(xiàn),其出現(xiàn)時間呈現(xiàn)交錯的趨勢,因此我們推測南北方向冰間湖的形成與風的轉向有關。

圖5 2004年2月北向冰間湖T與南向冰間湖R的面積變化圖.綠色柱狀代表冰間湖T,藍色柱狀代表冰間湖RFig.5.Daily area variation of polynyas(T and R)in February 2004 showing the tendency of the north coast facing polynya(T)to form when the south coast facing polynya(R)is closed and vice versa

2.2 時間變化

利用AMSR-E海冰密集度數(shù)據(jù),計算出2003—2011年1—4月阿拉斯加沿岸所有冰間湖面積的逐日變化情況,以此作為分析這些冰間湖總體變化規(guī)律的依據(jù)。

根據(jù)冰間湖的總面積逐日變化柱狀圖(圖6),我們發(fā)現(xiàn),在1—4月,冰間湖的面積存在較大改變,且并非持續(xù)存在,而是經(jīng)歷了長達十天甚至數(shù)十天的消失。冰間湖的總面積呈現(xiàn)出較大的波動性,其變化特征屬于天氣尺度層面。其中,2006年1月10日—2月3日,冰間湖面積一直為0,冰間湖一共消失了23天;2009年1月28日到2月14日的10多天中,冰間湖也不再出現(xiàn)。

表2列出了2003—2011年阿拉斯加沿岸冰間湖面積的變化指數(shù)。其中,冰間湖最大面積指的是當年冰間湖面積達到最大時的面積數(shù)值。2003—2011年間的冰間湖最大面積為4.7×104km2,出現(xiàn)在2004年1月26日。冰間湖平均面積指的是當年1—4月冰間湖的平均面積,2004年的冰間湖平均值為12.1×103km2,是9年內的最大值。我們還計算了累計的冰間湖面積,即同一年內冰間湖的面積累加值,并以此作為衡量冰間湖年度總規(guī)模的依據(jù)。累計的冰間湖面積最小值為4×105km2,出現(xiàn)在2006年;最大值為14.5×105km2,出現(xiàn)在2004年。

圖6 2003—2011年冰間湖面積隨時間變化圖(紅線為冰間湖當年的平均面積)Fig.6.Time series for polynya areas from 2003 to 2011(red lines represent annualmean polynya areas)

表2 冰間湖面積和時間指數(shù)Table 2.Index for polynya area and date

由于阿拉斯加沿岸有時會形成較大范圍的開闊水域(圖6),這些水域面積明顯高于當年的平均值,且持續(xù)時間很短,屬于極端情況。如果使用平均值作為衡量冰間湖年度規(guī)模的依據(jù),那么這些大范圍的水域面積會對計算結果產(chǎn)生較大的影響,使其不具有代表性。因此本文計算了冰間湖的中值面積,即將同一年內的逐日冰間湖面積從小到大排列,然后選取位于居中位置上的數(shù)值作為中值面積。這樣就可以減小上述極端情況對統(tǒng)計結果的影響。從平均值與中值的變化圖(圖7)中可以看到,無論使用中值還是平均值,其曲線走勢相同,反映出一致的冰間湖面積年際變化規(guī)律。不同的是,中值面積通常小于平均面積,這表明使用中值法衡量冰間湖年度面積,能夠更好地排除極端情況的影響。

綜上所述,無論是冰間湖的最大面積、累積面積、平均面積抑或是中值面積,2004年均高于其他年份,而累積面積、平均面積和中值面積的最小值則均出現(xiàn)在2006年。

圖7 2003—2011年的冰間湖平均面積與中值面積Fig.7.Time series for polynya mean areas and median areas from 2003 to 2011

3 影響因素

影響冰間湖時空變化的因素很多,包括熱力因素(氣溫,暖流等)和動力因素(風場,環(huán)流等),以及地形和地勢。之前提及南向和北向冰間湖的形成可能與風的轉向有關,因而首先分析風對冰間湖的影響。

風速數(shù)據(jù)取自離冰間湖最近的NCEP-DOE數(shù)據(jù)網(wǎng)格點上(圖8a)。由于冰間湖S恰位于網(wǎng)格點之間,我們先對風場進行插值(圖8b),然后再取最近網(wǎng)格點上的數(shù)據(jù)。

圖8 阿拉斯加沿岸海域風場示意圖.(a)NCEP-DOE原始數(shù)據(jù)網(wǎng)格;(b)插值數(shù)據(jù)網(wǎng)格(紅點表示各個冰間湖附近的數(shù)據(jù)點上的風矢量數(shù)據(jù))Fig.8.Map of the wind field of Alaska coastal area(a)NCEP-DOE data set;(b)Interpolation data set(red dotsmark the nearest grid point for each polynya)

為了解冰間湖附近風場的基本情況,統(tǒng)計2003—2011年各個冰間湖附近的風向,可知北部冰間湖(冰間湖V、T和S)附近海域的盛行風為東北風,出現(xiàn)頻率在26%—40%之間;南部的冰間湖Q附近海域的盛行風為北風,出現(xiàn)頻率為38%,而冰間湖R附近海域的東北風和北風出現(xiàn)的概率都比較高,在30%左右(圖9)。也就是說,阿拉斯加沿岸冰間湖附近的盛行風為北風和東北風。Smith等[1]指出,楚科奇海冰間湖主要是由離岸風驅動的。對北向冰間湖(冰間湖V、T、S和Q)而言,北風和東北風是向岸風和沿岸風,不利于冰間湖的維持,因此,這是2.2節(jié)提到的冰間湖長時間消失的主要原因。

圖9 各個冰間湖附近風向統(tǒng)計圖Fig.9.Statistic diagram ofwind directions in the vicinity of eachpolynya

為了解冰間湖在風場作用下的具體凍融過程,我們以2005年1月初為例(圖10),冰間湖在風場的作用下呈現(xiàn)顯著的變化,經(jīng)歷了從出現(xiàn)到消失的發(fā)展過程。1月1日(圖10a),該海區(qū)盛行東南風,而東南風對北向冰間湖而言是離岸風,對南向冰間湖而言卻是向岸風,在強烈的東南風作用下,北向冰間湖開始出現(xiàn),而南向冰間湖趨于閉合。1月2日(圖10b),該海區(qū)東南風有增大的趨勢,在強勁的離岸風作用下,北向冰間湖面積持續(xù)變大。1月4日(圖10c),風向開始改變,海區(qū)盛行南風和西南風,北向冰間湖受到這些向岸風的作用,其面積開始減小。到了1月5日(圖10d),海區(qū)風勢減弱,且盛行風風向趨于向岸,各個冰間湖開始閉合,冰間湖逐漸消失。冰間湖面積在冬季呈現(xiàn)的天氣尺度變化規(guī)律與風場有著密切關系。

圖10 楚科奇海阿拉斯加沿岸海域海冰密集度分布及風場分布圖.(a)2005年1月1日;(b)2005年1月2日;(c)2005年1月4日;(d)2005年1月5日Fig.10.Sea ice concentration and wind in Chukchi Sea Alaska coastal area.(a)Jan 1,2005;(b)Jan 2,2005;(c)Jan 4,2005;(d)Jan 5,2005

根據(jù)阿拉斯加的地形特點,我們確定了各個冰間湖的離岸方向(表3),并計算風速矢量在離岸方向上的分量,得到阿拉斯加沿岸冰間湖區(qū)域的離岸風速。

表3 阿拉斯加沿岸冰間湖離岸方向(正北為0°)Table 3.Seaward directions of Alaska coastal polynyas(0°represent due north)

在分析冰間湖面積與離岸風速的相關性時,我們首先選取冰間湖面積與當天的離岸風速進行相關性分析,發(fā)現(xiàn)相關性并不高,相關系數(shù)多數(shù)在0.4—0.6之間。通過分析冰間湖的逐日變化,我們發(fā)現(xiàn)冰間湖是在風的持續(xù)作用下形成的,冰間湖對風的響應具有滯后性。持續(xù)強勁的離岸風才能形成大范圍的開闊水域。因此,我們定義冰間湖的特征風速,即離岸方向上的3日(當天和之前2天)平均風速:

其中V為風速,t為日期。事實證明,相比當日風速數(shù)據(jù),特征風速與冰間湖面積的相關性更好。對于冰間湖V、T和S,2003—2011年的相關系數(shù)均在0.5—0.9之間,置信度在85%—95%之間,表明冰間湖面積與離岸風有密切關系。強勁的離岸風,將新生成的海冰吹離阿拉斯加海岸,從而導致冰間湖面積增大,一旦風速減小或者風向改變,由于在剛剛形成的開闊水域中,新冰仍然處于不斷生成的過程中,冰間湖面積就會減小。

由于冰間湖V、T和S情形類似,這里只選取其中的冰間湖T進行具體的分析。從圖11的冰間湖T與離岸風速的相關性曲線中,我們可以看出,2004年與2007年冰間湖與風的相關性較好,在0.7以上,而2005年的相關性較小,對比冰間湖年際面積變化曲線(圖11),發(fā)現(xiàn)冰間湖面積較大的年份,其與風的相關性也相對更好,反之亦然,這說明面積大的冰間湖更易于隨風場的變化發(fā)生顯著變化。

圖11 冰間湖T的面積與離岸風的相關性變化曲線(黑色實線);冰間湖T面積年際變化曲線(紅色虛線)Fig.11.Correlation between area and seaward wind speed of polynya T(black solid line);Time series of Polynya T from 2003 to 2011(red dash line)

另外,正如上文提及,冰間湖V和T多于3月中旬到4月出現(xiàn)裂縫冰間湖,對于裂縫冰間湖出現(xiàn)的月份,風速大小與冰間湖面積相關性不那么顯著。2004年冰間湖T在1月初至2月末,冰間湖面積和離岸風速的相關系數(shù)為0.76(圖12a),而在3月初至4月末其相關性只有0.64(圖12b)。我們檢查了所有出現(xiàn)裂縫冰間湖的月份,發(fā)現(xiàn)冰間湖面積與風速的相關性均不夠顯著。裂縫冰間湖出現(xiàn)在不動的沿岸固定冰與移動的外海浮冰之間,其形狀和面積主要由外海浮冰的移動決定,不限于局地離岸風的影響。當然,這種相關性不顯著也可能是由于沿岸固定冰的走向與岸線不一致所引起的,即裂縫冰間湖的離岸方向已經(jīng)發(fā)生改變,從而導致冰間湖與最初選定的離岸風分量的相關性降低。

圖12 2004年冰間湖T的面積和離岸風速的時間變化曲線圖.(a)1月和2月;(b)3月和4月Fig.12.Time series of area and seaward wind speed of polynya T in 2004.(a)January and February;(b)March and April

對于冰間湖Q,其面積與離岸風速的相關系數(shù)在2003—2009年間在0.5—0.8之間,但2010年卻只有0.3。觀察2010年冰間湖Q周邊的海冰密集度分布,發(fā)現(xiàn)1月份該冰間湖北側海域長期存在一片低密集度冰區(qū),即少冰水域(圖13),其位置一直固定于冰間湖Q與R之間。這是一個海灣的入口,不具備潛熱型冰間湖需要一個固定邊界的形成條件,而且水域的形狀也不符合離岸風形成的冰間湖的特點,因此我們推測可能有其他的形成機制。4月份,冰間湖Q所在的海岸存在沿岸固定冰(圖13),冰間湖Q已經(jīng)變?yōu)榱芽p冰間湖。

圖13 2010年1月和4月冰間湖Q區(qū)域的海冰密集度Fig.13.Sea ice concentration of polynya Q for January and April in 2010

另外,該冰間湖靠近白令海峽,太平洋入流對該冰間湖可能造成一定影響。分析白令海峽的潛標數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn),由于1—4月白令海峽基本處于結冰狀態(tài),觀測數(shù)據(jù)顯示其溫度基本保持在-1.79℃,鹽度也基本不變。因此,這里主要考察太平洋入流速度與該冰間湖形態(tài)變化間的關系。白令海峽的太平洋入流,是由海峽南高北低的海面高度差而驅動的,所以穿過海峽的海水流動主要是北向的[25]。在較短的時間尺度上(如季節(jié)尺度),受局地風的作用,在冬季北風強勁時,太平洋入流也會出現(xiàn)反向的情況[26]。因此本文從潛標流速數(shù)據(jù)中提取北向速度分量,分析其與冰間湖Q之間的關系。研究發(fā)現(xiàn),當太平洋入流北向速度分量大于100 cm·s-1時(圖14),冰間湖Q附近水域未來幾天將出現(xiàn)若干不規(guī)則開闊水域(圖4b),其形態(tài)區(qū)別于單純由風驅動而形成的冰間湖。太平洋入流對冰間湖Q的形態(tài)分布有著重要影響,在太平洋入流較強時,該冰間湖很有可能是海流驅動的冰間湖(Current-Driven Polynya)。

圖14 2003—2010年1—4月份白令海峽海流北向速度分量變化圖(紅線為平均流速)Fig.14.Northward components of the current vector in the Bering Strait during January-April from 2003 to 2010(red line indicates average speed)

對于冰間湖R,風對該冰間湖的影響并不顯著。一方面,該冰間湖的南部已深入一個僅有狹窄出口的小海灣內,周邊地形比較復雜;另一方面,該冰間湖恰恰面對白令海峽太平洋入流,且離岸風向與太平洋入流方向大致相反,太平洋入流可能剛好抑制離岸風的作用。北風/東北風有利于該冰間湖的出現(xiàn)、發(fā)育與成長,太平洋入流的變化也會影響到冰間湖,在這兩方面因素的共同作用下,冰間湖呈現(xiàn)復雜的變化。

Weingartner等[18]研究指出,雖然穿過白令海峽在楚科奇陸架上流動的太平洋水大部分時間向北流,但是,ACC并不是常年沿著海岸流動的。在初冬季節(jié),在強勁東北風的驅動下,ACC會在希望角附近離開海岸,在楚科奇海中部流動。此時,這支海流并不流經(jīng)阿拉斯加沿岸北部冰間湖的發(fā)生區(qū)域。因此,阿拉斯加沿岸流對希望角以北的冰間湖(冰間湖V、T和S)的影響很小,其影響僅僅局限于南部的冰間湖(即冰間湖R和Q)。

4 結論

本文利用2003—2011年AMSR-E日平均海冰密集度數(shù)據(jù),對楚科奇海阿拉斯加沿岸冰間湖進行了分析。針對該區(qū)域冰間湖的特點,本文在閾值法的基礎上,通過統(tǒng)計冰間湖出現(xiàn)的頻率,限定冰間湖的最大范圍,區(qū)分各個冰間湖。通過計算阿拉斯加沿岸冰間湖的面積,結合NCEP-DOE風場數(shù)據(jù)和太平洋入流數(shù)據(jù),初步探討各個冰間湖發(fā)生和發(fā)展的規(guī)律,得到以下結論。

(1)阿拉斯加沿岸海域每年都出現(xiàn)數(shù)個冰間湖,這幾個冰間湖的長軸方向基本與海岸線的方向相同,可將其分為5個冰間湖,其中4個為北向冰間湖,1個為南向冰間湖。冰間湖多數(shù)時間為固定于大陸邊緣的沿岸冰間湖,不過在3月中旬至4月底,巴羅角附近海岸會出現(xiàn)沿岸固定冰,此時的冰間湖已變?yōu)檫h離大陸的裂縫冰間湖。

(2)冰間湖面積每天都變化且差別很大,表現(xiàn)出天氣尺度的變化特征。在每年1—4月間,這些冰間湖并非一直存在,其消失時間可達數(shù)十日之長。該海域冰間湖單日最大面積為4.7×104km2,出現(xiàn)在2004年;無論以累計面積、平均面積還是中值面積為標準,該年份的冰間湖規(guī)模都是最大的。

(3)風場與冰間湖的變化之間存在密切關系。北部的3個北向冰間湖(Peard灣冰間湖、楚科奇冰間湖和里斯本冰間湖)與離岸風有很好的相關性。而在裂縫冰間湖出現(xiàn)的月份,冰間湖面積與離岸風的相關性則明顯降低,這可能是因為沿岸固定冰邊緣線與岸線并不完全平行。該海域1—4月的盛行風為東北風和北風,對于4個北向冰間湖而言為沿岸風和向岸風,不利于冰間湖的維持,因而冰間湖會消失長達數(shù)十日。

(4)太平洋入流由于在楚科奇北部已遠離阿拉斯加海岸,對此處的冰間湖沒有作用,僅對南部冰間湖的形態(tài)有一定影響。當太平洋入流北向流速大于100 cm·s-1時,Kotzebue灣冰間湖區(qū)域出現(xiàn)若干形狀不規(guī)則的小水域,其形態(tài)區(qū)別于單純由風驅動而形成的冰間湖,可能是海流驅動引起的冰間湖。而湯姆森角-希望角冰間湖位于白令海峽太平洋入流處的海灣中,其地理位置以及附近環(huán)流情況異常復雜,該冰間湖可能受到多種因素影響而形成。

致謝本文所用的海冰密集度數(shù)據(jù)來自德國漢堡大學(ftp://ftp-projects.zmaw.de/seaice/AMSR-EASI-IceConc/hdf/n6250/),白令海峽潛標數(shù)據(jù)來自美國華盛頓大學(http://psc.apl.washington.edu/HLD/Bstrait/Data/BeringStraitMooringDataArchive.html),風場數(shù)據(jù)來美國國家環(huán)境預報中心(http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis2.gaussian.html),謹致謝忱。感謝程瑤瑤女士為本文提供了方法上的幫助。

1 Smith SD,Muench R D,Pease C H.Polynyas and leads:An overview of physical processes and environment.Journal of Geophysical Research,1990,95(C6):9461—9479.

2 Barber D,Marsden R,Minnett P,et al.Physical processes within the North Water(NOW)Polynya.Atmosphere-Ocean,2001,39(3):163—166.

3 Maqueda M A M,Willmott A J,Biggs N R T.Polynya dynamics:A review of observations andmodeling.Reviews of Geophysics,2004,42(1):RG1004.

4 Walter B A.A study of the planetary boundary-layer over the polynya downwind of St.Lawrence Island in the Bering Sea using aircraft data.Boundary-Layer Meteorology,1989,48(3):255—282.

5 Kottmeier C,Engelbart D.Generation and atmospheric heat-exchange of coastal polynyas in theWeddell Sea.Boundary-Layer Meteorology,1992,60(3):207—234.

6 Dethleff D.Polynyas as a possible source for enigmatic Bennett Island atmospheric plumes//Johannessen OM,Muench R D,Overland JE.The Polar Oceans and Their Role in Shaping the Global Environment.Geophysical Monograph Series.Washington DC:American Geophysical Union,1994.

7 Alam A,Curry J.Lead-induced atmospheric circulations.Journal of Geophysical Research,1995,100(C3):4643—4651.

8 Gallée H.Air-sea interactions over Terra Nova Bay during winter:Simulation with a coupled atmosphere-polynyamodel.Journal of Geophysical Research,1997,102(D12):13835—13849.

9 Schumacher JD,Aagaard K,Pease C H,et al.Effects of a shelf polynya on flow and water properties in the northern Bering Sea.Journal of Geophysical Research,1983,88(C5):2723—2732.

10 Schauer U.The release of brine-enriched shelf water from Storfjord into the Norwegian Sea.Journal of Geophysical Research,1995,100(C8):16015—16028.

11 Schauer U,Fahrbach E.A dense bottom water plume in the western Barents Sea:Downstream modification and interannual variability.Deep Sea Research Part I:Oceanographic Research Papers,1999,46(12):2095—2108.

12 Grebmeier JM,Cooper LW.Influence of the St.Lawrence Island Polynya upon the Bering Sea benthos.Journal of Geophysical Research,1995,100(C3):4439—4460.

13 StringerW J,Groves JE.Location and areal extent of polynyas in the Bering and Chukchi Seas.Arctic,1991,44(5):164—171.

14 Woodgate R A,Aagaard K,Weingartner T J.A year in the physical oceanography of the Chukchi Sea:mooredmeasurements from autumn 1990—1991.Deep-Sea Research PartⅡ:Topical Studies in Oceanography,2005,52(24-26):3116—3149.

15 Weingartner T,Aagaard K,Woodgate R A,et al.Circulation on the north central Chukchi Sea Shelf.Deep-Sea Research PartⅡ:Topical Studies in Oceanography,2005,52(24-26):3150—3174.

16 Martin S,Drucker R,Kwok R,etal.Estimation of the thin ice thicknessand heat flux for the Chukchi Sea Alaskan coast polynya from Special Sensor Microwave/Imager data,1990—2001.Journal of Geophysical Research,2004,109(C10):C10012.

17 Winsor P,Bj?rk G.Polynya activity in the Arctic Ocean from 1958 to 1997.Journal of Geophysical Research,2000,105(C4):8789—8803.

18 Weingartner T J,CavalieriD J,Aagaard K,etal.Circulation,densewater formation and outflow on the northeast Chukchi Sea shelf.Journalof Geophysical Research,1998,103(C4):7647—7662.

19 Aagaard K,Coachman L K,Carmack E.On the halocline of the Arctic Ocean.Deep Sea Research Part A.Oceanographic Research Papers,1981,28(6):529—545.

20 Cavalieri D J,Martin S.The contribution of Alaskan,Siberian,and Canadian coastal polynyas to the cold halocline layer of the Arctic Ocean.Journal of Geophysical Research,1994,99(C9):18343—18362.

21 Markus T,Burns B A.A method to estimate subpixel-scale coastal polynyaswith satellite passivemicrowave data.Journal of Geophysical Research,1995,100(C3):4473—4487.

22 Woodgate R A,Aagaard K,Weingartner T J.Monthly temperature,salinity,and transport variability of the Bering Strait throughflow.Geophysical Research Letters,2005,32(4):L04601.

23 Massom R A,Harris P T,Michael K J,etal.The distribution and formative processes of latent-heat polynyas in East Antarctica.Annals of Glaciology,1998,27:420—426.

24 程瑤瑤,史久新,鄭少軍.南極麥肯齊灣冰間湖的時空變化及主要影響因素分析.中國海洋大學學報:自然科學版,2012,42(7-8):1—9.

25 Overland JE,Roach A T.Northward flow in the Bring and Chukchi seas.Journal of Geophysical Research,1987,92(C7):7097—7105.

26 Aagaard K,Roach A T,Schumacher JD.On the wind-driven variability of the flow through Bering Strait.Journal of Geophysical Research,1985,90(C4):7213—7221.