史久新

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南極冰架-海洋相互作用研究綜述

史久新

(中國(guó)海洋大學(xué)海洋與大氣學(xué)院, 山東 青島 266100; 青島海洋科學(xué)與技術(shù)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266237)

本文介紹了近期南極冰架-海洋相互作用的研究進(jìn)展。冰架底部融化速率大于前緣崩解通量, 成為南極冰蓋質(zhì)量損失的首要途徑。冰架下的海洋按照底部融化驅(qū)動(dòng)因素的不同, 可以分為由高密度陸架水驅(qū)動(dòng)的冷冰腔和由變性繞極深層水驅(qū)動(dòng)的暖冰腔。威德爾海的菲爾希納-龍尼冰架和羅斯海的羅斯冰架屬于冷冰腔, 占南極冰架總面積的2/3, 卻只貢獻(xiàn)了15%的凈融化; 東南太平洋扇區(qū)阿蒙森海和別林斯高晉海等若干屬于暖冰腔的小型冰架, 雖然只占南極冰架總面積的8%, 卻貢獻(xiàn)了超過一半的冰架融水。以往看做冷冰腔的東南極托滕冰架和埃默里冰架, 也相繼發(fā)現(xiàn)有變性繞極深層水進(jìn)入冰腔并造成底部融化。冰架對(duì)海洋有冷卻和淡化的作用。冷冰腔輸出的冰架水具有海洋中最低的溫度, 對(duì)南極陸架水性質(zhì)乃至南極底層水的形成都有影響。冰架融化加劇, 可能是近期觀測(cè)到的南極底層水淡化的原因。

冰架 底部融化 冰腔 冰架水 南極

0 引言

冰架是陸地冰川入海后浮在海上的部分。由于格陵蘭冰蓋的外緣已經(jīng)幾乎全部退縮到海岸線以內(nèi), 目前地球上大多數(shù)冰架位于南極。南極洲超過一半的海岸線上存在冰架(圖1), 冰架的面積占到南極冰蓋總面積的11%[1]。冰架下面有冰川融化后形成的、充滿海水的洞穴, 稱為冰腔(cavity)。這是海洋中非常特殊的一部分, 其上表面不能與大氣直接接觸, 且位于海平面之下數(shù)百甚至上千米的深度。冰腔中的熱力和動(dòng)力環(huán)境不同于通常海域, 有著特殊的“冰泵”過程[2]。由此產(chǎn)生的冰架水對(duì)南極近岸海域的水團(tuán)性質(zhì)變化以至南極底層水的形成都有重要影響[3]。由于冰架的阻礙, 冰腔是觀測(cè)最少的海域[4]。海洋的最南端并非船舶能夠到達(dá)的威德爾?；蛄_斯海的78°S附近, 而是向南延伸到85°S, 在菲爾希納-龍尼冰架以及羅斯冰架之下仍有大片人類未曾涉足的海域。

冰架造成了其下海洋的特殊性, 海洋反過來也對(duì)冰架產(chǎn)生作用。由于南極洲絕大部分地區(qū)的氣溫常年在冰點(diǎn)以下, 冰川的表面融化非常有限, 南極冰蓋最終多以兩種方式進(jìn)入海洋: 冰架底部的融化或冰架前緣崩解(calving)為冰山, 進(jìn)而在漂移過程中融化[5]。雖然冰架和冰山已經(jīng)浮在海中, 其融化并不會(huì)造成海平面的上升, 但沿岸的冰架一旦發(fā)生大規(guī)模融化或崩解, 對(duì)后端陸地冰川的支撐作用將減弱, 造成冰川加速入海[6]。南極冰蓋的融化對(duì)海平面上升有重要貢獻(xiàn)[7], 而海洋過程則通過影響冰架而控制著南極冰蓋的穩(wěn)定性[5]。最近的幾十年中, 南極冰蓋從整體上而言是質(zhì)量損失的, 最大的損失出現(xiàn)在西南極的阿蒙森海和別林斯高晉海[8]。冰量損失主要?dú)w因于暖水進(jìn)入冰腔, 造成冰架底部融化加劇[9], 使得起支撐作用的冰架變薄[6], 接地線后退[10]。

隨著海平面上升等全球變化問題日益受到關(guān)注, 南極冰架-海洋相互作用研究得到重視并取得了長(zhǎng)足的進(jìn)步。本文擬對(duì)相關(guān)研究進(jìn)展進(jìn)行總結(jié), 包括冰腔中的海洋過程、冰架底部?jī)鋈谂c前緣崩解以及相應(yīng)的觀測(cè)與數(shù)值模擬方法, 以供相關(guān)的研究參考。由于國(guó)內(nèi)已有數(shù)篇針對(duì)冰架的研究綜述[11-13], 本文將重點(diǎn)放在冰架下海洋部分的介紹。

圖1 南極冰架外緣線(黑色實(shí)線)、冰架底部融化速率分布(色標(biāo))以及每個(gè)冰架的底部與前緣質(zhì)量損失的速率(分別用圓圈中的黑色與斜線區(qū)域面積表示)[8]

Fig.1. Antarctic ice shelf perimeters (black lines), basal melt rate distributions (color coded) and mass loss rate (circle graphs) from basal melting (black fill) and iceberg calving (hatch fill)[8]

1 冰腔中的海洋過程

冰架與海洋交界面的溫度通常保持在冰點(diǎn), 而冰架上表面的溫度則與氣溫相近, 在大多數(shù)時(shí)間里遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于冰點(diǎn), 由此在冰架內(nèi)部形成了下熱上冷的垂向溫度變化。因此, 冰架對(duì)其下的海洋通過熱傳導(dǎo)產(chǎn)生冷卻作用。這個(gè)作用幾乎是一直持續(xù)的, 這是冰架對(duì)海洋產(chǎn)生的重要作用之一。另外一個(gè)重要作用是因冰架融化而對(duì)海洋注入了淡水。當(dāng)然, 這個(gè)作用是相互的, 也可以描述為海洋造成了冰架的融化。冰架底部融化的海洋過程可分為三種類型[14](圖2)。

1. 冷冰腔: 冬季冷卻和結(jié)冰析鹽使表層水密度增加, 出現(xiàn)垂向?qū)α? 最終形成深達(dá)陸架底層的高密度陸架水(Dense Shelf Water, DSW), 又稱高鹽陸架水(High Salinity Shelf Water, HSSW)。南極陸架地形通常是從冰架前緣至接地線加深的, DSW可以沿著海底流入冰腔深處, 甚至一直流到冰架接地線附近(如默茨冰川舌[15]、埃默里冰架[16])。由于海水冰點(diǎn)隨著深度增加而降低, 深度超過百米的接地線附近的冰點(diǎn)要低于海面處的冰點(diǎn), 因此溫度在海面冰點(diǎn)附近的DSW會(huì)造成那里的冰架融化。融冰水的加入, 使得海水鹽度降低、密度減小, 在浮力作用下, 形成貼著冰架底部上升的羽流。這支羽流在上升過程中, 持續(xù)受到冰架的冷卻作用; 同時(shí), 隨著深度的減小, 冰點(diǎn)會(huì)升高。在特定的深度會(huì)達(dá)到結(jié)冰條件, 羽流中出現(xiàn)懸浮的冰晶; 冰晶上浮后, 積累在冰架底部, 形成海洋冰(marine ice)。羽流因受到冷卻以及可能出現(xiàn)的結(jié)冰析鹽而增密, 當(dāng)密度與周邊海水相同時(shí), 就停止上升, 從該深度流出冰架, 形成冰架水(Ice ShelfWater, ISW)。ISW因在冰腔中受到額外的冷卻, 溫度可能低于海面處的冰點(diǎn), 成為其重要識(shí)別標(biāo)志[17]。DSW在冰腔中的垂向運(yùn)動(dòng)是由熱鹽驅(qū)動(dòng)的, 形成翻轉(zhuǎn)環(huán)流, 即所謂“冰泵”[2]。在冰泵的作用下, 冰架底部通常在接地線附近發(fā)生融化, 在較淺的位置出現(xiàn)再凍結(jié)。不過, 受到冰腔中水平方向環(huán)流以及冰架底部形狀的誘導(dǎo), 出現(xiàn)融化和凍結(jié)的位置還會(huì)有更加復(fù)雜的變化(圖1)。

a) b) c)

Fig.2. Three modes of ice shelf basal melting. a)Mode 1 is driven by cold Dense Shelf Water (DSW), b) Mode 2 by warm (modified) Circumpolar Deep Water (mCDW/CDW), and c) Mode 3 by surface waters[15]

2. 暖冰腔: 繞極深層水(Circumpolar Deep Water, CDW)是南大洋體積最大的水團(tuán), 也是除去夏季增溫的表層水之外, 南極近岸海域溫度最高的水團(tuán)。某些海域的CDW能夠上升到南極周邊的陸架上, 由于與陸架水發(fā)生了混合, 被稱為變性繞極深層水(modified CDW, mCDW)。雖然其核心溫度已有所降低, 但進(jìn)入冰腔的mCDW仍然會(huì)高于局地冰點(diǎn), 從而直接造成冰架底部的融化。

3. 表層水引起的融化這是較暖的夏季表層暖水與冰架前緣直接接觸而引起的融化, 潮汐和風(fēng)生混合會(huì)對(duì)這部分融化起到促進(jìn)作用。由于表層的冰點(diǎn)較高, 而且即使在夏季, 南極沿岸表層水的溫度也不會(huì)太高, 因而這部分融化比較小, 且集中在夏季。對(duì)于接地線比較淺的冰架, 表層暖水造成的冰架前緣附近融化可能會(huì)超過接地線附近的融化。

在這三種類型中, 表層水引起的融化幾乎出現(xiàn)在所有冰架中, 在一些冰架的融化中還起了主要作用, 如威德爾海的菲爾希納-龍尼(Filchner- Roone)冰架[18]、芬布爾(Fimbul)冰架[19]、羅斯海的羅斯冰架[20]和麥克默多冰架[21]; 而另外兩種類型則需要特定的環(huán)境。由于mCDW通常是南極近岸海域最暖的水, 又是在表層以下的深度進(jìn)入冰腔, 該深度的冰點(diǎn)低于表層冰點(diǎn), 從而形成了mCDW與局地冰點(diǎn)之間較大的溫差, 因此暖冰腔中的融化是最顯著的。CDW上升到陸架上是暖冰腔的必要條件, 因南極繞極流的流軸在太平洋扇區(qū)的東部偏南最甚, 有利于CDW上升到陸架上, 這一區(qū)域的西南極阿蒙森海和別林斯高晉海的眾多冰架都屬于暖冰腔[8]。其中, 阿蒙森海的派恩島(Pine Island)冰架最為突出, 到達(dá)接地線附近的mCDW比那里的冰點(diǎn)高3°C, 造成最大規(guī)模的冰架底部融化[10]。寬闊的陸架適于形成和積累密度較大的DSW, 并且不利于CDW前進(jìn)到冰架前緣, 因此南極洲的3大凹進(jìn)海灣—— 威德爾海、羅斯海和普里茲灣中的大型冰架, 即菲爾希納-龍尼冰架、羅斯冰架和埃默里冰架, 都有顯著的冷冰腔型融化。

一個(gè)冰架下也可能出現(xiàn)冷冰腔和暖冰腔兩種類型的融化。由于冰點(diǎn)隨深度增加而降低, 對(duì)于一個(gè)冷冰腔型的冰架而言, 最大的融化通常出現(xiàn)在冰架底部最深處, 即接地線附近; 對(duì)于一定的海洋溫度(陸架水的溫度多在接近海表面冰點(diǎn)的–1.8℃), 冰架的接地線越深, 受到的可用于融化的熱力強(qiáng)迫就越高。最深的冰架接地線在東南極, 托滕(Totten)冰架和埃默里冰架的接地線分別為2 100 m和2 400 m[22]。就這一點(diǎn)而言, 這兩個(gè)冰架下應(yīng)該有著典型的冷冰腔過程[15]。近期的冰架鉆孔和海豹CTD(溫鹽深儀)的觀測(cè)數(shù)據(jù), 證實(shí)了埃默里冰架下存在由mCDW引起的融化[23](具體介紹見第5節(jié)), 即出現(xiàn)了冷冰腔型融化和暖冰腔型融化共存的情況。近期的冰川學(xué)觀測(cè)表明, 托滕冰川在過去的20年中退縮、變薄、損失質(zhì)量[24]。托滕冰架底部融化速率在10—18 m·a–1, 是東南極最高的, 僅次于西南極阿蒙森海和別林斯高晉海的冰架[8,25]。之前的海洋數(shù)值模擬結(jié)果顯示, 托滕冰架融化速率與附近冰間湖的變化存在相關(guān), 曾將托滕冰架底部融化增強(qiáng)歸因于進(jìn)入冰腔的冰間湖冷水減少[26]。最近在冰架前緣的觀測(cè)卻發(fā)現(xiàn)真正的原因在于流入冰腔的mCDW[27-28]。托滕冰架前緣的觀測(cè)估算出有0.22±0.07 Sv的暖水通過一條新近發(fā)現(xiàn)的深水道進(jìn)入冰腔, 足以引起最近觀測(cè)到的底部融化[27]。夏季的觀測(cè)顯示, mCDW遍布于陸架區(qū)的底層, 上面為接近冰點(diǎn)的冬季水, 并沒有高密度陸架水[28]。這類溫鹽結(jié)構(gòu)更接近西南極的阿蒙森海和別林斯高晉海, 說明托滕冰架下應(yīng)該以暖冰腔型融化為主。對(duì)2001—2014年間托滕冰架冰流速度與周邊海域表面風(fēng)應(yīng)力的相關(guān)分析發(fā)現(xiàn), 陸架坡折附近出現(xiàn)上升流異常的19個(gè)月之后, 冰架上的流動(dòng)就會(huì)加速[29]。這從另外一個(gè)側(cè)面證明了上升到陸架的mCDW對(duì)托滕冰架的變化有決定性的影響。

冰架底部融化造成的淡水輸出, 部分地抵消了冰間湖中結(jié)冰析鹽造成的鹽通量, 阻礙DSW的形成[30], 也減弱了深對(duì)流, 使得到達(dá)陸架的暖水向大氣損失的熱量較少, 因而能夠進(jìn)一步驅(qū)動(dòng)冰架底部的快速融化。上述托滕冰架以及阿蒙森海的多特森(Dotson)冰架和蓋茨(Getz)冰架, 都是這種情形[31]。冰架底部融化向海洋輸入淡水, 不僅會(huì)改變周邊的陸架水性質(zhì), 也會(huì)隨著進(jìn)一步的運(yùn)移產(chǎn)生更加深遠(yuǎn)的影響。研究表明, 最近幾十年在南大洋印度洋扇區(qū)和太平洋扇區(qū)觀測(cè)到的南極底層水淡化, 可以歸因于其上游冰架底部融化的增強(qiáng)[33-34]。mCDW和表層暖水造成的融化, 能使表層水變淡, 增強(qiáng)了原本層化較弱的上層水體的穩(wěn)定性[35]。耦合氣候模式的結(jié)果表明, 南極冰架融水在表層累積, 形成冷而淡的表層, 將下面較暖的CDW隔離, 減小了用于融冰的向上海洋熱通量, 這可能是最近30年南極海冰范圍增加的原因[36]。在氣候模式中額外加入冰架融水, 確實(shí)能使南極海冰的長(zhǎng)期變化趨勢(shì)由負(fù)轉(zhuǎn)正[37]。然而, 用實(shí)測(cè)的冰川融化造成的淡水強(qiáng)迫進(jìn)行數(shù)值實(shí)驗(yàn), 計(jì)算出的海冰增加趨勢(shì)很小[38], 并且模擬不出與實(shí)際相符的區(qū)域性差異[39]。因此, 目前的研究認(rèn)為南極冰蓋損失對(duì)海冰長(zhǎng)期變化趨勢(shì)的影響是很小的。

冰架對(duì)海洋的額外冷卻作用, 形成了世界大洋中溫度最低的水——冰架水。冰架水多來自于冷冰腔, 流出冰架前緣后, 因與外圍的陸架水混合, 逐漸失去其低于海面冰點(diǎn)的識(shí)別特征。來自菲爾希納冰架的冰架水能夠一直流到威德爾海陸架邊緣, 與離岸的CDW混合, 形成南極底層水[3]。然而, 這種冰架水直接貢獻(xiàn)于南極底層水的情況并不多見[40]。從冰架下輸出到外海的冰架水有可能達(dá)到過冷卻狀態(tài)[41], 進(jìn)而形成冰晶和片冰(platelet ice), 累積在周邊海冰的底部, 這是一種特殊的海冰增長(zhǎng)方式[42-43]。在麥克默多灣固定冰上的觀測(cè)表明, 靠近冰架的2 m厚的當(dāng)年冰中至少有0.25 m是由這種片冰形成的[44]。連接在默茨冰川舌的多年固定冰厚度可達(dá)10—55 m, 也應(yīng)該主要是依靠片冰的累積[45]。從冰腔輸出的過冷卻冰架水實(shí)際上形成了一個(gè)負(fù)的海洋熱通量, 通過對(duì)片冰觀測(cè)結(jié)果反算得到的這一熱通量, 在南極沿岸的某些區(qū)域(如羅斯海的麥克默多灣)可以達(dá)到–30 W·m–2, 并持續(xù)整個(gè)冬季[46]。

海洋冰是冷冰腔的另外一個(gè)副產(chǎn)品, 附著在冰架底部的海洋冰有助于冰架的穩(wěn)定, 使之不易斷裂和融化[47]。最近的研究發(fā)現(xiàn), 海洋冰也是一個(gè)重要的鐵源[48], 鐵對(duì)浮游植物的生長(zhǎng)有重要作用。冰山翻轉(zhuǎn)后, 原來在冰架底部的海洋冰就會(huì)暴露出來, 呈現(xiàn)不同于白色冰川的綠色, 這樣的冰山被稱為綠冰山[49]或玉冰山。冰川是由積雪累積形成的, 也被稱為大氣冰(atmospheric ice)。海洋冰與大氣冰混雜在一起, 會(huì)形成藍(lán)白相間的條紋冰山。

潮汐會(huì)影響冰腔中的海洋過程, 這方面的認(rèn)識(shí)基本上來自數(shù)值實(shí)驗(yàn)結(jié)果。大多數(shù)冰架下的結(jié)果表明潮汐有重要影響, 能夠增強(qiáng)冰架前緣的海洋水體交換[50]以及冰架下海洋的流動(dòng)與混合, 促進(jìn)冰架底部融化[51-52]。不過, 數(shù)值模擬的埃默里冰架下的海洋潮流速度顯著小于其他大型冰架下的潮流速度, 潮致混合很弱, 不足以破壞垂向分層結(jié)構(gòu), 表明正壓潮過程對(duì)埃默里冰架下海洋的影響很小[53]。潮汐對(duì)冰架的影響則可以通過冰架上的GPS觀測(cè)和衛(wèi)星遙感觀測(cè)開展。觀測(cè)數(shù)據(jù)表明, 潮汐不僅使漂浮在海中的冰架隨之上下運(yùn)動(dòng)[54-56], 還能調(diào)制冰流速度[57-60], 從而影響冰架整體穩(wěn)定性以及冰架前緣崩解[61]。

2 冰架底部?jī)鋈谂c前緣崩解

傳統(tǒng)的觀點(diǎn)認(rèn)為冰山的崩解是冰架質(zhì)量損失的主要途徑, 底部融化的貢獻(xiàn)只占10%—28%[14]。以往對(duì)冰架前緣崩解通量的估算是依據(jù)船基的冰山觀測(cè)記錄和對(duì)大冰山的衛(wèi)星追蹤數(shù)據(jù)(美國(guó)國(guó)家冰中心, NIC)。1992年估算的結(jié)果是2 016±672 Gt·a–1[14](1 Gt= 1012kg)。對(duì)冰架底部融化的估算, 主要通過冰川學(xué)測(cè)量[62]以及冰架下和冰架前緣的海洋觀測(cè)。這種現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)方式只能局限于有限的位置, 時(shí)空分辨率不佳。最近發(fā)展的結(jié)合衛(wèi)星遙感和數(shù)值模擬的方法, 可以計(jì)算出所有南極冰架的質(zhì)量收支情況。該方法利用由衛(wèi)星遙感冰架表面高度導(dǎo)出的冰架厚度數(shù)據(jù)、衛(wèi)星遙感計(jì)算的冰川流速數(shù)據(jù)以及模式給出的冰川表面質(zhì)量平衡數(shù)據(jù), 得到冰架前緣崩解通量和底部融化速率[25]。這一方法給出的冰架前緣崩解形成的通量為1 321±144 Gt·a–1, 遠(yuǎn)小于以前的估算值[14]; 南極冰架的底部融化速率為1 454±174 Gt·a–1, 超過前緣崩解通量[25]。

幾乎同時(shí)發(fā)表的另外一項(xiàng)研究給出了相似的結(jié)果[8]。針對(duì)2007—2008年的計(jì)算表明, 南極冰架前緣崩解形成的通量為1 089±139 Gt·a–1, 而冰架的底部融化速率為1 325±235 Gt·a–1, 說明冰架底部融化已成為南極冰架質(zhì)量損失的首要途徑。計(jì)算結(jié)果還顯示出冷冰腔的融化速率遠(yuǎn)低于暖冰腔。大型的冷冰腔, 包括菲爾希納-龍尼冰架和羅斯冰架, 占南極冰架總面積的2/3, 卻只貢獻(xiàn)了15%的凈融化; 東南太平洋扇區(qū)的10個(gè)屬于暖冰腔的小型冰架, 雖然只占南極冰架總面積的8%, 卻貢獻(xiàn)了超過一半的冰架融水。這里是融化速率最高的區(qū)域, 從南極半島西側(cè)的喬治六世(George VI)冰架的北端到阿蒙森海的蓋茨冰架的西端, 呈現(xiàn)出一致的高速融化。東南極的埃默里冰架、莫斯科大學(xué)冰架、沙克爾頓冰架和托滕冰架的接地線附近也有較高的融化速率。冰架底部的凍融分布存在一些規(guī)律性的特征(圖1)[8], 最強(qiáng)的底部融化出現(xiàn)在大型冰川的接地線附近以及一些大型冰架(如龍尼冰架)的前緣附近; 底部的凍結(jié)通常集中在大型冰架(如菲爾希納冰架和埃默里冰架)的西部, 與冰架下普遍存在的東進(jìn)西出海洋環(huán)流有關(guān)。

利用上述衛(wèi)星遙感與數(shù)值模擬相結(jié)合的方法, 最新的研究給出了南極冰蓋長(zhǎng)期變化的結(jié)果[63]。在1992—2007年間, 南極冰蓋損失了2 720±1 390 Gt的冰量, 相當(dāng)于平均海平面升高了(7.6±3.9)′10–3m。在此期間, 海洋引起的西南極冰蓋的損失速率從53±29 Gt·a–1增加到159±26 Gt·a–1; 南極半島的冰架崩解從7±13 Gt·a–1增加到33±16 Gt·a–1; 而東南極冰蓋則以平均5 Gt·a–1的速率增大, 但是其不確定性高達(dá)該值的近10倍。就南極冰架本身的變化而言, 衛(wèi)星高度計(jì)資料的分析表明[64], 南極冰架體積的損失速度從 1994—2003年間的25 ± 64 km3·a–1增加到2003—2012年間的310±74 km3·a–1。冰架前緣的變化, 可以直接從衛(wèi)星遙感圖像中得到, 這方面的研究較多。分析表明, 2002—2011年間, 崩解為主的冰架均處于西南極且集中在南極半島, 擴(kuò)展為主的冰架則集中在東南極; 南極海岸線呈現(xiàn)擴(kuò)張的變化趨勢(shì), 即冰架擴(kuò)展大于崩解[65]。1997—2015年間, 菲爾希納-龍尼冰架和羅斯冰架因擴(kuò)展面積小于崩解面積而有所減小, 但是埃默里冰架前緣幾乎沒有崩解, 其面積一直呈增長(zhǎng)趨勢(shì)[66]。衛(wèi)星高度計(jì)數(shù)據(jù)可以反演出冰架高度, 由此得到了1994—2017年間太平洋扇區(qū)的冰架高度變化[67]。研究發(fā)現(xiàn), 它與由厄爾尼諾/南方濤動(dòng)驅(qū)動(dòng)的局地大氣環(huán)流變化之間存在直接的聯(lián)系, 尤以多特森冰架至羅斯冰架為甚。在強(qiáng)厄爾尼諾年, 積雪帶來的高度增加超過冰架底部融化造成的高度減小, 但是由于雪的密度小, 凈的冰架質(zhì)量是減少的。

3 冰架下的海洋觀測(cè)

在能夠進(jìn)入冰腔觀測(cè)之前, 對(duì)于冰架下海洋的認(rèn)識(shí), 多是通過在冰架前緣海域的觀測(cè)間接得到的。沿著冰架前緣設(shè)立海洋觀測(cè)斷面, 能夠捕捉到冰腔出流水的信息, 進(jìn)而可以推算冰架的底部融化速率[68]。為了突破考察船僅能在夏季觀測(cè)的局限, 也可以在冰架前緣海域布放潛標(biāo)[69]或潛標(biāo)陣列[70], 獲得周年變化的數(shù)據(jù)。但是, 要認(rèn)識(shí)冰腔中的冰-海相互作用過程, 包括參與冰泵過程的海洋水團(tuán)與環(huán)流、冰架底部的凍融變化、冰川接地線的進(jìn)退等, 都需要進(jìn)入冰腔, 進(jìn)行實(shí)地現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)。冰腔是觀測(cè)最少的海域, 目前進(jìn)入冰腔的觀測(cè)方式只有兩種, 通過熱水鉆打穿冰架形成的鉆孔(borehole)下放儀器, 或操縱無纜水下機(jī)器人(AUV)進(jìn)入冰腔。目前為止, 全部南極冰架上的鉆孔不足20處[71], 而進(jìn)入冰腔的AUV觀測(cè)只有兩處[10,71]。

用熱水鉆打穿冰架對(duì)冰腔進(jìn)行觀測(cè)的方式已有40年的歷史[72], 通過冰洞下放自動(dòng)觀測(cè)設(shè)備, 得到了冰架下海洋的實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)。在南極的大型冰架, 包括羅斯冰架[72], 龍尼冰架[73]和埃默里冰架[70]都開展過觀測(cè)。這些長(zhǎng)期實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的取得, 極大推進(jìn)了對(duì)冰架下海洋性質(zhì)與過程的認(rèn)識(shí)[74]。

兩次AUV觀測(cè)使用的都是Autosub, 觀測(cè)對(duì)象分別是威德爾海東側(cè)的芬布爾冰架[71]和阿蒙森海的派恩島冰架[10]。2005年2月13日, 經(jīng)過特別改造的水下機(jī)器人Autosub進(jìn)入芬布爾冰架進(jìn)行觀測(cè)(圖3)[71]。Autosub在冰架前緣外的海域入水, 然后下潛到距海底150 m的深度, 并保持在這一離底距離上進(jìn)入冰腔, 直線前行至距冰架前緣水平距離約26.5 km的位置; 然后上浮返回, 以保持距離冰架底部100 m的地形跟蹤方式從冰腔中退出。此次觀測(cè)首次獲得了冰腔中接近海底和冰架底部的海洋溫度、鹽度和海流連續(xù)觀測(cè)數(shù)據(jù)。觀測(cè)結(jié)果證實(shí)了以往對(duì)冰腔中海洋的推測(cè), 冰腔中充滿低于海面冰點(diǎn)的冰架水, 相對(duì)暖的水沿海底進(jìn)入冰腔, 靠近冰架底部的水溫度更低, 以出流為主。派恩島冰架下的第一次AUV觀測(cè)于2009年1月開展, 沿著3條測(cè)線6次進(jìn)出冰腔; 最遠(yuǎn)的一次達(dá)到60 km, 越過了冰架下的海山(海山頂部至冰架底部的距離只有200 m, 是冰腔最薄的地方), 靠近冰架接地線[10]。除了跟蹤海底進(jìn)入、跟蹤冰底出來的巡航方式, 增加了垂向折線運(yùn)動(dòng)的方式, 增加了溶解氧、光衰減率的觀測(cè)。此次觀測(cè)證明暖水能夠到達(dá)接地線附近, 從而造成大規(guī)模的冰架底部融化。之后在2014年2月的觀測(cè)另外加裝了湍流傳感器[75]。觀測(cè)結(jié)果顯示, 冰腔中的湍動(dòng)能耗散率最大值出現(xiàn)在接地線附近, 而熱耗散率則隨著AUV與冰架底部距離減小而增大。

圖3 水下機(jī)器人Autosub在芬布爾冰架下的觀測(cè). a)觀測(cè)地點(diǎn)在南極的位置; b)退出時(shí)的路線(紅色), 底圖為2005年4月1日的MODIS可見光衛(wèi)星圖像; c)芬布爾冰架下水體的厚度和冰架外的水深, 紅色線表示冰架前緣; d)運(yùn)行軌跡(紅色為進(jìn)入, 藍(lán)色為退出)和ADCP觀測(cè)的流速北分量(向北為正, 與冰架前緣近似垂直; 水平方向100 m平均值), 內(nèi)嵌圖為進(jìn)入時(shí)的ADCP數(shù)據(jù); e)垂向平均的ADCP觀測(cè)流速(已扣除模擬的潮流); f)鹽度(粗線)和位勢(shì)溫度, 綠色虛線為依據(jù)退出時(shí)觀測(cè)的鹽度計(jì)算的海面冰點(diǎn)[71]

Fig.3. Autosub observations. a) location in the Antarctica; b) a MODIS visible satellite image from April 1st 2005 with Autosub’s return leg indicated in red; c) map of Fimbul Ice Shelf showing water column thickness beneath the ice shelf and bathymetry seaward of the ice front that is indicated by red line; d) Autosub’s outward and return legs indicated by red and blue lines respectively, and north-south velocity component (positive northward, approximately perpendicular to the ice front, averaged using a horizontal window 100 m wide) of currents measured by ADCP with an inset figure showing the ADCP data in the vicinity of the ice front for the outward leg; e) vertically averaged ADCP currents after subtraction of the modelled tide; f) salinity (bold), and potential temperature (q) with the freezing point of the water at surface pressure for salinities measured on the outward Journey indicated by the thin green broken line[71]

4 冰架-海洋數(shù)值模式

相比于目前仍有相當(dāng)難度的冰架下海洋現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè), 數(shù)值模式提供了一種較容易實(shí)現(xiàn)的研究手段。與現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)類似, 冰架下海洋, 也是海洋模式中最晚涉足的地方。遇到的困難, 同樣也是原來向大氣敞開的海面, 變成了厚達(dá)數(shù)百米甚至上千米的冰架。冰架的垂向尺度與海底地形的變化是相當(dāng)?shù)? 在數(shù)值模式中, 不能像對(duì)待海冰那樣簡(jiǎn)化處理。好在冰架的移動(dòng)速度要比海流低若干個(gè)數(shù)量級(jí), 因此研究冰架-海洋相互作用的數(shù)值模式最初是把冰架處理成無運(yùn)動(dòng)的固體上邊界。模式中的冰架形狀保持不變, 即假設(shè)冰架融化造成的損失可以從冰川的流動(dòng)得到補(bǔ)償, 冰架前緣也不會(huì)出現(xiàn)崩解。在這樣的處理下, 所謂冰架-海洋相互作用僅限于冰架對(duì)海洋的冷卻作用以及冰架底部的融化和海洋冰的附著過程引起的淡水通量, 這樣的模式實(shí)際上是一個(gè)冰架下的海洋模式。在冰架-海洋界面上, 一般采用由隨壓強(qiáng)變化的冰點(diǎn)方程及熱鹽守恒方程組成的所謂3方程系統(tǒng)[76-77], 診斷計(jì)算溫度和鹽度。

早期的冰架下海洋模式是將冰架前緣取為模式的開邊界, 模式的整個(gè)計(jì)算域都在冰腔中, 包括一維羽流模式[78]和二維熱鹽模式[77], 以及最初的三維模式[79], 實(shí)際上是冰腔模式。這樣的處理便于研究冰腔中的環(huán)流, 也可以通過改變開邊界條件模擬外海輸入對(duì)冰腔內(nèi)環(huán)流的影響。但是, 這類模式無法實(shí)現(xiàn)冰腔與外海的耦合模擬。

如果模式既包括冰腔也包括冰架外的海洋, 水層的厚度在冰架前緣處會(huì)發(fā)生突變, 形成動(dòng)力學(xué)上的障礙。如果處理不妥, 會(huì)在冰腔和外海模擬出兩個(gè)分離的環(huán)流[80]。只有冰架前緣處的海底有坡度或者深的海槽, 克服了動(dòng)力學(xué)上的限制, 冰腔與外海才能有交換[80]。在s坐標(biāo)模式(如Princeton Ocean Model, POM)或s坐標(biāo)模式(如Regional Ocean Modeling System, ROMS)中, 為了弱化這個(gè)障礙, 將原來鉛直的冰架前緣改為從頂?shù)降茁晕⑾虮粌?nèi)傾斜的形狀, 以利于在這類坐標(biāo)下的分層[81-82]?；趕坐標(biāo)的海洋模式SPEM (S-coordinate Primitive Equation Model)是BRIOS (Bremerhaven Regional Ice-Ocean Simulations)模式系統(tǒng)的組成部分, 該系統(tǒng)第一版采用3方程系統(tǒng)處理冰架-海洋界面[83], 第二版則改用海冰模式的熱力學(xué)部分來描述, 并且考慮冰點(diǎn)隨壓強(qiáng)的變化[84]。該模式被采用在威德爾海加密的環(huán)極網(wǎng)格, 包含了主要的南極冰架[84], 用于研究威德爾海的年際變化[85]。后來, BRIOS模式以氣候模式輸出結(jié)果作為大氣強(qiáng)迫, 用于預(yù)測(cè)21世紀(jì)后期威德爾海菲爾希納-龍尼冰架的變化[86]。等密度面坐標(biāo)的海洋模式(如Miami Isopycnic Coordinate Ocean Model, MICOM)的最上層是一個(gè)獨(dú)立的混合層, 應(yīng)用于冰腔時(shí)有一些特殊的處理[87]。將漂浮的冰架處理為上邊界, 冰架下的海洋最上層處理為一個(gè)與外海隔離的混合層, 與冰架之間有熱交換和淡水交換, 其表面壓強(qiáng)場(chǎng)可以任意變化。通過對(duì)外海與冰腔中的混合層、等密面層進(jìn)行特別的處理, 使得冰架前緣附近的水層厚度突變不會(huì)對(duì)穿過冰架前緣的流動(dòng)形成障礙。該模式應(yīng)用于威德爾海的模擬, 得到了與實(shí)測(cè)一致的菲爾希納-龍尼冰架下及外海的環(huán)流[88]。該模式后來發(fā)展成為包含海洋、陸地和大氣的模式系統(tǒng)POLAIR (Polar Ocean Land Atmosphere and Ice Regional)中的海洋模式, 并應(yīng)用于芬布爾冰架的模擬[89]。目前已有不少通用海洋模式加入了冰架組件, 如源自美國(guó)麻省理工學(xué)院(Ma-ssachusetts Institute of Technology, MIT)的MITgcm (MIT General Circulation Model)[90]、源自日本東京大學(xué)氣候系統(tǒng)研究中心(Center for Climate Sy-stem Research, CCSR)的COCO(CCSR Ocean Com-ponent Model)[26]和歐洲的NEMO (Nucleus for European Modelling of the Ocean)[91]。

目前的全球氣候模式系統(tǒng)大多尚未包含冰架。如果要加入南極冰架的作用, 其中的海洋模式需要擴(kuò)大計(jì)算區(qū)域(從目前的75°S到威德爾冰架的82°S和羅斯冰架的86°S), 水平分辨率也要提高, 以便能刻畫一些中型的冰架[92]。有限元方法在擬合復(fù)雜岸線方面具有優(yōu)勢(shì), 包含冰架組件的有限元海冰-海洋模式FESOM(Finite Element Southern Ocean Model)采用四面體網(wǎng)格, 網(wǎng)格長(zhǎng)度從外海的50 km, 減小到南極沿岸的10 km, 最小為4 km, 能夠分辨小型冰架[93]。利用在南極區(qū)域加密的全球網(wǎng)格FESOM, 可以研究氣候變暖下的南極冰架底部融化[94]。在包含冰蓋與海洋耦合過程的氣候模式中可以對(duì)冰架采用參數(shù)化處理, 假設(shè)冰架造成的熱量損失和淡水增加正比于冰架前緣底部的冰點(diǎn)溫度與冰架周邊陸架/陸坡區(qū)海洋溫度的差, 以及陸架的前緣寬度和垂直陸架前緣的有效距離(約5—10 km)[92]。這樣的冰架參數(shù)化處理能夠改善冰-海耦合模式的結(jié)果, 但是不如直接加入冰架下海洋模式的效果好[91]。

只有模式中的冰架也發(fā)生動(dòng)態(tài)變化(包括厚度和接地線位置的改變), 才算實(shí)現(xiàn)冰架-海洋的真正耦合。這樣的模式一般稱為冰蓋-海洋耦合模式, 因?yàn)楸懿贿^是延伸到海中的冰蓋部分。初期的探索, 有包含冰架動(dòng)態(tài)變化的二維理想化數(shù)值實(shí)驗(yàn)[95], 也有三維海洋模式與二維冰蓋模式的離線耦合[96]。后來也出現(xiàn)了三維的非連續(xù)耦合[97]或非同步耦合模式[98]。最終, 基于MITgcm建立了首個(gè)冰蓋-海洋同步耦合模式[99], 冰架厚度在每一海洋模式時(shí)間步上都會(huì)更新(也可選擇每隔若干天更新[100]), 并使模式保持熱、鹽和質(zhì)量守恒。最初模式中的接地線是固定不變的, 在這里給定上游冰流速度[99], 即只是垂向耦合。后來通過在接地冰川下面保留了一個(gè)海洋薄層(初始厚度1 m, 可擴(kuò)展為實(shí)際的海洋厚度)實(shí)現(xiàn)了接地線的連續(xù)移動(dòng), 即水平耦合[101], 這樣可以刻畫海洋造成的冰蓋退縮。同步耦合模式的應(yīng)用, 還揭示出以往采用參數(shù)化處理冰架融化的方案可能低估了冰架的支撐作用[99]。最近的分析結(jié)果表明海浪和海冰對(duì)冰架穩(wěn)定性有重要作用, 也應(yīng)該成為冰蓋模式考慮的因素[102]。隨著冰蓋-海洋耦合模式的發(fā)展[98], 未來的氣候模式有望實(shí)現(xiàn)氣-冰-海-陸的完全耦合, 更好地體現(xiàn)冰川變化對(duì)氣候的影響。

5 埃默里冰架的研究

埃默里冰架(AIS)是東南極最大的冰架, 面積約60 000 km2, 其接地線深達(dá)2 400 m, 可能是南極所有冰架中最深的[103]。澳大利亞[70]和中國(guó)在埃默里冰架開展了一系列的觀測(cè)和研究。由于冰架方面的研究已有綜述[11], 在此著重介紹海洋方面的研究進(jìn)展。

自有衛(wèi)星遙感圖像的20世紀(jì)80年代以來, 埃默里冰架前緣雖然一直在向前推進(jìn), 但是形狀變化很小, 沒有發(fā)生大規(guī)模的崩解[54,104], 包括那顆“松動(dòng)的牙齒(loose tooth)”也沒有掉下來[105]。20世紀(jì)80年代中期在AIS前緣出現(xiàn)了兩條相距約25 km的縱向(平行于冰流的方向)裂縫(L1和L2), 1996年在L2的上游開始發(fā)展出兩條橫向裂縫(T1和T2), 其中T2一直在向L1延伸。由裂縫L1、L2和T2圍成的冰架部分, 只剩下T2與L1之間還跟AIS連接在一起, 看起來就像一顆“松動(dòng)的牙齒”[54]。一旦T2這條裂縫延伸到L1, 這顆“牙齒”就會(huì)掉下來, 形成一座大型冰山。Fricker等[54]曾預(yù)測(cè)這會(huì)在2010—2015年間發(fā)生, 但是從目前的衛(wèi)星遙感圖片(http://nsidc.org/data/iceshelves_ images/cgi-bin/modis_iceshelf_archive.pl)來看, 這顆“牙齒”仍然健在。

埃默里冰架的質(zhì)量損失主要來自底部融化,既有DSW驅(qū)動(dòng)的, 也有mCDW驅(qū)動(dòng)的[23]。普里茲灣的多個(gè)冰間湖, 尤其是其東側(cè)的戴維斯冰間湖、Barrier灣冰間湖[30], 對(duì)形成DSW有重要貢獻(xiàn)。DSW進(jìn)入冰腔[74], 造成接地線附近的融化, 最大可達(dá)25 m·a–1[16]。麥肯齊灣冰間湖雖然是普里茲灣內(nèi)最大、最穩(wěn)定的風(fēng)生冰間湖[106], 但是由于它處于埃默里冰架前緣西側(cè), 是冰腔出流水的位置, 對(duì)進(jìn)入冰腔的DSW的貢獻(xiàn)應(yīng)該是很有限的, 至少是間接的。雖然在夏季能夠觀測(cè)到mCDW從灣口侵入普里茲灣[107, 108], 但是這些mCDW并不能深入到AIS前緣位置。造成AIS底部融化的mCDW是在冬季越過四女士淺灘進(jìn)入普里茲灣東部以至AIS冰腔的[23], 此時(shí)的mCDW已經(jīng)受到冷卻并加深。這一分析結(jié)果來自于AIS鉆孔和海豹CTD的觀測(cè)數(shù)據(jù), 說明實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)于研究發(fā)現(xiàn)是非常重要的。后來的數(shù)值模式也給出了mCDW在冬季侵入陸架和AIS冰腔的過程[109]。作為一個(gè)冷冰腔, AIS底部尤其是西北部也存在海洋冰, 最大厚度達(dá)190 m, 海洋冰占AIS總體積的9%[103]。大部分海洋冰是在冬季生成的[74]。最近依據(jù)冰架質(zhì)量收支得到的AIS底部?jī)羧诨俾蕿?5.5±23 Gt·a–1[8], 以往數(shù)值模式得到的結(jié)果[81-82,110-111]基本上在這個(gè)范圍之內(nèi)。

澳大利亞曾于2001年和2002年在埃默里冰架前緣進(jìn)行了海洋斷面觀測(cè)[48], 中國(guó)自2003年開始延續(xù)這一斷面觀測(cè), 獲得了累計(jì)超過10年的觀測(cè)數(shù)據(jù)[112]。夏季觀測(cè)的數(shù)據(jù)表明[17], 冰架水多出現(xiàn)在夏季表面混合層以深, 大部分在冰架前緣的西部和中部海域, 以冷而淡的水體塊的形式出現(xiàn)在較淺的層次(圖4); 冰架前緣西端海域是冰架水最集中的地方, 這里的冰架水在某些年份可以沿弗拉姆淺灘東側(cè)一直運(yùn)移到達(dá)恩利角附近。在冰架前緣斷面上, 還能觀測(cè)到溫度低于局地冰點(diǎn)的過冷卻水[41]。過冷卻水主要出現(xiàn)在冰架前緣西側(cè)海域的60–270 m層(圖4), 其溫度可低于現(xiàn)場(chǎng)冰點(diǎn)0.16℃, 鹽度在34.4附近。由此推測(cè), 冰架水流出冰架前緣之后, 因密度較小而在浮力作用下上升, 由于冰點(diǎn)隨深度減小而升高, 但冰架水的溫度并不會(huì)馬上降低, 從而出現(xiàn)過冷卻[41]。埃默里冰架的出流水改變了普里茲灣陸架水的性質(zhì), 進(jìn)而影響到南極底層水的形成。單純就鹽度而言, 較淡的冰架水對(duì)南極底層水的形成是不利的[30], 但是冰架水的超低溫是否會(huì)產(chǎn)生正面作用, 還沒有深入探討。

圖4 埃默里冰架前緣斷面的位勢(shì)溫度(色標(biāo))、過冷卻溫度(黑色等值線)和鹽度(紅色等值線)分布圖. a)2001年澳大利亞觀測(cè)結(jié)果; b)2006年中國(guó)觀測(cè)結(jié)果. 過冷卻溫度為位勢(shì)溫度與海面冰點(diǎn)之差, 溫度單位均為°C, 藍(lán)色直線表示觀測(cè)數(shù)據(jù)的深度范圍, 其上的白色粗線表示出現(xiàn)過冷卻水的部分[17]

Fig.4. Potential temperature (color coded), super-cooling temperature (black contours) and salinity (red contours) in the section in front of AIS front observed by (a) Australian cruise in 2001 and (b) Chinese cruise in 2006. Super-cooling temperature is the difference between potential temperature and freezing point at surface. The unit of temperature is°C. Blue and white lines indicate depth ranges of CTD data and super-cooled water respectively[17].

澳大利亞在該斷面布放了7套海洋潛標(biāo), 獲得了2001年2月—2002年2月間的連續(xù)溫鹽和海流實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)[48]。潛標(biāo)陣列數(shù)據(jù)進(jìn)一步確認(rèn)了冰架前緣存在的緯向差異, 即東部有mCDW流入冰腔, 而西側(cè)的麥肯齊灣冰間湖中存在ISW的輸出。該冰間湖控制著進(jìn)入冰腔的高密度水發(fā)生季節(jié)性的變化: 九月至次年一月, 形成水平方向的密度梯度, 有利于DSW進(jìn)入冰腔; 在冬季, 冰間湖中的深對(duì)流(可達(dá)1 100 m的海底)造成斜壓不穩(wěn)定, 形成渦旋, 驅(qū)動(dòng)DSW進(jìn)入冰腔。依據(jù)潛標(biāo)周年觀測(cè)數(shù)據(jù)推算的AIS底部?jī)羧诨俾蕿?7.4±25.3 Gt·a–1, 高于模式模擬和冰川學(xué)估算的結(jié)果?；谶@套潛標(biāo)數(shù)據(jù), 國(guó)內(nèi)學(xué)者還提出冰架前緣東部海域夏季存在冰架水入流的觀點(diǎn)[113]。中國(guó)南極考察數(shù)據(jù)也顯示這里存在冰架水[17]。早期的研究指出這些冰架水可能源自冰架前緣西部海域[114], 具體的擴(kuò)展過程還有待進(jìn)一步探究。

雖然澳大利亞在2001年啟動(dòng)了針對(duì)AIS的大型觀測(cè)計(jì)劃, 但是體現(xiàn)顯著進(jìn)展的成果都是近期才發(fā)表的, 充分說明了冰架下海洋過程研究的高難度。在此期間發(fā)現(xiàn)了mCDW能夠進(jìn)入AIS冰腔并引起冰架融化的證據(jù), 使AIS從以往認(rèn)為的純粹冷冰腔轉(zhuǎn)變?yōu)槔浔蝗诨c暖冰腔融化并存, 也對(duì)南極冰架下的海洋過程類型有了更全面的認(rèn)識(shí)。

6 結(jié)語(yǔ)

最新的研究結(jié)果表明, 冰架底部融化速率超過冰架前緣崩解通量, 成為南極冰蓋質(zhì)量損失的首要途徑。暖水進(jìn)入東南太平洋扇區(qū)的阿蒙森海和別林斯高晉海冰架下, 造成冰架變薄和接地線后退, 是近期西南極冰蓋退縮的主要驅(qū)動(dòng)因素。多方面的證據(jù)表明, 部分東南極冰蓋的活躍性超出了先前的認(rèn)識(shí)。在以往被看作冷冰腔的埃默里冰架和托滕冰架下, 也發(fā)現(xiàn)了變性繞極深層水進(jìn)入冰腔并引起底部融化的證據(jù)。鑒于東南極冰蓋有很大一部分在海平面以下接地, 即海基(marine/marine-based)冰蓋, 所含冰量等效于19 m的全球海平面上升, 比西南極的大5倍[22], 應(yīng)該對(duì)其因海洋造成的融化予以重視。

冰架對(duì)海洋的影響主要包括冷卻和淡化兩個(gè)作用。冷冰腔中形成的冰架水, 具有海洋中最低的溫度, 其中的一部分甚至達(dá)到過冷卻, 對(duì)南極近岸海域的水團(tuán)性質(zhì)有重要影響, 在威德爾海甚至能夠直接貢獻(xiàn)于南極底層水的形成。由于冰架融化加劇而增加的融冰水, 可能是近期太平洋扇區(qū)和印度洋扇區(qū)南極底層水淡化的主要原因。冰蓋融水的注入也可能通過增強(qiáng)上層海洋的穩(wěn)定性而對(duì)南極海冰的生消產(chǎn)生作用。

目前針對(duì)海洋在冰架底部融化中的作用有了比較大的研究進(jìn)展, 對(duì)于冰架前緣崩解為冰山的研究還比較有限。利用衛(wèi)星遙感, 可以實(shí)現(xiàn)對(duì)冰山漂移的追蹤[115-116], 對(duì)大規(guī)模的冰架前緣崩解也能有直觀的認(rèn)識(shí)[66,117-118], 但是對(duì)發(fā)生崩解的條件、動(dòng)力學(xué)過程了解很少, 難以預(yù)測(cè)。

中國(guó)對(duì)于冰架的研究集中在東南極的埃默里冰架, 過去的十幾年中在冰架前緣斷面積累了豐富的海洋觀測(cè)資料。目前已研制成功了熱水鉆[119], 有望在不久的將來打穿冰架, 實(shí)現(xiàn)中國(guó)的第一次冰架下海洋觀測(cè)。

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A REVIEW OF ICE SHELF–OCEAN INTERACTION IN ANTARCTICA

Shi Jiuxin

(College of Oceanic and Atmospheric Sciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China; Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266237, China)

Recent advances in the research of ice shelf–ocean interactions in Antarctica are reviewed in this paper. Basal melt rate of ice shelves exceeds calving flux, making bottom melt the dominant cause of mass loss in Antarctic ice sheets. Cavities under ice shelves can be classified into cold cavities—basal melt is driven by dense shelf water—and warm cavities—basal melt is driven by modified Circumpolar Deep Water. The giant Filchner–Ronne and Ross Ice Shelves in the Weddell and Ross Seas cover two-thirds of the total ice shelf area in Antarctica but mass loss from their cold cavities accounts for only 15% of the net melting of all ice shelves combined. Half of the net melting comes from several small, warm-cavity ice shelves in the Amundsen and Bellingshausen Seas in the Southeast Pacific sector, which cover 8% of the total ice shelf area. Modified Circumpolar Deep Water has been found to cause melting in the cold cavities under the Totten and Amery Ice Shelves in East Antarctica. Ice shelves cool and freshen seawater in their cavities. Ice shelf water from cavities is at a very low temperature and will modify shelf waters and even contribute to the formation of Antarctic Bottom Water. The recently observed freshening of Antarctic Bottom Water in the Pacific and Indian sectors might be attributed to the enhanced basal melting of upstream ice shelves.

ice shelf, basal melt, cavity, ice shelf water, Antarctic

2018年3月收到來稿, 2018年8月收到修改稿

國(guó)家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃(2018YFA0605701)、青島海洋科學(xué)與技術(shù)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室鰲山科技創(chuàng)新計(jì)劃重大項(xiàng)目資助

史久新, 男, 1969年生。研究方向?yàn)闃O地物理海洋學(xué)。E-mail: shijiuxin@ouc.edu.cn

10. 13679/j. jdyj. 20180046