引用本文
史文奇, 赵进平. 北欧海溢流的水文特征和变化机理综述. 地球科学进展, 2017, 32(3): 245-261
Shi Wenqi, Zhao Jinping. An Overview of Hydrological Characteristics and Changing Mechanism of Modern Nordic Seas Overflows. Advances in Earth Science, 2017, 32(3): 245-261  
Doi:10.11867/j.issn.1001-8166.2017.03.0245
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Copyright©2017, 地球科学进展 编辑部
北欧海溢流的水文特征和变化机理综述
史文奇1,2, 赵进平1
1.中国海洋大学物理海洋重点实验室,山东 青岛 266100
2.国家海洋环境监测中心,辽宁 大连 116023

作者简介:史文奇(1987-),男,山东济宁人,博士研究生,主要从事北极物理海洋研究.E-mail:swqouc@163.com

基金:国家自然科学基金重点项目“北极海冰与上层海洋环流耦合变化及其气候效应”(编号:41330960); 全球变化研究国家重大科学研究计划“北极海冰减退引起的北极放大机理与全球气候效应”(编号:2015CB953900)资助
摘要

北欧海是连接北冰洋和大西洋的纽带,在全球气候系统中具有特殊重要地位。北欧海通过格陵兰—苏格兰海脊溢流的高密度水,是北大西洋深层水的重要来源,在全球大洋输送带中具有关键性作用。通过评述国内外关于现代北欧海溢流的研究成果,介绍了北欧海3个主要溢流通道即法罗海台水道(FBC)、冰岛—法罗群岛海脊(IFR)、丹麦海峡(DS)上溢流水体性质、流量的基本特征和多尺度变化特征,剖析了各通道上溢流水体的来源及影响溢流变化的可能因素和物理过程,并着重阐述了法罗群岛—设德兰岛水道上溢流的强混合特征。基于这些认识,分析了北欧海总溢流的变化特征及各通道溢流之间的关系,给出北欧海溢流的整体结构。介绍了正压和斜压效应在溢流过程发挥的作用,将溢流各种尺度的变化与大气过程建立了联系。由于溢流过程非常复杂,与北欧海内部的对流和混合过程密切相关,很多问题尚不清楚,需要更多的观测与研究。

关键词: 溢流; 北欧海; 水文特征; 北大西洋深层水; 热盐传送带
中图分类号:P725.1 文献标志码:A 文章编号:1001-8166(2017)03-0245-17
An Overview of Hydrological Characteristics and Changing Mechanism of Modern Nordic Seas Overflows
Shi Wenqi1,2, Zhao Jinping1
1.Key Laboratory of Physical Oceanography, College of Oceanic and Atmospheric Sciences, Ocean University of China, Qingdao 266100,China
2.National Marine Environmental Monitoring Center, Dalian 116023,China

First author:Shi Wenqi (1987-), male, Jining City, Shandong Province, Ph.D student. Research areas include Arctic ocean dynamics.E-mail:swqouc@163.com

Fund:Project supported by the National Natural Science Foundation of China “Arctic Sea ice and coupling of the upper ocean circulation changes and climate effect” (No.41330960); The National Key Basic Research Project “Arctic amplification produced by sea ice retreat and its global climate effects” (No.2015CB953900)
Abstract

As a connection region between Arctic and North Atlantic oceans, the Nordic seas play a critical role in global climate system. The density waters overflow through Greenland-Scotland Ridge from the Nordic seas, as the main source of the North Atlantic Deep Water (NADW), which plays a key role in global ocean conveyor. The causes and processes, which give some instruction of the overflow variation are still uncertain. Based on a review of current and historical research results of modern Nordic seas overflows, hydrological and flux characteristics and variation features of overflows through three channels, which are Faroe-Shetland Channel, Iceland-Faroe Ridge and Denmark Strait, from Nordic sea were addressed separately. The origins of overflows water and factors and physical processes that may have impact on the three overflows were also analyzed separately. Intense mixing in overflow through Faroe-Shetland Channel was discussed. At last, the changing mechanism of the whole overflow from Nordic seas and relationships among overflows through different channels were summed up. The aim of this paper is to give some instructions and research directions to the internal readers.

Keyword: Overflows; Nordic seas; Hydrological characteristics; North Atlantic Deep Water; Thermohaline circulation.
1 引言

北欧海作为连接北冰洋和大西洋的纽带, 是对全球气候有重要影响的海域, 一方面通过海气耦合过程对大气的驱动作用直接影响北半球的气候[1, 2], 另一方面通过溢流影响全球海洋热盐环流, 成为海洋输送带的重要动力源[3, 4]。全球海洋热盐环流是由于密度梯度造成的洋流, 一般为深层洋流, 对于全球海洋的热量交换和物质输运以及气候演变具有十分重要的意义。北欧海通过格陵兰— 苏格兰海脊溢流的高密度水是北大西洋深层水的主要来源, 是全球海洋热盐环流的重要驱动因子, 其流量和水文性质改变可显著影响热盐环流。在全球气候变化背景下, 北欧海溢流成为近年来物理海洋研究的热点科学问题。

在北欧海内, 格陵兰— 苏格兰海脊(Greenland-Scotland Ridge, GSR)深度以浅, 位势密度(σ θ )大于27.8 kg/m3的高密度水体可发生溢流。GSR上有3个溢流通道, 自东到西依次为法罗群岛— 设德兰岛水道(Faroe-Shetland Channel, FSC)、冰岛— 法罗群岛海脊(Iceland-Faroe Ridge, IFR)和丹麦海峡(Denmark Strait, DS)(图1)。这些通道溢流出的高密度水形成了北大西洋深层水(North Atlantic Deep Water, NADW)。

早在1899年, Knudsen注意到有高密度水体从GSR溢流进入北大西洋[5]。1912年, Nansen[6]首次发布贯穿FSC和IFR的观测结果, 清晰显示高密度水溢流到北大西洋。然而, Nansen[6]认为该溢流不足以形成NADW的宏大体积, 大部分NADW是在格陵兰岛南部产生[7]。后来, Cooper[8]认为北欧海溢流足够支撑NADW。接下来许多观测和研究支持这个观点, 北欧海溢流的重要性日益凸显, 相关研究逐渐增多。通过观测、理论、数模、实验室试验等多种手段, 众多学者对北欧海溢流进行了较深入的研究。

FSC是一个深度大于1 000 m的海峡, 位于约300 m以下的高密度水沿着FSC西南方向流出北欧海, 平均溢流流量大约为1.7 Sv。然而FSC内存在显著的溢流水回流, 环流复杂[3, 9]; 且溢流的少部分(0.2~0.3 Sv)继续向南越过Wyville Thomson Ridge进入北大西洋底层[10, 11], 绝大部分沿着法罗海台水道(Faroe Bank Channel, FBC)继续向西进入北大西洋底层(图1)。因此FBC处的溢流可以更好地代表FSC溢流的净流量和水体性质。对于FSC水道的溢流, 本文仅讨论在FBC处的溢流部分。

Hansen等[3]和Dickson等[4]对北欧海溢流进行过较为详细的阶段性总结。然而近十几年来, 随着观测技术的提高及观测数据的积累, 又有新的研究成果涌现, 对北欧海溢流有了更进一步的认识。本文在已有综述的基础上, 把握最新研究进展, 对北欧海溢流研究进行总结。北欧海溢流的研究成果数量众多, 本文重点介绍以下内容:在时间上, 关注现代溢流, 即20世纪至今的溢流现象; 在空间上, 关注溢流通道处以及溢流上游北欧海的研究; 在内容上, 主要关注溢流的水文性质、流速流量及其动力机制。文中首先分别对FBC, IFR, DS这3个通道的溢流研究进行评述, 最后对北欧海总溢流的相关研究进行总结。

图1 北欧海地形图及周围海洋
DS.丹麦海峡; IFR.冰岛— 法罗群岛海脊; FSC.法罗群岛— 设德兰岛水道; FBC.法罗海台水道(Faroe Bank Channel); WTR.Wyville Thomson Ridge; JMR.扬马延海脊; MR.莫恩海脊(Mohn Ridge); 阴影区域:水深小于500 m的区域; 使用的地形数据为ETOP02Fig.1 Bathymetry of the Nordic seas and surrounding waters
DS. Denmark Strait; IFR. Iceland-Faroe Ridge; FSC. Faroe-Shetland Channel; FBC. Faroe Bank Channel; WTR. Wyville Thomson Ridge; JMR. Jan Mayen Ridge; MR. Mohn Ridge. Areas shallower than 500 m are lightly shaded. Bottom topography is form ETOP02

2 法罗海台水道(FBC)溢流

FBC很窄且侧壁陡峭, 最窄处在水道末端第一个“ 海槛(sill)” 上 (图2), 其宽度小于15 km, 深度约为840 m, 也是水道中最浅的部分。在该海槛西北面, 紧接着是一个较浅的海盆及另一个“ 槛” (图2)。溢流水流出第二个“ 槛” 后进入到冰岛海盆, 并最终下沉到北大西洋底层。文中FBC海槛特指第一个海槛。据估计, FBC溢流贡献了北欧海总溢流量的1/3和北大西洋深层水的1/4[12, 13]。

图2 FBC的详细地形Fig.2 Bottom topography in the FBC region FB.Faroe Bank; FP.Faroe Plateau

FSC海域的水文研究较多, 可能是世界上研究最密集的海域, 已经被定期观测了一个多世纪[14]。FBC溢流也很早被人们所认识。虽然早期在FBC的观测没有FSC的那么密集, 然而随着人们对其重要性的认识, 该处的溢流也被密集的观测。从19世纪80年代后期开始, 法罗渔业实验室(Faroese Fisheries Laboratory)定期对FBC海槛上的一条标准断面开展常规CTD航次观测。从1995年开始, 锚定ADCP系统被用来连续观测该处海流, 并一直延续至今[3, 15]。通过这些观测, 对FBC溢流有了较为深入的认识。Hansen等[3]和Saunders[16]对FBC溢流研究进行过总结, Hansen等[15]基于长期的温盐、海流观测数据, 对该溢流的特征进行了研究。

2.1 溢流水性质

从贡献北大西洋深层水的角度, FBC溢流常被定义为T< 3 ℃[16]或σ θ > 27.8 kg/m3 [12]的水体。Hansen等[15]基于长期连续实测数据得到, 由σ θ > 27.8 kg/m3定义得到的FBC溢流水体的平均温度、盐度和密度为0.25 ℃, 34.93和28.01 kg/m3, 流量为(1.9± 0.3) Sv; 由T < 3 ℃定义得到的溢流流量为(1.7± 0.2) Sv, 平均温度、盐度和密度分别为0 ℃, 34.93和28.02 kg/m3。

在FBC内, 水体层结显著, 垂向温度分布基本是由底层的低温水(可达0 ℃ 以下)和上层高温水(常为7 ℃以上)混合决定的。在横切FBC的断面上, 底层等温线基本水平, 而中上层等温线向FP(Faroe Plateau)上斜, 倾斜幅度随着温度升高而上升, 到7 ℃以上倾斜幅度保持不变。在海槛处, 由于宽度变窄, 流速增加, 倾斜更加严重。盐度分布与温度分布基本类似(Hansen等[15]的图5)。这种等温(盐)线倾斜的现象是地转效应和底摩擦共同作用的结果。同时, FBC上水体性质的垂向分布还受少量北欧海中上层水的影响, 使得观测到的温盐曲线多为非直线的[11]。

FBC上溢流水层的厚度约为250 m, 并随时间变化。其上界面(3 ℃等温线)的平均深度约为550 m, 深度变化可达50 m。Hansen等[17]认为该等温线在水道截面上整体上下平移; Hansen等[15]基于更长期可靠的观测发现, 该等温线在FP一侧的上下波动幅度要大于FB 一侧。溢流水流出海槛后, 随着水道的开口变宽, 溢流水层变得宽而薄。Duncan等[18]发现, 温度小于3 ℃的溢流水厚度从海槛附近的大于200 m, 减小到下游80 km处仅有60~70 m; 溢流水的平均深度由650 m下沉到850 m。而距离海槛约100 km的下游处, 已没有低于0 ℃的水体存在, 且溢流层(< 3 ℃水层)厚度变得更薄[19]。这是溢流水与周围高温水体混合的结果。最新研究表明在海槛下游, 由于斜压不稳定迅速发展[20], 上层产生中尺度涡旋, 溢流被打碎成多个冷水凸起(Darelius等[21]的图2c, d), 体现较强的中尺度特征。

在FBC溢流的高密度水体有时被简单描述为“ 挪威深层水” [22]。而目前普遍观点认为, FBC溢流水的来源主要有3个(图3):变性东冰岛水(ModIified East Icelandic Water, MEIW)、挪威海北极中层水(Norwegian Sea Arctic Intermediate Water, NSAIW)和挪威海深层水(Norwegian Sea Deep Water, NSDW)[11, 23]。这3个水体的特征分别为:

(1) NSDW典型存在于挪威海盆1 500~2 000 m深度, 在挪威海南部其上界面可达1 000 m以浅, 性质较为均一, 温度小于-0.5 ℃, 盐度约为34.91; 与周围海洋的深层水相比, NSDW富含营养盐和缺乏溶解氧, 年龄较大。挪威海深层水是暖而咸的北冰洋深层水和冷而淡的格陵兰海深层水混合而来[24, 25]。近年来, 挪威海深层水的温度也在不断升高[26]。FBC是NSDW的主要通道[3]。

(2) NSAIW分布在NSDW以上, 其温度为-0.5~0.5 ℃, 盐度为34.87~34.90, 由多种中层水混合而来, 有时又被称为Uaiw(Upper Arctic Intermediate water)或AIW(Arctic Intermediate Water)[3, 25]。在挪威海盆南部, NSAIW表现为σ θ ≈ 28 kg/m3或T≈ 0 ℃处的盐度最小值[27]。在FBC内, NSAIW表现为温盐图上, 0 ℃左右处轻微的弯曲[21, 22]。Fogelqvist等[27]认为, FSC溢流中NSDW与NSAIW为等比例混合。同时, NSAIW限制了NSDW与上层大西洋暖水的混合[3]。

(3) 较轻的中层水MEIW为多种中上层水体在IFR以北的锋面[28]上混合下沉而来, 常发现于FSC, 其温度为1~3 ℃ , 盐度为34.70~34.90。MEIW在 FBC内信号较弱, 这是因为大部分MEIW在FSC内回流及与周围水体混合, 其对溢流贡献较小[3]。MEIW在FBC的温盐曲线上表现为2~5.5 ℃处的盐度最小值或拐点。在FBC内, MEIW的显著影响常发现在FP一侧, 对FB一侧影响较弱[21, 22, 29]。

溢流水体性质及结构的变化在FBC截面上是同步的, 体现出大幅短期波动及显著季节以上变化特征, 与溢流流量变化基本一致。这些时间变化特征将在2.2节具体讨论。尚未发现近几十年来FSC溢流温度及流量的显著趋势变化, 仅盐度曾经出现过长期淡化的趋势。多项研究指出, 在20世纪后期的近40年里, FBC溢流淡化显著, 其中溢流中上层水体淡化速率大于底层。中上层淡化是因为北冰洋淡水输入增加导致的, 而底层水淡化主要是格陵兰海和冰岛海产生的深层水减少导致的NSDW减少的缘故[9, 30]。

图3 在FBC溢流的主要水团的温盐范围图Fig.3 Potential temperature and salinity ranges of the main water masses overflow through FBC

然而在1997— 2004年, 观测的FBC溢流水盐度持续增加[15], 尤其是溢流中温度较高的部分, 这导致了溢流密度增加了0.01 kg/m3。溢流中0~3 ℃水体的盐度显著上升, 且温度越高盐度上升越大; 而-0.5 ℃以下水体的盐度基本不变。FBC的溢流水盐度升高幅度大于FSC。Htú n等[31]认为该时期的盐度升高是由于上层大西洋水盐度升高导致的。然而, Hanse等[15]认为不能仅通过大西洋水变咸来解释该现象, 已知北欧海中3个水团贡献FBC溢流, 某个水团的盐度变化和水团相对比例的变化都可导致溢流盐度变化, 这段时间溢流盐度增加的原因尚未确定。

2.2 溢流流量

溢流流量的计算是通过断面上测量的溢流水体流速积分得到的。常用位温小于3 ℃或位密大于27.8 kg/m3定义溢流水。除定义溢流水的阈值外, 溢流流量估算受断面位置的影响很大。在FBC海槛下游, 溢流水已经混合了大量周围水体, 下游断面的溢流水阈值较难确定, 尚无统一标准。因此, 溢流流量一般指在FBC内溢流流量估算结果。此外, Hansen等[15]提出了动力溢流流量(kinematic overflow)的概念, 仅利用流速剖面, 计算海底到流速等于核心流速一半深度的截面上的流量, 与常规方法计算得到的溢流流量基本一致。由于FBC宽度与斜压Rossby变形半径(约10 km)相当, 其断面上溢流流速变化较为一致。因此, 在FBC使用一个ADCP就能较好地测量动力溢流流量, 误差仅为10%。

溢流流速的获取, 早期是使用温盐数据, 基于热成风关系推算得到[32]。这种方法需假设一个静止的起算面, 该假设在地形变化剧烈的海脊海域通常是不真实的, 因此这种方法得到的流速及流量可信性较差。由于FBC溢流基本为水压控制的, 通过水文数据, 结合水压控制方程估计的平均溢流流量较为合理[33]。后来, 通过直接的海流观测, 尤其是ADCP应用到溢流流速剖面的观测中, 得到的溢流流速及流量的可信度大大提高[3]。不同研究给出的溢流流量结果见表1, 近期研究估算的溢流流量较为稳定, 约为1.9SV, 比过去估算的结果偏大。

在时间变化上, FBC溢流流量有较大的短期波动、显著的季节周期及年际变化特征。观测的每日平均的动力溢流流量变化范围为0.7~4.5 Sv, 月均流量为1.5~2.9 Sv[15]。Saunders[36]通过海槛处的锚定海流计观测得到了溢流流速3~6天的振荡特征。Johansen[40]使用锚定ADCP数据进一步分析了这种短期振荡特征, 得出该周期振荡主要发生在上层。Darelius等[41]得出在海槛处的溢流层厚度和溢流流速都表现为2~6天的周期变化。更长的时间尺度上, Hansen等[15]得出FBC底部温度的时间变化序列的功率谱上有一个显著的峰值, 约为28天, 这个周期接近于Mm分潮, 可能支持在FBC上游的挪威海盆中有强共振的内潮波(resonant internal tides)的研究结果[42]。早期研究受观测数据长度的限制, 溢流的季节及更大时间尺度的变化特征一直无法确定[3]。而Hansen等[15]通过对10年的日平均溢流流量序列的谱分析得出, 较大的波动能量基本都集中在月尺度及以上, 包括季节和年际变化。溢流流量的季节与年际波动皆为平均值上下10%的变化幅度。溢流流量取决于溢流上界面高度和平均流速, 而实测表明两者皆有季节变化特征, 在夏季末为最大值, 与ϕ sterhus等[43]的基于水压控制构造的溢流流量的季节变化特征一致。底层的温度与溢流流量变化是一致的, 这是伯努利抽吸(Bernoulli aspiration)的结果[44]。

表1 FBC溢流流量估计统计 Table 1 Estimates of the flux of overflow through FBC by various authors

Hansen等[39]根据直接观测和历史水文数据指出FBC溢流流量, 1950— 2000年减少了至少20%。然而, 他们基于水压控制理论(仅考虑斜压驱动作用), 通过分析挪威海盆南部长期观测站(Ocean Weather Station M, OWS-M站)的28.0 kg/m3 等密度面深度在1950— 2000年的显著下沉, 推断FBC溢流流量下降。后来基于ADCP观测得出, 1995— 2004年的FBC溢流流量没有显著趋势变化, 趋势变化幅度不会超过平均流量的10%。同时指出, 1995— 2004年OWS-M站的28.0 kg/m3等密度面深度变化与FBC的溢流流量相关性并不好, 因此Hansen等[39]的结论应该被质疑[15]。

关于溢流流速的控制机制过去有2种观点, 即摩擦控制(frictional control)和水压控制(critical control或hydraulic control)。摩擦控制认为摩擦力等于斜压梯度力(这里的摩擦力包括底摩擦及水体之间摩擦); 水压控制认为弗劳德数(Froude number)Fr=1, 即长内波速度等于流速。对于FBC, 基于摩擦控制估计的溢流流速为1.6 m/s(设水道长度为150 km时); 基于水压控制估计溢流流速为1.2 m/s(对应流量为2.75 Sv), 都明显大于实际观测值[15, 36, 39]。这是因为FBC的宽度与Rossby半径尺度相当, 需要考虑地转效应; 同时还需要考虑底地形的影响[15]。理论的、观测的、数值的研究[15, 45~47]都表明, FBC溢流主要为水压控制的, 溢流强度取决于溢流上、下游的溢流水上界面(常用σ θ =27.8 kg/m3等密度面表示)高度差和水道宽度。相关研究重点关注溢流强度与 FBC上游或靠近FSC入口的溢流水上界面高度的关系[15]。

由于风应力无法直接作用到深层流动, 驱动FBC溢流唯一的外力为水道两端的压强差[17], 可用公式表述为:

12ρ v2=gΔ ρ Δ H+gρ Δ h

右端第一项为FBC两端溢流水上界面高度差(Δ H)导致的压强差(Δ ρ 为溢流水与上层水体密度差), 是斜压驱动项; 第二项为海面高度差(Δ h)导致的压强差, 为正压驱动项。正压项作用到整个水层而非仅溢流层, 且取决于北冰洋和北欧海入流和出流的平衡, 对扰动十分敏感, 无法驱动稳定的溢流。而斜压项仅作用在溢流层, 较为稳定, 且足够驱动强劲的溢流。目前普遍的观点认为, FBC溢流的稳定部分基本可用斜压驱动来解释, 而观测到的溢流强度的显著变化需要额外的正压驱动来考虑, 多为风场引起的海面高度变化的结果[15, 48]。

溢流通道两端的海面高度差决定了正压驱动。然而, 实际研究中面临的问题是如何在空间上确定“ 两端” 的位置和范围。Olsen等[49]基于数值结果得出了2个比较合适计算高度差的格点, 同时计算发现, 月平均的溢流流量与海面高度差相关性较好。可知, 正压驱动在月尺度上很重要, 并可影响季节变化, 这与Borenä s等[50]的结果较为一致。事实上, 溢流流速与Δ h, Δ ρ , Δ H相关, 而这3个参数皆有季节变化特征。Hansen等[15]分别估算了这3个参数在溢流强度季节变化中的作用, 得出通过Δ p和Δ H产生的斜压驱动引起了溢流的基本季节变化, 然而在某些年的不规律季节变化是由正压效应所主导。海面高度差的年际变化足够引起观测到的溢流强度的年际变化, 然而两者的相关性较差。

总之, 在进行溢流数值模拟及预测中, 正压驱动和斜压驱动都应该考虑。Hansen等[39]仅考虑斜压效应得到的溢流较少, 是不可靠的。

2.3 混合过程

当溢流沿着陆坡流下时, 由于与周围水体混合, 其体积增加而密度减少。这个溢流被稀释的过程称为卷挟(entrainment)[51], 其驱动力来自溢流与周围水体的速度剪切。FBC较长, 卷挟对溢流水体性质的影响显著。同时FBC较宽, 卷挟过程需考虑地转效应, 另外需考虑底地形的影响。溢流在底部的强流速剪切, 能保证溢流下层水体的均一性。溢流中的强混合主要发生在海底、上界面及地形陡峭的地方[52]。

梯度型里查森数Ri(the gradient Richardson number), 为层结与剪切强度的比, 反映层流的稳定度和卷挟强度。当Ri< 0.25时, 意味着流速剪切可引起强混合。Borenä s等[35]使用CTD和海流计对FBC溢流的观测, 得到在溢流上边界有Kelvin-Helmholtz不稳定和强混合。Saunders[36]使用小时平均的、垂向200 m一层的海流数据, 得到Ri为0.5~1(较大的Ri可能是数据时空分辨率不够导致的)。Johnson等[53]利用3个抛弃式海流计进行垂向10 m一层的海流观测, 计算发现上边界处Ri多为0.25左右。故虽然上边界有强层结稳定, 依然存在剪切不稳定引起的强混合。通过高精度观测, Fer等[54]发现在上边界和海底有较大耗散率, 达10-5W/kg; 在底边界的25 m层的Ri< 0.25, 而上边界0.6< Ri< 1。同时观测发现, FBC出口处的3~6 ℃层的流速, 在小于半日周期的内波频率上有高波动能量[55]。除了剪切不稳定外, 内波和潮汐被认为也贡献了溢流上边界的强混合, 导致上边界会不时出现Ri< 0.25的情况[56]。

除卷挟外, FBC上存在横向的次级环流(Sec-ondary circulation), 也有利于溢流与周围水体的混合。理论分析发现, 在旋转坐标系下的重力流中, 底边界上有底摩擦导致的向左(沿着溢流方向)的Emkan输运, 而在上界面处有与沿着溢流方向的上界面倾斜变化相关的向右的补偿地转输运, 形成次级环流[53, 56](图4)。Johnson等[53]观测到在FBC海槛处的底边界层厚约30 m, 存在Ekman螺旋; 同时在海底上120 m层发现横切主流向的流动, 强度可达溢流的1/4。Fer等[54]在FBC进行的湍流直接观测, 再次确认了次级环流的形成机制。在FBC内顺着溢流方向, 溢流上界面处的等密度面在左侧聚紧、在右侧摊开的现象[15, 56], 这一现象也可以用次级环流的存在来解释。另外, 次级环流也存在于海槛下游的开阔陆坡上, 主要由地转输运所驱动, 实测横向流速变化的80%可以由地转输运解释[11, 55]。

图4 沟渠溢流中二级环流示意图(据参考文献[56]修改)
沿着沟渠的溢流用大箭头表示; VG代表横向地转输运, VE代表Ekman输运Fig.4 Cell across the channelized dense water plume(modified after reference[56])
Down-channel velocity indicated by large arrow.VG and VE are the cross-channel geostrophic-and Ekman-transport, respectively

溢流水流出FBC后, 与IFR溢流水体一起向西南流动, 并与上层暖水发生混合[42, 57, 58]。参与混合的暖水主要为北大西洋水(North Atlantic Water, NAW)[13, 47]和变性北大西洋水(Modified North Atlantic Water, MNAW)[9]。同时, 中层的拉布拉多海水(Labrador Sea Water, LSW)和冰岛海盆中层水可在海槛下游的短距离上, 与溢流水发生混合[10, 59]。

长期来看, 观测到的FBC溢流流量和水体性质基本稳定, 溢流的稳定部分主要是由斜压效应驱动的, 溢流变化还受正压效应驱动的显著影响。FBC溢流流速是水压控制的, Fr在FB一侧接近1。密度大于27.8 kg/m3的FBC溢流流量为(1.9± 0.3) Sv, 平均温度为0.25 ℃, 平均盐度为34.93, 平均密度为28.01 kg/m3。

溢流水体性质及结构变化在水道截面上是同步的, 且与溢流流量变化基本一致, 都体现出大幅的短期波动及显著季节尺度以上变化特征。溢流流量的季节变化幅度为平均值的10%, 夏季最大。溢流性质和流量都有年际变化特征, 只有盐度存在显著趋势变化特征。在20世纪后期, FBC溢流有长期淡化的趋势; 而1997年以后, FBC溢流有变咸的趋势, 尤其是溢流中高温部分更加明显, 并导致密度的增加。溢流的上边界和底边界的强流速剪切及次级环流的存在, 使得溢流水与周围水体混合充分, 是FBC跃层上密度结构呈线性的原因。同时, 次级环流导致了上界面等密度面在FB一侧的聚合, 在FP一侧的散开。

3 冰岛— 法罗群岛海脊(IFR)溢流

一个多世纪前, Knudsen[60]第一次观测到IFR溢流, 并认为它是间歇性的。而Nielsen[61]发现该溢流具有一定连续性。在接下来的半个世纪里, 针对IFR溢流的研究很少, 直到19世纪50年代, 相关研究突然增加。Dietrich[62]给出了4个横切IFR断面的观测结果。Hermann[63]和Steele[64]给出IFR上底层温度的空间分布。这些观测, 为IFR溢流的存在提供了的有力证据。这个时期, 科学家们开展了首次溢流联合调查(Overflow 60), 来自5个国家的9条船在IFR上进行准同步温盐观测[5]。同时, 相关研究又补充了海流观测[65, 66], 确定IFR上存在多个溢流路径。上述研究, 促使了第二次在1973年8~9月的溢流调查(Overflow 73), 期间对IFR东部的一次溢流过程进行了细致研究。目前, 虽然ADCP、水下滑翔机等先进观测手段被用于IFR溢流的观测[4], 然而该溢流依然较难被充分观测。这是因为IFR较宽(约400 km), 且大部分溢流都是间歇性的。虽然在溢流下游(IFR南部)的观测更能包含所有的IFR溢流, 然而在该处FBC溢流水和大西洋水发生混合, 并非理想观测位置[67, 68]。Beaird等[68]利用2006— 2009年在IFR大西洋一侧的大量水下滑翔机数据, 估算出了IFR不同位置的溢流量。目前, 尚无IFR溢流的长期全面连续观测, 对该处溢流的认识尚浅。

IFR包括一个浅的海台(plateau)和几个横断的渠, 最大深度约为480 m(图5)。北欧海中溢流水的上界面通常在该深度以下, 但是中尺度涡能提升这个界面, 故溢流事件能间歇地发生在海脊的很多位置。北欧海溢流水上界面在冰岛附近较高, 靠近冰岛的西部峡沟(Western Valley, WV)被认为存在更加稳定的溢流。同时, 虽然IFR上大部分溢流的位置和强度是变化的, 但汇总的溢流较为稳定[4, 68, 69]。

3.1 溢流水性质

IFR的深度较浅, 这里的溢流水体与其他2个通道相比, 密度较小, 水温较高。由于与FSC位置相近, IFR溢流水来源与FSC较为相似, 主要为NSAIW, NSDW和MEIW。相关研究对其水团分析时, 常将NSAIW和NSDW放在一起作为一个水体考虑。使用Overflow 60的数据, Hermann[32]得出MEIW 和NSAIW+NSDW各贡献了IFR溢流的一半。而Meincke[66]认为NSAIW+NSDW的比例要远大于MEIW; MEIW在溢流层上部比例较大。Stefá nsson[3, 2, 70]发现这些水团的相对比例并不是空间均一的, 而是沿着IFR变化, 其中在法罗群岛一侧NSAIW+NSDW的比例更大。1994年的二氧化碳和水文观测表明, 这3种水团对溢流贡献相等。需要注意的是, 上述水团比例分析是基于确定和固定的水团性质, 因此得到水团比例仅是大概的参考值[3]。

2003— 2005年在IFR靠近法罗群岛处的3个坐底ADCP观测表明, 该处底层频繁地出现温度小于2 ℃的溢流水。观测期间, 该区域溢流强度存在数个月尺度的明显变化, 而底层温度没有表现出任何显著的类似变化信号[4]。由于长期观测数据的缺失, 尚无关于其水体性质时间变化特征的详细论述。

3.2 溢流流量

早期, Dietrich[62]估计的IFR溢流量为6 Sv, 然而他并没有考虑到地转效应会使得顺着陆坡下沉的流动变为沿着陆坡的流动。Steele[71]估计的流量为1.5~3.0 Sv。基于Overflow 60的调查结果, Hermann[32]估计了IFR溢流量为1.1 Sv。基于靠近冰岛陆坡的观测数据, Perkins[69]估计未混合的IFR溢流流量约为0.7 Sv。他认为这是总的溢流流量, 实际上却并未覆盖全部溢流, 这个值是低估值。总之, 1.0 Sv常被作为IFR溢流流量的典型值[12, 72], 然而这个数依然有很大的不确定性。IFR溢流的时空不确定性及较宽的溢流通道是引起溢流流量无法准确估计的主要原因, 此外IFR溢流水中约50%为MEIW, 虽然MEIW被认为是溢流水, 但是并不是所有的MEIW都满足密度大于27.8 kg/m3[4]。

Beaird等[68]使用大量的水下滑翔机数据, 计算了IFR南面1 000 m以浅的多个垂直于海脊的断面的流量。通过分析从西向东的溢流流量变化, 其估算在IFR东部(IFR纬向走向的部分)的溢流流量约为0.3 Sv。IFR东部的溢流水和FBC溢流水汇合, 沿着等深线向西运动。到达IFR拐角处(约为63° N, 12° W处), 大部分溢流水已经下沉到冰岛海盆深层(大于1 000 m)。剩下小部分溢流水, 继续沿着浅水等深线到达冰岛陆坡, 之后与WV处的溢流汇合, 沿着陆坡向南运动。2003— 2005年ADCP观测结果表明, 在IFR东部的溢流表现出数月尺度的显著变化[4]。

IFR西端的WV被认为溢流频繁发生的位置[67, 69]。该处溢流和来自IFR东部的溢流水体, 一起沿着冰岛陆坡向南运动。在WV处, Perkins等[69]观测到近底层的海流较为稳定, 流向沿着冰岛陆坡向南, 平均流速为50 cm/s。然而, 该研究没有给出温盐观测结果, 因此近底层的海流可能并非稳定溢流。Beaird等[68]得到的WV溢流变化要远大于Perkins等[69]的结果。他们利用28个断面观测数据估算的溢流量平均值及标准差分别为0.43 Sv和0.48 Sv, 最小值为0.05 Sv, 最大值为2.13 Sv, 存在较大的数天到数星期尺度的波动。同时, 他们发现WV的溢流有季节波动特征, 最大溢流输运在夏季。2个研究的结果差异可能是观测位置不同造成的, Perkins等[69]的观测点固定且更南, 可能包含其他的溢流支流, 而使得观测的溢流流量比Beaird等[68]观测的明显稳定。Beaird等[68]计算的WV平均溢流较小, 很可能是低估值。

IFR溢流有时间上和空间上的不确定性, 是尚未解决的开放问题。在Overflow 73中, Meincke[73]将观测到的溢流变化与大气驱动联系到一起。还有一些实测数据支持两者的相关性[74, 75]。然而这些相关性讨论仅停留在统计学上的, 没有机制分析。后来, Willebrand等[76]认为之前在IFR观测到的溢流变化主要是由于IFF(Iceland-Faroe Front)不稳定造成的, 受斜压控制。仅当有偶然的强气旋通过时, 风才能起主要作用[4]。Hansen等[77]认为IFR的溢流与其上的大西洋入流有一定的相关性, 两者通过局地海平面变化联系到一起。强IFR上的大西洋入流, 与IFR东面的高海平面相联系, 高海平面通过正压效应, 加强溢流输运。

4 丹麦海峡(DS)溢流

20世纪初, 冰岛东面的溢流通道皆被确认, 并被Nansen[6]进行了较为详细的讨论。然而直到20世纪50年代, DS溢流才被人们所认识[78]。当时, Cooper[8]开始重新关注该处溢流可能的重要性, 并在International Geophysical Year (1957-1958)进行了进一步研究。后来, DS溢流作为重要的溢流通道被深入地观测及研究[4]。

DS水道上有一个海槛, 深度640 m, 是水道上最浅的地方。DS较宽(大于变形半径), 这里入流和出流水平分开。其中出流为携带极区冷水的东格陵兰流(EGC), 占据格陵兰岛的陆坡; 入流为携带大西洋暖水的伊尔明厄流(Irminger Current, IC), 靠近冰岛(图6)。虽然IC稳定但流量仅占北欧海大西洋总入流的10%[83]。海峡中, 冷水和暖水的输运方向并非一直保持北向或南向, 存在EGC和IC的回流。溢流发生在海峡的底层, 其流量占北欧海溢流总流量的一半以上[3, 84]。

Dickson等[4]对DS溢流的来源、变化及驱动进行了较为系统的总结。而Jochumsen等[84]基于1996— 2011年DS海槛处断面的连续观测数据, 对该处溢流的多尺度变化特征进行分析。

图5 IFR地形图(据参考文献[3]修改)
虚线箭头代表间歇的溢流路径, 实线箭头代表更为持久的溢流路径Fig.5 Bottom topography in the IFR region (modified after reference[3])
Red arrows indicate intermittent (broken arrows) or more persistent(continuous arrow) overflow paths across the Ridge

图6 丹麦海峡主要的流系
图中红色箭头代表上层流动, 其中红色实线箭头为大西洋入流, 红色虚线箭头为北欧海出流; 黑色箭头代表深层流动; IC为伊尔明厄流(Irminger Current), NIIC为North Icelandic Irminger Current; EGC为东格陵兰流, EGCC为East Greenland Coastal Current[79]; NIJ为North Icelandic Jet, S-EGC为separated EGC, Sb-EGC为shelf break EGC[80~82]; ISG为冰岛中央的气旋涡流(Iceland SeaGyre), KR为 Kolbeinsey ridge; EIC为Vå ge等[81]得出的East Icelandic Current (EIC)上层部分的可能路径Fig.6 Schematic circulation in the area of the Denmark Strait
Red arrows indicate upper-layer currents, red arrows with solid line indicate inflow from Atlantic Ocean, red arrows with dashed line indicate outflow from Nordic seas. Black arrows indicate deepwater flow. IC.Irminger Current; NIJ. North Icelandic Jet; S-EGC. Separated EGC; Sb-EGC. Shelf break EGC[80~82]; ISG. Iceland Sea Gyre; KR. Kolbeinsey ridge; A possible pathway of the upper-layer East Icelandic Current (EIC) according to Vå ge et al.[81]

4.1 溢流水性质

在DS海槛断面上的典型温度和流速分布图上(Jochumsen等[84]的图2), IC为显著高温(> 6 ℃), 主要分布在冰岛一侧400 m以浅, 为最强的东北向流动。而在断面的格陵兰岛一侧, 水温低于2 ℃, 且流速较小。在海峡最深处, 大约为海峡中央, 整个水柱皆为西南向流动, 为EGC主流。其中高密度溢流水体(σ 0> 27.8 kg/m3)占据深层, 并表现出明显的流速核心, 高达100 cm/s。一般来说, 在DS上溢流水体分布在深度大于300 m的海域; 在DS海槛处溢流水厚度约为250 m[85]。有些时候, IC可侵占DS的最深处, 而将溢流挤压到格陵兰岛陆坡上[84]。

DS溢流水来源一直存在争议。最初认为冰岛海北极中层水(Iceland Sea Arctic Intermediate Water, IAIW)贡献了该溢流的大部分[86]。后来格陵兰海对流生成的北极中层水(Greenland sea Arctic Intermediate Water, GAIW)被认为贡献了溢流的高密度部分[87]。Aagaard等[88]和Buch等[89]指出, 来自北冰洋的水体对溢流水有较大贡献。而Mauritzen[7, 90]强调东格陵兰流携带的大西洋回流水(Return Atlantic Water, RAW)与北极大西洋水(Arctic Atlantic Water, AAW)贡献了DS溢流的大部分, 并使用箱式模式确认北欧海局地生成的GAIW和IAIW对溢流贡献较少。也有研究[91]认为, 北冰洋内, 巴伦支海入流分支变性得到的上极地深层水(upper Polar Deep Water, uPDW), 与GAIW和IAIW有相同的密度范围, 是DS溢流的一个可能重要来源。通过分析东格陵兰流从Fram海峡到DS的演变, Rudels 等[92]得出多个水团通过该流动贡献溢流, 其中uPDW, RAW 和AAW密度较小可直接穿过DS海槛溢流; 而GAIW和IAIW通过等密度混合的方式加入东格陵兰流来贡献溢流。除了东格陵兰流, 在冰岛北面大陆坡上观测到另外一支流动可贡献DS溢流[93, 94]。实测数据表明, 该流动可追溯到Kolbeinsey海脊东面(图6), 是与东格陵兰流不同的独立海流, 被称为North Icelandic Jet(NIJ)。它提供了DS溢流的最高密度部分和DS总溢流量的35%~50%[80~82]。基于模式诊断分析得出, NIJ的2/3来源于冰岛北部沿岸海域的水团冷却下沉, 1/3来自与冰岛海涡旋内部回流水的侧向混合, 还有一小部分来自冰岛东面。其中冰岛北部沿岸下沉水体来源为NIIC。然而局地的冷却并不能支持NIIC变得足够高密, NICC水与冰岛中心冷水的侧向涡热通量是NICC变性下沉的关键[80]。NIJ与EGC的一个分支(S-EGC, 图6), 在DS北部汇合后一起从DS溢流[81, 82]。

目前普遍认为由于伯努利抽吸效应对DS溢流贡献较小, 在DS溢流的北欧海水体所在深度基本在海峡海槛深度(640 m)以上, 即多在北欧海的中层[80]。北欧海的深层水团由于密度太大, 不能直接通过DS溢流, 但是在DS sill北面发现有基本未变性的北冰洋深层水(Arctic Ocean Deep Water, AODW)[89, 95], 不排除会有少量的AODW通过混合方式贡献溢流[96]。目前已知有多个水团会贡献DS溢流, 这些水团可简单分为2类:温度高于0 ℃的大西洋起源的水体, 包括RAW和AAW; 温度低于0 ℃的北冰洋起源的水体, 包括AODW, uPDW, GAIW和IAIW[80, 81, 96, 97]。基于观测资料分析, Tanhua等[98]得出大西洋起源的水体提供了30%~50%的DS溢流; Vå ge等[80]得出2种水体各占DS溢流的一半。而对于溢流的深层部分(σ 0> 28.04 kg/m3), 北冰洋起源的水体被认为占绝对主要部分[81, 96]。Swift等[86]发现, 北欧海溢流水中密度最高的水体NSDW占DS溢流的不到10%。事实上, 多个研究指出DS溢流的源地、水团比例、上流路径是变化的[98~100]。

过去, 对DS溢流水性质时间变化的研究多集中在DS下游, 格陵兰岛东南部的陆坡上, 例如 Angmagssalik line[101]和ASOF-W上每年的水文断面观测[4]。而在DS上的水文观测基本都是短期行为或空间分辨率较差[85, 102, 103]。在DS海槛上的长期连续水文观测开始于1999年, 是Kiel大学的SFB460项目内的一部分。Macrander 等[85]使用其中开始4年的连续观测数据探讨了DS溢流流量和水文特征。随着数据的积累, Jochumsen等[84]得到了在DS海槛上13年的连续观测数据, 对DS溢流的时间变化进行了全面论述。Jochumsen等[84]得出DS溢流水体性质的日变化显著, 日平均的溢流底层温度在-0.5~1 ℃变化(97%置信度情况下)。有些时刻日平均底层温度可达5.1 ℃, 为极端暖事件, 仅能持续几个小时到2天, 被认为是大西洋入流影响的结果。频谱分析得出, DS溢流流量和温盐性质在2~10天的周期内有较高的波动能量, 然而两者的相关性较差, 已有研究认为该水体性质变化主要是不同水团相对比例变化的结果, 而非水团性质变化造成的[100, 104]。观测到的溢流水体性质的季节波动较小, 仅占总波动能量的5%, 其中温度季节振幅为0.09 ℃, 盐度为0.003, 两者都在春季最大、秋季最小。溢流水体性质年际变化显著, 且这段时间内(1996— 2011年)内有冷却和咸化的变化趋势。之前报道的20世纪60~90年代的DS溢流水的淡化[30], 被本次观测期间的略微咸化所抵消, 2007年后的DS溢流水盐度与1990s早期和1977年基本一致。近期的趋势变化是长期趋势的翻转还是年代际变化的结果尚未确认。

4.2 溢流流量

与FSC相同, 这里主要讨论在DS处的溢流流量。受该处强海流的阻碍, 对DS溢流流量的观测一直较不顺利。Worthington[105]首次进行了尝试, 在1967年冬季布放锚系系统进行1个月的观测, 结果在海峡西面的锚系丢失。在海峡中心的760 m深度上的完整锚系观测表明, DS溢流流速大且变化剧烈, 最大流速为143 cm/s, 平均为21.4 cm/s, 主要的波动时间尺度为数天, 计算得到低于4 ℃水体的流量为2.7 Sv。接着Ross[106]于1973年分别在靠近DS海槛北边和南面的断面上进行了2年观测, 发现海槛北面流速较小(平均流速小于10 cm/s), 而距离海槛55 km的南面断面上有强的底部流动, 平均流速大于60 cm/s, 并估计温度低于2 ℃水体的平均流量为2.9 Sv。之后较长时间没有在DS的观测, 直到Girton等[103]于1997年秋在海峡处进行了海流和温盐的一个星期的走航测量, 估算得到σ 0> 27.8 k/gm3的溢流水流量为(2.7 ± 0.6) Sv。相关研究于1999年开始在海槛处进行长期海流(ADCP观测)和温盐观测[85, 104]。基于1999— 2003年的观测结果, Macrander等[85]得到该时期溢流流量(σ 0 > 27.8 kg/m3) 由3.7 Sv减少到3.1 Sv, 平均流量为3.5 Sv。他们同时指出至少需要2个ADCP测站才能较好地估算DS溢流流量, 在DS上单个ADCP测流数据, 将被溢流的侧向差异和中尺度涡所污染[107]。Jochumsen等[84]得到在DS海槛上, 1996— 2011年平均溢流流量(σ 0 > 27.8 kg/m3)为3.4 Sv, 标准差为1.4 Sv。而相关研究在DS下游的长期观测得到的DS溢流流量(σ 0> 27.85 kg/m3)约为4.0 Sv[4, 12, 108]。

DS溢流流量存在多个尺度的大幅变化, 其中短期波动尤其剧烈。日平均的溢流流量在1.4 Sv的东北向输运到8.7 Sv的西南向输运之间变化, 流量的日间变化典型量级为0.5 Sv, 极端情况下2日之间的差异可达± 5.5 Sv。日均流量呈高斯分布特征, 最大概率分布在3.4 Sv左右[84]。在紧靠DS海槛下游, 溢流流量体现出2~4天规则波动[109]。观测的DS溢流流量无明显季节变化, 季节波动幅度小于0.2 Sv, 仅占总波动能量的5%。不同月份之间的变化为1~2 Sv, 年际变化幅度约为0.3 Sv[84]。已有研究并未发现19世纪80年代以后DS溢流流量的10年以上的长期变化趋势[4, 80]。

多个观测和模式结果证明, DS溢流在中长期尺度上基本是水压控制的, 且斜压效应占主导[4, 103, 107], 这与DS溢流流量的相对稳定较为一致。北欧海内数年尺度上的斜压调整能引起DS溢流流量年际到年代际的变化[49]。流量的短期变化主要与风驱动引起的正压输运有关, 北欧海的气旋风场有利于DS溢流的增强[48, 49, 99]。然而, 近期Yang等[82]模拟得出气旋风场虽然会使得EGC提供的溢流增加, 但也会减弱NIJJ的贡献, 因而风场对DS溢流的影响是复杂的。另外, 数模结果表明北欧海内的海气通量也是决定DS溢流强度的一个关键因素[110]。

5 北欧海的总溢流

Hansen等[3]总结了北欧海的总溢流特征及各通道的分布, 其中总溢流流量为5.4 Sv, DS溢流流量为2.9 Sv, IFR溢流流量为1 Sv, FSC溢流流量为1.7 Sv(其中FBC 溢流流量为1.5 Sv, WTR溢流流量为0.2 Sv)。该结果被广泛认可, 之后新的观测结果与该结果出入不大[111]。然而, 这些仅是平均意义上的值, 事实上各通道溢流都存在多尺度的变化特征。北欧海的总溢流中, 北冰洋和北欧海各提供约一半水体[24, 97, 112]。多个研究指出, 20世纪后期近40年里, 北欧海溢流水盐度持续减少, 包括FSC和DS处的溢流[30, 113, 114]。Sarafanov等[115]基于北大西洋的实测数据得出, 北欧海总溢流的盐度在1995— 2002年, 体现出了上升趋势。

北欧海总溢流也基本为水压控制的, 其流量基本取决于北欧海溢流水上界面对于海脊的高度, 保障了总溢流的基本稳定[46, 116]。相关数值模拟结果估算得到, 北欧海内GSR以上的高密度水的体量可以在没有水源更新的情况下提供数年甚至10年的稳定溢流[3, 4, 117]。然而, 上述估计的前提是假设GSR深度以浅的高密度水可自由供给溢流输出, 该假设忽视了控制海洋环流的基本动力学规律。北欧海的大尺度环流基本是地转控制的, 沿着地形流动[118]。因此, 需要外力或非地转机制来解锁被困在封闭地转等值线中的水体。Yang等[119]的数模结果表明, GSR以上的高密度水中有80%~85%不能直接溢流, 可以参与溢流的有效水体(简称有效溢流水体)仅占15%~20%。北欧海深海盆的存在限制了溢流水体。因此, 北欧海蓄存的有效溢流水体有限, 溢流对气候变化很敏感[119]。

目前来看, 虽然气候变化, 溢流依然保持强劲稳定, 近几十年里没有显著趋势变化[15, 119, 120]。对于该现象, Olsen等[111]基于模式结果指出, 虽然1948— 2005年, 北欧海中的溢流水上界面下降, 会引起GSR南北两侧的压强差减小, 但是北欧海内的海平面上升, 恰好补偿了该减少, 导致两侧的总压强差没有趋势变化, 使得溢流流量无趋势变化。现代气候模型都发现北欧海溢流与格陵兰海的对流强度有很好的变化一致性[121~123], 但是在实测资料中并没有反映。这可能是因为北欧海中大西洋水体的环流对于溢流变化的影响更大[112]。同时, 北欧海总溢流流量有一定的波动变化特征, 是风场驱动及GSR两侧密度差异的变化共同引起的[4]。

在理想化的数值研究中普遍发现, 不同通道上的溢流流量及溢流水成分的变化受大范围风应力旋度的年际变化影响[124, 125]。其中, DS和FSC溢流流量变化为反相位的, 与NAO相位的强弱相关[4, 48, 99, 120, 126]。这种负相关是由局地风应力驱动的正压输运导致的。气旋环流的减弱会引起北欧海边界环流的减弱, 而使得DS溢流减弱; 基于Ekman输运效应, 减弱的气旋环流会促使北欧海内溢流水上界面的抬升, 通过水压效应加大FSC溢流; 另外减弱的边界环流还使得高密度水易进入边界区域, 进一步补偿FSC溢流[48, 119]。然而, 目前尚无实测证据表明DS溢流与FBC溢流的显著负相关性[4]。Kä se等[125]在GSR北部的系列理想化数值实验得出, 弗拉姆海峡入流、局地对流和海盆尺度的风应力旋度的变化都会引起北欧海溢流水输出路径的改变。北欧海溢流水的上游发生复杂的对流过程, 都将深刻地影响溢流水体的性质[127]。

6 总结和展望

随着观测数据积累及研究技术提高, 我们对北欧海溢流水文特征及动力机制的认识日益深入。目前关于北欧海溢流的较明确的结论有:

(1) 北欧海的总溢流流量量级约为5 Sv, 较为稳定。其中DS溢流占一半以上, FSC溢流约占1/3, 皆较为稳定, 为水压控制的, 其中斜压效应占主导; IFR溢流流量较小, 且具有时空不稳定特点。风应力引起的海平面变化, 即正压效应, 是引起FSC和DS溢流强度变化的重要因素。

(2) FSC为NSDW的主要出口, 溢流水密度最高; IFR深度最浅, 溢流水密度最小。FSC与IFR溢流水直接来自挪威海南部的高密度混合水体, 主要包括NSDW, NSAIW和MEIW; DS溢流水主要由EGC和NIJ共同提供, 主要包括来自北冰洋的和北欧海局地生成的多种中层水, 格陵兰海的对流水体可通过混合方式加入到EGC中贡献DS溢流。

(3) 3个通道的溢流性质和溢流强度都体现出剧烈的短期波动、一定的季节波动和显著的年际变化, 其中仅FBC的季节波动较为显著, 却仅占总波动能量的约10%, 夏季流量最大。虽然在20世纪后期近40年里的北欧海溢流持续淡化, 然而近十几年FSC和DS溢流盐度皆为增加的, 基本抵消了前段时间的淡化趋势。北欧海总溢流及各通道溢流的流量和温度尚未发现有显著趋势变化。

(4) 在FBC上, 溢流边界上的强流速剪切及次级环流的存在, 使得溢流水与周围水体发生强混合; 次级环流同时影响了FBC上的精细温盐结构。

然而还有很多问题尚待解决:近期溢流盐度增加趋势是变化趋势反转还是年际变化结果需要进一步确认; 溢流维持机制尚未确定; 溢流水来源及路径并未定论; IFR溢流的观测不足, 对其认识尚浅; FSC与DS溢流的相关性还需进一步确认并进行机制分析等等。在全球增暖及北极环境快速变化持续的背景下[128], 北欧海溢流对全球气候变化的进一步响应及反馈, 依然将是未来研究的热点和难点, 还需要大量深入研究。

The authors have declared that no competing interests exist.

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