童金爐，陳敏，2*，潘紅，楊偉鋒，2，張潤(rùn)，鄭敏芳，邱雨生，2

（1.廈門大學(xué)海洋與地球?qū)W院，福建廈門 361005；2.近海海洋環(huán)境科學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，福建廈門 361005）

夏季楚科奇海河水與海冰融化水組分的空間變化特征

童金爐1，陳敏1，2*，潘紅1，楊偉鋒1，2，張潤(rùn)1，鄭敏芳1，邱雨生1，2

（1.廈門大學(xué)海洋與地球?qū)W院，福建廈門 361005；2.近海海洋環(huán)境科學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，福建廈門 361005）

通過(guò)對(duì)2008年夏季楚科奇海水氧同位素組成的分析，運(yùn)用S、δ18O的質(zhì)量平衡關(guān)系計(jì)算出河水組分和海冰融化水組分的份額，揭示出楚科奇海河水和海冰融化水組分的空間變化規(guī)律，并探討其影響因素。楚科奇海河水組分的份額介于1.9%～18.4%之間，呈現(xiàn)隨深度增加而降低的趨勢(shì)；河水組分積分高度的變化范圍為1.3～16.6 m，平均為（4.8±4.0）m。河水組分份額與積分高度均呈現(xiàn)東高西低、北強(qiáng)南弱的特征，與太平洋入流東側(cè)為富含河水組分的阿拉斯加沿岸流、西側(cè)為低河水組分的白令海陸架水，以及北部海域受波弗特流渦?？寺椌圩饔玫挠绊懹嘘P(guān)。海冰融化水份額呈現(xiàn)隨深度增加而降低的趨勢(shì)，20～30 m以深受到冬季海冰形成時(shí)所釋放鹽鹵水的明顯影響。海冰融化水積分高度的變化范圍為－3.2～1.7 m，平均值為（－0.3±1.2）m，其空間分布呈現(xiàn)東低西高、南強(qiáng)北弱的特征，與太平洋入流輸入通量的時(shí)間變化以及輸入路徑的西偏有關(guān)。

河水組分；海冰融化水組分；18O；楚科奇海

1 引言

楚科奇海南部通過(guò)白令海峽與太平洋銜接，北部為加拿大海盆，西部通過(guò)德朗海峽與東西伯利亞海連通，東部與狹窄的波弗特海直接相連，是北冰洋的邊緣海之一。

楚科奇海是太平洋水進(jìn)入北冰洋的必經(jīng)通道。太平洋入流的驅(qū)動(dòng)力為白令海峽兩端的水位差，海面坡度大約為10－6［1—2］。白令海峽太平洋水入流的流量有明顯的季節(jié)變化，主要受控于風(fēng)場(chǎng)的方向和強(qiáng)度［3］。太平洋水通過(guò)白令海峽后分為3支，其中最東面一支具有高溫、低鹽、低營(yíng)養(yǎng)鹽特征，為阿拉斯加沿岸流。該海流沿著阿拉斯加沿岸直到巴羅海谷，然后轉(zhuǎn)向東繼續(xù)沿著波弗特海陸坡流動(dòng)至格陵蘭島北部。在這支海流中，只有很少量的阿拉斯加沿岸水在地形變化陡峭區(qū)域因渦旋剪切作用進(jìn)入深海盆。太平洋入流另外兩支水體的鹽度和營(yíng)養(yǎng)鹽較高，溫度較低，可擴(kuò)展到整個(gè)楚科奇陸架，并且通過(guò)兩條深水道（赫雷德海谷和中央水道）到達(dá)北風(fēng)海嶺西部。太平洋入流的大部分水體進(jìn)入加拿大海盆，之后匯入波弗特流渦或穿過(guò)加拿大群島進(jìn)入北大西洋；另外一部分則進(jìn)入穿極流，經(jīng)由弗拉姆海峽進(jìn)入大西洋［4—15］。

此前研究者已對(duì)楚科奇海海冰的周年變化特征［3，16］、海冰面積的變化［17］、融冰過(guò)程及其影響因素［18］等進(jìn)行過(guò)詳盡的研究，也通過(guò)海水氧同位素組成的分布估算過(guò)楚科奇海淡水總量，并揭示出太平洋入流的路徑［19—22］，但對(duì)于楚科奇海淡水組分中河水與海冰融化水的分布及其影響因素仍不甚了解。本研究利用2008年夏季于楚科奇海采集的海水，通過(guò)測(cè)定其氧同位素組成，運(yùn)用河水-海冰融化水-大西洋水的3組分混合模型計(jì)算出楚科奇海海水中河水組分和海冰融化水組分的份額，進(jìn)而揭示這兩種淡水組分的空間分布特征及其調(diào)控機(jī)制。

2 方法

2.1 樣品采集

2008年7—9月，中國(guó)“雪龍”號(hào)科考船赴北冰洋開展中國(guó)第三次北極科學(xué)考察，期間（8月1—7日）于北冰洋楚科奇海采集了22個(gè)站位不同層次的海水樣品，用于氧同位素組成的分析。采樣站位落在66.5°～75.0°N、169.0°～157.8°W區(qū)域內(nèi)（圖1），其中，R00－R17斷面從白令海峽北側(cè)向北延伸，跨過(guò)霍普海谷和赫雷德淺灘，北至水深較深的楚科奇海臺(tái)附近海域，該斷面水深變化較大，介于31～173 m之間。站位C31－C35位于里斯本海角西側(cè)，水深為28～45 m；站位C21、C23和C25位于漢納淺灘南側(cè)，水深分別為41 m、39 m和37 m；斷面C11－C10A從中央水道東西向橫跨到巴羅海谷，水深變化較大，介于37～107 m之間。在所有站位中，除位于最北端的R15站、R17站和巴羅海谷C10A站外，其他站位的水深都較淺，均小于50 m。

海水樣品由CTD-Rosette采水器采集，采樣層次為由表及底的不同深度。水樣采至甲板后，馬上轉(zhuǎn)入50 cm3預(yù)先經(jīng)海水樣品洗滌過(guò)的聚乙烯塑料瓶中。樣品采集時(shí)，將采樣管深入樣品瓶底，待海水樣品溢流約25～30 cm3后，旋緊瓶蓋，常溫下氣密保存，帶回陸地實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行海水氧同位素組成的分析。溫度和鹽度由SeaBird 911 plus溫鹽深剖面儀測(cè)定獲得。

圖1 楚科奇海海水18O的采樣站位Fig.1 Sampling locations for seawater18O measurements in the Chukchi Sea

2.2 海水氧同位素組成的測(cè)定

海水氧同位素組成采用恒溫（25℃）下CO2-H2O平衡法進(jìn)行測(cè)定，測(cè)量?jī)x器為Finnigan DeltaplusXP穩(wěn)定同位素比值質(zhì)譜儀［23］。海水氧同位素組成用δ18O表示：

式中的VSMOW表示維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海水，其氧同位素組成δ18O＝0‰。若測(cè)得的海水樣品δ18O值為正值，則表示該樣品相對(duì)于標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)富集18O，反之，則表示樣品18O含量相對(duì)缺乏。樣品測(cè)量期間，每間隔10～20份樣品插入3～5份不同18O豐度的參考標(biāo)準(zhǔn)同步進(jìn)行測(cè)量，由參考標(biāo)準(zhǔn)測(cè)值與真值之間的線性相關(guān)關(guān)系計(jì)算出樣品的δ18O值。每份樣品均進(jìn)行了10次的重復(fù)測(cè)量，如果測(cè)量精度1σ＞0.02‰，則再行重復(fù)進(jìn)行測(cè)量。文中所報(bào)道δ18O的平均精密度均好于1σ＝0.02‰。

3 結(jié)果

3.1 R00－R17斷面

在R00－R17斷面，溫度隨著緯度的增加而減小，70°～72°N附近海域溫度降低梯度最為明顯（圖2a）。在70°N以南海域，水體溫度較高，且隨著水深的增加明顯降低（圖2a），該區(qū)域溫度的變化范圍為1.71～5.60℃，平均值為（3.03±1.00）℃（n＝22）。在70°N以北海域，溫度的變化范圍為－1.76～－0.17℃，平均值為（－1.33±0.45）℃（n＝37）。該區(qū)域溫度相對(duì)較低，僅71°～72°N的0～10 m層水溫高于0℃，其他均小于0℃（圖2a）。

R00－R17斷面水體鹽度的分布大致也以70°N為界，70°N以南鹽度變化較小，介于31.764～32.856之間，平均為（32.517±0.313）（n＝22），基本上不隨深度和緯度而變化；70°N以北水體的鹽度則隨著緯度的增加而降低，隨著深度的增加而增加（圖2b）。該斷面鹽度低值核心位于74°N以北0～10 m層，變化范圍為26.047～27.050，平均值為（26.61±0.44）（n＝4）；鹽度高值核心位于R15站150 m以深，分別為34.326和34.521。

圖2 R00－R17斷面溫度（a）、鹽度（b）和δ18O（c）的分布Fig.2 Distributions of temperature（a），salinity（b）and seawaterδ18O（c）at Section R00－R17

R00－R17斷面水體δ18O的分布可看出73°N南北區(qū)域的明顯不同，在73°N以南海域，海水δ18O變化不大（－1.65‰～－0.21‰），平均值為（－1.03± 0.34）‰（n＝56），且在整個(gè)深度呈現(xiàn)較為均勻的垂向分布；在73°N以北海域，海水δ18O隨著深度的增加而增大（見圖2c）。該斷面δ18O低值核心位于73°N以北0～10 m層水體中，變化范圍為－3.21‰～－2.75‰，平均值為（－3.03±0.20）‰（n＝4）；20～100 m層水體δ18O略有升高，變化范圍為－2.49‰～－1.41‰，平均值為（－1.97±0.38）‰（n＝13）。研究斷面海水δ18O高值核心出現(xiàn)在R15站的150 m和162 m層，分別為0.56‰和0.39‰，非常接近于大西洋水的氧同位素組成特征（0.3‰）。綜合該站位150 m以深水體的溫度、鹽度和δ18O，可判斷R15站150 m以深水體主要來(lái)自大西洋水的貢獻(xiàn)。

綜合R00－R17斷面溫度、鹽度和δ18O的分布，可以發(fā)現(xiàn)70°N以南海域的水體具有垂向混合較為均勻的特征；70°～72°N海域水體的溫度和鹽度隨著水深的增加而降低，而δ18O的分布說(shuō)明其30 m以深水體可能殘留有冬季海冰形成時(shí)所釋放的鹽鹵水信號(hào)。73°N以北海域0～10 m層水體的鹽度和δ18O都較低，體現(xiàn)出淡水輸入（包括河水和海冰融化水）的影響，而隨著水深的增加，鹽度、δ18O都顯著增加，但溫度接近冰點(diǎn)，表明該區(qū)域深層水含有更多的冬季海冰形成時(shí)所釋放的鹽鹵水信號(hào)。Bauch等［24—25］在拉普捷夫海的研究也表明，較深層水體鹽度和δ18O的增加是受到冬季海冰形成時(shí)所釋放鹽鹵水的影響。

3.2 C11－C10A斷面

在C11－C10A斷面，表層溫度存在東西向差異，斷面西側(cè)（C15站以西）表層水溫明顯高于東側(cè)，另外，整個(gè)斷面的溫度均隨著水深的增加而降低（見圖3a）。該斷面溫度的高值核心出現(xiàn)在168°W（C11站）的0 m和10 m層，分別為1.17℃和0.78℃。C13站20 m層溫度（0.11℃）也高于0℃，其他層位以及其他站位的水溫均低于0℃（變化范圍為－1.74～－0.21℃，平均值為（－1.38±0.48）℃）。

在C11－C10A斷面，水體鹽度隨著水深的增加而增加（見圖3b）。0～10 m層鹽度的變化范圍為29.394～31.281，平均值為（30.433±0.51）（n＝12）；20 m以深水體鹽度明顯升高（除最東面C10A站20 m層鹽度低至30.657外），變化范圍為32.188～33.272，平均值為（32.885±0.3）（n＝20）。

在C11－C10A斷面，海水δ18O的分布較為復(fù)雜，其大致以162°W為界，呈現(xiàn)出東、西側(cè)不同的分布模式（見圖3c）。162°W以西海域，不同站位δ18O的垂直分布存在不同，C11站δ18O在整個(gè)水柱中變化較小，C13站δ18O隨著水深的增加而降低，而C15站δ18O隨著水深的增加而增加。整體上看，162°W以西海域海水δ18O的變化較小，變化范圍僅為－1.76‰～－1.21‰，平均值為（－1.54±0.16）‰（n＝15）。在162°W以東海域，海水δ18O呈現(xiàn)隨深度增加而增加的趨勢(shì)，0～10 m層δ18O的變化范圍為－2.01‰～－1.91‰，平均值為（－1.94±0.04）‰（n＝5）；20 m以深水體δ18O有所升高，變化范圍為－1.90‰～－1.45‰，平均值為（－1.70 ±0.16）‰（n＝8）。位于162°W的C17站，其海水δ18O垂向分布較為均勻，變化范圍為－1.93‰～－1.81‰，平均值為（－1.87±0.05）‰（n＝5）。與162°W以西海域相比，162°W以東海域海水δ18O明顯較低（見圖3c），說(shuō)明162°W以東海域較為明顯地受到富含河水組分的阿拉斯加沿岸流的影響。

綜合C11－C10A斷面溫度、鹽度和δ18O的空間變化，可推斷該斷面30 m以深水體可能含有較多冬季海冰形成時(shí)釋放的鹽鹵水，而164°W以西水體可能是同一來(lái)源，即白令海陸架水，該水體在164°W附近東轉(zhuǎn)后并入阿拉斯加沿岸流（見圖3）。Weingartner等［10］的研究表明，通過(guò)中央水道的水團(tuán)有一分支大約在相同的位置向東轉(zhuǎn)，并入阿拉斯加沿岸流，這與我們的研究結(jié)果相符合。

4 討論

4.1 海水δ18O與鹽度的關(guān)系

由海水鹽度和δ18O點(diǎn)聚圖可以看出，調(diào)查期間楚科奇海海水鹽度和δ18O存在協(xié)變關(guān)系，當(dāng)鹽度升高時(shí)，海水δ18O也升高（見圖4）。如果研究海域海水不存在結(jié)冰或融冰影響的話，則理論上水體的鹽度和δ18O都應(yīng)該落在河水（River Runoff，包括降雨和陸地徑流的貢獻(xiàn)，縮寫為RR）和大西洋水（Atlantic Water，縮寫為AW）的混合線上。研究海域鹽度和δ18O的部分測(cè)值明顯偏離該理論混合線，反映出冬季結(jié)冰過(guò)程和夏季融冰過(guò)程的影響（見圖4）。在結(jié)冰過(guò)程中，因氧同位素分餾很小，所形成海冰的δ18O比原來(lái)水體的δ18O高約2.1‰［26］，因而結(jié)冰過(guò)程所釋放鹽鹵水的δ18O與結(jié)冰前水體的δ18O接近或稍低，但其鹽度卻因鹽析效應(yīng)明顯增加，因此，受海冰形成影響的水體，其鹽度、δ18O特征將落在理論混合線的下方。當(dāng)融冰過(guò)程發(fā)生時(shí)，海冰融化水的δ18O與水體的δ18O接近或稍高，但其鹽度明顯較低（鹽度為0～12［27—28］），因而受海冰融化水影響的水體，其鹽度、δ18O特征將落在理論混合線的上方。

圖3 C11－C10A斷面溫度（a）、鹽度（b）和δ18O（c）的分布Fig.3 Distributions of temperature（a），salinity（b）and seawaterδ18O（c）at Section C11－C10A

從楚科奇海S－δ18O點(diǎn)聚圖可以看出，0 m、10～20 m層水體的S、δ18O數(shù)值大多落在AW和RR混合線的上方，表明楚科奇海20 m以淺水體除受河水、大西洋水混合的影響外，尚受到海冰融化水的影響；10～20 m層少量水體的S、δ18O數(shù)值落在AW和RR混合線的下方，說(shuō)明這些水體受到了冬季結(jié)冰所釋放鹽鹵水的影響。30 m及其以深水體的S、δ18O數(shù)值分布在AW和RR混合線的上、下方兩側(cè)，說(shuō)明楚科奇海30 m及其以深水體部分受到海冰融化水的影響，而部分受到冬季結(jié)冰所釋放鹽鹵水的影響（見圖4）。由S、δ18O偏離混合線的程度可以看出，0 m層水體偏離程度最大，10～20 m層水體次之，最后是30 m及其以深水體，說(shuō)明0 m層的海冰融化水份額最高，接下來(lái)是10～20 m層水體，30 m及其以深水體最低，因而海冰融化水的份額應(yīng)隨著水深的增加而降低。

4.2 河水份額和海冰融化水份額的計(jì)算

海水δ18O主要受控于水團(tuán)的來(lái)源區(qū)域以及不同水團(tuán)之間的保守混合。在極地海域，河水的δ18O要比海冰融化水、海水的數(shù)值低得多，因此通過(guò)鹽度與δ18O的結(jié)合，可以計(jì)算出海水中河水組分和海冰融化水組分的份額。?stlund和Hut［29］首次運(yùn)用該方法計(jì)算出弗拉姆海峽和歐亞海盆海水中河水組分和海冰融化水組分的份額。此后，許多海洋學(xué)家應(yīng)用類似的方法研究了北冰洋不同區(qū)域的水團(tuán)來(lái)源構(gòu)成、海流運(yùn)動(dòng)路徑等，涉及的海區(qū)包括波弗特海［26，28，30—31］、拉普捷夫海和東西伯利亞海［24—25，32—35］、歐亞海盆［36—40］、加拿大海盆［20，38，40—47］。

由于太平洋水體在δ18O、S點(diǎn)聚圖中完全可視為大西洋水和河水線性混合的結(jié)果，因而不少研究均采用大西洋水作為海水端元的代表，由此得到的河水組分比例即是相對(duì)于大西洋水鹽度而言的結(jié)果［26，41］。由4.1節(jié)所示的楚科奇海S、δ18O點(diǎn)聚圖也可以看出，楚科奇海的水體可以視作為大西洋水、河水和海冰融化水混合形成（圖4）。據(jù)此，可通過(guò)以下3組分質(zhì)量平衡方程來(lái)確定河水和海冰融化水的份額：

式（2）、（3）和（4）中，下標(biāo)S，R，I，m分別表示大西洋水端元（AW）、河水端元（RR）、海冰融化水端元（SIM）和樣品實(shí)測(cè)值；fS，fR，fI分別代表大西洋水、河水和海冰融化水的份額。fI可正可負(fù)，正值時(shí)表示凈的海冰融化，而負(fù)值時(shí)表示凈的海冰形成。為了計(jì)算海水樣品中各組分的比例，首先需要確定各端元水體進(jìn)入北冰洋之前的S和δ18O特征值。本研究所采納的端元特征值見表1，其選擇依據(jù)詳見Tong等［46］。

圖4 楚科奇海海水δ18O與鹽度的關(guān)系Fig.4 Relationship between salinity andδ18O in the Chukchi Sea

表1 大西洋水、河水和海冰融化水S、δ18O的特征值Tab.1 The characteristic values for three end members used for mass balance calculation

為了更直觀地比較不同站位河水和海冰融化水的儲(chǔ)量，更好地揭示河水和海冰融化水儲(chǔ)量的空間變化，本研究利用梯形積分對(duì)每個(gè)站位各層次計(jì)算出的河水和海冰融化水份額進(jìn)行深度積分，從而獲得各站位河水組分和海冰融化水組分從表及底的積分高度（IfR和IfI，單位均為m），以此來(lái)協(xié)助描述楚科奇海河水和海冰融化水的空間變化。

4.3 河水組分的空間分布及其影響因素

4.3.1 R00－R17斷面

在R00－R17斷面，河水組分份額fR隨著緯度的增加而增加，且73°N以南海域河水組分份額基本不隨水深的變化而變化，而73°N以北海域河水組分份額則隨著深度的增加而降低（見圖5a）。68°N以南海域河水組分份額介于1.9%～5.2%之間，平均為（3.7±0.9）%（n＝11）。68°～73°N海域河水組分份額有所增加，其變化范圍為5.1%～9.6%，平均值為（7.6 ±1.2）%（n＝31）。73°N以北海域fR更高，其中混合層（0～50 m）fR的變化范圍為10.7%～16.1%，平均為（13.9±2.7）%（n＝10）；50～100 m層fR略有降低，變化范圍為8.7%～10.7%，平均值為（9.5±0.9）%（n＝4），但仍高于其南部海域；位于最北部的R15和R17站100 m以深水體的fR盡管比上層水體有所降低，但仍高于3.6%。該斷面河水組分份額由南向北的增加，特別是最北部區(qū)域河水組分的顯著增加，說(shuō)明除太平洋入流輸入的河水外，可能還存在額外的河水來(lái)源，如北極陸地徑流麥肯齊河或歐亞大陸河流等。

在R00－R17斷面，河水組分積分高度IfR也呈現(xiàn)由南向北的增加（見圖5b）。位于73°N以北的R15、R17站因河水組分份額較高，且水深較深，因而其河水組分積分高度（分別為15.4 m和16.6 m）遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于73°N以南站位（變化范圍為1.3～4.7 m，平均值為（2.9±0.7）m）。即使將該斷面所有站位的積分深度統(tǒng)一取為50 m，以消除積分深度變化的影響，R15和R17站河水組分的積分高度仍分別高達(dá)9.4 m和9.7 m。顯然，R00－R17斷面73°N以北海域呈富含河水組分的特征，這可能與研究海域受順時(shí)針波弗特流渦所形成的?？寺椌圩饔糜嘘P(guān)，這種輻聚作用將來(lái)自歐亞大陸或北美大陸的河水組分聚集于研究斷面北部海域。此前水文學(xué)的研究顯示，大氣氣壓場(chǎng)的變化會(huì)引起北冰洋表層海流的變化，進(jìn)而將富含歐亞大陸河水信號(hào)的陸架水匯聚于馬卡洛夫海盆和楚科奇海交界附近海域［45］，這與本研究觀察到的現(xiàn)象相符合。研究斷面北部海域較高的河水份額也可能是由波弗特流渦輸送的麥肯齊河等北美河流的河水所致［28，48］。

圖5 R00－R17斷面河水組分份額（a）和河水組分積分高度IfR（b）的分布Fig.5 Distributions of the fractions（a）and total amount（b）of the river runoff at Section R00－R17

4.3.2 C11－C10A斷面

在C11－C10A緯向斷面，河水組分份額fR大致以162°W為界呈現(xiàn)東西向的變化（見圖6a）。162°W以西海域fR相對(duì)較低，變化范圍為7.8%～10.8%，平均為（9.1±0.9）%（n＝19）。162°W以東海域fR較高，變化范圍為9.1%～11.8%，平均值為（10.6± 0.6）%（n＝18）。該斷面河水組分份額的東、西側(cè)差異應(yīng)與水團(tuán)來(lái)源不同有關(guān)，162°W以西海域的水體主要來(lái)自白令海陸架水，具有高鹽、高δ18O、低河水組分的特征，而162°W以東海域的水體則主要來(lái)自阿拉斯加沿岸流，具有低鹽、低δ18O、高河水組分的特征［10］。顯然，在71°N，阿拉斯加沿岸流的影響向西僅擴(kuò)展至162°W附近，進(jìn)一步佐證了阿拉斯加沿岸流在進(jìn)入楚科奇海后，基本沿北美沿岸向北運(yùn)移的特征［9—11，13，15］。

從C11－C10A斷面河水組分積分高度的變化看，位于最東側(cè)巴羅海谷附近海域的C10A站IfR最高，達(dá)到了10.2 m，這與其積分深度較大有關(guān)。其他站位IfR明顯要低得多（變化范圍為2.8～4.3 m，平均為（3.7±0.6）m，見圖6b），其中162°W以東海域的IfR稍高于162°W以西海域，同樣說(shuō)明斷面東側(cè)受到高含量河水組分的阿拉斯加沿岸流的影響。

4.3.3 河水組分空間變化的影響因素

4.4 海冰融化水的空間分布及其影響因素

4.4.1 R00－R17斷面

在R00－R17斷面，68°N以南海域海冰融化水份額fI基本上不隨著深度的變化而變化，其變化范圍為1.4%～5.5%，平均為（3.7±1.5）%（n＝11）；而在68°N以北海域，fI隨著深度的增加而降低，且0～10 m層的fI隨著緯度的增加而增加（見圖8a），其變化范圍為0.2%～12.0%，平均值為（5.2±2.0）%（n＝16）；30 m以深水體fI均為負(fù)值，變化范圍為－4.7%～－0.3%，平均值為（－2.0±0.3）%（n＝24），說(shuō)明68°N以北海域30 m以深水體含有冬季海冰形成時(shí)釋放的鹽鹵水。

R00－R17斷面水柱中海冰融化水積分高度的變化范圍為－3.2～1.7m，平均值為（－0.2±1.7）m

（n＝10）（見圖8b）。

圖6 C11－C10A斷面河水組分份額（a）和積分高度（b）的分布Fig.6 Distributions of the fractions（a）and total amount（b）of the river runoff at Section C11－C10A

圖7 楚科奇海河水組分積分高度IfR的分布Fig.7 The distribution of total amount of river runoff in the Chukchi Sea

68°N以南海域，海冰融化水的積分高度較大，R00和R01站分別為1.7 m和1.1 m，這可能與該區(qū)域海冰較早融化有關(guān)。在68°～73°N之間的海域，除R07站外，其余站位0～10 m層海冰融化水的信號(hào)與10 m以深海冰形成所釋放鹽鹵水的信號(hào)大致相當(dāng)，由此導(dǎo)致凈海冰融化水積分高度較小。R07站位于赫雷德淺灘上，水深較淺，且該站位10 m以深水體海冰形成所釋放鹽鹵水的信號(hào)較弱，因而其海冰融化水積分高度相對(duì)較大，為0.8 m。在73°N以北海域，盡管0～20 m層水體中含有較強(qiáng)的海冰融化水信號(hào)，但20 m以深水體含有的海冰形成時(shí)所釋放的鹽鹵水信號(hào)較強(qiáng)，表現(xiàn)為海冰的凈形成（R15和R17站分別為－3.2 m和－2.4 m）。

圖8 R00－R17斷面海冰融化水份額（a）和積分高度（b）的分布Fig.8 Distributions of the fractions（a）and total amount（b）of the sea-ice melted water at Section R00－R17

4.4.2 C11－C10A斷面

C11－C10A斷面海冰融化水份額fI隨著水深的增加而降低，其中0～10 m層fI較高，變化范圍為1.8%～8.5%，平均值為（3.9±1.7）%（n＝12）；20 m以深水體fI急劇降低至小于0%，變化范圍為－7.3%～－2.0%，平均值為（－4.3±1.9）%（n＝20）（見圖9a）。上述分布表明，該斷面海冰融化水的穿透深度小于20 m，且20 m以深水體含有大量冬季結(jié)冰釋放的鹽鹵水。

C11－C10A斷面海冰融化水積分高度IfI變化較小，介于－2.8～0.2 m之間，平均為（－0.8±1.1）m（見圖9b）。在所有站位中，僅C15表現(xiàn)出海冰的凈融化（IfI為正值，即0.2 m），其他站位均表現(xiàn)為海冰的凈形成（IfI為負(fù)值）。

(3)通過(guò)關(guān)鍵詞共現(xiàn)分析，發(fā)現(xiàn)桂醫(yī)十年的研究熱點(diǎn)保持著一貫性與繼承性，主要熱點(diǎn)詞為腫瘤、護(hù)理、教學(xué)、凋亡等；

4.4.3 海冰融化水空間變化的影響因素

楚科奇海海冰融化水積分高度的變化范圍為－3.2～1.7 m，平均值為（－0.3±1.2）m（n＝22）。其空間分布呈現(xiàn)東低西高、南強(qiáng)北弱的特點(diǎn)（見圖10），與河水組分積分高度的空間分布剛好相反。在R00－R17斷面，0～10 m層海冰融化水份額隨著緯度的增加而增加，而在C11－C10A斷面，0～10 m層海冰融化水份額由西向東略有降低，這些均表明楚科奇海10 m以淺水層含有大量的海冰融化水。對(duì)于20 m以深水體而言，海冰融化水份額的負(fù)值信號(hào)往北和往東更強(qiáng)，表明楚科奇海北部和東部海域受冬季結(jié)冰所釋放的鹽鹵水殘留影響更為明顯。由于海冰融化水積分高度體現(xiàn)的是水柱積分的總結(jié)果，因而海冰融化水積分高度展現(xiàn)出向東和向北降低的趨勢(shì)。這一空間變化的形成可能與研究海域海流運(yùn)動(dòng)路徑有關(guān)。2007年夏季，北冰洋海冰大幅度消退［52］，夏季開闊海域面積增加，由此促進(jìn)了秋、冬季海冰的形成。楚科奇海冬季風(fēng)的風(fēng)向?yàn)樽员毕蚰?，不利于太平洋水進(jìn)入楚科奇海［3，11］，由此導(dǎo)致2007年秋冬季和2008年春季楚科奇海儲(chǔ)存了大量海冰形成時(shí)釋放的鹽鹵水。隨著風(fēng)向和風(fēng)力的變化，太平洋入流的強(qiáng)度也隨之發(fā)生變化。5－8月間，輸入楚科奇海的太平洋入流隨時(shí)間呈增強(qiáng)態(tài)勢(shì)，且進(jìn)入楚科奇海后受泰勒柱效應(yīng)的影響，海流向左偏移［3，10］，由此導(dǎo)致楚科奇海北部和東部海域在夏季保留了更多海冰形成時(shí)所釋放的鹽鹵水信號(hào)，也就形成了海冰融化水積分高度東低西高、南強(qiáng)北弱的特征。

5 結(jié)論

通過(guò)實(shí)測(cè)海水氧同位素組成，運(yùn)用3組分的S、δ18O質(zhì)量平衡關(guān)系，揭示出2008年夏季期間楚科奇海河水組分和海冰融化水組分的含量、分布及其影響因素。楚科奇海河水組分份額和積分高度均呈現(xiàn)東高西低、北強(qiáng)南弱的特征，東高西低的形成與研究海域東側(cè)受富含河水組分的阿拉斯加沿岸流、西側(cè)受低河水組分白令海陸架水的影響有關(guān)；北高南低的形成則可能與波弗特流渦的?？寺椌圩饔糜嘘P(guān)。與河水組分相反，海冰融化水組分的份額和積分高度呈現(xiàn)東低西高、南強(qiáng)北弱的特征，反映出太平洋入流輸入強(qiáng)度的時(shí)間變化及輸入路徑變化的影響。

圖9 C11－C10A斷面海冰融化水份額（a）和積分高度（b）的分布Fig.9 Distributions of the fractions（a）and total amount（b）of the sea-ice melted water at section C11－C10A

圖10 楚科奇海海冰融化水組分積分高度的分布Fig.10 The distribution of total amount of sea-ice melted water in the Chukchi Sea

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Distribution of river water and sea-ice melted water in Chukchi Sea in summer

Tong Jinlu1，Chen Min1，2，Pan Hong1，Yang Weifeng1，2，Zhang Run1，Zheng Minfang1，Qiu Yusheng1，2
（1.College of Ocean and Earth Sciences，Xiamen University，Xiamen 361005，China；2.State Key Laboratory of Marine Environmental Science，Xiamen 361005，China）

On the basis of the measured oxygen isotopic composition of seawater，the S andδ18O mass balance was employed to determine the fraction of river water and sea-ice melted water in Chukchi Sea in summer 2008.The spatial patterns of river water and sea-ice melted water were revealed and the affecting factors were disccussed.The fractions of river water decreased with the increasing depth，with a range from 1.9%to 18.4%.The integrated heights of river water（IfR）were 1.3～16.6 m，with an average of（4.8±4.0）m.IfRshowed a spatial characteristic with high values in the east and north and low values in the west and south.This spatial variation of river water was ascribed to the difference amount of river water carried by the Pacific inflows（e.g.，high river water components in the Alaska Current Water and low river water components in the Bering Shelf water），the pathway of the Pacific inflows and the Ekman pumping of Beaufort Gyre.The fractions of sea-ice melted water decreased dramaticly with the increasing depth.A negative value was observed at depth of about 20 m to 30 m.The integrated heights of sea-ice melted water（IfI）were from－3.2 m to 1.7 m，with an average of（0.3±1.2）m.IfIwas higher in the west and south，but lower in the east and north.The spatial variation of sea-ice melted water was attributed to the strength and time of the Pacific inflows，as well as the topographically impact which diverted the Pacific inflow westward.

river water；sea-ice melted water；18O；Chukchi Sea

P727；P734.2＋4

A

0253-4193（2014）10-0090-13

2014-04-20；

2014-07-09。

南北極環(huán)境綜合考察與評(píng)估專項(xiàng)（CHINARE2014－03－04－03，CHINARE2014－04－03－05）；海洋公益性行業(yè)科研專項(xiàng)（201105022－4）；國(guó)家自然科學(xué)基金杰出青年基金項(xiàng)目（41125020）。

童金爐（1983—），男，福建省漳州市人，博士，從事同位素海洋化學(xué)研究。E-mail：abcdtongjinlua＠163.com

*通信作者：陳敏（1970—），男，廣東省韶關(guān)市人，教授，博士，從事同位素海洋化學(xué)研究。E-mail：mchen＠xmu.edu.cn

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