田霏，王召民*，Gavilan Estanislao，劉成彥*

( 1. 河海大學 海洋學院 國際極地環(huán)境研究實驗室，江蘇 南京 210098；2. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室（珠海），廣東珠海 519082)

1 引言

觀測表明，1936-1999年北極區(qū)域的歐亞河流徑流增加了7%[1]，這可能已經改變了北極海冰、層結與海洋環(huán)流，也會進一步影響全球氣候系統(tǒng)[1-2]，因此充分認知北極河流徑流對北冰洋的影響非常重要。

相對于其他大洋，北冰洋每單位面積接收的淡水量非常大[3-4]，因此海洋層結很強。除了凈降水（降水減蒸發(fā)）區(qū)域以外，北極徑流也向北冰洋輸入了大量淡水[2]。除此之外，通過白令海峽的太平洋水因為鹽度相對較低，對北冰洋的層結也有貢獻[1-2,5-8]。北極徑流輸入的淡水比低鹽（鹽度約32.5）的太平洋入流水輸入的淡水要多18%[8-9]，比大氣輸送的淡水多60%[10]。大西洋表層水受到風場的影響進入北冰洋后迅速冷卻下沉，進入北冰洋深處，可一直抵達楚科奇海和波弗特海陸坡[11]，形成北極中層水。在低溫低鹽的表層與高溫高鹽的大西洋層之間是一個常年存在的、厚度約為100 m的鹽躍層，鹽度為32.5～34.0，溫度基本處于冰點附近[12]。北冰洋穩(wěn)定的層結不利于中層熱量向上傳遞，使得表層水維持低溫，有利于海冰生成。

北極徑流輸送的淡水分布的變化會改變海洋層結[5-7,13]，使區(qū)域海洋的鹽躍層消失[7]，這對冰-海熱交換和海冰狀態(tài)有潛在的影響[7,10,14-16]。北極徑流增加導致表層海水升溫[17]，也可能影響海冰范圍和高密水的生成。北冰洋淡水輸入的增加會削弱波弗特流渦的強度[6,18]，導致?？寺槲饔脺p小，使鹽躍層厚度減小[19]。Nummelin等[13]通過分析一維模型提出密度和鹽度層結是緊密聯(lián)系的：全球變暖導致向極地有更多的水汽輸送，不僅增加了北冰洋區(qū)域的降水，也增加了北極徑流，增加的北極徑流強化了北冰洋的層結，使得混合層變薄，變薄的混合層在夏季短波輻射的加熱下變暖[13]。此外，由于淡水增加導致層結增強，削弱了垂向的熱交換，進而使得大西洋層溫度增加[1,13]。Lambert等[17]的模擬結果支持了Nummelin等[13]的觀點，當鹽躍層中有足夠大的溫度梯度的時候，增加的垂向熱通量可能導致表層增暖以及海冰覆蓋減少。

北極徑流對海流也有顯著影響。從弗拉姆海峽和加拿大北極群島（Canadian Arctic Archipelago，CAA）輸出的淡水到達拉布拉多海和格陵蘭海內區(qū)深層水生成處，會導致大西洋經向翻轉環(huán)流的減弱[20-28]。增加的淡水會減少北大西洋的對流，減緩表層環(huán)流以及大西洋經向翻轉流，并且減少向北的海洋熱輸送[25,29-30]，也會引起北大西洋的次表層增溫[30-31]。表層變淡和洋流加強有密切聯(lián)系[2,6,13,32-33]；在高分辨率模式模擬結果中，徑流的增加會導致河口附近的洋流加速[32]。Pemberton和Nilsson[6]的模式結果表明，徑流和降水增加導致波弗特流渦減弱，更多的北冰洋淡水從弗拉姆海峽流出，從CAA輸出的淡水量減少。Nummelin等[5]也在增加北極河流徑流的實驗中發(fā)現(xiàn)相似的結果。Brown等[33]發(fā)現(xiàn)從各主要海峽流出的淡水量與北極徑流增加量基本線性相關。

由于觀測資料的稀缺，冰-海耦合模式是研究北極海-冰-氣系統(tǒng)的重要工具[34-35]。國內外許多學者采用了各種數(shù)值模式（如CMIP5（Coupled Model Intercomparison Project Phase 5）、FVCOM （Finite-Volume Community Ocean Model）與MITgcm（MIT general circulation model）），對北冰洋中的淡水[6,17-18]、海流[36]、海冰[35,37-40]等做了模擬[41-42]、預報或后報。然而分析北極河流徑流對北冰洋有何種影響的卻很少，用高分辨率模式系統(tǒng)地分析北極河流徑流對溫鹽、海冰以及流場的影響的則更少，因此本文希望能對這方面的研究提供一定參考。本文采用高分辨率全球海洋-海冰耦合模式MITgcm-ECCO2 (Estimating the Circulation and Climate of the Ocean, phase 2)研究北極河流徑流對北冰洋環(huán)流的影響。與前人將淡水輸入量增加的模擬方式不同的是，本研究通過對比關閉所有北極徑流實驗與控制實驗結果，分析北冰洋中溫度、鹽度、海冰以及海流等對北極徑流變化的響應。

2 模式與實驗設置

本文采用高分辨率全球海洋-海冰耦合模式MITgcm-ECCO2[43]，該模式基于MITgcm動力框架[44]。模式中使用的地形是GEBCO（The General Bathymetric Chart of the Oceans），圖1展示由模式地形畫出的北極地區(qū)地形圖，并標出了主要的海區(qū)與河流。為避免極點、奇異點，模式采用立方球體網格配置[45]，每個網格相對均勻，水平網格距約為18 km，垂直方向有50層，且其間距從表層的5 m至近底層的450 m不等。利用優(yōu)化的參數(shù)化方案[43]，對1979-1998年的海洋-海冰耦合系統(tǒng)進行了耦合模擬。由于北冰洋羅斯貝變形半徑大約為10 km[6,34,46]，模式不能完全模擬出北冰洋的中尺度渦旋。驅動模式的大氣強迫場變量使用的是 JRA-55（Japanese 55-year Reanalysis）再分析數(shù)據(jù)集[47]，其空間分辨率為 1.125°×1.125°，時間分辨率為6 h，包括向下的凈長波輻射和短波輻射、2 m濕度、2 m氣溫、10 m風速和降水以及氣候態(tài)的徑流。由于采用了氣候態(tài)的北極徑流數(shù)據(jù)，故本文不考慮其年際變化特征。此實驗為控制實驗，以下稱實驗A。

為理解北極徑流在北冰洋環(huán)流中的作用，在控制實驗的基礎上，將所有的北極徑流量設為0，得到關閉徑流的實驗，以下稱實驗B。該實驗與控制實驗一樣從1979年開始模擬，模擬積分20年，即1979年1月至1998年12月。圖2展示的是北冰洋區(qū)域（見圖1中黑線和陸地包圍的區(qū)域）中海冰范圍、海冰厚度、動能、熱含量的變化情況。其中海冰范圍為海冰密集度大于15%的區(qū)域面積，海冰厚度為海冰密集度大于15%的區(qū)域的海冰總體積除以對應的海冰范圍，動能的計算公式為

控制實驗A模擬的海表溫度和海表鹽度與觀測值在大尺度上具有定性一致性。圖3為控制實驗A 10年（1989-1998年）平均表層溫鹽值與PHC3.0（Polar Science Center Hydrographic Climatology）[48]氣候態(tài)數(shù)據(jù)集的對比，差異主要出現(xiàn)在北冰洋陸架。與觀測值相比，北極陸架區(qū)域通常溫度更低，且部分陸架上鹽度更大。這個差異可能由于模式混合層參數(shù)化方案使得混合層過冷、過深、過咸。

圖 2 不同實驗中北冰洋的海冰范圍（a）、海冰厚度(b)、 動能 (c)及熱含量 (d)Fig. 2 Sea ice extent (a), sea ice thickness (b), kinetic energy(c) and thermal content (d) for the Arctic Ocean from the different experiments

圖4為控制實驗A與氣候態(tài)觀測值在北冰洋區(qū)域平均的垂直溫度和鹽度廓線對比。主要的差別有，控制實驗中表層溫度較低，鹽躍層溫度較高且鹽度較低，以及大西洋層溫度較低。這一缺陷在許多模式中都存在，這與在北冰洋中過多的垂向混合[5,41,49]，以及對海冰形成過程中的析鹽模擬有關[50]。

MITgcm模式已經被用于研究北冰洋各種過程[9,51-53]。Condron等[9]、Pemberton和Nilsson[6]表明該模式能夠真實地反映北冰洋淡水收支，他們使用該模式通過增加或減少北冰洋區(qū)域內的降水和北極徑流量來研究北冰洋層結對淡水擾動的響應。Nummelin等[5]使用耦合的海洋-海冰模式，通過增加北極徑流量來研究北冰洋層結、環(huán)流以及海冰對增加的北極徑流量的響應。

圖5為控制實驗A的10年平均混合層深度、海冰密集度、海表洋流速度場、海表面高度。實驗A很好地抓住了一些特征。在表層，由于受動力及熱力因素的作用，引起強烈湍流混合，從而形成一個溫度垂向梯度很小、幾近均勻的水層被稱為混合層。時間平均的混合層深度（圖5a）大致呈現(xiàn)北冰洋中部混合層較深，沿岸陸架?；旌蠈虞^淺。時間平均海冰密集度（圖5b）表明巴倫支海的海冰較少，此處混合層深度也比北冰洋內部要深。時間平均海表洋流速度場（圖5c）展示了明顯的穿極漂流和北冰洋邊界流。時間平均海表面高度（圖5d）表明從歐亞陸架到北冰洋中部，海表面高度逐漸降低。格陵蘭島、加拿大北極群島附近的北冰洋海域的海表面高度較低。

圖6為實驗A中時間平均的500 m深度處的位勢溫度、鹽度、速度場。500 m深度處的位勢溫度（圖6a）表明歐亞海盆內的溫度高于加拿大海盆的溫度。500 m處鹽度較高，且歐亞海盆的鹽度略高于加拿大海盆的鹽度（圖6b）。500 m處的流速相對海表洋流速度場較弱。

圖 3 控制實驗A中10年平均表層溫度（a）和鹽度（c），控制實驗A和PHC3.0氣候態(tài)表層溫度（b）和鹽度（d）的差值Fig. 3 Time-mean (1989-1998) sea surface temperature (a) and salinity (c) in the control experiment A, and the anomalies between the control simulation and PHC3.0 of sea surface temperature (b) and salinity (d)

3 北極河流淡水的影響

3.1 對溫度和鹽度的影響

根據(jù)計算各區(qū)域（各邊緣海、海峽、穿極漂流的計算區(qū)域見圖1中的紅線與陸地包圍的范圍和藍色鏤空方框）的平均值與標準差[5,54]來分析兩個實驗中各特性的變化。

兩個實驗的溫度差表明，關掉徑流對海表溫度有明顯的影響。圖7為10年平均實驗B與實驗A在海表與500 m處的溫度之差。兩幅圖都表示出在北冰洋大部分區(qū)域，關閉徑流后北冰洋溫度更低。海洋表層位勢溫度下降主要出現(xiàn)在河口附近，即東西伯利亞海（減小約（0.28±0.19）℃）、拉普捷夫海（減小約（0.40±0.25）℃）、喀拉海（減小約（0.18±0.18）℃）、波弗特海（減小約（0.10±0.09）℃）處。而對于北冰洋的主要海峽處，實驗B得到的海水溫度略高，即在楚科奇海（增加約（0.26±0.12）℃）、弗拉姆海峽東側（增加約（0.12±0.21）℃）以及巴倫支海（增加約（0.04±0.06）℃）。500 m處的兩個實驗的溫度差異也表明缺少北極徑流輸入后，溫度降低（減少量約（0.10±0.09）℃）。Nummelin等[5]模擬中增加徑流后，在歐亞陸架、CAA以及弗拉姆海峽處出現(xiàn)了顯著增溫。但是在本文實驗B中，關閉北極河流徑流后，加拿大北極群島與弗拉姆海峽處沒有顯著降溫。

圖 4 控制實驗A 10年平均與PHC3.0氣候態(tài)數(shù)據(jù)集在北冰洋整體區(qū)域平均的位勢溫度（a）與鹽度（b）廓線對比Fig. 4 Vertical profiles of annual mean potential temperature (a) and annual salinity (b) averaged over the Arctic Ocean during the period of 10 years from the control experiment A

圖 5 控制實驗A的10年平均混合層深度(a)、海冰密集度(b)、海表洋流速度場(c)和海表面高度(d)Fig. 5 10 years mean of the mixed later depth (a), the sea ice concentration (b), the sea surface velocity fields (c), and the sea surface height (d) from the control experiment A

圖 6 控制實驗A中500 m水深10年平均位勢溫度(a)、鹽度(b)和速度場(c)Fig. 6 10 years means of the potential temperature (a), the salinity (b), and the velocity (c) at 500 m depth in the control experiment A

圖 7 表層（a）與500 m水深（b）10年平均位勢溫度差（關閉河流實驗B減去控制實驗A）Fig. 7 10 years mean differences of the potential temperature at surface (a) and 500 m depth (b) (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

兩個實驗的鹽度差（圖8）表明，在北冰洋內，相對于控制實驗A，實驗B海表鹽度總體增加，最大鹽度差異出現(xiàn)在各河口附近的邊緣海處，最大值出現(xiàn)在拉普捷夫海，超過12。且實驗B中表層的穿極漂流與東格陵蘭流（計算區(qū)域見圖1中穿極漂流處與弗拉姆海峽處的藍色鏤空方框）的鹽度也更高，鹽度增加約0.6±0.09。Jahn等[18]在模式中使用被動示蹤劑得出，從弗拉姆海峽流出的淡水基本來自歐亞徑流，從CAA流出的淡水主要來自北美徑流和太平洋。兩個實驗在500 m處的鹽度差略有減?。p小量約為0.005 1±0.006 6）。

在實驗A中的徑流僅是作為淡水加入的，并沒有輸入熱量，我們比較模式輸出的混合層深度來探究在實驗B中溫度降低的原因。圖9為兩個實驗混合層深度之差。在實驗B中，由于缺少北極徑流淡水的輸入，表層鹽度增加，北冰洋層結減弱，導致混合層厚度增加。冬（1-3月）、夏（7-9月）時期混合層厚度有大幅度增加（冬季為（3.63±3.34）m，夏季為（3.46±3.08）m），而春季（4-6 月）混合層深度略有增加（（1.38±1.14）m）?；旌蠈雍穸仍黾訉е孪募咎栞椛涞幕旌蠈蛹訜嵝Ч麥p弱，因此在河口區(qū)域海表溫度降低。事實上，兩個實驗的海表溫度差表現(xiàn)為夏季最大（圖略），表明夏季混合層變厚在海表降溫中起著重要作用。另外，層結減弱后，向上的熱輸送增加，大西洋層溫度降低。并且由于淡水輸入減少，冬季局地高密水生成增加，高密度水下沉冷卻大西洋層，因此在500 m處也顯示溫度降低。在加拿大海盆與歐亞海盆邊緣分別取一點（見圖1中黑色圓點1和2），得出這兩點處密度、溫度與鹽度剖面隨時間的變化（圖10）。可以看出關閉河流徑流之后，表層水的密度增加，兩點處大西洋層分別在14年和4年后均相對于控制實驗A溫度更低（圖10c，圖10d），100～200 m 水深處則溫度升高，反映了垂向熱交換的加強。

圖 8 表層（a）與500 m水深（b）10年平均鹽度差（關閉河流實驗B減去控制實驗A）Fig. 8 10 years mean differences of the salinity at surface (a) and 500 m depth (b) (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

3.2 對海冰的影響

海冰密集度的變化與溫度變化趨勢相反（圖11a）。在實驗B中，沒有北極徑流輸入的邊緣海，如拉普捷夫海和喀拉海，海冰密集度相對于控制實驗A增加。而在楚科奇海、東西伯利亞海東部以及弗拉姆海峽東側，實驗B中海冰減少（楚科奇海海冰密集度減少約（3.02±1.94）%，弗拉姆海峽減少約（1.21±1.09）%），其他海域海冰密集度變化則很小。

受海表溫度變化的熱力影響，海冰厚度變化與海冰密集度的變化較為類似（圖11b），歐亞陸架部分地區(qū)海冰厚度顯著增加，如拉普捷夫海海冰厚度增加約（23.64±11.82）cm，加拿大海盆沿岸出現(xiàn)了小范圍的厚度增加，楚科奇海以及東西伯利亞海東部也出現(xiàn)了大范圍的海冰厚度減少情況，減少約（27.15±6.24）cm。但在加拿大海盆，海冰密集度略有增加，海冰厚度則略有減少。Nummelin等[5]認為北極河流徑流減少使得波弗特流渦強度增加，加拿大海盆向外輸送的海冰增加，可以導致加拿大海盆出現(xiàn)海冰厚度減少的情況。由于本文得到的加拿大海盆海冰密集度和厚度變化很小，我們略去對海冰密集度和厚度變化不一致原因的探究。

3.3 對環(huán)流的影響

圖12展示的是兩個實驗在海表和500 m水深的流場之差。在實驗B中，由于歐亞陸架處鹽度增加溫度降低，沿著歐亞陸架的北冰洋邊界流表層流速減慢（減小量約為（-2.64±1.09）cm/s，通過計算圖 1 中歐亞陸架邊緣處藍色鏤空方框中的表層流速差的均值與標準差得出）[5]。穿過白令海峽的太平洋入流增加（增加量約（3.83±1.20）cm/s），而穿過弗拉姆海峽沿著格陵蘭島東岸的出流減弱（減小量約為（1.43±0.20）cm/s）。北冰洋中部的穿極漂流也有所減弱。除此之外，在CAA的經向流動略有加強。與Nummelin等[5]的模擬不同，在淡水關閉實驗B中，波弗特流渦沒有顯著的變化。500 m水深處的流場差異沒有表層的顯著，在關閉河流實驗B中總體呈現(xiàn)減小趨勢。

本文通過分析海表面高度變化來研究白令海入流增強的原因。對比兩個試驗的海面高度之差（圖13）可以看到，失去了北極徑流的輸入后，北冰洋海表面高度大都呈現(xiàn)下降趨勢，在靠近河口的陸架處以及穿極漂流處尤為明顯[5]，但是在楚科奇海西部與東西伯利亞海東部，以及北冰洋中部和CAA北部，海表面高度略微增加，這一點與Nummelin等[5]模擬中增加淡水輸入導致北冰洋海表面高度整體上升不同。在實驗B中，近岸海表高度下降更多（如拉普捷夫海海面高度下降約（0.44±0.17）m），使北冰洋海表面高度下降。由于海面高度降低，更多的太平洋水通過白令海峽進入北冰洋，且穿過弗拉姆海峽流出北冰洋的水減少，增加的太平洋入流解釋了實驗B中的溫度在楚科奇海更高（圖7），因為有更多的暖水補充，導致該海域海冰密集度降低。

圖 9 冬季（1-3 月）（a）、春季（4-6 月）（b）、夏季（7-9 月）（c）和秋季（10-12 月）（d）混合層深度之差（關閉河流實驗 B 減去控制實驗A）Fig. 9 Time mean difference of the mixed layer depth of winter (January-March) (a), spring (April-June) (b), summer (July-September)(c), and autumn (October-December) (d) (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

3.4 對北冰洋的垂直結構的影響

將圖1所示的各邊緣海的溫度和鹽度區(qū)域平均，可以得到它們的垂直廓線（圖14，圖15）。在關閉徑流實驗B中，溫度廓線普遍有變冷的趨勢。在東西伯利亞海、喀拉海、拉普捷夫海，實驗B的溫度要略小于控制實驗A中的溫度（低0.18～0.40℃）。鹽度廓線表明每個邊緣海的表層鹽度都增加了0.2～5.5不等，鹽度梯度也明顯降低。減少淡水輸入后，喀拉海和拉普捷夫?；旌蠈雍穸嚷杂性黾樱Ｔ黾蛹s（7.7±3.0）m，拉普捷夫海增加約（5.3±4.1）m），鹽躍層厚度減少。

對整個北冰洋區(qū)域進行分析，鹽度廓線顯示出了與邊緣海類似的結果。如圖16所示，沒有北極徑流輸入后，上層50 m的鹽度受到了顯著的影響，海洋表層鹽度增加約0.85，且鹽躍層也受到小的影響。溫度廓線展示了一個更顯著的變化，即表層溫度降低約0.047℃，且隨著河流淡水輸入減少，層結減弱使得向上的熱輸送增加[32]，導致大西洋水層溫度降低。

圖 11 10年平均海冰密集度之差（a）和海冰厚度之差（b）（關閉河流實驗B減去控制實驗A）Fig. 11 10 years mean difference in ice concentration (a), and ice thickness (b) (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

圖 12 表層（a）與500 m水深（b）10年平均流速場之差（關閉河流實驗B減去控制實驗A）Fig. 12 10 years mean difference of the velocity at surface (a) and 500 m depth (b) (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

圖 13 10年平均海表面高度差（關閉河流實驗B減去控制實驗A）Fig. 13 10 years mean difference of the sea surface height (the results from the sensitivity experiment B minus the control experiment A)

4 結論

與前人通過增加北極河流徑流量來研究北極河流徑流對北冰洋的影響的做法不同，我們通過對比關閉北極徑流實驗和控制實驗結果，得到了10年平均的北極徑流淡水對北冰洋溫度、鹽度和海流的影響。這些影響主要體現(xiàn)在靠近河口的陸架上，即波弗特海、拉普捷夫海以及喀拉海處。

關閉北極河流徑流后，河口附近的陸架海表層溫度降低，500 m水深的大西洋層溫度降低?，F(xiàn)實中北極河流徑流向極地輸送了很多熱量[55]，然而本文中的北極徑流僅作為淡水輸入，只能改變鹽度而不能改變溫度，無法由此解釋關閉北極徑流實驗中的溫度降低現(xiàn)象。因此我們認為，除了現(xiàn)實中的熱量輸入的影響外，關閉河流徑流后，由于缺少淡水的輸入，河口附近的鹽度上升，層結減弱，混合層加深，使太陽輻射的加熱效果減弱，河口附近表層水的溫度降低。Nummelin等[5]的增加北極徑流的實驗中表明徑流增加會導致溫度升高。缺少北極徑流的輸入后，表層海水密度增大，冬季局地高密水生成增加，高密度水下沉冷卻大西洋層，因此在500 m水深處也顯示溫度降低。Nummelin等[5]及Pemberton和Nilsson[6]的淡水增加實驗中，大西洋層溫度升高，這是由于淡水增加導致的層結加強，抑制了向上的垂向熱通量。

北極徑流對北冰洋表層水有很強的稀釋作用，關掉徑流后，拉普捷夫海出現(xiàn)了最大的鹽度增值，位于勒拿河河口附近。結合控制實驗的時間平均海表洋流速度場（圖5c）和兩個實驗的時間平均海表鹽度場的對比（圖8a）可以看出，關閉徑流后，穿極漂流與格陵蘭島東部的鹽度有明顯升高。Jahn等[18]和Brown等[33]的模擬表明歐亞陸架上大部分的水從弗拉姆海峽流出。

關閉北極河流徑流后，拉普捷夫海的海冰密集度與海冰厚度顯著增加，楚科奇海的海冰密集度與海冰厚度顯著減少。這些海冰變化與海表溫度變化一致，表明熱力影響有直接作用。另外，關閉河流徑流后，北冰洋海表面高度下降，導致白令海峽入流增加，使得楚科奇海內的海冰減少；海表面高度下降還導致穿過弗拉姆海峽的出流減少，歐亞陸架上的海冰受到氣旋式環(huán)流的影響，通過穿極漂流從東西伯利亞海穿過北冰洋中部從弗拉姆海峽流出，關閉河流徑流使得大西洋出流減少，從弗拉姆海峽流出的海冰減少，導致拉普捷夫海的海冰增多。Nummelin等[5]的模擬也表明在增加河流徑流的情況下，大西洋出流增加，歐亞陸架上的海冰減少。Inoue和Kikuchi[56]的觀測結果與Wang和Zhao[57]的模擬結果也表明歐亞陸架上的海冰可以從弗拉姆海峽流出北冰洋。

關閉北極河流徑流后，北冰洋邊界流減弱，太平洋入流增加，大西洋出流減弱。缺少北極河流徑流的輸入導致北冰洋大部分區(qū)域海表面高度降低，降低較大的區(qū)域主要位于各大河口附近，且溫度下降鹽度增加，導致陸架上的地轉流減弱。Whitefiled等[32]和Nummelin等[5]的模擬也表明河流徑流增加會增強地轉流。徑流減少導致海峽兩側的海表面高度差增加，導致在白令海峽處的水交換加強[18]。減少徑流使得北冰洋內部的海面變咸，海平面高度下降，從而使驅動白令海峽入流的壓力梯度增加[5]。此外，在關閉徑流的實驗中，由于沒有淡水的積聚，流出加拿大北極群島的流更強。在弗拉姆海峽處的出流減弱，與Nummelin等[5]不同的是我們沒有得出弗拉姆海峽處的入流增加的結論。

圖 14 各邊緣海區(qū)域平均位勢溫度廓線對比Fig. 14 Time-mean profiles of the potential temperature for each marginal sea

缺少北極河流徑流的輸入使北冰洋的層結發(fā)生了改變，混合層深度加深，鹽躍層的厚度減少，大西洋層溫度降低。關閉北極徑流實驗中，減少的淡水會使北冰洋層結減弱，從而增強從下往上的垂向熱通量，“冷卻”大西洋水層[5]。

圖 16 北冰洋區(qū)域平均位勢溫度（a）和平均鹽度（b）廓線對比Fig. 16 Time-mean profiles for the potential temperature (a) and the salinity (b) in the Arctic Ocean

北極徑流輸入減少后，北冰洋的鹽躍層厚度減少，鹽躍層鹽度梯度減小，且大西洋水層溫度下降[5-6]。減少的淡水會減弱北冰洋層結，從而增強從下往上的垂向熱通量，“冷卻”大西洋水層[5,13]。本文的結果還表明，缺少北極河徑流的輸入后，加拿大海盆邊緣的表層水體密度更大，且足以使大西洋層更深處500 m以下的水體降溫。

本文主要分析了兩個實驗的海冰、海表和500 m水深處的溫鹽、海流的區(qū)別，沒有深入探討北極河流淡水對更深層的北冰洋、對大西洋經向翻轉流以及中高緯海域等的影響，本文中的實驗積分時間為20年，可用于理解徑流對海洋影響較為顯著的過程，但是海洋的多尺度響應尚需要更長的積分時間和更高頻的輸出結果來進一步診斷。這些需要未來對實驗結果進一步分析，并延長實驗積分時間和數(shù)據(jù)的輸出頻率。對北極徑流的進一步研究還需要多年北極徑流數(shù)據(jù)作為驅動場，考慮北極徑流季節(jié)和年際等變化對北冰洋環(huán)流的影響。