格陵兰海内高密度水体向挪威海的输出及其分布
基于我实验室在2015年组织的中-挪北欧海调查航次所获取的观测数据，对格陵兰海内溢流水的来源进行了分类，揭示了它们在挪威海的分布。观测显示，当前来自于格陵兰海北部的大西洋水成为格陵兰海溢流水的重要组成部分，其占比达到了溢流水输出总量（0.8-1.7 Sv）的30%。2015年夏季，格陵兰海流溢流水出流的主要通道位于Mohn海脊，而不是以往研究所认为的扬马延水道。我们推断在扬马延水道-Mohn海脊裂隙之间存在水体输出的互补机制，这对北欧海溢流水的供给有积极作用。该研究成果一方面揭示了在北极显著增暖背景下与溢流维持稳定有关的海洋过程，同时也强调了如果仅评估格陵兰流涡内的溢流水产量，会导致对溢流总量的明显低估。（王晓宇、赵进平等，Journal of Geophysical Research: Oceans）
图 1.横过莫恩海脊的G-L断面水文分布（a）和（b）6月4日观测的位温和盐度，（c）和（d）6月19日观测的位温和盐度，（e）和（f）上述两次观测的位温和盐度差
2016年夏季，中-俄首次北极联合调查航次围绕该海域及其下游海盆展开，基于该航次研究了北极陆架水的输送及其对美亚海盆内水文结构的影响。观测显示，2016年夏季北冰洋中央区气压偏低，盛行的气旋式风场促进俄罗斯陆架淡水向东由欧亚海盆进入美亚海盆，陆架表层水(盐度<30)的体积输送达到约0.6 Sv。东西伯利亚海陆架水是下游海盆盐度在31.0 ~ 32.8之间的冷盐跃层水的主要来源，这些水体被输送到楚科奇深海平原后占据30 ~60米的次表层，形成沿楚科奇高原和门捷列夫海脊北侧伸展的次表层海洋锋。离岸水体输运同时还导致陆坡附近底层大西洋暖水的抬升，生成跨密度混合的盐跃层水。研究成果是对大气过程如何调控北极上层环流和淡水分配这一科学问题的重要观测证据补充，同时也指出随着未来北极海冰的进一步减少，北冰洋水团源地、性质以及环流结构也将发生系统性的调整。（王晓宇、赵进平等， Journal of Geophysical Research: Oceans）
图2 东西伯利亚海陆架水体输运和环流结构示意图。红色箭头表示中层大西洋水沿陆坡向东的输运和混合导致的损耗；浅蓝、蓝、深蓝箭头分别表示沿岸流、陆架低盐水和陆架高盐水向海盆内的输运；黑色箭头表示太平洋入流路径。灰色实线表示该年夏季波弗特高压偏弱背景下中央区被低压所控制
泛北极-北大西洋冰海耦合模型对加拿大海盆淡水含量变化模拟的改善
波弗特流涡限制了北冰洋中大部分淡水的输出。观测数据表明，2016-2018年加拿大海盆的淡水含量远远超过了2008-2012年，呈现出阶梯式的变化。数值模型是研究该淡水变化的重要手段。我们配置了一个泛北极-北大西洋的海冰-海洋耦合模型，其大西洋一侧的边界位于约7°N的赤道海区，太平洋一侧的边界位于白令海外缘。该模型的水平分辨率在北冰洋可以达到10公里以上，在中低纬度海区最低为30公里左右。在该分辨率下模型并没有完全实现涡分辨，但大部分北极海峡和加拿大群岛间的通道被很好地解析，同时极大地缓解了大西洋一侧边界条件对北冰洋内部大西洋水模拟的影响，加快了模型整体计算速度。
数值实验中使用了随纬度变化的背景水平扩散系数并在深度上进行了局地浮力频率平方尺度的加权，同时借助海表面盐度回复减少了冰海耦合长期模拟中异常海冰输出造成的温盐漂移，配合在北冰洋弱的垂向混合，实现了对加拿大海盆垂向温盐结构较好的模拟（图3中Kh_Kz_SSS实验），捕捉到了夏季太平洋盐跃层水的上下界以及淡水含量的阶梯变化。此外，以往北冰洋大西洋水长期积分后会模拟过热的问题在该模型中并没有发现。除了在高分辨率模型中分辨中小尺度涡以外，该研究结果表明模拟北冰洋淡水含量近十几年的阶梯变化，另一可行的方案是在低分辨率模型中针对性调整影响上层海洋再层化的相关物理过程。（牟龙江、王晓宇，Advances in Climate Change Research）
图3 2007-2013年和2014-2018年沿150°W断面8-10月的平均温度。同期观测数据来自于世界海洋观测数据库（WOD）。模拟和观测中的等值线为-0.5℃。
大气动量输入对波弗特流涡变化的影响
本研究使用实测ADCP资料、海洋大气再分析数据，探讨北冰洋波弗特流涡的长期变化和大气动量输入对波弗特流涡变化的影响。通过定义流涡强度指数来描述波弗特流涡的长期变化，具体可分为三个典型时期（1980-1995年，1996-2007年，2008-2018年）。最近时期（2008-2018年），波弗特流涡平均流涡强度达到4.39×10-7，相较于第一个时期（1980-1995年），流涡强度增加近2倍，达到稳定的状态。波弗特流涡范围扩大，主体向西北移动；上层海洋斜压性增强。与此同时，上层海洋环流主模态已发生显著转变：1980-1995年，环流主模态为影响整个加拿大海盆的加拿大海盆模态；2008-2018年的主模态则转变为影响整个研究海域的太平洋扇区模态。最近时期，表征气-海之间动量输入的气-海应力显著增加，尤其是夏末秋初的8-10月，与冰-海应力几乎相当。增加的大气动量输入带来平均动能增加，Ekman pumping效应增强，下盐跃层深度加深，增加的大气动量输入进而导致近年来波弗特流涡的显著增强。加拿大海盆南部是大气动量输入的关键区。（陶树豪、杜凌，海洋学报）
图4 基于SODA再分析数据和动力地形DOT数据得到的波弗特流涡强度的长期变化
图5 1980-1995年、2008-2018年SODA海面高度EOF分析的前两个模态
本研究统计了本世纪北极圈内所有格点1月份或2月份所有大于10
的逐日距平的累积值，称为该点该月的累计高温。结果表明，2006.01和2018.02的累积高温分布情况相似，高值出现在了格陵兰东侧直至北极中央区，高温值从外向北极中心层层递进。而2018.01和2016.02格陵兰岛东侧没有高温，高值中心位于南森海盆接近巴伦支海和喀拉海的边缘位置，热量来自欧洲。高温的分布状况应与暖事件的机制有关，所以推测相似的累计高温分布对应相近的变暖机制。
进而统计了每年1月和2月北极圈内出现的最高累计高温距平值，得到的标准差为379.55。如果某月累计高温最高值大于1个标准差，则认为该月份出现了显著的冬季极端高温。结果表明，极端高温出现在2006.01、2016.01、2012.02、2014.02、2016.01、2016.02以及2018.02。与该标准十分接近、但没有达到该标准的高温出现在2017.01和2014.01。2006.01和2018.02的极端高温与这两个月出现的北极中央区的变暖相对应，我们将其称为中央变暖。2012.02和2016.01的极端高温出现在了北极圈边缘海的位置，同时在这两个月份北极中央区没有典型的暖事件，我们将其称为边缘变暖。2014年的极端高温出现在南森海盆内，与上述的中央变暖和边缘变暖都有所差异，比较接近边缘变暖的情况。
研究结果表明，北极中央变暖的现象是最近几年发生的现象，是北极变暖的新特征。（张泽鲁、赵进平等，Advances in Polar Science）
图6 北极强暖事件的积温距平和平均影响区域
本研究基于阿拉斯加巴罗的现场观测数据，对春季陆缘冰的光学特性和表面辐射能量平衡进行了研究。研究结果表明，观测期间陆缘冰的反照率在0.57到0.85间变化，而透射率从1.3×10-3持续升高至4.1×10-3。降雪和气温变化均会影响海冰的反照率和吸收率；而海冰透射率只与时间有关，与降水和表面覆雪状态没有明显的关系。短波净辐射占海冰能量增长的99.2%，另外0.8%为海冰表面的感热通量。同时，在所有导致海冰失去能量的项中，长波净辐射占18.7%，表面潜热通量仅占0.1%，其余81.2%均由热传导造成。由于其较高的占比，热传导项在整体能量收支中具有较重要的地位。辐射传输模型的结果显示，海冰透射率由海冰表层积雪和冰层的厚度以及海冰内含物的含量所决定。作为内含物的主要部分，冰藻和颗粒物会显著影响谱透射率的大小及分布，这一结果表明了辐射传输模拟中内含物的重要性。根据辐射传输模型，观测地点陆缘冰的叶绿素和颗粒物含量分别为5.51 mg·m-2和95.79 g·m-2，均符合春季巴罗的特征值。（朱嘉良、李涛等，Acta Oceanologica Sinica）
图7 北极陆缘冰反射辐射周日连续变化。A：入射辐射；b：反射辐射；c：谱反照率；d：总辐射能及积分反照率
利用加拿大环极冰间水道系统研究项目，在2007年11月底至次年1月底对北极群岛阿蒙森湾海域秋冬季节一年冰的物理和光学性质进行了观测研究。结果显示，观测期间的海冰厚度整体在27 cm~108 cm范围内变化，积雪厚度仅为0~6 cm。海冰温度、盐度和密度在冰内的分布特征为：海冰表层最低温度为-22.4℃，底层最高温度为-2.2℃，冰内温度随深度单调增大；盐度变化范围是3.30~11.70，冰内盐度剖面呈现“C”形，即表层和底层盐度较大，而中间层盐度较小；海冰的平均密度略大，为0.91±0.03 g·cm-3。通过观测人造光源在海冰中的透射辐射谱分布，发现一年冰的光谱透射辐射在490 nm和589 nm处呈明显的双峰结构，但随着海冰厚度的增加，双峰结构逐渐减弱，体现了海冰对于不同谱段辐射能衰减作用的差异。在可见光范围内，裸冰和雪覆冰的吸收率最小值出现在490 nm，在443-490 nm范围内二者的吸收率随波长增大而降低，在490~683 nm范围内二者的吸收率随波长增大而升高，但雪覆冰的吸收率在可见光范围内基本保持不变，体现了雪覆冰吸收率的光谱独立性。一年冰的谱衰减系数随波长呈“U”字形分布，紫光和红光谱段的衰减系数较大，中间谱段的衰减系数较小，589 nm波长的衰减系数最小，为1.7 m-1。将谱衰减系数在可见光范围内积分，得到一年冰的积分漫射衰减系数约为2.3 m-1，略高于多年浮冰的漫射衰减系数1.5 m-1。阿蒙森湾一年冰与加拿大海盆北部多年浮冰辐射光学性质的差异，主要源于陆源物质输入引起的海冰内含物组分的改变，而不同组分对光谱的吸收和散射性质不同，进一步导致了光学性质的整体变化。（张经纬、李涛等，海洋学报）
图8 观测站位典型冰层温度，盐度，密度剖面
利用2002-2011年的AMSR-E海冰密集度数据，得到4个冰间湖的范围，通过MODIS可见光图像和ASAR WSM图像的对比，明确了四个冰间湖的冰障成因。巨型平顶冰山D15和西冰架的西边界连同一部分海岸线形成了凹进的巴里耶湾，也构成了巴里耶湾冰间湖（BaP）的冰障。最南端的戴维斯冰间湖（DaP）的冰障是由从海岸开始发展的沿岸固定冰组成的。在四女士浅滩上会形成离岸的固定冰，在其西侧会出现冰间湖（FLBP）。从搁浅的冰山D15的北端会形成向北延伸的狭长的固定冰，即冰指（ice finger）。在其西侧，即沿岸流的下游，会出现一个小型的冰间湖（D15P）。上述4个冰间湖的冰障中都包含了固定冰，经过卫星图像识别和比对，确定这些固定冰都是由搁浅的小冰山群所固定下来的。大冰山偶然进入浅水区并发生搁浅也会形成冰障，对冰间湖产生显著的影响：2008年大冰山在FLBP冰障区域的搁浅导致了BaP在当年9月后完全关闭，FLBP和DaP之间缺少来自BaP输出的浮冰带的分隔而合成一个冰间湖。冰山在普里兹湾东部冰间湖形成过程中起着重要的作用，影响冰障的形成和形状，进而对冰间湖之间的相互作用及冰间湖面积和产冰量的变化产生影响。
将阈值法应用于AMSR-E海冰密集度数据，得到普里兹湾的5个冰间湖在2002-2011年的逐日面积。分析发现，冰间湖面积与风速的相关性并不显著，但每个冰间湖都存在一个与风速相关系数最大的方向，称为最大贡献方向（图9）。东部的4个冰间湖的面积均与1天前的最大贡献方向风速分量的相关性最好，表明其面积受到风速的影响存在滞后性。各个冰间湖的最大贡献风向不同是由各自的冰障或冰障的有效等价边界导致的。在理想的冰间湖中，当风吹向与冰间湖冰障的有效等价边界垂直方向的右侧约10°时的方向时，即为该冰间湖的最大贡献风向。（侯赛赛、史久新，Remote Sensing）
图9 普里兹湾东部4个冰间湖及其冰障。a.2005年10月28日的MODIS图像，白色点表示海冰密集度大于75%的AMSR-E网格点，蓝色和紫色箭头分别表示当日的海冰漂移速度和前一天的风速。b~e. ASAR WSM图像，海域中的白色小点为小冰山，黑色区域为固定冰或水。红色线表示由多年平均冰间湖出现率得到的冰间湖最大范围。D15为搁浅的D15冰山。绿色方框内为小冰架，紫色方框内为戴维斯站所在的小岛，黄色圆圈内为小冰山集群
通过分析高分辨率的海洋模型数据，本工作研究了自1950年以来SAMW的变化及其物理过程。结果表明，在年代际时间尺度上，印度洋和太平洋扇区SAMW的体积变化都存在着两层结构，即上层和下层SAMW的体积呈现相反的变化。同时，自20世纪50年代以来，SAMW的体积增加了约11% （图10）；这是由于SAMW 南边界露头区海洋获得的浮力逐渐增加、使得更多高密度的海水被转化到SAMW，从而导致了其体积的增加。（景婉迪、罗义勇，Journal of Geophysical Research: Oceans）。
图10 大西洋扇区（AO；灰线）、印度洋扇区（IO；红线）、太平洋扇区（PO；绿线）以及整个南大洋（SO；黑线）亚南极模态水体积异常的a) 演变（11年滑动平均）和b）长期变化趋势（1950-2017年）
南大洋能够通过热吸收和热释放过程有效地改变海洋和大气的能量分配，从而导致跨赤道的大气热输运异常，并造成热带辐合带（ITCZ）位置的偏移。对比全耦合模型和混合层海洋模型的实验结果发现海洋动力过程的引入能够产生极强的跨赤道海洋热输运（OHT）异常，从而大大减弱大气跨赤道能量输运的负担，同时抑制了ITCZ的偏移幅度，前人的研究认为该OHT异常的产生与副热带海洋环流圈（STC）或者大西洋经向翻转环流的变化有关。为了探究海洋动力学如何抑制ITCZ对南大洋热强迫的响应，本研究在全耦合模型中南大洋海域施加理想的热强迫探究海洋经向热输运（OHT）和海洋环流的变化，发现在印度-太平洋海盆和大西洋海盆都存在跨赤道OHT异常，该OHT异常源于STC下方广泛分布的顺时针环流异常（图1；等温线5-20度°C，50°S至10°N之间），进一步地通过风应力部分耦合实验，揭示了该环流异常主要受海气热交换过程的控制而并非通常认为的风应力过程驱动，成功地阐明了南大洋热吸收通过海洋动力过程影响低纬度气候的机制。并且本研究还发现，以热带为媒介，南大洋的影响甚至可以到达北极，从而建立起两极之间影响的通道。（刘福凯、罗义勇等，Advances in Atmospheric Sciences）
图11 南大洋吸热可以通过改变风生环流和热盐环流两种途径跨赤道输运热量
本研究采用EN4再分析数据、实测海豹资料和WOD2018数据，结合大气再分析和海冰密集度数据，探讨南大洋60ºS以南的海洋盐度变化及其影响机理。研究结果表明，对南极印度洋扇区表面盐度的长期变化最为显著，进而对大尺度环流异常的响应进行探究。2008年以来，南极沿岸出现显著的海表面持续性高盐异常，其中印度洋扇区变化最为显著，表层高盐水主要集中在达恩利冰间湖（DP）附近与沙克尔顿冰架（SIS）以北的海域。沿岸海域的高盐陆架水向北扩张且影响深度不断加深，高盐的绕极深层水上涌也更加明显（图12）。此高盐异常与南极涛动（AAO，Antarctic Oscillation）、印度洋偶极子（IOD，Indian Ocean Dipole）两种大尺度环流密切相关（图13）。AAO与IOD正位相下，西风显著增强，促进海冰大量生成，为海表面提供了大量的盐通量。同时，海表面出现更显著的风场旋度负异常与低压异常，促进高盐深层水上涌，对高盐异常有重要维持作用。此外，纬向风剪切与蒸发增强也是影响该高盐异常的重要局地过程。相较而言，罗斯海并未出现如此显著的高盐异常，这可能是由于IOD正位相下局地显著的北风异常，暖平流使海冰生成减弱，与AAO正位相在此的作用相反。（倪旭彬、杜凌等，海洋学报）
图12 基于MEOP、WOD与EN4数据的南极印度洋扇区表层盐度分布（a，b）
与EN4经向断面的温盐结构（c，d）
图13 大尺度环流（AAO和IOD）不同位相期间的南极海表面盐度异常
通过比较基于CESM的参考气候态、气候变暖和变冷状态三组海气耦合实验，本研究系统地检验了OHT对气候变暖和变冷的响应及其物理机制。结果表明，两个半球的向极OHT在变暖后减弱，在变冷后增强，且变冷导致的变化大于变暖。另外，通过将OHT的响应分解为由不同物理过程主导的分量，发现在35°S以北OHT的变化由其欧拉平均分量主导，并且主要是由太平洋的STC和大西洋的AMOC的异常对平均温度的平流引起的。OHT响应的不对称也是由STC和AMOC响应不对称引起的（图14）。而在南大洋，OHT的欧拉平均分量仍然起着主导作用，但其主要是由平均经向翻转流对温度异常的平流引起的；另外，南大洋涡旋引起的OHT的变化起到一定的补偿作用。南大洋OHT对气候变化的响应机制与其它海盆完全不同，体现了南大洋的独特性。（李秋娴、罗义勇、刘福凯，Climate Dynamics）
图14 海洋经向翻转环流对气候变暖（左）、气候变冷（中）的响应及其不对称性（右）
本研究利用卫星高度计和全球海洋验潮站观测，首次严格评估了IPCC AR5和SROCC报告中对海平面在未来温室气体排放的三种代表性浓度路径（低浓度路径RCP2.6，中等稳定路径RCP4.5和高浓度路径RCP8.5）下的上升速度和加速度的预测能力。研究表明，在考虑自然变率和垂直陆地运动后，模式预测的2007-2018年间全球和区域平均海平面上升趋势与实际观测吻合得较好（90%置信区间），上升速度约为3.6-4.1mm yr-1。实际观测的全球平均海平面上升加速度（1993-2018；0.053 ± 0.026 mm yr-2）和验潮站观测的区域加权平均海平面上升加速度（1970-2018；0.063 ± 0.120 mm yr-2）高于RCP2.6（0.035 ± 0.052 mm yr-2）的预测，介于RCP4.5（0.048 ± 0.048 mm yr-2）和RCP8.5（0.067 ± 0.049 mm yr-2）的预测范围之间，但区别并不显著（90%置信区间）。研究指出，由于自然变率的存在，需要更长的观测和预测数据才能够给出更高信度的海平面上升加速度的评估。这一研究结果增强了我们对未来十年海平面模拟预测结果的信心，为政府部门面向未来海平面上升制定应对与适应性计划提供了科学依据，体现了中国海洋大学在全球海平面变化研究方面已逐步走向国际前沿。（王金平、陈显尧等，Nature communications）。
图15 历史观测和模式预测的对比。a:2007-2018年间全球平均海平面[mm]，b:海平面上升速度[mm yr-1]，c:海平面上升加速度[mm yr-2]。图b、c中误差条表示
对北极海冰加速融化热力-动力耦合反馈起主要动力贡献的北极超强气旋的活动特征
近十几年来引起北极海冰快速融化的热力-动力耦合过程加强，动力作用的加强离不开北极气旋的贡献，其中超强气旋（ASC）的贡献是主要的，特别是夏季长生命超强气旋的增多（图16a）和短生命周期ASC减少（图16b）是一个主要因素。
空间上北极超强气旋的频数最大值在格陵兰岛以东的北欧海区域（图16c），进入北冰洋的超强气旋主要来自于北大西洋，尤其是冬季（98次，图16d）和秋季（83次，图16e）的伊尔明厄海与冰岛南侧，这两个季节贡献了该区域70%的ASC活动；北极中央区ASC活动则主要集中在春夏季（图16e，f），秋冬季也有极少数ASC但位置则更趋向于岸界和大西洋扇区一侧；北太平洋ASC多集中于60°N以南且以东西向分布，在春季（45次）达到最强，而60°N以北的区域ASC活动极少，这表明尽管冬春季阿留申低压附近风暴活动频繁，但能够通过白令海峡进入楚科奇海进而影响极区的ASC极少。
若ASC生成位置位于60°N以南则定义该气旋为外部输入气旋，生成于60°N以北则认为是原生气旋。全年来看极区原生ASC占比较少，其频数只有外部输入ASC的50.52%，其中这一比例在春季最高（71.24%），夏季次之（59.54%），秋季最少（30.6%）。ASC主要生成于北美大陆东岸至北欧海西南侧，最大值出现在伊尔明厄海西侧格陵兰沿岸（图16h），可以发现ASC 的生成地多位于海上，且既位于平均急流轴偏北侧即急流偏北偏强时，又位于急流出口区左侧正涡度平流随高度增强的区域，在这种环流配置下才有可能维持 ASC 的强度同时向极区输入，因此极地原生和陆地生成的 ASC 明显偏少；ASC 的消亡位置则主要分布在伊尔明厄海、北欧海及北极中央区大西洋扇区一侧，相对于生成位置来说消亡位置更加集中，几乎都在60°N 以北（图16i），表明进入极区的 ASC 大多在极区消亡且很难再回到中纬度地区，而太平洋扇区的消亡位置大多数位于阿拉斯加半岛与堪察加半岛南侧，楚科奇海及波弗特海西侧的消亡位置偏少，表明北太平洋强气旋难以通过陆地屏障进入极区。（丁瑞昌、黄菲，海洋学报）
图16 长生命北极超强气旋(a)和短生命ASC（b）不同季节的频数变化，以及超强气旋频数（c）在不同季节（d-g）的空间分布，和ASC生成（h）和消亡（i）的空间分布。图（h，i）中的红色粗（细）等值线表示300hPa平均纬向风大于30m/s（20m/s）的高空急流区域
火山爆发引起的火山灰和气溶胶的阳伞效应导致北极涡旋系统的深化和加强，从而刺激或加强北极涛动(Arctic Oscillation, AO)。一个多世纪以来最强的三次北极涛动（1993.1，1989.1，1990.3）都与火山爆发有关。 1993.1的最强北极涛动指数与1992年6月27日和9月17日阿拉斯加Spurr火山的连续爆发以及阿留申Bogosl火山在1992年7月6日以来的爆发有关（图17）；1989.1的次强AO指数与1988年3月26日爆发的阿留申Akutan 火山和1988年12月相继爆发的堪察加Sheveluch火山有关；1990.3的北极涛动则与1989年12月7日和1990年1月2日相继爆发的阿拉斯加Redoubt火山和1990年2月1月和3月10日堪察加Kliuchevskol火山和Bezymianny火山喷发有关。在北极涡旋环流中不同位置发生的火山活动对极涡的影响是不同的，最典型的例子是1991年6月15日爆发的一个世纪以来最强的菲律宾Pinatubo火山，由于其位置在热带地区远离北极，对北极涛动仅仅造成了极小的扰动变化。（曲维政、黄菲、赵进平、杜凌、曹勇，Scientific Reports）
图17 北半球中高纬度地区500 hPa位势高度场大气环流及火山尘幕和气溶胶层（a，b图中的灰色阴影）分布图。 (a) 1992年7月（40 ~ 90°N）; (b) 1992年10月（50-90°N）; (c) 1993年1月（30 ~ 90°N）; (d) 1993年1月（30 ~ 90°N）500 hPa位高度场距平场
北极东北航道拉普捷夫海和东西伯利亚海之间海冰开始融化时间跷跷板现象的变化特征及影响因素
本研究表明，局地大气因子包括表层气温、大气柱水汽含量、向下长波辐射、风场对MOS都有贡献。MOS与风暴路径和前期大尺度环流型“巴伦支振荡”也有密切关系。对于MOS正位相，5月份的风暴路径位于东西伯利亚海南部，此时东风盛行，使得东西伯利亚海的表层气温和大气柱水汽含量都更高，因而导致较早的MO的出现。对于MOS负位相，5月份的风暴路径位于拉普捷夫海的西南部，较强的南风或者西南风携带沿岸温暖的空气到达拉普捷夫海。当4月份低压活动中心位于巴伦支海时，拉普捷夫海的海冰从沿岸被驱离，这会增加海洋向大气的潜热通量释放和上方大气的水汽含量，进而导致拉普捷夫海较早的MO的出现。无论是局地的大气变量，还是大尺度环流指数，都是在1999-2018年与MOS的相关关系优于1979-1998年。该研究为研究极区海冰变化提供了新的视角，也有助于进一步掌握北极东北航道的冰情。（梁红杰、苏洁，Journal of Geophysical Research: Oceans）
图18 MOS 指数：LS 和 ESS (LS 减去 ESS) 之间区域平均 MO 的差异。蓝色和红色条形表示经过SAT校正后的MOS序列；虚线和实心黑线分别表示一个标准误差和 MOS 指数的平均值；实心卡其色线是MOS指数三年低通滤波序列；卡其色断线：MOS指数的线性趋势；青色菱形和红色正方形分别表示 MO 与原始 PMW 数据和基于 SAT 校正后的MO的差异
本研究提出了一种基于极坐标变换的LinearPolar算法，这一算法将融池反照率视为可变化特征，弥补了以往算法的不足。
LinearPolar算法利用极坐标系的角坐标θ来确定MPF。首先在训练区域选择所有表面类型的代表性像元，绘制出波段2（B2）和波段2与波段8的差值（B2-B8）的散点图(图19左)，然后以融池轴和海冰轴（通过Hough变换进行轴的阈值识别）的交点作为极点进行极坐标转换(图19右))。由图可见，θ只与MPF有关，与反射率无关，因此通过MPF与θ的线性关系就可以确定MPF。
对于高饱和度融池（亮蓝色），Markus算法、PCA算法和LinearPolar算法均能够有效区分，但两种旧算法相比于LinearPolar算法略有低估。对于低饱和度融池（深蓝色），只有LinearPolar算法能够正确识别，两种旧算法对低饱和度融池平均低估约50%，而且也会对包含低饱和度融池的混合像元造成低估。Markus算法、PCA算法和LinearPolar算法对40个Sentinel样本反演的平均MPF分别为4.10%、4.92%和8.00%。LinearPolar算法得到的MPF分别比Markus和PCA算法提高了95%和63%。使用IceBridge DMS航拍照片评估发现，LinearPolar算法的RMSE值比以往算法降低了30%左右。（王明锋，苏洁等，Journal of Geophysical Research: Oceans）
图 19 像元子集的B2和B2-B8的反射率散点图（左）使用θ和r对图2进行极坐标变换的结果（右）
基于Landsat数据的LinearPolar算法融池覆盖率反演研究
现有的大尺度范围的融池覆盖率（MPF）产品的准确性还有待大量数据检验。利用甚高分辨率光学卫星遥感数据验证中低分辨率的MPF产品是一种很好的方法。与以往基于甚高分辨率的MPF反演算法相比，基于Sentinel-2数据的LinearPolar算法（Wang 等，2020）考虑到融池的反照率不固定，反演结果更准确。本研究通过选择最佳波段组合，将LinearPolar算法应用到更低分辨率的Landsat 8数据。同时，将Sentinel-2数据作为验证数据，分别使用LinearPolar算法结果、支持向量机（SVM）分类结果和迭代自组织分析（ISODATA）分类结果对使用Landsat 8 数据得到的结果进行比较和验证。结果表明，Landsat 8数据使用LinearPolar算法反演的结果与Sentinel 2数据使用LinearPolar算法、SVM分类算法、ISODATA分类算法的结果之间的总体精度和Kappa系数分别为95.38%和0.88,、94.73%和0.86、92.40%和0.80，远高于PCA算法和Markus算法的反演精度。对于随机选取的80个Landsat 8个例，与Markus算法结果（5.0%）和PCA算法结果（4.2%）相比，LinearPolar算法结果（10.0%）与Sentinel-2数据反演结果（10.9%）更接近，二者平均MPF误差仅为0.9%，相关系数高达0.95。LinearPolar算法结果的总体相对误差分别比Markus和PCA算法结果低53.5%和46.4，均方根误差分别比Markus和PCA算法结果低30.9%和27.4%。研究发现，没有明显融池个例的相对误差比有明显融池个例的相对误差要小得多，这是由于LinearPolar算法能够识别出100%的深色融池和相对较小的融池，且后者更有助于减小MPF反演的相对误差。Landsat数据与Sentinel-2数据相比，其覆盖范围更广，时间序列更长，因此能够更有效地验证现有的大尺度范围的MPF产品，并实现对固定区域的长期监测。（秦宇晴、苏洁等，Remote Sensing）
图20 基于Landsat数据的LinearPolar算法融池覆盖率训练数据及反演结果和验证
现场观测数据的缺乏一直是困扰遥感产品验证的一个大问题。本文利用2011年1月第27次中国南极考察获取的海冰航拍图像，对由ASI海冰密集度算法反演获取的海冰密集度进行评估。研究结果表明AMSR-E海冰密集度存在19%的低估（图21）。与过去评估方法不同，我们实现了从航拍图像到中分辨率成像光谱仪（MODIS）到被动微波AMSR-E密集度的主机验证。首先，基于航拍图像的密集度并结合系点法，我们获取了MODIS-Terra图像的海冰密集度。之后，根据同一天内MODIS-Terra和MODIS-Aqua密集度数据在指定区域内的一致性，我们对由MODIS-Aqua图像密集度反演算法进行训练，并得到该图像的海冰密集度。最后，用MODIS-Aqua海冰密集度验证与之时间上同步的AMSR-E轨道密集度数据。研究结果表明，在海冰边缘区，AMSR-E相对于MODIS密集度存在8.5%的低估。本文还进一步研究了海冰类型和AMSR-E海冰偏差的关系。结果显示，一年冰比例越高，AMSR-E海冰密集度偏差越小。换个角度而言，薄冰比例越高，AMSR-E对海冰密集度的低估会越大。（施骞、苏洁等，Transactions on Geoscience and Remote Sensing）
图21 （a）由航拍图像（绿字）和AMSR-E（蓝字）提取的海冰密集度的空间分布，其中红字代表网格序号。（b）a图对应海冰密集度的柱状图
本研究参考Lagrangian snow-evolution model（SnowModel-LG）模式对积雪分层的处理，并简化为新、旧两个雪层。本研究对 HIGHTSI 中的两个物理过程进行改进：（1）降雪取更接近实际的密度，降落沉积后压实增密；（2）在质量守恒条件下考虑积雪深度对密度变化的响应。
利用ERA-Interim再分析数据作为大气强迫，针对北极15个冰质量平衡浮标（Ice Mass Balance buoys, IMB）沿其漂移轨迹模拟了降雪积累期海冰表面雪密度变化对积雪深度变化的影响，在原HIGHTSI设置下分别采用定常块体雪密度均值330 kg∙m-3(T1试验)、接近实际的常数新雪密度200 kg∙m-3(T2试验)以及改进后框架下新、旧雪层随时间压实增密的雪密度（T3试验）计算积雪深度（表1），并将模拟结果与浮标观测进行对比。研究时段内总计14948个有效观测积雪深度数据。与观测相比，3个试验模拟结果总体高估：分别有62.4%（T1）、85.6%（T2）以及67.5%（T3）的模拟积雪深度数据点相对实测偏高。模拟结果表明，本文改进的算法对雪密度变化的处理更为合理，且能较好地再现积雪深度的变化的物理过程；考虑新、旧雪层深度对压实增密的响应能较好地避免以较低的降雪密度持续过度积累，以浮标观测为标准，分层积雪密度压实计算得到的平均绝对误差减少了5 cm。（尹豪、苏洁，海洋学报）
图22 本研究模拟时段内15个IMB浮标的漂移轨迹
图23 15个浮标轨迹积累期HIGHTSI各试验模拟积雪深度与IMB实测积雪深度（黑色散点）对比。下横轴时间规范为：月份/日期/年份。灰色竖线表示浮标实测融化开始时间
基于Icepack海冰柱模式的融池反照率模拟研究
基于Icepack一维海冰柱模式，以2014年中国第六次北极科学考察长期冰站ICE06(图24a)的3个融池的辐射参量(图24c)和气象参量(图24b)的连续观测作为大气强迫数据，对融池反照率及相关参量进行了模拟。
通过模拟研究，引入观测的融池深度及海冰厚度作为初始条件,通过考虑融池覆盖率的作用,改进了Icepack模式平整冰融池参数化方案中对于海冰干舷的计算,修正了冰上所允许的最大融池深度,成功实现了对融池的模拟。
修正了入射辐射分量的比例系数与对应反照率分量的权重系数不一致的问题。根据[Curry&Elbert, 1993],在对冰雪反照率进行光谱差异区分时,对各波段的光谱平均反照率进行加权计算的系数应为对应波段的相对辐射通量分布比例。并结合观测时段的天气状况,给定了比较合理的辐射比例系数,同时进行了系数改变的敏感性试验,结果表明,当入射辐射通量中的可见光波段辐射通量的比例增加8%时,模拟的融池反照率结果增大了6%-8%.该结果强调了对于海冰模式提供准确的入射辐射比例的重要性。
结合观测期间融池表面普遍存在的再冻结现象,使用模式进行了模拟.结果表明,当再冻结冰层厚度小于2 cm时，模拟冰面反照率的增加不足0.006，由此引起的表面能量收支减少了约1.1 W·m-2。（曹淑涛、苏洁、李涛，海洋学报）
图24 第六次中国北极科学考察期间建立的冰站位置及2014年8月23日海冰密集度底图 (a)、ICE06上的气象观测站(b)和融池辐射通量观测(c)
图25 Icepack对融池宽带反照率的模拟及其与观测结果的比较，a为每小时平均的融池反照率，b为模拟与观测反照率的差值
动态系点值（DT-ASI）海冰密集度算法在风云数据的应用
本研究利用国产风云卫星数据反演得到了北极海冰密集度（SCI）这一物理参数，应用动态系点值算法（DT-ASI）和陆地溢出校正方法，相较于该数据原来产品的精度有显著提升。在与国际上使用较广的SIC产品相比中发现FY-3B卫星使用NT2算法的结果存在较大偏差，而SIC又对其他海冰参数的获取至关重要。因此我们首先在交叉订正好的微波扫描辐射计亮温数据基础上进行算法的替换，使用已经在AMSR-E和AMSR2上取得很好反演结果的DT-ASI算法。获得FY-3B/DT-ASI与德国不莱梅大学产品AMSR2/ASI空间上有很好的一致性，数值上还存在边缘冰区SIC较大、平均偏差夏季高于冬季以及夏季海冰范围（SIE）偏大的问题。通过在海冰融化季节引入陆地溢出校正方法消除了岸边界处误判海冰，从而减小了SIE的误差。与FY-3B/NT2相比，FY-3B/DT-ASI年平均SIC降低了2.31%，年平均SIE减小了1.65×106 km2，其中DT-ASI算法的作用占87.9%，陆地溢出方法作用占12.1%。最后，选取了58个晴空条件下的MODIS样本使用系点法识别的SIC进行了验证，结果显示，FY-3B/DT-ASI的平均绝对偏差和均方根误差分别为12.7%和17.2%，与两种6.25km分辨率的AMSR2产品基本一致，FY-3B/NT2分别为19.9%和25.2%。验证结果分段统计，FY-3B/DT-ASI在SIC低于60%段改进最显著。研究获得了近10年（2010年11月18日—2019年8月19日）逐日的SIC数据，空间分辨率为12.5km×12.5km，相关数据已发布于中国海洋大学极地海洋过程与全球海洋变化重点实验室（http://coas.ouc.edu.cn/pogoc/2018/1220/c15472a231971/page.psp）。（郝海瑞、苏洁等，Acta Oceanologica Sinica）
图26 加拿大北极群岛2016年8月8日的海冰密集度反演场a. 未进行陆地溢出订正的结果； b. 陆地溢出订正的结果, c. 真彩图
利用FY3B/MWRI亮温数据反演北极季节冰和多年冰表面积雪深度
研究以FY3B/MWRI微波辐射计为例，将北极分为季节冰(FYI)和多年冰(MYI)两种情况，利用MEMLS(Microwave Emission Model of Layered Snowpacks)积雪辐射模式，模拟了辐射计不同通道亮温对积雪深度(SD)变化的敏感度和各光谱梯度比随积雪深度的变化情况，以及在不同大气和冰雪环境下各通道亮温与积雪深度的相关性。以季节冰为例，图37和显示了不同积雪粒径和积雪密度下光谱梯度比GR(10.7V/18.7V)和GR(10.7V/36.5V)随积雪深度的变化情况：
(a)
(b)
图27 季节冰表面光谱梯度比在不同积雪粒径和密度下随积雪深度的变化情况
多年冰情况与之相似。根据模拟结果及相关性分析，研究确定了利用MWRI传感器进行积雪深度反演的最佳通道组合形式，然后利用2012至2013年OIB（Operational IceBridge）积雪深度数据对季节冰和多年冰分别进行了积雪深度反演算法的开发。图38以2011年1月3日为例，显示了研究反演的北极地区海冰表面积雪深度分布情况。
图28 2011年1月3日北极地区海冰表面积雪深度分布情况
利用2011年OIB积雪深度产品对反演结果印证，表明反演算法在季节冰和多年冰上的平均偏差分别为2.89cm和1.44cm，标准偏差为2.6 cm和4.53cm，优于同时期的AMSR-E产品及不莱梅大学的积雪深度数据集，可有效反演北极地区积雪深度。（李乐乐、陈海花、管磊，Remote Sensing）
利用CRYOSAT2/SIRAL和ICESAT2/ATLAS数据评估北极地区HY2B/ALT有效波高
研究利用CRYOSAT2/SIRAL(SAR/Interferometric Radar Altimeter)和ICESAT2/ATLAS(Advanced Topography Laser Altimeter System)高度计数据对海洋2B卫星上搭载的微波高度计ALT(Altimeter)观测的有效波高数据进行了评价，对比结果表明HY-2B/ALT观测的有效波高与CRYOSAT2和ICESAT2相比，误差分别为-0.05±0.26m，0.02±0.41m，均方根误差分别为0.26m和0.41m；同时，为验证匹配空间窗口对匹配结果的影响，研究还缩小匹配空间窗口进行对比，结果表明，HY-2B/ALT观测有效波高与CRYOSAT2/SIRAL 、ICESAT2/ATLAS数据之间具有较好的一致性，能有效地反映极区真实海面的状况（韩璐、李乐乐，IGARSS2021）。
图29 50km空间匹配窗口下有效波高对比. (a: Cryosat2/SIRAL vs HY2B/ALT; b: Icesat2/ATLAS vs HY2B/ALT)
本研究发现极地海洋细菌Puniceibacterium antarcticum SM1211能够在DMSP裂解酶DddL的作用下，在细胞周质空间裂解DMSP产生并积累丙烯酸以抵御纤毛虫捕食，并使得纤毛虫将捕食压力转移到群落中不含dddL基因的细菌上，从而获得资源和空间上的竞争优势，提高菌株SM1211在捕食过程中的存活率，调整细菌群落组成结构和不同营养级间能量流动。该研究系统揭示了海洋细菌以DMSP作为前体物质发挥拒捕食功能的新机制，为深入探索海洋微型生态系统中生物间相互作用关系奠定基础。(张玉忠等，Nature Microbiology)。
图30 海洋细菌SM1211以DMSP为前体物质的化学防御策略
细菌中一种新型DMSP裂解酶催化DMSP释放二甲基硫和丙烯酰辅酶A
本研究中，我们从南极来源的细菌菌株中鉴定出一种新型ATP依赖的DMSP裂解酶DddX。不同于其它已报道的DMSP裂解酶，DddX属于酰基辅酶A合成酶超家族，这是合成酶超家族中首个报道的DMSP裂解酶。DddX催化DMSP裂解产生DMS和丙烯酰辅酶A，这个目前已知的DMSP裂解酶的裂解产物均不同。DddX通过两步反应催化DMSP裂解：（1），将DMSP与CoA连接形成DMSP-CoA反应中间体；（2），将DMSP-CoA裂解为DMS和丙烯酰辅酶A。结合晶体结构分析及生化实验验证，我们提出了DddX的催化机制。DddX存在于不同种类的细菌类群中，包括属于革兰氏阴性菌的α变形菌门和γ变形菌门，以及属于革兰氏阳性菌的厚壁菌门，表明DddX在DMSP的代谢及全球硫循环中发挥着重要作用。（张玉忠等， eLife）
图31 DMSP的代谢通路图。本研究发现的DddX代表了DMSP代谢的一种新的反应方式
极地海洋中DMS/DMSP循环的生物地理学特征
本研究系统分析了极地海洋与低纬度海洋海水来源的宏基因组样品和宏转录组样品中微生物来源的DMS/DMSP循环相关基因的生物地理特征。结果表明，与低纬度海洋相比，极地海洋中DMS/DMSP循环相关基因的丰度更高，并具有独特的生物地理分布特征。DMSP脱甲基酶（DmdA）、DMSP裂解酶（DddD、DddP和DddK）和三甲胺单加氧酶（Tmm，将DMS氧化成二甲基亚砜）的编码基因是参与全球DMS/DMSP循环的最普遍的细菌基因。在极地海洋DMS/DMSP循环中，α-变形菌纲和γ-变形菌纲发挥着重要作用。进一步研究发现，极地海洋中DMS/DMSP循环中的生物地理特征与采样深度显著相关，而与地理距离的无明显相关性。在极地海洋中，影响DMS/DMSP循环生物地理分布的关键因素并非扩散限制，而是表层和深水生境的差异。（张玉忠等，Microbiome）
图32 极地和非极地低纬度海洋中细菌DMS/DMSP代谢概念图
北欧海是连接北冰洋和大西洋的亚北极海域，具有复杂的水团和极剧变化的气候。尽管对海洋病毒多样性认识迅速提升，但是对于北欧海病毒多样性及与宿主和水团之间的关系还有待研究。团队搭载STALBAS的北欧海航次，在北欧海附近海区七个站位采集150L大体积水量，浓缩提取病毒组DNA，建立了背后还DNA病毒组数据集。利用病毒宏基因组学分析，共挖掘了55,315个病毒contig，发现了共1,478个独特的病毒类群，初步揭示了北欧海DNA浮游病毒群落构成。
该海区DNA浮游病毒群落主要由发现北欧海浮游病毒的两大主要类群是有尾噬菌体和核质巨病毒，并且这两大类群呈现不同的海域分布，有尾噬菌体目主要分布在温暖的大西洋水域，而核质巨病毒主要出现在寒冷的北极水域。这两大类群的分布格局反映了其宿主在相应水体和水流中的群落结构。这项研究表明病毒、宿主细胞及北欧海暖流和冷流水团之间存在紧密联系。核质巨病毒和有尾噬菌体被认为是北极寒冷水域和大西洋温暖水域的特征病毒，这样研究为链接北冰洋和北大西洋的亚北极海域中病毒组研究提供了重要依据，反映了病毒类群对气候变化的反应。（高晨等，Applied and Environmental Microbiology）
图33 北欧海病毒群落结构及其与不同水团之间的联系及病毒与宿主(细菌和微生物真核生物群落)的相关性
极地蕴含着丰富的微生物新资源，本年度对7株南极潜在细菌新种完成了多相分类鉴定，对其生理生化特征及其抗逆功能进行了研究。发现南极稀有放线菌新种G11-30为耐冷菌，生长温度范围较窄仅为10-28℃，与中温土壤环境来源的同属亲缘关系最近的菌株相比，具有非常弱的碳水化合物利用功能，仅能利用葡萄糖和麦芽糖生长，对实验的所有大分子碳源物质均没有降解作用；对明胶和酪蛋白等大分子蛋白质也没有水解活性。在此基础上，对新种G11-30进行了比较基因组分析，初步探讨极地稀有放线菌新物种的适应极地环境的潜在机制。研究结果为进一步认识南极地区放线菌物种，丰富南极微生物资源提供了理论依据和基础。（李静等，Arch. Microbiol.）
图34 南极稀有放线菌G11-30大分子碳氮源利用能力
本研究共发现19种不同的物种或形态类型，属于10个无脊椎动物门，包括3种胚胎。这些胚胎的发现表明，至少有一些类群在极夜期间仍然进行繁殖。上升流事件前后，浅层站幼虫群落结构存在显著差异。我们的研究也反映了幼虫群落的斑块性和深度的显著影响。在我们采集的幼虫类群中，最常见的营养模式是卵磷脂营养(能量来自母体卵黄)，但我们也采集到了一些可能是浮游营养的摄食类群。通过卵磷脂营养发育可以增加幼虫在北极冬季低食物环境中的生存和定居成功。本研究提供了极夜期间底栖无脊椎动物早期生活史阶段的重要数据。（刘晓收等，Polar Biology）
南极海绵来源真菌Aspergillus candidus HDN15-152代谢产物研究
选择该发酵条件对分离自南极普利兹湾海绵样品的菌株Aspergillus candidus HDN15-152扩大规模发酵，得到粗浸膏。通过硅胶柱层析，C-18柱层析，Sephadex LH-20柱层析以及高效液相色谱等分离手段，从该粗浸膏中共分离得到22个化合物，包括18个吲哚二萜类化合物以及4个三联苯类化合物。其中新化合物1为罕见的C17-C18位开环的吲哚二萜新骨架。新化合物2-4为一系列含有6/5/5/6/6/6/6环系的吲哚二萜生物碱，目前这一类结构只有一篇文章报道（asperindoles A-D）。
化合物1的平面结构主要是通过一维以及二维核磁信息确定的，通过NOESY信号，化学位移计算以及生物合成途径分析确定了它的相对构型，进一步通过ECD计算确定了化合物1 的绝对构型。化合物2-4的结构以及绝对构型主要通过一维以及二维核磁信息以及ECD计算确定。
鉴于化合物1结构中含有一个新颖的6/6/6/6/6桥环骨架，我们对其生物合成途径进行了推测：化合物4为该结构的生物合成前体，化合物4骨架C-18位的酮羰基首先被还原为羟基，进一步通过retro-aldol反应得到C17-C18位开环中间体B。化合物B通过分子内缩合反应生成化合物1。
对这4个化合物进行细胞毒和抗病毒活性评价：化合物3显示较好的抗流感H1N1病毒的活性，IC50为26 μM（小于阳性药）。化合物4对HL-60细胞显示一定的抑制活性，IC50 值为7.8 μM。（朱天骄等，Journal Of Organic Chemistry）
南极来源降脂化合物penipyridone的合成和构效关系研究
对前期从南极真菌中发现的降脂活性化合物penipyridone G及化合物4进行了构效关系研究。分别对UnitA、B、C进行结构改造，共获得衍生化合物31个。经降脂活性评价，结果显示化合物15o具有较好的降脂活性，在20μM浓度下，对甘油三酯的抑制率约为30.2%，对总胆固醇的抑制率约为14.8%，好于阳性对照辛伐他汀。
构效关系显示，吡啶环的活性好于吡啶酮环，Unit A是必须的药效团，C-7位S构型好于R构型；Unit B基团的结构需要一定的柔性和亲水性，不能过大或过小；Unit C的氨基氢是必须基团，有利于与靶蛋白的氨基酸形成氢键以增加亲和性。（朱天骄等，Bioorganic and Medicinal Chemistry）
图35 化合物penipyridone的构效关系