北極阿蒙森灣一年冰物理和光學性質的觀測研究

張經緯，朱嘉良，姚宇斌，李淑江，李翔，李濤*

(1.中國海洋大學 海洋與大氣學院，山東 青島 266100；2.自然資源部第一海洋研究所，山東 青島 266061；3.中國科學院海洋研究所，山東 青島 266071)

1 引言

近年來，北極氣候和環境處于快速變化之中[1]，北極海冰的變化主要體現為海冰面積減小[2-4]，多年冰厚度減薄[5-7]和多年冰向一年冰的轉變[8-10]。由于海冰的反照率遠大于海水[11]，海冰的減少導致北冰洋整體反照率降低，更多的太陽輻射能儲存在深色大洋中，海洋吸收更多的熱量造成海冰加速融化，海冰面積進一步減小，此即反照率正反饋機制。除此之外，海冰的吸收率、透射率和衰減系數等光學性質從本質上決定了海冰對太陽輻射的吸收，從而進一步改變海冰的體積和質量。

海冰反照率與海冰表面類型密切相關，Grenfell 和Maykut[12]最早將海冰表面劃分為不同類型，計算了各類型海冰的反照率，并對這些系數與海冰厚度的關系進行了深入的討論。海冰表面類型及其內部結構的季節性變化決定了海冰反照率的季節變化特征。在海冰凍結期，反照率隨著海冰厚度的增加逐漸增大，較短波長的譜反照率變化更為顯著[13]。而從春季海冰融化初期開始，反照率的變化過程可以被劃分為7 個階段：冷雪期、融雪期、融池形成期、融池排水期、融池發展期、融池融透期和凍結期。冷雪期的反照率可達0.85，進入融雪期后的1 周內反照率降低至0.60，隨著融池的形成反照率繼續降低至0.32。因融池排水，反照率會略微回升至0.54，隨著融池發展，反照率下降至0.20，接下來因為海冰的迅速融化形成開闊水域，反照率在1 天內可下降至0.07，當進入凍結期后海冰反照率又會逐漸增大到0.85[14]。除此之外，夏季海冰反照率還存在明顯的空間差異性[15]。在7 月末，因為海冰的融化，區域內的反照率在白色裸冰的0.65 和較深融池的0.10 之間變化，平均值為0.40[16]。Peng 等[17]通過分析1982-2015 年夏季整個北極地區和8 個分區海冰反照率的空間變化得出，北極海冰區的平均反照率為0.44，高反照率區主要集中在北冰洋中部地區和格陵蘭島附近，且反照率與海冰密集度和海冰面積呈正相關。

由于海冰透射輻射的觀測難度較大，因此，國際上針對海冰透射輻射和衰減性質的現場觀測研究較少。北冰洋表面熱收支項目（SHEBA）期間的觀測顯示，被冰雪吸收和透過海冰的透射輻射分別占入射輻射總量的24%和8%，吸收和透射的能量隨太陽輻照度的增加和海冰融化逐漸增大，8 月下旬時的融池和冰間水道的面積達到最大，此時向海洋輸送的能量達到最大值，其中大部分能量通過冰間水道輸送[18]。從4 月中旬到9 月中旬，北冰洋海盆區海冰底部融化的2/3 能量來源于透過海冰進入海洋的太陽輻射能[19]。在海冰凍結期，到達冰面的太陽短波輻射大部分被冰雪表面反射，只有1/5 左右的輻射被海冰吸收，少量穿過海冰進入海水，其中490 nm 的光透射能力最強，較長波長的光在穿透海冰時受到很大的削弱[20]。而在融化期間，一年冰的透射率取決于冰的厚度和冰內部散射系數的大小，海冰表面散射層與排水層的存在導致其透射率低[21]。近幾年水下技術的發展為人們觀測冰下光場提供了更多機會。借助水下機器人（ROV/NUI）對冰下光場空間特征的觀測研究表明，一年冰的透射率（0.11）是多年冰的透射率（0.04）的3 倍，且一年冰吸收的能量比多年冰高50%左右[22]。海冰的表面狀態對小尺度（＜1 000 m2）冰下光場的空間分布起主導作用，而海冰厚度則在大尺度冰下光場的空間分布上成為主導因素[23]。基于對海冰透射率的研究，人們計算出了不同類型海冰的衰減系數，其中多年冰、浮冰和沿岸固定冰的衰減系數分別為1.5 m-1，1.1 m-1和2.2 m-1[24-25]。研究結果還表明海冰衰減系數具有較強的波長依賴性，紅光的衰減系數大于藍綠光的衰減系數[26]，海冰光譜衰減系數在500 nm 附近出現最小值，在500～600 nm 之間逐漸增大，在近紅外波長處有明顯增加[11,27]。此外，海冰只衰減特定強度的輻射，衰減量與入射輻射光譜分布以及輻射的強度無關[28]。

由于海冰的光學性質與其物理性質有密切的關系[12,27,29-30]，因此在海冰光學的研究過程中，人們對海冰的物理性質及其結構也做了很多定量的分析[21,31-32]。一般而言，當海水溫度低于-1.9 ℃時開始結冰，由于鹽分和空氣不會融入冰晶，海冰生成時鹽分析出，部分鹽分和空氣來不及排出被夾雜在冰晶之間形成鹵水和氣泡，海冰的鹽度由其凍結速率決定[33]。海冰溫度的升高、鹵水體積的增加和內含物的減少都會減小海冰的衰減系數[12]。王慶凱[34]通過分析2008-2016年融冰期的北冰洋冰層，發現海冰溫度的變化范圍為-2.7～-0.3℃，鹽度和密度的變化范圍分別為0.40～3.00 和0.60～0.90 g/cm3，并且在此期間冰層平均溫度逐年增加。Cao 等[35]在2018 年北極海冰融化期間分析了海冰的溫度、鹽度、密度和結構，結果表明海冰的融化導致了其物理性質的分層，海冰溫度在-0.8～0℃之間，平均鹽度和平均密度分別為1.30、0.83 g/cm3。

由于北極嚴酷的自然環境和現場考察的局限性，前人的工作主要聚焦在研究北冰洋多年冰的光學性質，對于秋冬季節一年冰的物理和相應的輻射光學特性觀測極其稀少，導致人們對秋冬季節一年冰的凍結過程與太陽輻射的相互作用關系知之甚少。并且，北極秋冬季節的日照時間逐漸減少，尤其是到了冬季極夜期間，一年冰與太陽輻射相互作用的現場觀測工作無法開展，極大地限制了人們對其光學特性的認識。通過參加第四次國際極地年期間最大的北極越冬科學考察計劃——環極冰間水道系統研究項目，作者在極夜期間利用人造光源對一年冰的光學輻射性質進行了現場觀測，結合一年冰的物理性質，系統研究了秋冬季節海冰的譜光學特征。

2 實驗方法與數據

2.1 觀測站位

本文的數據來源是2007 年11 月至2008 年2 月期間加拿大環極冰間水道系統研究（Circumpolar Flaw Lead System Study，CFL）科學考察計劃現場觀測的海冰物理和光學數據。在此期間，加拿大破冰船“阿蒙森號”停靠在加拿大北極群島——班克斯島南部的阿蒙森灣內，開展為期1 年的多學科越冬考察任務。麥肯錫河位于阿蒙森灣的西側，其流量為3.3×1011m3/a，是波弗特海的主要淡水來源，徑流攜帶的大量懸浮物和營養物質在阿拉斯加沿岸流的作用下注入到阿蒙森灣[36-37]（圖1），顯著影響了灣內的水文生態環境。本文開展的人造光源輻射觀測實驗在阿蒙森灣內32 個不同冰雪厚度的站點進行，各個觀測站位的海冰類型相同，都為當年新冰和新雪。整個觀測期間，海冰的厚度范圍為27～108 cm，雪的厚度范圍為0～6 cm，氣溫的變化范圍為-29.1～-12.7℃，如表1所示。除此之外，在013、015、030、037、040 和042站測量了不同深度冰雪的溫度和海冰的鹽度，并在037、040、042 站測量了一年冰不同深度下的密度。

表1 北極阿蒙森灣海冰光學觀測站位信息Table 1 Summary of the observation stations and major properties of the sea ice and snow in the Amundsen Gulf of the Arctic

圖1 研究區域和觀測站點在北極阿蒙森灣的分布Fig.1 Study area and stations in the Amundsen Gulf of the Arctic

2.2 觀測儀器和方法

美國BSI 公司生產的多光譜剖面反射輻射計PRR 系統包含一個水下剖面儀PRR-800 和一個表面參考輻射計PRR-810，該系統主要用于測量光譜輻照度，還可測量儀器傾斜度、水溫和壓力等參數。該設備的采樣頻率均為5 Hz，帶寬為10 nm，可測量的光譜范圍為305～875 nm，共計18 個波段。本次實驗中的有效譜段為443 nm，465 nm，490 nm，510 nm，532 nm，555 nm，565 nm，589 nm，625 nm，665 nm 和683 nm。

由于極夜期間沒有太陽輻射，因此采用人造光源進行海冰的光學輻射觀測。盡管人造光源的光譜能量分布狀態和自然光源存在差別，但二者的可見光譜段完全重合[38]，對于研究海冰的光譜學性質方面完全滿足要求。同時，在觀測過程中需遵循一定的操作流程來消除人造光源的不穩定性和能量在空氣中的衰減損失。具體觀測方案如圖2所示：首先選擇一處開闊的區域作為試驗場地，在海冰中鉆一個直徑為25 cm的孔，用于測量海冰厚度和雪厚，同時開啟人造光源將其平鋪在冰雪層上，向冰內照射。然后將光學探頭PRR-800 放置在冰下，與人造光源中心的正下方對齊，待人造光源穩定后測量穿過海冰進入海水的輻射。最后將人造光源豎立在冰面上，待人造光源穩定后用光學探頭PRR-810 測量入射輻射譜，此時光學探頭與人造光源的距離需要和海冰的厚度一致。實驗先是在有積雪的條件下進行測量，此時的光穿透海冰和積雪，用來計算光在冰雪層中的衰減特性，然后去掉積雪，在裸冰的條件下重復測量，此時的光只穿過冰層，通過光學探頭測量的數據可以計算光在冰層中的透射和衰減。在使用人造光源時，部分光線從人造光源進入海冰發生多次散射后會再次返回人造光源面板，但這部分光會被人造光源的背板和前板多次反射進入海冰，因此本文忽略反射輻射的影響。

圖2 基于人造光源的海冰透射輻射現場觀測示意圖Fig.2 Sketch of the transmitted radiation measurement through sea ice with the artificial lamp

海冰溫度的測量方法是現場鉆取1 根冰芯，并立即用手電鉆以間距5 cm 在冰芯上鉆孔至其內部；隨后將熱敏電阻溫度計的探針插入孔中，待示數穩定后記錄冰芯溫度。海冰鹽度的測量是將冰芯用手鋸分割成長度為5 cm 的冰芯段，并裝入潔凈的容器密封保存，待冰芯段完全融化后用鹽度計測量融冰水的鹽度。海冰密度測量采用質量/體積法，即選取一根完整的冰芯，以10 cm 間距將其切割成冰芯段，并將此段冰芯在冷室條件下制成標準的長方體，用電子天平和游標卡尺測量冰芯段的質量和尺寸，計算冰芯段的密度。

2.3 海冰表觀光學參數的計算

海冰的表觀光學參數主要包括海冰反照率、透射率、吸收率和漫射衰減系數。由于使用多光譜儀器進行觀測，因此可以獲得以上參數的譜分布，利用譜分布的積分，可以近似獲得海冰的積分光學參數。

海冰的譜透射率被定義為[39]

式中，Fd(0,λ)是平面向下輻照度，即入射輻照度；0 代表海冰表面；Fd(z,λ)是z深度上的平面向下輻照度，相應的積分透射率為

對于厚度為z的海冰而言，海冰反射的能量、透射的能量以及吸收的能量之和應該等于到達海冰表面的能量，但本次實驗中我們假設海冰的反射輻射可以忽略不計，入射輻射為透射輻射和吸收輻射之和，即

式中，Fa(z,λ)是厚度為z的海冰吸收的能量。等式兩邊同時除以入射輻射Fd(0,λ)，得

式中，A(z,λ)是厚度為z的海冰譜吸收率。

根據平面平行介質輻射傳輸方程，在不考慮海冰內部散射的條件下，z深度處的海冰輻照度Fd(z,λ)滿足朗伯定律[39]

式中，κ是海冰的漫射衰減系數。該式說明透射輻射隨著海冰深度的增加而呈指數下降，下降速度取決于衰減系數。實際計算中，將不同海冰厚度處的透射輻射進行離散化指數擬合就可以得到海冰衰減系數。

由于觀測站點位于阿蒙森灣內的不同位置，各個站位得到的入射和透射輻射各不相同，為了能對入射和透射輻射進行比較分析，需要對數據進行歸一化處理。參考Mueller[40]的數據處理方法，假設實際測量時站點A 的入射輻射為F1，站點B 的入射和透射輻射分別為F2和F3，則站點B 在站點A 的入射輻射條件下時，其透射輻射應為

本文中，以037 站位的入射輻射為標準，利用公式（6）對其余31 個站點的透射輻射數據進行歸一化處理。

3 結果分析

3.1 一年冰的物理性質

海冰的光學性質主要由海冰內部的物理結構決定，而物理結構與海冰的溫度、鹽度和密度等物理參數密不可分[41]。一般而言，融冰期海冰內部溫度隨深度增大而逐漸降低，還可能由于氣溫的變化在表層出現逆溫結構[34-35]，但在秋季凍結期冰層溫度的垂向變化則完全相反。通過分析不同站位的溫度剖面，我們發現雪層表面溫度約為測量當天的空氣溫度，從雪層表面至海冰底部溫度單調增大，并未出現逆溫結構，由于數據的測量并不是在同一天進行，測量期間的空氣溫度在-24.9℃到-15.9℃范圍內變化，海冰表層最低溫度為-22.4℃，海冰底層最高溫度為-2.2℃，如圖3所示。通過計算溫度梯度，我們發現溫度隨深度的增加趨勢并不穩定，具體表現在雪氣界面至海冰表層5 cm 深的范圍內隨深度增加而快速上升，增速達到1.1℃/cm，當深度繼續增大時，溫度上升的趨勢變緩且上升速度比較穩定，增速為0.2℃/cm，直至到達冰底接近冰水混合物的溫度。由于秋季一年冰的積雪厚度較小，大約在0～6 cm 之間變化，各個站點間積雪深度差異并不明顯。由圖還可以看出，在013、015、030 和037 站位，當深度到達裸冰表層5 cm 時，冰內溫度明顯上升，達到了冰底溫度與空氣溫度的平均值，而在040 和042 站位，溫度剖面在裸冰表層深度5 cm 以上部分也有變化。考慮到裸冰厚度比冰表面的積雪厚度高出一個量級，該結果說明表面積雪及裸冰表層5 cm 對熱量的傳輸有很大影響。如圖4所示，隨著季節變化，冰層的平均溫度逐漸降低，從11 月底的-7.1℃逐漸降低至1 月初的-12.1℃，冰層平均溫度的降低率在11 月底最高，12 月中旬最低，分別為2.1℃/d 和0.1℃/d。從11 月28 日至1 月7 日，冰層平均溫度的降低率約為-0.2℃/d。

圖3 觀測站位典型冰層溫度、鹽度和密度剖面Fig.3 Profiles of ice temperature,salinity and density at the typical stations

在海冰凍結階段，阿蒙森灣內的海冰鹽度變化范圍是3.30～11.70，鹽度最小值3.30 出現在015 站，鹽度最大值11.70 出現在037 站，如圖3所示。各站的海冰鹽度平均值分別為4.80、5.25、6.11、9.52、5.95、5.47，如圖4所示，遠大于融冰期的海冰平均鹽度1.36[34-35]，由于042 站接近冰底的鹽度數據缺失，如圖3f所示，鹽度在接近冰底的位置沒有上升，導致該站的冰層鹽度平均值的計算結果偏小。在融冰期間，由于海冰溫度升高，海冰內部鹵水通道增加，重力排鹽作用加強，導致海冰鹽度隨深度略有增大，但凍結期海冰鹽度的垂向變化呈現出“C”形，即表層海冰鹽度隨深度迅速減小，遞減率為0.14 cm-1。隨著深度增加鹽度整體呈現緩慢的下降趨勢，但在接近海冰底部時由于海水的影響導致鹽度迅速上升，平均增速達到0.35 cm-1。在海冰形成時，海水的迅速凍結在海冰表層形成粒狀層，這些不規則的粒狀冰將鹵水封鎖在海冰表面，使海冰表面鹽度較高[34]。同時，由于表層不規則的粒狀冰與鹵水泡的存在，海冰表面對光有很強的散射效應。此外，013，015，030，040 和042 站點的海冰平均鹽度差距不大，這5 個站的海冰平均鹽度為5.52±0.52。而在037 站的海冰平均鹽度最大，比這5 個站的平均鹽度高出42%。原因是037 站位的海冰厚度小，凍結時間較短，海冰凍結過程中的鹵水排出量少且鹽度受到海水影響較大所致。從12 月份進入1 月后，海冰厚度逐漸增加，其生長速率降低，鹵水有更多機會從冰晶縫隙間排出，海冰的平均鹽度也因此降低。

圖4 典型觀測站位的海冰平均溫度，平均鹽度，平均密度和相應的標準差Fig.4 Average temperature，salinity,density and standard deviation of the sea ice at the typical stations

海冰密度是通過測量冰芯的質量和體積確定的，冰芯的密度如圖3d至圖3f所示。在結冰期間，海冰密度在0.86～0.96 g/cm3范圍內波動，如圖3和圖4所示。037 站、040 站和042 站的冰層平均密度約為0.91 g/cm3，明顯大于融冰期的冰層平均密度0.83 g/cm3，但無論是在融冰期還是凍結期，冰層下半部分平均密度都要大于上半部分平均密度[35]，在凍結期上半部分冰層的平均密度約為0.90 g/cm3，其下半部分冰層的平均密度約為0.91 g/cm3。Timco 和Frederking[42]整理并總結了前人對海冰密度的研究，提出一年冰密度略大于多年冰密度，水面以下海冰密度大于水面之上海冰密度，且一年冰密度范圍為0.75～0.94 g/cm3，平均值為0.91 g/cm3。作者在040 和042 站觀測到的海冰密度平均值略大于Timco 和Frederking[42]給出的一年冰密度平均值，主要原因是本文的觀測站位離岸距離較近，海冰內部陸緣性物質較多，導致其密度偏大[43-44]。另一個可能的原因是在海冰凍結初期，海冰凍結速度較快，部分鹵水來不及排出就被凍結在海冰中，較多的鹵水含量使海冰密度平均值偏大。海冰密度除了與冰內雜質和鹵水含量有密切關系之外，凍結時內部殘留氣泡所占的體積也極大的影響海冰密度，密度隨空氣體積的增加而降低[34,42]。因此，研究海冰密度的變化必須同時考慮以上影響因素，不同的因素在不同海域和不同凍結條件下所發揮的作用不同，最終的密度變化不能以某一種因素作為衡量標準。由于無法掌握觀測區域海冰的微結構特征，即無法量化鹵水、氣泡和內含物在海冰中的分配，因此，對于本次考察中不同站位海冰密度的變化情況不能給出確定的原因，但通過與前人的研究進行對比，考慮了陸緣物質的影響之后，其總體的變化規律得到了很好的呈現。

3.2 透射輻射的光譜分布

加拿大北極群島一年冰的物理和光學觀測完全在極夜條件下進行，觀測站位的具體信息如表1所示。由于每個站點海冰厚度各不相同，此處選取了32 個站點中海冰厚度具有明顯差異的6 個站點的表觀光學特征進行研究，其中最小的裸冰厚度為27 cm，最大裸冰厚度為108 cm。分析發現，由于人造光源本身的光譜特征，穿過裸冰和雪覆冰的入射輻射和透射輻射在490 nm 和589 nm 波長具有明顯的雙峰結構，且在589 nm 處的峰值更高，達到1.1～1.2 μW/(cm2·nm)，如圖5所示。盡管不同厚度海冰的透射輻射也存在雙峰結構，但在二者譜段的峰值差距減小，說明海冰對于589 nm 波長的光具有更強的吸收作用。對于積雪覆蓋的海冰而言，在海冰入射輻射差異較小的情況下，透射輻射的能量減少更多，說明積雪對于輻射能的衰減更為明顯。尤其是在積雪厚度超過2 cm 之后，透射輻射的能量明顯小于相同厚度的海冰導致的輻射衰減，進一步說明了積雪在海冰光學衰減性質中的重要性。另外，隨著海冰厚度的增加，積雪覆蓋海冰的透射輻射隨著波長的變化逐漸減小，雙峰結構不再明顯，465～625 nm 范圍內的透射輻射基本保持常量。一方面說明不同譜段的輻射能在海冰和積雪中的衰減效果不同，另一方面也顯示雪覆冰的厚度達到一定程度后，透射輻射的光譜依賴性明顯減弱。

圖5 裸冰條件下(a)與雪覆冰條件下(b)入射與透射輻射譜分布Fig.5 Incident and transmitted radiation spectra of the bare ice (a) and snow-covered ice (b)

3.3 光在海冰中吸收率的譜分布

從吸收率的光譜分布上可以看出，裸冰和雪覆冰的吸收率隨光譜的變化整體上呈現“勺”型分布，藍綠光吸收較少，紫光和紅光譜段吸收較多，其中490 nm波長的吸收率最小，683 nm 波長的吸收率最大，如圖6所示。在443～490 nm 譜段范圍內,吸收率隨著波長的增加快速減小，下降速率達到0.007 6 nm-1，而在490～683 nm 譜段內，吸收率的增加速率為0.002 7 nm-1。相對于裸冰而言，雪覆冰的吸收率隨波長的變化較為平緩，尤其是在490～625 nm 的譜段，海冰吸收率基本不隨波長發生變化，體現了雪覆冰吸收率的光譜獨立性。具體而言，在厚度為29 cm 的裸冰上，490 nm 波長的吸收率為0.39，此時被厚度為1 cm的積雪覆蓋后其吸收率為0.51。在厚度為106 cm 的裸冰上，490 nm 波長的吸收率為0.81，此時被厚度為3 cm 的積雪覆蓋后其吸收率為0.91。對于683 nm 波長的光而言，當積雪存在時，其吸收率都超過了0.68，而當積雪存在且海冰厚度超過64 cm 時，其吸收率超過了0.92，即在紅光或者近紅外譜段，輻射能幾乎在64 cm 以內被海冰全部吸收。

圖6 觀測站位在裸冰條件下(a)和雪覆冰條件下(b)吸收率的譜分布Fig.6 Spectral distribution of absorptance of the bare ice (a) and snow-covered ice (b)

通過對光譜進行積分，可以定量討論裸冰和雪覆冰吸收率的整體變化規律，如圖7所示。不同類型海冰的積分吸收率都隨著海冰厚度的增加而不斷增大，該特征也可以從吸收率公式本身得到。同時，由于積雪的存在，雪覆冰整體的吸收率要大于裸冰的吸收率，但二者的整體變化趨勢一致。盡管海冰吸收率與海冰厚度變化成正比，但在不同厚度條件下，吸收率的增長趨勢略有不同。裸冰在海冰厚度小于70 cm時，吸收率增長速率較快，為0.007 8 cm-1，而海冰厚度一旦超過70 cm，吸收率的增長趨勢放緩，增長速率僅為0.002 4 cm-1，雪覆冰具有類似特征，總厚度小于74 cm時，增長速率為0.008 6 cm-1，總厚度超過該量值后，增長速率僅為0.001 5 cm-1。由此可見，海冰厚度對薄冰的吸收率影響更加明顯。

圖7 裸冰(實線)和雪覆冰(虛線)條件下積分吸收率隨海冰厚度的變化Fig.7 Variations of the integral absorptance with thickness of the bare ice (solid line) and snow-covered ice (dashed line)

隨著北冰洋海冰厚度的不斷減薄，多年冰持續減退，一年冰所占比例不斷增加，但海冰對太陽輻射的吸收作用并不會等比例減弱，而是更加體現為一年冰的吸收性質。

3.4 裸冰衰減系數

海冰的吸收率盡管體現了介質對輻射能的吸收作用，但該參數強烈的依賴于海冰厚度，因此，為了準確理解海冰與輻射能的相互作用規律，需要討論不依賴于海冰厚度的光學參數——衰減系數的變化情況。

根據朗伯比爾定律，我們采用離散的方法計算了不同譜段的衰減系數，如圖8中的曲線b 所示。在觀測波長范圍內，衰減系數譜分布的曲線呈“U”字形，紫光和紅光波段的衰減系數較大，中間部分譜段的衰減系數較小，這與從圖6得到的結論一致，說明了海冰對近紫外和近紅外波段的光有很強的吸收作用。對于裸冰而言，589 nm 波長的光衰減系數最小，為1.7 m-1，683 nm 波長的光衰減系數最大，達到了13.3 m-1。對于譜段在443～465 nm 范圍內的光而言，裸冰的衰減系數隨著波長的增大從6.5 m-1減小至2.3 m-1。譜段在465～625 nm 范圍內時，裸冰衰減系數較小且保持在（2.0±0.3）m-1范圍內變化，當譜段在625～683 nm范圍內時，裸冰的衰減系數隨著波長增大，從1.8 m-1迅速增大為13.3 m-1。由于針對北極群島附近一年冰的光譜衰減性質研究極少，我們選取了多年冰和夏季融化冰的光譜衰減系數進行比較，如圖8中的曲線a、c、d、e 所示，曲線a 代表多年冰的表面粒狀層，曲線c 代表多年冰的內部，曲線d 和e 分別代表不同年份的夏季融化冰。加拿大北極群島一年冰的光學衰減系數（圖8曲線b）整體位于多年冰粒狀層（圖8曲線a）和冰內部（圖8曲線c）衰減系數之間，并同時高于夏季融化冰的衰減系數（圖8曲線d 和e）。夏季融化冰由于經過融化過程，海冰內部滲透性增加，氣泡含量減少，即海冰的散射性降低導致其衰減系數整體偏小，而多年冰表面粒狀層的散射能力極強，引起可見光譜段衰減系數明顯高于一年冰和多年冰內部。北極群島一年冰的光譜衰減性質與其他類型海冰最大的不同來自于波長較短的紫光譜段。產生這種不同的原因主要來自兩個方面：黃色物質在紫光譜段的吸收作用[45-46]和該譜段較低的入射輻射量。由于觀測站點位于北極群島西側阿蒙森灣內，灣內營養物質豐富[47-48]，并且靠近班克斯島，從西部的麥肯錫河入海口注入波弗特海的大量陸緣物質被阿拉斯加流帶到阿蒙森灣[49]，如圖1所示，導致灣內黃色物質較多。而黃色物質對紫光的吸收能力強，是藍綠光的6 倍[45]。在海冰凍結過程中，黃色物質存留在海冰內部，使一年冰的譜衰減系數在443 nm 波段超過了多年冰表面粒狀層的譜衰減系數，而在683 nm 波段處一年冰衰減系數偏大的原因除了黃色物質對紅光也有一定吸收能力之外，還與一年冰內部含有較多鹵水且鹵水對紅外光具有較強的吸收能力有關[39]，兩個因素的共同作用使一年冰在683 nm 波長的譜衰減系數最大。

圖8 不同類型海冰的衰減系數譜分布Fig.8 Spectral attenuation coefficients for various types of ice

海冰的積分衰減系數可以由冰內積分透射輻射剖面擬合獲得，但是，由于海冰是固態物質，無法在不破壞海冰內部結構的條件下測量得到海冰內部不同深度處的輻射能，也就無法直接獲得冰內輻射剖面，因此，通過歸一化不同厚度海冰的透射輻射值，近似擬合海冰的積分衰減系數，如圖9所示。隨著海冰厚度的增加，總透射輻射逐漸減小，當海冰厚度為27 cm時，透射輻射為0.5 μW/(cm2·nm)；當海冰厚度為108 cm時，透射輻射減小為0.1 μW/(cm2·nm)；當海冰厚度超過70 cm 時，透過海冰的輻射能量下降程度減弱，透射輻射在0.1～0.3 μW/(cm2·nm)范圍內波動，平均值約為0.2 μW/(cm2·nm)，說明海冰上層70 cm 的厚度吸收了大部分入射輻射能。利用觀測到的積分透射輻射，通過公式(5)可以擬合得到本次實驗地點的一年冰的衰減系數為2.3 m-1。對于浮冰而言，加拿大海盆北部多年冰的漫射衰減系數為1.5 m-1[24]，但對于靠近岸邊的一年冰而言，該數值與Thomas[25]給出的沿岸固定冰衰減系數為2.2 m-1的結論相一致。主要原因是該研究海域距離班克斯島很近，海冰屬于陸緣冰，同時受到西側麥肯錫三角洲的徑流影響，較多的陸緣物質進入阿蒙森灣[37]，導致海冰密度的增加和衰減系數的增大[25]。

圖9 透射輻射隨海冰厚度的變化Fig.9 Variations of the transmitted radiation with thickness of the bare ice

3.5 誤差分析

由于人造光源相對于自然光源而言存在光照面積小和光譜分布不一致的情況，因此，在利用人造光源進行海冰的光學研究過程中，會不可避免地引入一些誤差，導致以此計算的海冰表觀光學參數與自然光源條件下的光學參數存在差異。

從圖2的觀測方法中可以看出，人造光源完全平鋪在冰面，光線透過海冰到達冰底的光學傳感器。光線從光源發出后，在傳播過程中會發生散射，多次散射光一部分被海冰吸收，另一部分前向散射光作為透射輻射被冰底傳感器接收，后向散射光離開海冰成為反照率的一部分。但是，平鋪在冰面的人造光源經過特殊設計，后向散射光離開海冰后會被人造光源的背板和前板再次反射，從而保證后向散射光也全部進入海冰，使得海冰的反照率近似0[38]。同時，冰底光學傳感器配備前向光學系統，縮小觀測儀器的立體角，從而在一定程度上減少人造光源面積有限導致的光線在海冰內部的側向散射損失[38]。盡管如此，人造光源的有限面積依然會導致一定程度上高估海冰的漫射衰減系數。

由海冰積分吸收率和積分衰減系數的公式可知，積分譜段的分辨率直接影響最終積分參數的準確性。本次實驗使用的光學反射輻射剖面儀的光譜觀測范圍是443～683 nm，共包含11 個譜段，光譜的分辨率平均為21.8 nm。由于不同譜段的輻射能在海冰中的衰減效果不同，光譜分辨率的降低掩蓋了某些譜段在海冰中衰減的特殊性。本次實驗的地點位于加拿大北極群島的阿蒙森灣內部，距離陸地近，水深較淺，營養鹽等物質較為豐富，同時受到麥肯錫河和阿拉斯加沿岸流的影響，海冰凍結過程中可能會有一定數量的冰藻和黃色物質存在于海冰內部，從而導致海冰的積分漫射衰減系數存在誤差。但是，儀器的光譜分辨率僅僅影響積分光學參數，而不會引起海冰各譜段光學參數的誤差。

另外，依據理論公式(5)，海冰漫射衰減系數的確定需要在海冰中測量不同深度處的透射輻射，即獲得海冰內部的透射輻射剖面，但由于在海冰生長過程中，很難在不破壞海冰整體結構的現場條件下，對不同深度處的透射輻射進行觀測，因此無法獲得某點原位海冰的完整透射輻射剖面。本項工作假設實際觀測中不同地點不同厚度的海冰透射輻射值為某一點原位海冰處于不同生長階段時測量獲得的海冰透射輻射，即為該點的透射輻射剖面。和實際原位輻射剖面觀測相比，該假設包含了每層厚度處冰底結構對海冰衰減性質的影響。從海冰的物理結構可知，一年冰包括表層散射層、中間柱狀層和冰底骨骼層[50]。隨著不同站點海冰厚度的不斷增加，散射層和柱狀層基本保持不變，只是每個厚度的透射輻射觀測都包含了該站位冰底骨骼層對光場的影響。由于底部骨骼層溫度較高，鹽度較大，氣泡含量少，其漫射衰減系數會相應減小[12]，因此，多點厚度海冰的光學透射輻射觀測會低估海冰實際的漫射衰減系數。

以上3 個方面的原因整體而言會給一年冰光學參數的計算帶來誤差，但不同原因所引起的漫射衰減系數誤差偏向不同，同時，現場試驗過程和后期的數據處理過程都采用了一定的方法和手段來減小誤差，因此，人造光源實驗獲得海冰光學特性在一定程度上反映了北極一年冰與輻射能的相互作用，并對海冰的熱力學模型具有一定的參考意義。

4 結論

本文利用人造光源對北極阿蒙森灣一年冰的光學特性進行了觀測研究，重點分析了該海域一年冰的吸收率和衰減性質等表觀光學參數，以及與之關系密切的海冰溫度、鹽度和密度等物理性質，得到如下結論：

(1) 加拿大北極群島海域秋季凍結的一年冰在2007 年11 月24 日 至2008 年1 月26 日期間，表層最低溫度為-22.4℃，底層最高溫度為-2.2℃，且海冰溫度隨深度的增加而單調增大，從積雪表面至海冰上層5 cm 深度范圍內溫度變化較大，雪層中溫度梯度明顯大于冰層中的溫度梯度，說明表面積雪對溫度的垂向分布有較大影響。一年冰的平均溫度隨著凍結季節的深入逐漸降低，但和具體的天氣條件有關，海冰溫度的降低率在11 月底最大，為2.1℃/d，此時也是海冰凍結速度最快的時間。該海域海冰的鹽度在3.30～11.70 之間變化，鹽度剖面曲線整體呈現“C”形。海冰平均鹽度在海冰厚度最小時（29 cm）達到最大值9.52。此外，一年冰的密度范圍為0.86～0.96 g/cm3，平均值為（0.91±0.03）g/cm3，且海冰下層的平均密度高于上層。由于阿蒙森灣內的一年冰受到沿岸陸緣物質和上游陸地徑流的影響，其整體密度略大。

(2) 一年冰的透射輻射在490 nm 和589 nm 處呈明顯的雙峰結構，但隨著海冰厚度的增加，雙峰結構逐漸減弱，體現了海冰對于不同譜段輻射能衰減作用的差異。同時，由于積雪的存在，透過海冰的輻射能明顯減少，體現了積雪在海冰與輻射能相互作用中的重要性。另外，隨著海冰厚度的增加，雪覆冰的透射輻射能在譜段465～625 nm 范圍內基本保持常量，顯示雪覆冰的厚度達到一定程度后，透射輻射的光譜依賴性明顯減弱。

(3) 裸冰和雪覆冰的吸收率隨光譜的變化整體上呈現“勺”型分布，在443～490 nm 范圍內二者的吸收率隨波長增大而降低，在490～683 nm 范圍內二者的吸收率隨波長增大而升高，490 nm 波長的吸收率最小。雪覆冰的吸收率隨波長的變化較為平緩，尤其是在490～625 nm 的譜段，海冰吸收率基本不隨波長發生變化，體現了雪覆冰吸收率的光譜獨立性。盡管海冰吸收率與海冰厚度變化成正比，但在不同厚度條件下，吸收率的增長趨勢略有不同。在海冰厚度小于70 cm 時，吸收率增長速率較快，到達0.007 8 cm-1，而海冰厚度一旦超過70 cm，吸收率的增長趨勢放緩，增長速率僅為0.002 4 cm-1。因此，海冰厚度對薄冰的吸收性影響更加明顯。

(4) 在可見光譜段，加拿大北極群島一年冰的譜衰減系數呈“U”字形分布，紫光和紅光譜段的衰減系數較大，中間譜段的光的衰減系數較小，589 nm 波長的衰減系數最小，為1.7 m-1，683 nm 波長的光衰減系數最大，達到了13.3 m-1。其整體位于多年冰粒狀層和冰內部衰減系數之間，并同時高于夏季融化冰的漫射衰減系數。由于觀測海域位于阿蒙森灣內，同時上游麥肯錫河三角洲的陸緣物質在阿拉斯加沿岸流的作用下輸入到該海灣內部，可能是導致紫光譜段的衰減系數略大的原因；紅光譜段衰減系數異常增加的原因則可能是冰藻的富集和一年冰較高的鹵水含量。該因素也直接增加了一年冰的積分衰減系數，達到2.3 m-1，略高于多年浮冰的漫射衰減系數1.5 m-1。

由于現場觀測方式和儀器光譜分辨率的局限性，導致一年冰光學性質的計算結果存在一定程度的誤差。但是，不同原因引起的誤差偏向并不相同。通過對比分析前人的實驗結果，表明利用人造光源研究厚度較小的一年冰光學性質具有可行性，并在一定程度上彌補了秋冬季節缺少自然光源所導致的研究空白。未來的工作中，需要在不破壞海冰物理結構的條件下獲得海冰透射輻射剖面，從而更加準確地計算一年冰或者多年冰的漫射衰減系數等表觀光學性質，為海冰與太陽輻射的相互作用研究以及海冰熱力學模式的參數化方案提供更加準確的觀測結果。