劉 雨 徐 康 王衛(wèi)強 謝 強 王玉國

(1. 中國科學院深?？茖W與工程研究所 三亞 572000; 2. 熱帶海洋環(huán)境國家重點實驗室(中國科學院南海海洋研究所)廣州 510301; 3. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州) 廣州 511458; 4. 中國科學院大學 北京 100049;5. 中國科學院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院 廣州 510301; 6. 青島海洋科學與技術試點國家實驗室 區(qū)域海洋動力學與數(shù)值模擬功能實驗室 青島 266237; 7. 中國科學院海洋大科學研究中心 青島 266071;8. 汪藍海洋技術研究院(珠海)有限公司 珠海 519000)

經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流是緯向平均意義下的海洋經(jīng)圈環(huán)流, 它對海洋的物質(zhì)輸運和熱量交換具有重要意義(Lumpkinet al, 2007; Talley, 2013)。熱帶-副熱帶海區(qū)的上層經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流(shallow meridional overturning circulation, SMOC)是指由風驅(qū)動的海洋上層經(jīng)圈環(huán)流, 主要包括熱帶海區(qū)的上升流, 副熱帶海區(qū)的潛沉,以及熱帶-副熱帶之間表層Ekman 向極輸運和次表層水體向赤道輸運等過程(Schottet al, 2004)。SMOC 不僅主導了熱帶-副熱帶上層海洋水體交換, 而且其變化調(diào)制著上層海洋熱鹽再分配, 對中低緯海洋-大氣耦合系統(tǒng)有著重要影響(McPhadenet al, 2002; Lee,2004; 鄭佳喻等, 2018)。

區(qū)別于其他熱帶大洋的信風海洋, 熱帶印度洋是全球獨特的季風海洋, 熱帶南印度洋常年盛行東南信風, 而熱帶北印度洋夏(冬)季受到西南(東北)季風控制。這種冬夏季風逆轉(zhuǎn)導致年平均狀態(tài)下赤道風場為弱西風, 缺乏持續(xù)的東風, 故赤道印度洋并無上升流(Schottet al, 2001; Schottet al, 2009)。因此, 在年平均意義下, 與近似赤道對稱的太平洋和大西洋SMOC 不同, 印度洋SMOC 形成了赤道不對稱的獨特結構, 主要由跨赤道經(jīng)圈環(huán)流(cross-equatorial cell,CEC)和南半球副熱帶經(jīng)圈環(huán)流(southern subtropical cell, SSTC)構成。具體而言, 海表風場驅(qū)動下赤道兩側(cè)的大洋內(nèi)區(qū)均為南向Ekman 輸運, 海水到達南印度洋副熱帶海區(qū)潛沉至次表層, 而后向北輸運; 部分水體在熱帶西南印度洋溫躍層脊區(qū)、爪哇與蘇門答臘島沿岸上升流區(qū)涌升至海面, 構成SSTC; 余下部分水體繼續(xù)往北輸運, 在北印度洋索馬里、阿曼和印度半島南端等沿岸海區(qū)上升, 構成CEC(McCreary Jret al, 1993; Fischeret al, 1996; Haineset al, 1999; Schottet al, 2001;Miyamaet al, 2003; Schottet al, 2004;Schottet al, 2009)。除SSTC 與CEC 外, 一系列的模式模擬和觀測結果表明, 位于赤道附近約50 m 以淺存在一個次級環(huán)流, 即赤道翻轉(zhuǎn)流(equatorial roll)(Wacongneet al, 1996; Schottet al, 2002; Horriet al, 2013; Wanget al, 2017), 它是對跨赤道經(jīng)向風的直接響應(Miyamaet al, 2003)。

印度洋SMOC 具有多時間尺度變率。首先, 在季節(jié)尺度上, 印度洋SMOC 不僅自身存在較強的季節(jié)變化, 同時也是經(jīng)向熱輸運季節(jié)變化的主要因子(Garternichtet al, 1997)。不同季節(jié)的印度洋表層海流、Ekman 輸運和海水上升區(qū)域均有所不同: 夏季風期間, 赤道兩側(cè)的Ekman 輸運向南, 索馬里和阿曼沿岸海域以上升流為主; 冬季風期間, 赤道兩側(cè)的Ekman 輸運向北, 阿拉伯海則為海水潛沉區(qū)(Schottet al, 2002)。冬季與夏季也會呈現(xiàn)大致相反的經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流結構, 北印度洋夏季(冬季)沿逆(順)時針方向轉(zhuǎn)動(Garternichtet al, 1997; 胡瑞金等, 2007; Liet al,2014; Hanet al, 2020)。Lee 等(1998)利用大洋環(huán)流模式對經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流進行動力分解, 得到與風場相關的Ekman 分量可以解釋大部分的環(huán)流季節(jié)變化。其次, 在年際尺度上, CEC 與海面風應力的變化密切相關, 周期約為4 a(胡瑞金等, 2005; Huet al, 2005)。Li等(2014)將印度洋SMOC 分解為夏季風模態(tài)、冬季風模態(tài)和異常模態(tài), 其中冬夏季風模態(tài)的環(huán)流強度與風應力異常的同期相關最為顯著, 說明環(huán)流強度對風應力的響應非常迅速。Meng 等(2020)研究則指出,印度洋SMOC 的年際變化是上層經(jīng)向Ekman 輸運和地轉(zhuǎn)流共同作用的結果, 在某些年份, 經(jīng)向地轉(zhuǎn)流也會起到主要貢獻, CEC 與SSTC 在年際尺度上表現(xiàn)為負相關。此外, 厄爾尼諾-南方濤動(El Ni?o-Southern Oscillation, ENSO)對印度洋SMOC 的分支也有重要影響。ENSO 可以通過引起印度洋東南信風的異常變化, 從而調(diào)制赤道中東印度洋的經(jīng)向Sverdrup 輸運(Horriet al, 2013), 也可以通過影響東南印度洋的風應力旋度異常, 強迫出西傳的Rossby 波, 從而影響西南印度洋的上升流和海表溫度(Xieet al, 2002)。Ma等(2019)近期指出與SMOC 密切相關的經(jīng)向溫度輸運主要受到ENSO 的調(diào)制, 具體表現(xiàn)為La Ni?a(El Ni?o)期間向南的溫度輸運較強(弱)。此外, 在年代際尺度上, SSTC 在1992—2000 年減弱, 2000—2006 增強, SSTC 的變化不僅是對南印度洋局地風場的響應,還受到太平洋遙強迫的調(diào)制作用(Lee, 2004; Leeet al,2008; Zhuanget al, 2013)。CEC 在1979—1999 年增強,2001—2015 年減弱(Menget al, 2020)。在長期趨勢上,Li 等(2014)研究認為SMOC 在近100 a 來有增強趨勢,Meng 等(2020)對1958—2017 年的分析也發(fā)現(xiàn)SSTC在1958—2017 年有增強趨勢, 但CEC 保持相對穩(wěn)定。在Schoenefeldt 等(2006)的研究中, CEC 在1950—1991 年則有明顯的減弱趨勢。由太平洋和印度洋氣候共同調(diào)控的SMOC 的年代際變化影響了印度洋的三維熱量分布, 進而影響了全球表面溫度變暖速率, 是21 世紀初全球變暖減緩的重要原因之一。(Leeet al, 2015; Liuet al, 2016; Liet al, 2018)

截止目前, 有關年際、年代際及更長時間尺度上印度洋SMOC 的研究均主要是聚焦于年平均意義下SMOC 的變化, 然而年循壞內(nèi)SMOC 存在的顯著季節(jié)差異很有可能導致不同季節(jié)的貢獻相互抵消, 致使年平均SMOC 的結果較弱或不明顯, 不能代表年循環(huán)內(nèi) SMOC 的特征。因此, 研究與比較印度洋SMOC 的季節(jié)差異并探討其可能原因是非常必要的。雖然前人已涉及并注意到印度洋SMOC 季節(jié)尺度上的變化特征, 但主要是基于SMOC 有關的某過程(如上升流、Ekman 流等)的季節(jié)變化(Schottet al, 2002),或是籠統(tǒng)地用冬夏季風反轉(zhuǎn)來描述印度洋SMOC 季節(jié)差異(Garternichtet al, 1997), 然而, 從季節(jié)尺度上系統(tǒng)分析SMOC 整體環(huán)流的研究相對較少。此外, 由于數(shù)據(jù)和環(huán)流強度衡量方法的差異, 有關印度洋SMOC 變化的研究仍存在不確定性, 例如, 印度洋CEC 的減弱趨勢在不同數(shù)據(jù)中存在較大爭議(Schoenefeldtet al, 2006)。為此, 本文試圖通過多套再分析數(shù)據(jù)產(chǎn)品來研究印度洋SMOC 的季節(jié)變化,進而探討SMOC 季節(jié)差異的可能原因。

1 資料與方法

1.1 資料

本文使用的主要數(shù)據(jù)有: (1)歐洲中期天氣預報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)提供的第 4 版海洋再分析數(shù)據(jù)(Ocean Reanalysis System 4, ORAS4; Balmasedaet al,2013); (2)美國國家環(huán)境預報中心(National Centers for Environmental Prediction, NCEP)提供的全球海洋數(shù)據(jù)同化系統(tǒng)數(shù)據(jù)集(Global Ocean Data Assimilation System, GODAS; Behringeret al,2004); (3)美國航空航天局(National Aeronautics and Space Administration,NASA)提供的全球海洋環(huán)流與氣候預測數(shù)據(jù)集(Estimating the Circulation and Climate of the Ocean,Phase II, ECCO2; Menemenliset al, 2008); (4)德國漢堡大學發(fā)展的海洋環(huán)流和氣候模式數(shù)據(jù)集(German partner of the ECCO effort, GECCO; K?hlet al, 2008),

它是ECCO-SIO(scripps institution of oceanography)的延伸, 通過同化更早的現(xiàn)場觀測數(shù)據(jù)和衛(wèi)星數(shù)據(jù),將數(shù)據(jù)的時間范圍向前擴展; (5)馬里蘭大學開發(fā)的全球簡單海洋數(shù)據(jù)同化系統(tǒng) 2.2.4 版數(shù)據(jù)集(simple ocean data assimilation, SODA 2.2.4; Gieseet al, 2011);(6)馬里蘭大學開發(fā)的全球簡單海洋數(shù)據(jù)同化系統(tǒng)3.4.2 版數(shù)據(jù)集(Simple Ocean Data Assimilation,SODA 3.4.2; Cartonet al, 2018), 雖其同屬SODA 系列, 但該版數(shù)據(jù)集與SODA 2.2.4 版所用海洋模式和大氣強迫場均不同, 故我們將這兩個版本的數(shù)據(jù)集分別進行分析; (7)日本海洋與地球科技署(Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology,JAMSTEC)提供的全球大洋環(huán)流模式數(shù)據(jù)(OGCM for earth simulator, OFES; Sasakiet al, 2008)。上述7 套數(shù)據(jù)集所用的海洋模式、分辨率以及本文所取用的研究時段詳見表1。

表1 本文所選用的7 套海洋再分析數(shù)據(jù)集基本信息Tab.1 The detail information of the seven sets of ocean reanalysis data used in this paper

1.2 方法

經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流是一種經(jīng)過緯向積分后簡化的經(jīng)向與垂向上的流動。本文利用經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)(φ)來描繪經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流特征:

其中,v為經(jīng)向海流速度,Wλ和Eλ分別為研究區(qū)域的西邊界和東邊界,h為積分深度。本文主要關注印度洋上層海洋環(huán)流, 所以選擇從上往下積分。經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)圖中某個緯度和深度處的數(shù)值表示該緯度從海表到該深度的緯向積分流量, 當經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)為正值時, 表示從表層到積分深度的整體經(jīng)向體積輸運量往北, 負值則表示往南。圖1 所示為本文主要研究區(qū)域, 藍色陰影區(qū)域為經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)的積分區(qū)域。經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)存在的充要條件是緯向方向上無源無匯, 本文中積分區(qū)域的西邊界為陸地, 故僅需保證積分區(qū)域的東邊界上緯向流速為零。因此, 我們選取143°E 斷面為積分區(qū)域的東邊界, 它位于澳大利亞與巴布亞新幾內(nèi)亞之間, 其流量幾乎為零, 即滿足東邊界近似達到無源無匯。但這種東邊界選取的不足之處是: 受到印尼貫穿流(Indonesian Throughflow,ITF)的入流影響, 經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)將會在8°S 附近產(chǎn)生南北不連續(xù)的現(xiàn)象。

圖1 本文研究區(qū)域Fig.1 The study area

以往的研究也利用緯向積分的Ekman 經(jīng)向輸運作為經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流強度的指標(McPhadenet al, 2002;Lee, 2004)。本文也同時計算了Ekman 經(jīng)向輸運, 并驗證與對比兩種計算方法的結果。Ekman 經(jīng)向輸運公式為

其中,xτ為緯向風應力,ρ為海水密度,f為科氏力。Ekman 經(jīng)向輸運的積分區(qū)域與經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)積分區(qū)域相同。

2 印度洋SMOC 季節(jié)循環(huán)特征

基于7 套數(shù)據(jù)集合平均的結果, 圖2 給出了時間平均狀態(tài)下印度洋SMOC 逐月演變過程。如圖所示,在年循環(huán)內(nèi), 印度洋SMOC 空間結構存在顯著的季節(jié)差異, 尤其是北印度洋上層經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流在冬、夏季節(jié)的輸運方向完全相反。例如, 1 月表層流往北輸運,次表層流往南輸運(圖2a), 7 月則恰好相反(圖2g)。這種季節(jié)逆轉(zhuǎn)的環(huán)流變化特征直接導致北印度洋年平均下的上層翻轉(zhuǎn)環(huán)流較弱(圖2m)。此外, 南印度洋上層經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流中心位置隨季節(jié)南北移動, 其強度亦有明顯變化, 例如, 8 月環(huán)流中心較1 月偏北, 且強度明顯大于1 月(圖2)。鑒于此, 我們將重點針對冬季(12—2 月(DJF)平均值)和夏季(6—8 月(JJA)平均值)印度洋SMOC 結構特征及其季節(jié)差異進行探討。

圖2 集合平均的時間平均狀態(tài)下印度洋上層經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)1—12 月演變過程(a—l)及年平均值(m)Fig.2 Monthly evolution and annual mean of the climatology mean shallow meridional overturning stream function in the Indian Ocean based on the multi-model ensemble of the seven datasets

圖3 是7 套再分析數(shù)據(jù)及其集合平均的夏季印度洋SMOC 環(huán)流結構。由圖3 可知, 印度洋SMOC的夏季結構與年平均非常類似, 但其環(huán)流強度明顯強于年平均。在夏季, 印度洋表層海水由北印度洋向南流入南印度洋, 到達約15°S 后逐漸開始潛沉,一部分潛沉的海水在 0—10°S 區(qū)域上升回到表層,形成逆時針方向流動的SSTC。剩余的潛沉海水繼續(xù)向北行進, 越過赤道在北印度洋上升, 構成逆時針方向流動的CEC。此外, 50 m 以淺的赤道偏北側(cè)還存在表層流往北, 表層以下往南的順時針次級環(huán)流,即赤道翻轉(zhuǎn)流。在七套數(shù)據(jù)中, ORAS4、ECCO2、GECCO、SODA3.4.2 和OFES 數(shù)據(jù)均表現(xiàn)出大體一致的夏季印度洋 SMOC 環(huán)流結構; GODAS 和SODA2.2.4 數(shù)據(jù)的結果略有不同, 分別表現(xiàn)在赤道以南(0—8°S)和以北(0—10°N)存在下沉運動, 但CEC 均于更北的區(qū)域上升回到海洋表層。值得注意的是, 印度洋SMOC 在8°S 附近存在明顯的流量不連續(xù)現(xiàn)象(圖3), 這是由于ITF 由此緯度進入印度洋,貢獻了大量向南流量。

圖3 七套數(shù)據(jù)及其集合平均的夏季印度洋上層經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)Fig.3 Summer mean shallow meridional overturning stream function in the Indian Ocean based on the seven datasets and their multi-model ensemble result

基于7 套再分析數(shù)據(jù)及其集合平均結果, 圖4 給出了冬季平均的印度洋SMOC 環(huán)流結構。與夏季相比, 冬季印度洋SMOC 環(huán)流在各套數(shù)據(jù)中表現(xiàn)出一致性的空間結構。冬季風盛行期間, SSTC 環(huán)流維持逆時針方向輸運, 且其明顯向南撤退; 10°S 以南的南向表層流在20°S 以南區(qū)域逐漸潛沉, 潛沉的海水在次表層往北輸運過程中逐步上升。南印度洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)中心較夏季偏深, 但強度明顯弱于夏季。冬夏季節(jié)環(huán)流最大差異出現(xiàn)在CEC 環(huán)流上: 冬季10°S 以北的表層流轉(zhuǎn)變?yōu)楸毕蛄? 跨越赤道在北印度洋潛沉,隨后次表層水向南輸運, 形成順時針方向流動的跨赤道環(huán)流(圖4)。此外, 300 m 以深的北向流并未越過赤道, 而在赤道以南下沉并返回南印度洋, 因此, 7套數(shù)據(jù)均在0—10°S 之間存在一個經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)大值中心, 這與Lee 等(1998)和胡瑞金等(2007)結論較為一致。與夏季赤道翻轉(zhuǎn)流相比, 冬季平均的赤道翻轉(zhuǎn)流位于赤道偏南側(cè), 表現(xiàn)為表層南向流, 表層以下為北向流的逆時針次級環(huán)流。

圖4 七套數(shù)據(jù)及其集合平均的冬季印度洋上層經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)Fig.4 Winter mean shallow meridional overturning stream function in the Indian Ocean based on the seven datasets and their multi-model ensemble result

綜上所述, 區(qū)別于其他大洋, 熱帶印度洋SMOC主要由SSTC 和CEC 兩支環(huán)流組成, 且兩者均具有顯著的冬夏季節(jié)差異(圖5)。夏季, SSTC 和CEC 均為逆時針方向, 表層海水自北向南輸運, 在南半球下沉后往北輸運, 分別在0—10°S 區(qū)間和北印度洋上升(圖5a)。冬季, SSTC 維持逆時針輸運方向, 但南撤且范圍縮小; 10°S 以北的CEC 輸運方向轉(zhuǎn)變?yōu)轫槙r針方向, 10°S 以北的表層流轉(zhuǎn)為北向流, 并在北印度洋潛沉。SSTC 和CEC 潛沉后的海水在次表層向北和向南輸運過程中相遇, 在10°S 附近上升到海表(圖5b)。此外, 赤道翻轉(zhuǎn)流夏(冬)季為表層流往北(往南), 次表層流往南(往北)的順(逆)時針環(huán)流, 位于赤道北(南)側(cè)。此外, 7 套海洋再分析數(shù)據(jù)基本能夠真實地模擬出印度洋SMOC 的空間形態(tài), 而各套資料之間的差異主要體現(xiàn)在模擬的SMOC 環(huán)流強度上。通過7 套數(shù)據(jù)及其集合平均對冬夏季節(jié)平均印度洋SMOC 模擬的泰勒圖(圖略)可知: ECCO2、GECCO、OFES 等數(shù)據(jù)所模擬的SMOC 強度與MME 的結果較為接近,而GODAS 模擬的夏季SMOC 與MME 結果的強度差異較為明顯, ORAS4 模擬的冬季SMOC 與MME 結果的強度差異較大。

圖5 印度洋上層經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流(a)夏季和(b)冬季示意圖Fig.5 Schematics diagram of (a) summer and (b) winter mean shallow meridional overturning circulation in the Indian Ocean

3 印度洋SMOC 冬夏季節(jié)結構的差異

3.1 強度與位置的冬夏對比

印度洋SMOC 的強度和中心位置是定量描述其冬夏季節(jié)差異的重要指標。首先, 我們假設當某一緯度上緯向積分的經(jīng)向速度與表層速度方向相反時所達到的深度為上層經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流表層流的最大深度,同時該深度上的流函數(shù)值為環(huán)流的最大流量。以10°N 為例, 其夏季表層流往南, 從海表往下若出現(xiàn)向北的流時, 則表示向南的表層流達到最大深度, 此深度對應的流函數(shù)值即為10°N 的表層流最大流量。

依據(jù)上述方法, 圖6 給出了印度洋SMOC 最大流量及其對應深度的緯向分布。如圖6 所示, 夏季南北印度洋表層流量均為負值, 表明表層流從北向南輸運水體。我們?nèi)?°N 附近的表層流量極值代表CEC的強度, 7 套資料表征的強度范圍為 12.1×106—18.8×106m3/s, 集合平均值為14.1×106m3/s, 深度約80 m; 南印度洋表層流量最大值位于10°S 附近, 其中心強度范圍為24.7×106—34.2×106m3/s, 平均值為29.3×106m3/s, 中心深度大約在70 m。需要注意的是,南印度洋的表層流量既包括了SSTC 的表層南向輸運,又含有CEC 由北印度洋輸運而來的表層水體信息,因此, 我們?nèi)∩鲜瞿嫌《妊蟊韺恿髁孔畲笾禍p去CEC 的強度來表征SSTC 的強度, SSTC 環(huán)流強度范圍 為 11.5×106—19.9×106m3/s, 集 合 平 均 強 度 為15.2×106m3/s, 與CEC 環(huán)流強度相當。相比于夏季,冬季平均的CEC 表層流流量表現(xiàn)為正值, 即表示表層流從南向北輸運水體, 其最大流量出現(xiàn)在3°N 附近,流量值范圍為13.4×106—18.9×106m3/s, 平均流量為15.4×106m3/s, 與夏季強度相當, 深度較夏季稍淺,約為 60 m; 南印度洋表層流量最大值向南移動到22°S 附近, 而北印度洋CEC 表層流已轉(zhuǎn)為向北輸運,此時南印度洋表層流僅為SSTC 表層流所貢獻。因此,南印度洋的表層最大流量大大減小, 流量值范圍為9.4×106—15.3×106m3/s, 平均流量為11.6×106m3/s 較夏季SSTC 強度有所減弱, 但中心深度加深到170 m左右。需要說明的是, 冬季0—10°S 區(qū)域從表層到400 m 均為一致的北向流速, 流量極值中心在400 m以下, 與周圍存在較大差異, 且該范圍內(nèi)向北輸運的水體未全部越過赤道(圖 4), 其流量極值不能表示CEC 的強度, 因此本文暫不考慮該區(qū)域冬季表層流量問題。7 套數(shù)據(jù)的標準差結果說明, 各套數(shù)據(jù)對夏冬季節(jié)表層最大流量的模擬基本達到共識, 對夏季表層流深度的模擬也較為接近, 但是冬季表層流深度的描述卻存在較大不確定性。

圖6 印度洋SMOC 最大流量(a)及其對應深度(b)的緯向分布Fig.6 Zonal distributions of the maximum transports (a) of the shallow meridional overturning circulation in the Indian Ocean and their corresponding depths (b)

3.2 可能原因

以往研究曾利用Ekman 經(jīng)向輸運來表征上層經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的強度(McPhadenet al, 2002; Lee, 2004),因此我們計算了印度洋Ekman 經(jīng)向輸運, 對比研究基于不同方法得到的經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流輸運量。赤道地區(qū)科氏力趨于零, 故 Ekman 經(jīng)向輸運未對赤道地區(qū)(5°S—5°N)進行計算。圖7 所示的是基于SODA3.4.2的冬夏季節(jié)Ekman 輸運量與經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)得到的流量對比結果。冬夏季節(jié)經(jīng)向流函數(shù)輸運量與Ekman經(jīng)向輸運量的緯向分布趨勢相似; 除夏季北印度洋外, 經(jīng)向流函數(shù)輸運量與Ekman 經(jīng)向輸運量值也非常接近, 這說明印度洋SMOC 主要受到風生環(huán)流的調(diào)制。夏季北印度洋Ekman 輸運量明顯大于經(jīng)向流函數(shù)輸運量, 尤其是北印度洋5°—10°N 地區(qū), 這主要是由于該地區(qū)存在較強的北向西邊界流, 抵消了部分南向表層流, 進而導致經(jīng)向流函數(shù)輸運量顯著小于Ekman 輸運量。若經(jīng)向流函數(shù)值中減去西邊界流的流量, 其值與Ekman 輸運量的差異將大大減小(圖略)。此外, 基于OFES 資料的經(jīng)向Ekman 輸運量結果也與SODA3.4.2 類似。

圖7 基于SODA3.4.2 的印度洋Ekman 經(jīng)向輸運量與經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)輸運量Fig.7 Ekman meridional transport and meridional overturning stream function transport in the Indian Ocean, based on SODA3.4.2

為進一步探究冬夏季風環(huán)流對印度洋SMOC 季節(jié)差異的影響, 基于SODA3.4.2 我們分析了冬夏季節(jié)平均的風應力場與Ekman 輸運散度及其差異(圖8)。如圖8 所示, 夏季風盛行時, 南印度洋盛行東南信風, 范圍可達赤道附近, Ekman 輸運往南。10°S 以南Ekman 輸運散度均為負值, 即表層海水在該區(qū)域內(nèi)輻合下沉, 而0—10°S 區(qū)域的Ekman 輸運正散度則對應表層海水輻散上升, 即形成了逆時針流動的SSTC 環(huán)流(圖8a); 此時, 北印度洋盛行西南季風, 除了阿拉伯海南部反氣旋式環(huán)流引起的海水輻合下沉外, 北印度洋大部分地區(qū)表現(xiàn)為海水輻散上升, 與南印度洋的下沉運動共同構成了逆時針輸運的CEC 環(huán)流(圖8a)。冬季風期間, 南印度洋東南信風的北邊緣向南撤退到約15°S, 且風速減弱, Ekman 輸運輻合區(qū)也相應地向南偏移, 強度亦弱于夏季平均, 0—15°S區(qū)域內(nèi)氣旋式環(huán)流使得該海域表層海水輻散, 引起上升運動。北印度洋風場轉(zhuǎn)變?yōu)闁|北風, Ekman 輸運轉(zhuǎn)變?yōu)楸毕蜉斶\, 大部分地區(qū)Ekman 輸運散度為負值, 即表層海水輻合下沉, 形成順時針輸運的冬季CEC 環(huán)流(圖8b)?？傮w而言, 冬夏季節(jié)的Ekman 輸運散度空間分布恰好對應于海水垂直運動位置, 并與經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)描述的海水垂直運動位置有較好的匹配關系, 進一步說明印度洋季風環(huán)流場對印度洋SMOC 的重要作用。此外, 由于赤道翻轉(zhuǎn)流是對經(jīng)向風的直接響應(Miyamaet al, 2003), 夏季赤道附近為偏南風, 冬季為偏北風, 因此赤道翻轉(zhuǎn)流也反映出相反的環(huán)流結構, 即夏季為順時針方向轉(zhuǎn)動,冬季為逆時針方向轉(zhuǎn)動, 同時其冬夏季節(jié)的位置亦受到赤道風場的調(diào)控。綜上所述, 印度洋SMOC 冬夏季節(jié)的結構差異顯著, 主要是由風生環(huán)流主導。CEC環(huán)流輸運方向在冬夏季節(jié)的反轉(zhuǎn)主要由冬夏季節(jié)大氣環(huán)流的轉(zhuǎn)向(東北季風轉(zhuǎn)為西南季風)導致; 南印度洋常年盛行東南信風, 雖能維持冬夏季節(jié)SSTC 環(huán)流輸運方向不變, 但其位置和強度卻差異顯著, 這主要是南印度洋東南信風位置季節(jié)偏移和強度季節(jié)變化的結果。

圖8 基于SODA3.4.2 的夏季(a)和冬季(b)Ekman 輸運散度與風應力(矢量箭頭)及其夏冬季節(jié)差異(c)的空間分布Fig.8 Summer (a) and winter (b) spatial distribution of Ekman convergence and wind stress (vector) differences between summer and winter (c), based on SODA3.4.2

4 結論

基于7 套海洋再分析數(shù)據(jù)集, 本文主要研究了印度洋SMOC 季節(jié)循環(huán)特征, 并重點探討其冬夏季節(jié)差異和可能原因。主要得到以下兩點結論:

(1) 印度洋SMOC 由SSTC 和CEC 構成, 在年循環(huán)內(nèi)存在顯著的冬夏季節(jié)差異。具體而言, SSTC 在冬夏季節(jié)均為逆時針方向轉(zhuǎn)動結構, 具體表現(xiàn)為向南的表層流和向北的次表層流, 以及南部的下沉支和北部的上升支, 其中SSTC 在夏、冬季的平均強度分別為15.2×106m3/s 和11.6×106m3/s, 而冬季SSTC 環(huán)流中心的位置較夏季偏南和偏深。CEC 在冬夏季節(jié)呈現(xiàn)相反的環(huán)流結構: 夏季CEC 呈逆時針方向流動,表層流自北向南輸運至南印度洋, 與SSTC 表層流混合, 在南印度洋潛沉后, 通過次表層于北印度洋上升,平均強度為14.1×106m3/s; 冬季CEC 則位于10°S 以北, 為順時針方向流動, 表層流向北輸運, 在北印度洋逐漸潛沉, 隨后向南輸運, 平均強度為15.4×106m3/s。冬夏季節(jié)CEC 的強度相當, 環(huán)流中心位置亦接近。

(2) 經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)輸運量與Ekman 經(jīng)向輸運量的緯向分布相似且量值相近, Ekman 輸運的散度分布也與流函數(shù)中體現(xiàn)的海水垂直運動位置有較好的對應關系, 說明印度洋SMOC 主要受風生環(huán)流控制。北印度洋從夏季到冬季由西南季風轉(zhuǎn)向為東北季風是造成CEC 環(huán)流冬夏季節(jié)反轉(zhuǎn)的主要原因, 而南印度洋東南信風位置的季節(jié)偏移和強度的季節(jié)變化主導了SSTC 的季節(jié)差異。

已有研究表明, ITF 進入印度洋后, 大部分沿著南赤道流到達印度洋西邊界, 并最終流出印度洋(Zhanget al, 2019), 但粒子追蹤試驗結果顯示ITF部分水體可以抵達北印度洋, 能成為CEC 的水體來源之一(Haineset al, 1999; Miyamaet al, 2003)。因此, ITF 對SMOC 環(huán)流結構與強度的相對貢獻還有待進一步研究。Han 等(2020)利用赫姆霍茲分解方法將經(jīng)向速度場分解為輻散場和有旋場, 從而得到無輻散的經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù),一定程度上避免了ITF 和厄加勒斯流作為印度洋源匯對經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的影響。我們還注意到冬季SSTC 的環(huán)流中心可以加深到170 m(圖6b), 但實際上南印度洋內(nèi)區(qū)整體南向輸運主要位于上層50 m, 這可能與印度洋西側(cè)的莫桑比克海峽強的南向輸運有關。此外,即使是在北印度洋, 上層經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流函數(shù)也未必完全閉合, 表層海水的補償流可能影響到深層環(huán)流, 因此,印度洋上層與深層經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流之間是否在一定程度上存在相互作用值得進一步研究。