海洋水平環(huán)流輸送對(duì)印度洋表層鹽度的調(diào)整機(jī)制

許金電 ，靖春生 *，蔡尚湛 ，林新宇，高璐

(1.自然資源部第三海洋研究所 海洋動(dòng)力學(xué)研究室，福建 廈門(mén) 361005；2.福建省海洋物理與地質(zhì)過(guò)程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，福建廈門(mén) 361005；3.國(guó)家海洋局海口海洋環(huán)境監(jiān)測(cè)中心站，海南 海口 570311)

1 引言

印度洋位于亞洲、非洲、大洋洲和南極洲之間，大部分在南半球，北部基本被陸地封閉，南部敞開(kāi)。印度洋是溝通亞洲、非洲、歐洲和大洋洲的交通要道，其豐富的礦產(chǎn)、石油、漁業(yè)等資源，以及在海氣相互作用中的重要作用，使其逐漸成為資源開(kāi)發(fā)利用和大尺度海洋學(xué)、氣象學(xué)和氣候研究的熱點(diǎn)區(qū)域之一。已有的研究表明，印度洋的表層環(huán)流對(duì)表層鹽度的空間結(jié)構(gòu)和季節(jié)變化有比較重要的影響，印度洋表層鹽度的變化會(huì)通過(guò)影響表層海水密度、鹽度層結(jié)、障礙層、熱力及動(dòng)力結(jié)構(gòu)的變化，對(duì)海洋水循環(huán)和海-氣相互作用起比較重要的調(diào)整作用[1]。此外，鹽度也是影響海洋生物生存環(huán)境和初級(jí)生產(chǎn)力的主要環(huán)境決定因子[2]。東印度洋是東亞季風(fēng)水汽輸送的重要源頭，其表層鹽度的改變會(huì)導(dǎo)致東印度洋的熱力及熱鹽環(huán)流發(fā)生相應(yīng)的改變，并通過(guò)海-氣相互作用對(duì)我國(guó)的季風(fēng)、臺(tái)風(fēng)等天氣和氣候變化產(chǎn)生影響。因此，深入研究海洋表層水平環(huán)流（簡(jiǎn)稱(chēng)海洋平流）輸送對(duì)印度洋表層鹽度的調(diào)整機(jī)制，對(duì)提高我國(guó)的海洋環(huán)境預(yù)報(bào)和防災(zāi)減災(zāi)能力建設(shè)具有一定的科學(xué)和實(shí)際意義。

關(guān)于海洋平流輸送對(duì)印度洋局部海域混合層（指密度混合層，簡(jiǎn)稱(chēng)混合層）鹽度的影響研究，Rao 和Sivakumar[3]較早地采用鹽度收支方程分析北印度洋混合層鹽度的季節(jié)變化，強(qiáng)調(diào)了水平環(huán)流和海-氣淡水通量對(duì)于表層鹽度的重要性。但該文僅對(duì)北印度洋4 個(gè)季節(jié)平流輸送項(xiàng)的分布、變化進(jìn)行簡(jiǎn)單的描述，缺乏深入探討海洋水平環(huán)流輸送對(duì)北印度洋表層鹽度的調(diào)整機(jī)制。Zhang 和Du[4]基于混合坐標(biāo)海洋模型（Hybrid Coordinate Ocean Model，HYCOM）數(shù)據(jù)分析了阿拉伯海東南部和孟加拉灣西南部混合層鹽度收支的季節(jié)變化。結(jié)果表明，水平環(huán)流能夠很好地解釋兩個(gè)研究海域鹽度的季節(jié)變化。盡管文中給出了北印度洋冬季和夏季鹽度收支方程各項(xiàng)的平面分布，但其關(guān)注的重點(diǎn)是兩個(gè)研究海域鹽度收支方程中的區(qū)域平均凈淡水通量項(xiàng)、平流輸送項(xiàng)的季節(jié)變化，并探討這兩項(xiàng)對(duì)兩個(gè)研究海域混合層鹽度季節(jié)變化的貢獻(xiàn)。Zhang 等[5]利用衛(wèi)星觀測(cè)、歷史數(shù)據(jù)和數(shù)據(jù)同化產(chǎn)品分析熱帶印度洋東南部混合層鹽度的季節(jié)和年際變化，探討了海-氣淡水強(qiáng)迫、水平環(huán)流、厄爾尼諾（拉尼娜）等對(duì)澳大利亞西北部海域（印尼貫穿流海域）混合層鹽度在季節(jié)和年際尺度上的影響。Yu[6]給出了全球海洋水循環(huán)（蒸發(fā)、降水）與近表層鹽度的聯(lián)系，探討了海-氣凈淡水通量（蒸發(fā)量減降水量，E-P）和鹽度在季節(jié)時(shí)間尺度上是如何相關(guān)聯(lián)的，給出了埃克曼平流和地轉(zhuǎn)平流對(duì)近表層鹽度變化的貢獻(xiàn)，但未討論海洋平流對(duì)近表層鹽度的調(diào)整機(jī)制。杜巖等[7]采用Argo 鹽度及降水、蒸發(fā)、海面高度等數(shù)據(jù)分析了全球海洋表層鹽度的平均態(tài)和低頻變化特征及其與海洋環(huán)流和氣候變化的關(guān)系，認(rèn)為海洋環(huán)流動(dòng)力過(guò)程在大部分海域調(diào)整了海洋表層鹽度的空間結(jié)構(gòu)，并影響了海洋表層鹽度的低頻變率。

已有的研究主要通過(guò)鹽度收支方程分析印度洋局部海域混合層鹽度的季節(jié)變化，以及使用長(zhǎng)時(shí)間序列資料探討影響海洋表層鹽度長(zhǎng)期變化的因素，存在一些不足：（1）研究海域以北印度洋和局部海域居多，整個(gè)熱帶印度洋的研究較少；（2）鹽度季節(jié)變化機(jī)制的研究?jī)H限于使用鹽度收支方程，而斷面的淡水輸運(yùn)量能更直觀地揭示研究海域鹽度變異的機(jī)制；（3）未見(jiàn)詳細(xì)刻畫(huà)海洋平流輸送對(duì)印度洋表層鹽度調(diào)整作用的報(bào)道。

假如印度洋沒(méi)有平流輸運(yùn)，受蒸發(fā)、降水的影響，高鹽海域的鹽度將越來(lái)越高，低鹽海域的鹽度將越來(lái)越低。但事實(shí)并非如此，可見(jiàn)海洋平流輸送對(duì)印度洋表層鹽度的基本平衡起到比較重要的作用。因此，海洋平流輸送如何調(diào)整表層高鹽海域和低鹽海域的鹽度是本文關(guān)注的重點(diǎn)。

此外，許金電和高璐[8]指出，孟加拉灣夏季的降水量遠(yuǎn)大于蒸發(fā)量，海表凈得到大量的淡水，但是表層鹽度沒(méi)有降低，反而升高了；爪哇島-蘇門(mén)答臘島西部海域的低鹽中心并不與E-P高值中心重合，低鹽中心比較偏南；南印度洋中緯度東部海域（澳大利亞西部海域）的高鹽中心并不與凈淡水通量高值中心（蒸發(fā)量大、降水量小）重合，高鹽中心也比較偏南。出現(xiàn)這些現(xiàn)象可能也是海洋平流輸送引起的，海洋平流動(dòng)力過(guò)程在印度洋局部海域如何調(diào)整表層鹽度的空間結(jié)構(gòu)也是本文關(guān)注的焦點(diǎn)。

因此，本文擬利用Argo 表層鹽度、OSCAR（Ocean Surface Current Analyses-Realtime）海流等數(shù)據(jù)，采用鹽度收支方程的平流輸送項(xiàng)來(lái)闡述平流輸送對(duì)熱帶印度洋表層鹽度的調(diào)整作用，使用淡水輸運(yùn)量計(jì)算公式揭示6 條關(guān)鍵斷面海洋平流輸送對(duì)表層鹽度空間結(jié)構(gòu)的調(diào)整機(jī)制，為印度洋的水循環(huán)、海-氣相互作用、全球氣候變化和海洋生態(tài)環(huán)境的研究提供科學(xué)依據(jù)。6 條關(guān)鍵斷面包括用于分析熱帶西印度洋（60.5°E 斷面）、熱帶印度洋中部（77.5°E 斷面）、熱帶東印度洋（90.5°E 斷面）東西向淡水輸運(yùn)的3 條經(jīng)向斷面；用于探討強(qiáng)降水（強(qiáng)蒸發(fā)）中心與低鹽（高鹽）中心不重合機(jī)制的2 條緯向斷面（蘇門(mén)答臘島西部海域5.5°S 斷面及澳大利亞西部海域22.5°S 斷面）和用于探討孟加拉灣夏季表層鹽度較高原因的孟加拉灣灣口7.5°N 斷面。

為了敘述方便，印度洋表層鹽度、水平環(huán)流、平流輸送項(xiàng)、淡水輸運(yùn)量等的季節(jié)變化按照北半球4 個(gè)季節(jié)進(jìn)行闡述。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)

本文采用的Argo 資料來(lái)自中國(guó)Argo 實(shí)時(shí)資料中心（http://www.argo.org.cn），是經(jīng)過(guò)處理的月平均格點(diǎn)溫鹽數(shù)據(jù)。該資料水平分辨率為1°×1°，垂直方向共有58 層。逐月OSCAR 表層海流資料由美國(guó)國(guó)家海洋大氣管理局（NOAA）提供，是利用衛(wèi)星高度計(jì)資料和QuikSCAT 風(fēng)場(chǎng)資料反演得到，包括地轉(zhuǎn)流及埃克曼流成分（http://www.oscar.noaa.gov/datadisplay/osc ar_datadownload.php）。該數(shù)據(jù)空間分辨率為1°×1°。本文采用的OAFlux（Objectively Analyzed Air-sea Fluxes）蒸發(fā)資料是印度洋的月平均數(shù)據(jù)（ftp://ftp.whoi.edu/pub/science/oaflux/data_v3/daily/evaporation/），其空間分辨率為1°×1°。采用的TRMM（Tropical Rainfall Measuring Mission）降水資料是印度洋的月平均數(shù)據(jù)（http://precip.gsfc.nasa.gov/），其空間分辨率為0.25°×0.25°。

本文采用的上述數(shù)據(jù)的時(shí)間跨度為2004 年1 月至2015 年12 月，共12 年。

2.2 方法

鹽度收支方程參照文獻(xiàn)[9]，在忽略水平擴(kuò)散的情況下，可以表示為

式中，S為混合層平均鹽度；t為時(shí)間；E為蒸發(fā)量；P為降水量；h為混合層深度；u、v為混合層平均水平平流的緯向、經(jīng)向分量；Wh為混合層底垂向速度；Sh為混合層底鹽度；ε為余項(xiàng)（誤差項(xiàng)）；H函數(shù)[10]為階躍函數(shù)：Wh+dh/dt≤0 時(shí)，H取0；Wh+dh/dt＞0 時(shí)，H取Wh+dh/dt。式（1）左邊是鹽度時(shí)間變化項(xiàng)（傾向項(xiàng)），右邊第1 項(xiàng)至第3 項(xiàng)分別是凈淡水通量項(xiàng)、平流輸送項(xiàng)和垂向卷夾項(xiàng)。本文只采用了平流輸送項(xiàng)。

淡水輸運(yùn)量采用式（2）進(jìn)行計(jì)算（參照文獻(xiàn)[11]）。

式中，F(xiàn)W為斷面上的淡水輸運(yùn)量（單位：m3/s）；S0為鹽度參考值；S和Vn分別為斷面上海水的鹽度和垂直于斷面的流速（單位：m/s）；dA為垂向網(wǎng)格單元的面積（單位：m2）。計(jì)算的深度取海面至水下10 m。

3 熱帶印度洋表層鹽度和環(huán)流的分布特征

在開(kāi)展本文的研究之前，首先簡(jiǎn)單介紹熱帶印度洋表層鹽度和環(huán)流的分布特征。印度洋北部被亞洲大陸包圍，海陸熱力差異形成了顯著的熱帶季風(fēng)氣候，冬季盛行東北季風(fēng)，夏季盛行西南季風(fēng)。印度洋約10°S 以北受熱帶季風(fēng)影響形成明顯的季風(fēng)環(huán)流[12-13]。10°S 以南氣候相對(duì)比較穩(wěn)定，海洋環(huán)流也比較穩(wěn)定。印度洋中部的上層環(huán)流主要流系有北赤道流、南赤道流、赤道逆流、Wyrtki 急流、西南季風(fēng)漂流、南印度洋流等。此外，印度洋的東（西）邊界出現(xiàn)東（西）邊界流，如索馬里流、南爪哇流、莫桑比克流、東馬達(dá)加斯加流等。

印度洋的降水量空間分布很不均勻[8]，受蒸發(fā)、降水、環(huán)流的影響，印度洋表層鹽度的空間分布也很不均勻（圖1），孟加拉灣、安達(dá)曼海受強(qiáng)降水和布拉馬普特拉河、恒河等輸入徑流的影響，表層鹽度是熱帶印度洋最低。爪哇島-蘇門(mén)答臘島的西部海域受局地降水和印度尼西亞貫穿流（Indonesian Through Flow,ITF）攜帶來(lái)的低鹽水的共同影響，表層鹽度也較低。阿拉伯海的年蒸發(fā)量遠(yuǎn)大于年降水量，海表凈損失大量的淡水，受其影響以及來(lái)自紅海和波斯灣高鹽水的影響，表層鹽度是印度洋最高。南印度洋中緯度東部海域，年降水量遠(yuǎn)小于年蒸發(fā)量，海表失去大量的淡水，導(dǎo)致表層鹽度較高。

圖1 多年平均1 月、4 月、7 月、10 月Argo 表層鹽度和OSCAR 表層流速矢量的平面分布Fig.1 The plane distribution of annual average Argo surface salinity and OSCAR surface current vector in January,April,July and October

4 平流輸送對(duì)熱帶印度洋表層鹽度的調(diào)整

4.1 熱帶印度洋平流輸送項(xiàng)的分布特征

利用多年平均的表層Argo 鹽度、OSCAR 海流數(shù)據(jù)，采用式（1）的平流輸送項(xiàng)計(jì)算了各月的鹽度平流輸送項(xiàng)（圖2），由于本文主要關(guān)注較大的平流輸送項(xiàng)，因此平流輸送項(xiàng)的絕對(duì)值小于0.05 月-1的值未顯示。由圖可見(jiàn)，1 月西向的北赤道流把來(lái)自蘇門(mén)答臘島西部海域和孟加拉灣、安達(dá)曼海的低鹽水向西輸送至赤道西印度洋和阿拉伯海東南部海域，使該海域的鹽度平流輸送項(xiàng)為負(fù)值（也就是說(shuō)在不考慮凈淡水通量項(xiàng)和垂直卷夾項(xiàng)時(shí)，平流輸送使該海域的鹽度降低了，后同）。孟加拉灣東部、北部和安達(dá)曼海受江河注入的低鹽水的影響，平流輸送項(xiàng)為負(fù)值。赤道東印度洋的高鹽水（相對(duì)孟加拉灣低鹽水而言）進(jìn)入孟加拉灣，使孟加拉灣西部海域的鹽度升高。東向的赤道逆流把赤道西印度洋的高鹽水向東輸送，使赤道南側(cè)的平流輸送項(xiàng)為正值（也就是說(shuō)在不考慮凈淡水通量項(xiàng)和垂直卷夾項(xiàng)時(shí)，平流輸送使該海域的鹽度升高了，后同）。西向的南赤道流及其南部的西南向流將爪哇島-蘇門(mén)答臘島西部海域的低鹽水向西及西南輸運(yùn)，造成赤道南印度洋（10°～30°S）大部分海域的鹽度降低。

圖2 多年平均1 月、4 月、7 月、10 月平流輸送項(xiàng)的平面分布和淡水輸運(yùn)量的計(jì)算斷面Fig.2 The plane distribution of annual average advection term in January,April,July and October and positions of the sections for freshwater transport calculation

4 月是北印度洋（約10°S 以北）的季風(fēng)轉(zhuǎn)換期，東向的赤道急流（Wyrtki 急流）把赤道西印度洋的高鹽水向東輸送，至蘇門(mén)答臘島西部海域后，一支向東北進(jìn)入孟加拉灣和安達(dá)曼海，另一支轉(zhuǎn)向西南，使途經(jīng)海域的鹽度升高。孟加拉灣、安達(dá)曼海的反氣旋式環(huán)流使得孟加拉灣西南部海域的鹽度降低，西北部和安達(dá)曼海南部的鹽度升高。孟加拉灣的低鹽水從灣口的西部輸出，并沿赤道北側(cè)一路西行，至索馬里半島東岸轉(zhuǎn)向東北，進(jìn)入阿拉伯海。西向的南赤道流及其南部的西南向流將爪哇島-蘇門(mén)答臘島西部海域的低鹽水向西及西南輸運(yùn)，導(dǎo)致赤道南印度洋的鹽度降低。

7 月是北印度洋西南季風(fēng)的強(qiáng)盛期，索馬里半島近海的索馬里急流將赤道西印度洋的低鹽水（相對(duì)阿拉伯海高鹽水而言）輸送到阿拉伯海西部海域，使該海域的鹽度降低[14]。阿拉伯海北部的高鹽水，在西南季風(fēng)環(huán)流的作用下，從東部海域流出阿拉伯海，進(jìn)入北赤道海域，并一路東行，主體從孟加拉灣灣口西部入侵孟加拉灣，在灣內(nèi)向東部輸運(yùn)，可達(dá)安達(dá)曼海；另一支從印度半島南部向東南輸送，可達(dá)蘇門(mén)答臘島西部海域。爪哇島-蘇門(mén)答臘島西南部海域受來(lái)自安達(dá)曼海的低鹽水和西向的印尼貫穿流帶來(lái)的低鹽水的共同影響，鹽度降低。赤道南印度洋鹽度降低的原因與4 月相似，而10°S 附近海域，偏南向流把北部的高鹽水向南輸運(yùn)，導(dǎo)致部分海域鹽度升高。

與4 月類(lèi)似，10 月東向的赤道急流把赤道西印度洋的高鹽水向東輸送，使赤道印度洋中部和東部海域的鹽度升高。阿拉伯海西部海域的鹽度降低，但降低的幅度比7 月小。孟加拉灣的流場(chǎng)大體是東北向和西北向流，使灣內(nèi)的鹽度升高。赤道南印度洋鹽度降低的原因也與4 月相似。

由此可見(jiàn)，海洋平流將赤道西印度洋和阿拉伯海的高鹽水輸送到低鹽海域的赤道東印度洋和孟加拉灣、安達(dá)曼海；將赤道東印度洋和孟加拉灣、安達(dá)曼海的低鹽水輸送到高鹽海域的赤道西印度洋、阿拉伯海以及赤道南印度洋的大部分海域，起到了調(diào)整印度洋鹽度基本平衡的作用。

4.2 赤道南印度洋表層鹽度與南赤道流的關(guān)系

從圖1 可見(jiàn)，赤道南印度洋的西向低鹽水舌的年內(nèi)變化比較明顯，1 月、4 月向西擴(kuò)展較顯著，可達(dá)馬達(dá)加斯加島東北部海域，7 月、10 月向東收縮。從圖2 的分析表明，西向的南赤道流將爪哇島-蘇門(mén)答臘島西部海域的低鹽水向西輸運(yùn)，造成赤道南印度洋大部分海域的鹽度降低，形成西向的低鹽水舌。然而低鹽水舌的年內(nèi)變化與西向的南赤道流的強(qiáng)弱是否有關(guān)？本文在赤道南印度洋選取一個(gè)矩形海域（9.5°～15.5°S，66.5°～84.5°E，見(jiàn)圖1a 的藍(lán)色矩形框），計(jì)算2004 年1 月至2015 年12 月共144 個(gè)月該矩形海域每月的平均表層鹽度和緯向流速，來(lái)探討赤道南印度洋表層鹽度與南赤道流的關(guān)系。選取的矩形海域大體覆蓋了赤道南印度洋西向低鹽水舌所處的位置，矩形海域內(nèi)每月的平均表層鹽度和緯向流速可分別代表該月西向低鹽水舌的鹽度及西向流速。由圖3 可見(jiàn)，矩形海域平均表層鹽度和緯向流速的時(shí)間序列大體呈反相的關(guān)系，即西向流（流速為負(fù)值）比較大時(shí)鹽度反而比較高，西向流比較小時(shí)鹽度反而比較低，這顯然是不對(duì)的。超前滯后相關(guān)分析顯示，矩形海域平均表層鹽度S的年變化滯后緯向流速U約4 個(gè)月時(shí)相關(guān)系數(shù)R=0.75（R0.01=0.217，R＞R0.01，在99%的置信水平上是顯著的）最大，說(shuō)明平均表層鹽度的年變化滯后緯向流速的年變化4 個(gè)月。經(jīng)計(jì)算，西向的南赤道流將爪哇島-蘇門(mén)答臘島西部海域的低鹽水向西輸運(yùn)，4 個(gè)月大約可以運(yùn)移13 個(gè)經(jīng)度的距離。同樣平均表層鹽度的年變化滯后凈淡水通量E-P的年變化約1～2 個(gè)月。

圖3 赤道南印度洋矩形海域平均表層鹽度、緯向流速時(shí)間序列（a）和超前滯后相關(guān)系數(shù)（b）Fig.3 The time series of mean surface salinity and zonal velocity in the rectangular region of the Equatorial Southern Indian Ocean (a)and the results of lag correlation analysis (b)

4.3 熱帶印度洋3 條經(jīng)向斷面淡水輸運(yùn)量的緯度-時(shí)間分布

為了更好更直觀地探討平流輸送對(duì)表層鹽度的調(diào)整作用，選取3 條關(guān)鍵斷面（圖2a）采用淡水輸運(yùn)量計(jì)算式（2）計(jì)算了通過(guò)3 條斷面的表層淡水輸運(yùn)量來(lái)進(jìn)行分析討論。A 斷面（經(jīng)度為60.5°E，兩端的緯度為23.5°N 和29.5°S）位于熱帶西印度洋，用于分析熱帶西印度洋東西向的淡水輸運(yùn)；B 斷面（經(jīng)度為77.5°E，兩端的緯度為4.5°N 和29.5°S）位于熱帶印度洋中部，用于分析熱帶印度洋中部東西向的淡水輸運(yùn)；C 斷面（經(jīng)度為90.5°E，兩端的緯度為18.5°N 和29.5°S）位于熱帶東印度洋，用于分析熱帶東印度洋東西向的淡水輸運(yùn)。參考張玉紅等[15]和宣莉莉等[16]的做法，為了使斷面東側(cè)的鹽度能更好地代表東側(cè)水體的鹽度特征，式（2）中鹽度參考值S0為斷面東側(cè)5 個(gè)經(jīng)度范圍內(nèi)各月表層鹽度的平均值。S和Vn分別為斷面上表層鹽度和垂直于斷面的表層流速。計(jì)算的深度取海面至水下10 m。

圖4 是A、B、C 斷面的流速U（緯向流速）、鹽度差（S0-S）和淡水輸運(yùn)量的緯度-時(shí)間分布。由圖可見(jiàn)，6-9 月A 斷面北部（位于阿拉伯海）的淡水輸運(yùn)量為正值，即該海域有低鹽水從西向東輸運(yùn)，使該海域的鹽度降低。西南季風(fēng)引起的索馬里急流將赤道西印度洋的低鹽水（相對(duì)阿拉伯海高鹽水而言）輸送到阿拉伯海西部和中部海域，使該海域的鹽度降低。5°～20°S 海域，整年幾乎都是西向流，西向流把A 斷面東部的低鹽水向西輸送（淡水輸運(yùn)量為正值），使該海域的鹽度降低。1-4 月的0°～5°N 海域，西向的北赤道強(qiáng)流把A 斷面東部的低鹽水向西輸送（淡水輸運(yùn)量為正值），使該海域的鹽度降低。季風(fēng)轉(zhuǎn)換期（春、秋季）東向的赤道急流把赤道西印度洋的高鹽水向東輸送（淡水輸運(yùn)量為負(fù)值），使A 斷面赤道海域的鹽度升高。

圖4 A、B、C 斷面的流速U、鹽度差（S0-S）和淡水輸運(yùn)量的緯度-時(shí)間分布Fig.4 The latitude-time distribution of velocity U,difference of salinity (S0-S) and freshwater transport for sections A,B and C

B 斷面5°N 以南的流速分布與A 斷面相似，赤道海域淡水輸運(yùn)量的分布與A 斷面類(lèi)似，但量值較大。5°～20°S 海域，由于鹽度差（S0-S）較小，導(dǎo)致淡水輸運(yùn)量較小。

C 斷面的流速分布與A 斷面大體相似，但鹽度差的分布差距較大，C 斷面的鹽度差大部分都是負(fù)值，且量值較大。C 斷面北部位于孟加拉灣，11 月至翌年3 月的淡水輸運(yùn)量為正值，即低鹽水從東向西輸運(yùn)；6-9 月的淡水輸運(yùn)量為負(fù)值，高鹽水從西向東輸運(yùn)。3-5 月和7-12 月赤道海域的淡水輸運(yùn)量為負(fù)值，東向的赤道急流把C 斷面西部的高鹽水向東輸送，使斷面東部的鹽度升高。7-10月，5°～10°S海域的淡水輸運(yùn)量為正值，西向流把斷面東部的低鹽水向西輸送，使斷面西部的鹽度降低；其他月份鹽度差較小，淡水輸運(yùn)量較小。

實(shí)際上，式（2）是斷面流量與（S0-S）/S0的乘積，垂直于斷面流速的大小及方向和（S0-S）的大小及正負(fù)決定了淡水輸運(yùn)量的大小及正負(fù)。

本文采用的表層Argo 鹽度數(shù)據(jù)是Argo 剖面浮標(biāo)觀測(cè)資料網(wǎng)格化后的多年平均結(jié)果，OSCAR 表層海流數(shù)據(jù)是利用衛(wèi)星高度計(jì)資料和風(fēng)場(chǎng)資料反演得到的多年平均結(jié)果。盡管這兩種數(shù)據(jù)與真實(shí)的觀測(cè)數(shù)據(jù)以及這兩種數(shù)據(jù)的匹配存在一定的誤差，使鹽度平流輸送項(xiàng)和淡水輸運(yùn)量在個(gè)別海域出現(xiàn)一定的偏差，但本文采用的表層Argo 鹽度、OSCAR 表層海流數(shù)據(jù)基本能客觀地反映印度洋的表層鹽度、海流的氣候態(tài)特征（由于篇幅的限制，未給出不同來(lái)源的表層鹽度、海流數(shù)據(jù)比對(duì)圖），且這兩種數(shù)據(jù)已經(jīng)被廣泛應(yīng)用于海洋學(xué)的研究。鑒于本文研究的重點(diǎn)是平流輸送對(duì)印度洋表層鹽度的調(diào)整機(jī)制，上述誤差的存在基本不影響最終研究結(jié)論。可見(jiàn)本文采用的數(shù)據(jù)和計(jì)算結(jié)果用于探討平流輸送對(duì)印度洋表層鹽度的調(diào)整機(jī)制是可行的。

本文采用的OSCAR 表層海流數(shù)據(jù)是多年的各月平均數(shù)據(jù)，盡管表層海流數(shù)據(jù)包含年際信號(hào)以及渦旋等中尺度過(guò)程引起的脈動(dòng)[17]，且表層海流數(shù)據(jù)包括埃克曼平流和地轉(zhuǎn)平流，但本文關(guān)注的是氣候態(tài)平均流場(chǎng)的季節(jié)變化。張玉紅等[18]認(rèn)為擾動(dòng)項(xiàng)是小量；Da-Allada 等[10]的計(jì)算結(jié)果顯示，水平擴(kuò)散項(xiàng)是小量；Dong等[19]給出了由渦旋運(yùn)移引起的印度洋淡水輸運(yùn)量，其量值為-0.2×106m3/s～0.2×106m3/s，經(jīng)多年月平均后也是小量。可見(jiàn)本文采用的氣候態(tài)平均流場(chǎng)數(shù)據(jù)用于探討平流輸送對(duì)印度洋表層鹽度的調(diào)整機(jī)制是可行的。

圖5 是A、B、C 斷面的年平均淡水輸運(yùn)量、緯向流速隨緯度的變化，由圖可見(jiàn)，除A 斷面北部外，其他位置由于鹽度差大部分為負(fù)值（圖4），導(dǎo)致年平均淡水輸運(yùn)量和緯向流速隨緯度的變化大體呈反相的關(guān)系。A 斷面5°～20°S 海域，西向流較大，低鹽水向西輸運(yùn)量也較大；5°S 以北海域，淡水輸運(yùn)量有正值和負(fù)值，經(jīng)年平均后較小。B 斷面赤道海域東向流較大，高鹽水向東輸運(yùn)量也較大；5°～20°S 海域，西向流較大，但鹽度差較小，導(dǎo)致淡水輸運(yùn)量較小。C 斷面5°N 以南海域與B 斷面類(lèi)似，5°N 以北海域淡水輸運(yùn)量有正值和負(fù)值，經(jīng)年平均后為正值，即低鹽水向西輸運(yùn)。

圖5 A、B、C 斷面的年平均淡水輸運(yùn)量、緯向流速隨緯度的變化Fig.5 The latitudinal variation of annual average freshwater transport and zonal velocity for sections A,B and C

經(jīng)進(jìn)一步統(tǒng)計(jì)（圖6），C 斷面淡水輸運(yùn)量正值的年平均值（12 個(gè)月正值的和除以12，再除以斷面數(shù)據(jù)點(diǎn)總數(shù)）最大，為894.71 m3/s，也就是說(shuō)C 斷面低鹽水自東向西輸運(yùn)量最大。A 斷面淡水輸運(yùn)量正值（低鹽水自東向西輸運(yùn)）的年平均值次之，為834.29 m3/s。C 斷面淡水輸運(yùn)量負(fù)值的年平均值為799.03 m3/s，也就是說(shuō)C 斷面高鹽水自西向東輸運(yùn)量也較大。A 斷面淡水輸運(yùn)量負(fù)值的年平均值較小，因?yàn)楦啕}水自西向東輸運(yùn)大體只出現(xiàn)在赤道海域和阿拉伯海南部。B 斷面淡水輸運(yùn)量負(fù)值和正值的年平均值都較小，這是由于淡水輸運(yùn)量較大的海域只出現(xiàn)在赤道海域，赤道以南因鹽度差較小導(dǎo)致淡水輸運(yùn)量較小。

圖6 A、B、C 斷面淡水輸運(yùn)量正值和負(fù)值的年平均值Fig.6 Annual average value of the positive and negative freshwater transport for sections A,B and C

綜上所述，西向的北赤道流把來(lái)自赤道東印度洋和孟加拉灣、安達(dá)曼海的低鹽水輸送到高鹽海域的赤道西印度洋和阿拉伯海，但只出現(xiàn)在1-4 月；東向的赤道逆流和赤道急流將來(lái)自阿拉伯海和赤道西印度洋的高鹽水輸送到低鹽海域的赤道東印度洋和孟加拉灣、安達(dá)曼海；西向的南赤道流及其南部的西南向流將來(lái)自爪哇島-蘇門(mén)答臘島西部海域的低鹽水向西及西南輸運(yùn)，導(dǎo)致赤道南印度洋的鹽度降低，起到了調(diào)整印度洋鹽度基本平衡的作用。

5 強(qiáng)降水（強(qiáng)蒸發(fā)）中心與低鹽（高鹽）中心不重合的機(jī)制

從圖7 中可以看出，蘇門(mén)答臘島西部海域的強(qiáng)降水中心（年降水量遠(yuǎn)大于年蒸發(fā)量）與低鹽中心并不重合，低鹽中心比較偏南。同樣澳大利亞西部海域的強(qiáng)蒸發(fā)中心（年蒸發(fā)量遠(yuǎn)大于年降水量）與高鹽中心并不重合，高鹽中心也比較偏南。本文選擇2 條關(guān)鍵斷面（圖7 中的D、E 斷面）采用淡水輸運(yùn)量計(jì)算式（2）計(jì)算了通過(guò)2 條斷面的表層淡水輸運(yùn)量，來(lái)分析出現(xiàn)上述現(xiàn)象的機(jī)制。D 斷面（緯度為22.5°S，兩端的經(jīng)度為70.5°E 和109.5°E）用于分析澳大利亞西部海域南北向的淡水輸運(yùn)。E 斷面（緯度為5.5°S，兩端的經(jīng)度為85.5°E 和100.5°E）用于分析蘇門(mén)答臘島西部海域南北向的淡水輸運(yùn)；式（2）中鹽度參考值S0為斷面南側(cè)5 個(gè)緯度范圍內(nèi)各月表層鹽度的平均值。S和Vn分別為斷面上表層鹽度和垂直于斷面的表層流速。計(jì)算的深度取海面至水下10 m。

圖7 多年平均表層鹽度、年凈淡水通量的平面分布和淡水輸運(yùn)量的計(jì)算斷面Fig.7 The distribution of annual average surface salinity and net freshwater flux and positions of the sections for freshwater transport calculation

D 斷面南側(cè)5 個(gè)緯度范圍內(nèi)表層鹽度的平均值（S0）比斷面上的鹽度（S）高，而斷面上是南向流，流速較小。斷面上的淡水輸運(yùn)量隨時(shí)間呈兩條帶狀分布，但都是低鹽水向南輸運(yùn)（圖8）。由此可見(jiàn)，導(dǎo)致澳大利亞西部海域的強(qiáng)蒸發(fā)中心與高鹽中心并不重合，高鹽中心比較偏南的主要原因是水平環(huán)流所致。南向流把斷面北部的低鹽水（相對(duì)斷面南部的鹽度而言）向南輸運(yùn)，使得強(qiáng)蒸發(fā)中心海域的鹽度降低，從而導(dǎo)致強(qiáng)蒸發(fā)中心與高鹽中心不重合，高鹽中心比較偏南。

圖8 D 斷面淡水輸運(yùn)量的經(jīng)度-時(shí)間分布（a）和年平均淡水輸運(yùn)量、經(jīng)向流速隨經(jīng)度的變化（b）Fig.8 Longitude-time distribution of freshwater transport (a) and the longitudinal variation of annual average freshwater transport and meridional velocity for Section D (b)

要揭示蘇門(mén)答臘島西部海域的強(qiáng)降水中心與低鹽中心不重合的機(jī)制需要2 條斷面來(lái)闡述，即C 斷面（圖2a）和E 斷面。由圖4 的C 斷面流速、鹽度差和淡水輸運(yùn)量的緯度-時(shí)間分布可見(jiàn)，C 斷面的赤道附近海域淡水輸運(yùn)量較大，是斷面西部的高鹽水向東輸運(yùn)。斷面東側(cè)赤道附近海域5 個(gè)經(jīng)度范圍內(nèi)表層鹽度的平均值比斷面上的鹽度低，而斷面的赤道附近海域大體是東向流，因此淡水輸運(yùn)表現(xiàn)為赤道西印度洋的高鹽水向東輸運(yùn)，導(dǎo)致蘇門(mén)答臘島西部海域的鹽度升高。E 斷面南側(cè)5 個(gè)緯度范圍內(nèi)表層鹽度的平均值大部分比斷面上的鹽度低，而斷面以南向流為主，年平均流速?gòu)臄嗝娴奈鞑肯驏|部逐漸減小，淡水輸運(yùn)量的分布也大體是從斷面的西部向東部逐漸減小，是高鹽水（相對(duì)斷面南部的鹽度而言）向南輸運(yùn)（圖9b），該輸運(yùn)主要出現(xiàn)在4-6 月（圖9a）。由此可見(jiàn)，導(dǎo)致蘇門(mén)答臘島西部海域的強(qiáng)降水中心與低鹽中心并不重合，低鹽中心比較偏南的主要原因也是水平環(huán)流所致。水平環(huán)流把赤道西印度洋的高鹽水向東輸運(yùn)，到達(dá)蘇門(mén)答臘島西部海域后向南輸送，然后轉(zhuǎn)向西南，從而導(dǎo)致蘇門(mén)答臘島西部海域的鹽度升高。而爪哇島西南部海域受其影響較小，仍然保留其低鹽的特性（爪哇島西南部海域受降水和印度尼西亞貫穿流攜帶來(lái)的低鹽水的共同影響，表層鹽度較低），從而導(dǎo)致低鹽中心比較偏南。

圖9 E 斷面淡水輸運(yùn)量的經(jīng)度-時(shí)間分布（a）和年平均淡水輸運(yùn)量、經(jīng)向流速隨經(jīng)度的變化（b）Fig.9 Longitude-time distribution of freshwater transport (a) and the longitudinal variation of annual average freshwater transport and meridional velocity (b) for Section E

6 孟加拉灣夏季表層鹽度較高的機(jī)制

孟加拉灣夏季的降水量遠(yuǎn)大于蒸發(fā)量，海表凈得到大量的淡水，但是表層鹽度沒(méi)有降低，反而升高了。本文選擇孟加拉灣灣口7.5°N 斷面（F 斷面，緯度為7.5°N，兩端的經(jīng)度為82.5°E 和91.5°E，見(jiàn)圖7）采用淡水輸運(yùn)量計(jì)算式（2）計(jì)算了通過(guò)F 斷面的表層淡水輸運(yùn)量，來(lái)分析出現(xiàn)上述現(xiàn)象的機(jī)制。式（2）中鹽度參考值S0為F 斷面北側(cè)5 個(gè)緯度范圍內(nèi)各月表層鹽度的平均值。由圖10 可見(jiàn)，F(xiàn) 斷面北側(cè)5 個(gè)緯度范圍內(nèi)表層鹽度的平均值比斷面上的鹽度低，而斷面上是北向流為主，斷面的中東部年平均流速較大，斷面上的淡水輸運(yùn)量隨時(shí)間呈帶狀分布，夏季大體是高鹽水向北（灣內(nèi)）輸運(yùn)，斷面的中東部年平均淡水輸運(yùn)量較大。

圖10 F 斷面淡水輸運(yùn)量的經(jīng)度-時(shí)間分布（a）和年平均淡水輸運(yùn)量、經(jīng)向流速隨經(jīng)度的變化（b）Fig.10 Longitude-time distribution of freshwater transport (a) and the longitudinal variation of annual average freshwater transport and meridional velocity (b) for Section F

從圖11 可見(jiàn)，孟加拉灣6-9 月的凈淡水通量（為了使圖看起來(lái)比較直觀，凈淡水通量乘以-1）和入海江河流量較大，得到大量淡水，本應(yīng)使灣內(nèi)表層鹽度降低，但結(jié)果卻相反。圖11b 顯示（為了使圖看起來(lái)比較直觀，淡水輸運(yùn)量乘以-1），夏季灣內(nèi)表層平均鹽度和灣口斷面淡水輸運(yùn)量（高鹽水向?yàn)硟?nèi)輸運(yùn)）都比較高。說(shuō)明夏季來(lái)自赤道西印度洋和阿拉伯海的高鹽水，在西南季風(fēng)環(huán)流的驅(qū)動(dòng)下，通過(guò)孟加拉灣灣口向?yàn)硟?nèi)輸運(yùn)，是導(dǎo)致孟加拉灣夏季表層鹽度較高的主要原因。

圖11 孟加拉灣月平均凈淡水通量、江河流量（a）和表層平均鹽度、F 斷面淡水輸運(yùn)量（b）的時(shí)間序列Fig.11 The time series of monthly average net freshwater flux,river discharge (a) and surface mean salinity in the Bay of Bengal and the freshwater transport for Section F (b)

7 結(jié)論

本文利用Argo 表層鹽度、OSCAR 海流等數(shù)據(jù)，采用鹽度收支方程的平流輸送項(xiàng)來(lái)闡述海洋平流輸送對(duì)熱帶印度洋表層鹽度的調(diào)整作用，利用淡水輸運(yùn)量計(jì)算公式來(lái)揭示6 條關(guān)鍵斷面海洋平流輸送對(duì)表層鹽度空間結(jié)構(gòu)的調(diào)整機(jī)制。結(jié)論如下：

（1）4 月平流輸送項(xiàng)的分布顯示，孟加拉灣的低鹽水從灣口的西部流出，并沿赤道北側(cè)一路西行，至索馬里半島東岸轉(zhuǎn)向東北，進(jìn)入阿拉伯海。

（2）研究海域3 條經(jīng)向斷面（A、B、C 斷面）淡水輸運(yùn)量的分析結(jié)果表明，西向的北赤道流把來(lái)自赤道東印度洋和孟加拉灣、安達(dá)曼海的低鹽水輸送到高鹽海域的赤道西印度洋和阿拉伯海，但只出現(xiàn)在1-4 月；東向的赤道逆流和赤道急流將來(lái)自阿拉伯海和赤道西印度洋的高鹽水輸送到低鹽海域的赤道東印度洋和孟加拉灣、安達(dá)曼海；西向的南赤道流及其南部的西南向流將來(lái)自爪哇島-蘇門(mén)答臘島西部海域的低鹽水向西及西南輸運(yùn)，導(dǎo)致赤道南印度洋的鹽度降低，起到了調(diào)整印度洋鹽度基本平衡的作用。

（3）赤道南印度洋的矩形海域（9.5°～15.5°S，66.5°～84.5°E）平均表層鹽度的年變化滯后緯向流速的年變化4 個(gè)月。

（4）經(jīng)向斷面淡水輸運(yùn)量的斷面平均結(jié)果表明，東印度洋90.5°E 斷面低鹽水自東向西輸運(yùn)量最大，西印度洋60.5°E 斷面次之，東印度洋90.5°E 斷面高鹽水自西向東輸運(yùn)量也較大。西印度洋60.5°E 斷面高鹽水自西向東輸運(yùn)量較小，印度洋中部77.5°E 斷面東西向輸運(yùn)量都較小。

（5）緯向斷面（D、E、F 斷面）淡水輸運(yùn)量的分析結(jié)果表明，水平環(huán)流把赤道西印度洋的高鹽水向東輸運(yùn)，到達(dá)蘇門(mén)答臘島西部海域后向南輸送，然后轉(zhuǎn)向西南，從而使蘇門(mén)答臘島西部海域的鹽度升高，導(dǎo)致該海域的強(qiáng)降水中心與低鹽中心并不重合，低鹽中心比較偏南。南向流把澳大利亞西部海域北部的低鹽水向南輸運(yùn)，使強(qiáng)蒸發(fā)中心海域的鹽度降低，從而導(dǎo)致強(qiáng)蒸發(fā)中心與高鹽中心不重合，高鹽中心比較偏南。研究結(jié)論進(jìn)一步印證了許金電和高璐[8]的定性分析結(jié)果。夏季來(lái)自赤道西印度洋和阿拉伯海的高鹽水，在西南季風(fēng)環(huán)流的驅(qū)動(dòng)下，通過(guò)孟加拉灣灣口向?yàn)硟?nèi)輸運(yùn)，是導(dǎo)致孟加拉灣夏季表層鹽度較高的主要原因。

致謝：感謝中國(guó)Argo 實(shí)時(shí)資料中心等單位提供Argo鹽度、OSCAR 海流、OAFlux 蒸發(fā)、TRMM 降水和江河流量等數(shù)據(jù)。感謝審稿專(zhuān)家對(duì)本文提出了合理、寶貴的意見(jiàn)和建議。