海洋水平環(huán)流輸送對印度洋表層鹽度的調整機制

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 海洋動力學研究室，福建 廈門 361005；2.福建省海洋物理與地質過程重點實驗室，福建廈門 361005；3.國家海洋局海口海洋環(huán)境監(jiān)測中心站，海南 ?？?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。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、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發(fā)利用和大尺度海洋學、氣象學和氣候研究的熱點區(qū)域之一。已有的研究表明，印度洋的表層環(huán)流對表層鹽度的空間結構和季節(jié)變化有比較重要的影響，印度洋表層鹽度的變化會通過影響表層海水密度、鹽度層結、障礙層、熱力及動力結構的變化，對海洋水循環(huán)和海-氣相互作用起比較重要的調整作用[1]。此外，鹽度也是影響海洋生物生存環(huán)境和初級生產力的主要環(huán)境決定因子[2]。東印度洋是東亞季風水汽輸送的重要源頭，其表層鹽度的改變會導致東印度洋的熱力及熱鹽環(huán)流發(fā)生相應的改變，并通過海-氣相互作用對我國的季風、臺風等天氣和氣候變化產生影響。因此，深入研究海洋表層水平環(huán)流（簡稱海洋平流）輸送對印度洋表層鹽度的調整機制，對提高我國的海洋環(huán)境預報和防災減災能力建設具有一定的科學和實際意義。

關于海洋平流輸送對印度洋局部海域混合層（指密度混合層，簡稱混合層）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，強調了水平環(huán)流和海-氣淡水通量對于表層鹽度的重要性。但該文僅對北印度洋4 個季節(jié)平流輸送項的分布、變化進行簡單的描述，缺乏深入探討海洋水平環(huán)流輸送對北印度洋表層鹽度的調整機制。Zhang 和Du[4]基于混合坐標海洋模型（Hybrid Coordinate Ocean Model，HYCOM）數據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。結果表明，水平環(huán)流能夠很好地解釋兩個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的平面分布，但其關注的重點是兩個研究海域鹽度收支方程中的區(qū)域平均凈淡水通量項、平流輸送項的季節(jié)變化，并探討這兩項對兩個研究海域混合層鹽度季節(jié)變化的貢獻。Zhang 等[5]利用衛(wèi)星觀測、歷史數據和數據同化產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-氣淡水強迫、水平環(huán)流、厄爾尼諾（拉尼娜）等對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)時間尺度上是如何相關聯的，給出了?？寺搅骱偷剞D平流對近表層鹽度變化的貢獻，但未討論海洋平流對近表層鹽度的調整機制。杜巖等[7]采用Argo 鹽度及降水、蒸發(fā)、海面高度等數據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)流和氣候變化的關系，認為海洋環(huán)流動力過程在大部分海域調整了海洋表層鹽度的空間結構，并影響了海洋表層鹽度的低頻變率。

已有的研究主要通過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，以及使用長時間序列資料探討影響海洋表層鹽度長期變化的因素，存在一些不足：（1）研究海域以北印度洋和局部海域居多，整個熱帶印度洋的研究較少；（2）鹽度季節(jié)變化機制的研究僅限于使用鹽度收支方程，而斷面的淡水輸運量能更直觀地揭示研究海域鹽度變異的機制；（3）未見詳細刻畫海洋平流輸送對印度洋表層鹽度調整作用的報道。

假如印度洋沒有平流輸運，受蒸發(fā)、降水的影響，高鹽海域的鹽度將越來越高，低鹽海域的鹽度將越來越低。但事實并非如此，可見海洋平流輸送對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整表層高鹽海域和低鹽海域的鹽度是本文關注的重點。

此外，許金電和高璐[8]指出，孟加拉灣夏季的降水量遠大于蒸發(fā)量，海表凈得到大量的淡水，但是表層鹽度沒有降低，反而升高了；爪哇島-蘇門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?。┲睾希啕}中心也比較偏南。出現這些現象可能也是海洋平流輸送引起的，海洋平流動力過程在印度洋局部海域如何調整表層鹽度的空間結構也是本文關注的焦點。

因此，本文擬利用Argo 表層鹽度、OSCAR（Ocean Surface Current Analyses-Realtime）海流等數據，采用鹽度收支方程的平流輸送項來闡述平流輸送對熱帶印度洋表層鹽度的調整作用，使用淡水輸運量計算公式揭示6 條關鍵斷面海洋平流輸送對表層鹽度空間結構的調整機制，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)境的研究提供科學依據。6 條關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）東西向淡水輸運的3 條經向斷面；用于探討強降水（強蒸發(fā)）中心與低鹽（高鹽）中心不重合機制的2 條緯向斷面（蘇門答臘島西部海域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、淡水輸運量等的季節(jié)變化按照北半球4 個季節(jié)進行闡述。

2 數據與方法

2.1 數據

本文采用的Argo 資料來自中國Argo 實時資料中心（http://www.argo.org.cn），是經過處理的月平均格點溫鹽數據。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國家海洋大氣管理局（NOAA）提供，是利用衛(wèi)星高度計資料和QuikSCAT 風場資料反演得到，包括地轉流及?？寺鞒煞郑╤ttp://www.oscar.noaa.gov/datadisplay/osc ar_datadownload.php）。該數據空間分辨率為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據（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據（http://precip.gsfc.nasa.gov/），其空間分辨率為0.25°×0.25°。

本文采用的上述數據的時間跨度為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[9]，在忽略水平擴散的情況下，可以表示為

式中，S為混合層平均鹽度；t為時間；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（誤差項）；H函數[10]為階躍函數：Wh+dh/dt≤0 時，H取0；Wh+dh/dt＞0 時，H取Wh+dh/dt。式（1）左邊是鹽度時間變化項（傾向項），右邊第1 項至第3 項分別是凈淡水通量項、平流輸送項和垂向卷夾項。本文只采用了平流輸送項。

淡水輸運量采用式（2）進行計算（參照文獻[11]）。

式中，FW為斷面上的淡水輸運量（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為垂向網格單元的面積（單位：m2）。計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

在開展本文的研究之前，首先簡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氣候，冬季盛行東北季風，夏季盛行西南季風。印度洋約10°S 以北受熱帶季風影響形成明顯的季風環(huán)流[12-13]。10°S 以南氣候相對比較穩(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、西南季風漂流、南印度洋流等。此外，印度洋的東（西）邊界出現東（西）邊界流，如索馬里流、南爪哇流、莫桑比克流、東馬達加斯加流等。

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、安達曼海受強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)量遠大于年降水量，海表凈損失大量的淡水，受其影響以及來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，年降水量遠小于年蒸發(fā)量，海表失去大量的淡水，導致表層鹽度較高。

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 平流輸送對熱帶印度洋表層鹽度的調整

4.1 熱帶印度洋平流輸送項的分布特征

利用多年平均的表層Argo 鹽度、OSCAR 海流數據，采用式（1）的平流輸送項計算了各月的鹽度平流輸送項（圖2），由于本文主要關注較大的平流輸送項，因此平流輸送項的絕對值小于0.05 月-1的值未顯示。由圖可見，1 月西向的北赤道流把來自蘇門答臘島西部海域和孟加拉灣、安達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為負值（也就是說在不考慮凈淡水通量項和垂直卷夾項時，平流輸送使該海域的鹽度降低了，后同）。孟加拉灣東部、北部和安達曼海受江河注入的低鹽水的影響，平流輸送項為負值。赤道東印度洋的高鹽水（相對孟加拉灣低鹽水而言）進入孟加拉灣，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，使赤道南側的平流輸送項為正值（也就是說在不考慮凈淡水通量項和垂直卷夾項時，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-蘇門答臘島西部海域的低鹽水向西及西南輸運，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 月平流輸送項的平面分布和淡水輸運量的計算斷面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）的季風轉換期，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，至蘇門答臘島西部海域后，一支向東北進入孟加拉灣和安達曼海，另一支轉向西南，使途經海域的鹽度升高。孟加拉灣、安達曼海的反氣旋式環(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，并沿赤道北側一路西行，至索馬里半島東岸轉向東北，進入阿拉伯海。西向的南赤道流及其南部的西南向流將爪哇島-蘇門答臘島西部海域的低鹽水向西及西南輸運，導致赤道南印度洋的鹽度降低。

7 月是北印度洋西南季風的強盛期，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，在西南季風環(huán)流的作用下，從東部海域流出阿拉伯海，進入北赤道海域，并一路東行，主體從孟加拉灣灣口西部入侵孟加拉灣，在灣內向東部輸運，可達安達曼海；另一支從印度半島南部向東南輸送，可達蘇門答臘島西部海域。爪哇島-蘇門答臘島西南部海域受來自安達曼海的低鹽水和西向的印尼貫穿流帶來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，導致部分海域鹽度升高。

與4 月類似，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。孟加拉灣的流場大體是東北向和西北向流，使灣內的鹽度升高。赤道南印度洋鹽度降低的原因也與4 月相似。

由此可見，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、安達曼海；將赤道東印度洋和孟加拉灣、安達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系

從圖1 可見，赤道南印度洋的西向低鹽水舌的年內變化比較明顯，1 月、4 月向西擴展較顯著，可達馬達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-蘇門答臘島西部海域的低鹽水向西輸運，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變化與西向的南赤道流的強弱是否有關？本文在赤道南印度洋選取一個矩形海域（9.5°～15.5°S，66.5°～84.5°E，見圖1a 的藍色矩形框），計算2004 年1 月至2015 年12 月共144 個月該矩形海域每月的平均表層鹽度和緯向流速，來探討赤道南印度洋表層鹽度與南赤道流的關系。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，矩形海域平均表層鹽度和緯向流速的時間序列大體呈反相的關系，即西向流（流速為負值）比較大時鹽度反而比較高，西向流比較小時鹽度反而比較低，這顯然是不對的。超前滯后相關分析顯示，矩形海域平均表層鹽度S的年變化滯后緯向流速U約4 個月時相關系數R=0.75（R0.01=0.217，R＞R0.01，在99%的置信水平上是顯著的）最大，說明平均表層鹽度的年變化滯后緯向流速的年變化4 個月。經計算，西向的南赤道流將爪哇島-蘇門答臘島西部海域的低鹽水向西輸運，4 個月大約可以運移13 個經度的距離。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 個月。

圖3 赤道南印度洋矩形海域平均表層鹽度、緯向流速時間序列（a）和超前滯后相關系數（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 條經向斷面淡水輸運量的緯度-時間分布

為了更好更直觀地探討平流輸送對表層鹽度的調整作用，選取3 條關鍵斷面（圖2a）采用淡水輸運量計算式（2）計算了通過3 條斷面的表層淡水輸運量來進行分析討論。A 斷面（經度為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；B 斷面（經度為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；C 斷面（經度為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。參考張玉紅等[15]和宣莉莉等[16]的做法，為了使斷面東側的鹽度能更好地代表東側水體的鹽度特征，式（2）中鹽度參考值S0為斷面東側5 個經度范圍內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）和淡水輸運量的緯度-時間分布。由圖可見，6-9 月A 斷面北部（位于阿拉伯海）的淡水輸運量為正值，即該海域有低鹽水從西向東輸運，使該海域的鹽度降低。西南季風引起的索馬里急流將赤道西印度洋的低鹽水（相對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，西向的北赤道強流把A 斷面東部的低鹽水向西輸送（淡水輸運量為正值），使該海域的鹽度降低。季風轉換期（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（淡水輸運量為負值），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）和淡水輸運量的緯度-時間分布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，赤道海域淡水輸運量的分布與A 斷面類似，但量值較大。5°～20°S 海域，由于鹽度差（S0-S）較小，導致淡水輸運量較小。

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 月的淡水輸運量為正值，即低鹽水從東向西輸運；6-9 月的淡水輸運量為負值，高鹽水從西向東輸運。3-5 月和7-12 月赤道海域的淡水輸運量為負值，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，淡水輸運量較小。

實際上，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）的大小及正負決定了淡水輸運量的大小及正負。

本文采用的表層Argo 鹽度數據是Argo 剖面浮標觀測資料網格化后的多年平均結果，OSCAR 表層海流數據是利用衛(wèi)星高度計資料和風場資料反演得到的多年平均結果。盡管這兩種數據與真實的觀測數據以及這兩種數據的匹配存在一定的誤差，使鹽度平流輸送項和淡水輸運量在個別海域出現一定的偏差，但本文采用的表層Argo 鹽度、OSCAR 表層海流數據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，未給出不同來源的表層鹽度、海流數據比對圖），且這兩種數據已經被廣泛應用于海洋學的研究。鑒于本文研究的重點是平流輸送對印度洋表層鹽度的調整機制，上述誤差的存在基本不影響最終研究結論?？梢姳疚牟捎玫臄祿陀嬎憬Y果用于探討平流輸送對印度洋表層鹽度的調整機制是可行的。

本文采用的OSCAR 表層海流數據是多年的各月平均數據，盡管表層海流數據包含年際信號以及渦旋等中尺度過程引起的脈動[17]，且表層海流數據包括埃克曼平流和地轉平流，但本文關注的是氣候態(tài)平均流場的季節(jié)變化。張玉紅等[18]認為擾動項是小量；Da-Allada 等[10]的計算結果顯示，水平擴散項是小量；Dong等[19]給出了由渦旋運移引起的印度洋淡水輸運量，其量值為-0.2×106m3/s～0.2×106m3/s，經多年月平均后也是小量。可見本文采用的氣候態(tài)平均流場數據用于探討平流輸送對印度洋表層鹽度的調整機制是可行的。

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

圖5 A、B、C 斷面的年平均淡水輸運量、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

經進一步統(tǒng)計（圖6），C 斷面淡水輸運量正值的年平均值（12 個月正值的和除以12，再除以斷面數據點總數）最大，為894.71 m3/s，也就是說C 斷面低鹽水自東向西輸運量最大。A 斷面淡水輸運量正值（低鹽水自東向西輸運）的年平均值次之，為834.29 m3/s。C 斷面淡水輸運量負值的年平均值為799.03 m3/s，也就是說C 斷面高鹽水自西向東輸運量也較大。A 斷面淡水輸運量負值的年平均值較小，因為高鹽水自西向東輸運大體只出現在赤道海域和阿拉伯海南部。B 斷面淡水輸運量負值和正值的年平均值都較小，這是由于淡水輸運量較大的海域只出現在赤道海域，赤道以南因鹽度差較小導致淡水輸運量較小。

圖6 A、B、C 斷面淡水輸運量正值和負值的年平均值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自赤道東印度洋和孟加拉灣、安達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，但只出現在1-4 月；東向的赤道逆流和赤道急流將來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、安達曼海；西向的南赤道流及其南部的西南向流將來自爪哇島-蘇門答臘島西部海域的低鹽水向西及西南輸運，導致赤道南印度洋的鹽度降低，起到了調整印度洋鹽度基本平衡的作用。

5 強降水（強蒸發(fā)）中心與低鹽（高鹽）中心不重合的機制

從圖7 中可以看出，蘇門答臘島西部海域的強降水中心（年降水量遠大于年蒸發(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蒸發(fā)中心（年蒸發(fā)量遠大于年降水量）與高鹽中心并不重合，高鹽中心也比較偏南。本文選擇2 條關鍵斷面（圖7 中的D、E 斷面）采用淡水輸運量計算式（2）計算了通過2 條斷面的表層淡水輸運量，來分析出現上述現象的機制。D 斷面（緯度為22.5°S，兩端的經度為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。E 斷面（緯度為5.5°S，兩端的經度為85.5°E 和100.5°E）用于分析蘇門答臘島西部海域南北向的淡水輸運；式（2）中鹽度參考值S0為斷面南側5 個緯度范圍內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量的計算斷面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5 個緯度范圍內表層鹽度的平均值（S0）比斷面上的鹽度（S）高，而斷面上是南向流，流速較小。斷面上的淡水輸運量隨時間呈兩條帶狀分布，但都是低鹽水向南輸運（圖8）。由此可見，導致澳大利亞西部海域的強蒸發(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（相對斷面南部的鹽度而言）向南輸運，使得強蒸發(fā)中心海域的鹽度降低，從而導致強蒸發(fā)中心與高鹽中心不重合，高鹽中心比較偏南。

圖8 D 斷面淡水輸運量的經度-時間分布（a）和年平均淡水輸運量、經向流速隨經度的變化（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)

要揭示蘇門答臘島西部海域的強降水中心與低鹽中心不重合的機制需要2 條斷面來闡述，即C 斷面（圖2a）和E 斷面。由圖4 的C 斷面流速、鹽度差和淡水輸運量的緯度-時間分布可見，C 斷面的赤道附近海域淡水輸運量較大，是斷面西部的高鹽水向東輸運。斷面東側赤道附近海域5 個經度范圍內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，因此淡水輸運表現為赤道西印度洋的高鹽水向東輸運，導致蘇門答臘島西部海域的鹽度升高。E 斷面南側5 個緯度范圍內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，年平均流速從斷面的西部向東部逐漸減小，淡水輸運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（相對斷面南部的鹽度而言）向南輸運（圖9b），該輸運主要出現在4-6 月（圖9a）。由此可見，導致蘇門答臘島西部海域的強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，到達蘇門答臘島西部海域后向南輸送，然后轉向西南，從而導致蘇門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的低鹽水的共同影響，表層鹽度較低），從而導致低鹽中心比較偏南。

圖9 E 斷面淡水輸運量的經度-時間分布（a）和年平均淡水輸運量、經向流速隨經度的變化（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制

孟加拉灣夏季的降水量遠大于蒸發(fā)量，海表凈得到大量的淡水，但是表層鹽度沒有降低，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，兩端的經度為82.5°E 和91.5°E，見圖7）采用淡水輸運量計算式（2）計算了通過F 斷面的表層淡水輸運量，來分析出現上述現象的機制。式（2）中鹽度參考值S0為F 斷面北側5 個緯度范圍內各月表層鹽度的平均值。由圖10 可見，F 斷面北側5 個緯度范圍內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，斷面上的淡水輸運量隨時間呈帶狀分布，夏季大體是高鹽水向北（灣內）輸運，斷面的中東部年平均淡水輸運量較大。

圖10 F 斷面淡水輸運量的經度-時間分布（a）和年平均淡水輸運量、經向流速隨經度的變化（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，孟加拉灣6-9 月的凈淡水通量（為了使圖看起來比較直觀，凈淡水通量乘以-1）和入海江河流量較大，得到大量淡水，本應使灣內表層鹽度降低，但結果卻相反。圖11b 顯示（為了使圖看起來比較直觀，淡水輸運量乘以-1），夏季灣內表層平均鹽度和灣口斷面淡水輸運量（高鹽水向灣內輸運）都比較高。說明夏季來自赤道西印度洋和阿拉伯海的高鹽水，在西南季風環(huán)流的驅動下，通過孟加拉灣灣口向灣內輸運，是導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 斷面淡水輸運量（b）的時間序列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 結論

本文利用Argo 表層鹽度、OSCAR 海流等數據，采用鹽度收支方程的平流輸送項來闡述海洋平流輸送對熱帶印度洋表層鹽度的調整作用，利用淡水輸運量計算公式來揭示6 條關鍵斷面海洋平流輸送對表層鹽度空間結構的調整機制。結論如下：

（1）4 月平流輸送項的分布顯示，孟加拉灣的低鹽水從灣口的西部流出，并沿赤道北側一路西行，至索馬里半島東岸轉向東北，進入阿拉伯海。

（2）研究海域3 條經向斷面（A、B、C 斷面）淡水輸運量的分析結果表明，西向的北赤道流把來自赤道東印度洋和孟加拉灣、安達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，但只出現在1-4 月；東向的赤道逆流和赤道急流將來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、安達曼海；西向的南赤道流及其南部的西南向流將來自爪哇島-蘇門答臘島西部海域的低鹽水向西及西南輸運，導致赤道南印度洋的鹽度降低，起到了調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 個月。

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

（5）緯向斷面（D、E、F 斷面）淡水輸運量的分析結果表明，水平環(huán)流把赤道西印度洋的高鹽水向東輸運，到達蘇門答臘島西部海域后向南輸送，然后轉向西南，從而使蘇門答臘島西部海域的鹽度升高，導致該海域的強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，使強蒸發(fā)中心海域的鹽度降低，從而導致強蒸發(fā)中心與高鹽中心不重合，高鹽中心比較偏南。研究結論進一步印證了許金電和高璐[8]的定性分析結果。夏季來自赤道西印度洋和阿拉伯海的高鹽水，在西南季風環(huán)流的驅動下，通過孟加拉灣灣口向灣內輸運，是導致孟加拉灣夏季表層鹽度較高的主要原因。

致謝：感謝中國Argo 實時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據。感謝審稿專家對本文提出了合理、寶貴的意見和建議。