经向翻转环流是纬向平均意义下的海洋经圈环流, 它对海洋的物质输运和热量交换具有重要意义(Lumpkin et al, 2007; Talley, 2013)。热带-副热带海区的上层经向翻转环流(shallow meridional overturning circulation, SMOC)是指由风驱动的海洋上层经圈环流, 主要包括热带海区的上升流, 副热带海区的潜沉, 以及热带-副热带之间表层Ekman向极输运和次表层水体向赤道输运等过程(Schott et al, 2004)。SMOC不仅主导了热带-副热带上层海洋水体交换, 而且其变化调制着上层海洋热盐再分配, 对中低纬海洋-大气耦合系统有着重要影响(McPhaden et al, 2002; Lee, 2004; 郑佳喻等, 2018)。

区别于其他热带大洋的信风海洋, 热带印度洋是全球独特的季风海洋, 热带南印度洋常年盛行东南信风, 而热带北印度洋夏(冬)季受到西南(东北)季风控制。这种冬夏季风逆转导致年平均状态下赤道风场为弱西风, 缺乏持续的东风, 故赤道印度洋并无上升流(Schott et al, 2001; Schott et al, 2009)。因此, 在年平均意义下, 与近似赤道对称的太平洋和大西洋SMOC不同, 印度洋SMOC形成了赤道不对称的独特结构, 主要由跨赤道经圈环流(cross-equatorial cell, CEC)和南半球副热带经圈环流(southern subtropical cell, SSTC)构成。具体而言, 海表风场驱动下赤道两侧的大洋内区均为南向Ekman输运, 海水到达南印度洋副热带海区潜沉至次表层, 而后向北输运; 部分水体在热带西南印度洋温跃层脊区、爪哇与苏门答腊岛沿岸上升流区涌升至海面, 构成SSTC; 余下部分水体继续往北输运, 在北印度洋索马里、阿曼和印度半岛南端等沿岸海区上升, 构成CEC(McCreary Jr et al, 1993; Fischer et al, 1996; Haines et al, 1999; Schott et al, 2001; Miyama et al, 2003; Schott et al, 2004; Schott et al, 2009)。除SSTC与CEC外, 一系列的模式模拟和观测结果表明, 位于赤道附近约50 m以浅存在一个次级环流, 即赤道翻转流(equatorial roll)(Wacongne et al, 1996; Schott et al, 2002; Horri et al, 2013; Wang et al, 2017), 它是对跨赤道经向风的直接响应(Miyama et al, 2003)。

印度洋SMOC具有多时间尺度变率。首先, 在季节尺度上, 印度洋SMOC不仅自身存在较强的季节变化, 同时也是经向热输运季节变化的主要因子(Garternicht et al, 1997)。不同季节的印度洋表层海流、Ekman输运和海水上升区域均有所不同: 夏季风期间, 赤道两侧的Ekman输运向南, 索马里和阿曼沿岸海域以上升流为主; 冬季风期间, 赤道两侧的Ekman输运向北, 阿拉伯海则为海水潜沉区(Schott et al, 2002)。冬季与夏季也会呈现大致相反的经向翻转环流结构, 北印度洋夏季(冬季)沿逆(顺)时针方向转动(Garternicht et al, 1997; 胡瑞金等, 2007; Li et al, 2014; Han et al, 2020)。Lee等(1998)利用大洋环流模式对经向翻转环流进行动力分解, 得到与风场相关的Ekman分量可以解释大部分的环流季节变化。其次, 在年际尺度上, CEC与海面风应力的变化密切相关, 周期约为4 a(胡瑞金等, 2005; Hu et al, 2005)。Li等(2014)将印度洋SMOC分解为夏季风模态、冬季风模态和异常模态, 其中冬夏季风模态的环流强度与风应力异常的同期相关最为显著, 说明环流强度对风应力的响应非常迅速。Meng等(2020)研究则指出, 印度洋SMOC的年际变化是上层经向Ekman输运和地转流共同作用的结果, 在某些年份, 经向地转流也会起到主要贡献, CEC与SSTC在年际尺度上表现为负相关。此外, 厄尔尼诺-南方涛动(El Niño-Southern Oscillation, ENSO)对印度洋SMOC的分支也有重要影响。ENSO可以通过引起印度洋东南信风的异常变化, 从而调制赤道中东印度洋的经向Sverdrup输运(Horri et al, 2013), 也可以通过影响东南印度洋的风应力旋度异常, 强迫出西传的Rossby波, 从而影响西南印度洋的上升流和海表温度(Xie et al, 2002)。Ma等(2019)近期指出与SMOC密切相关的经向温度输运主要受到ENSO的调制, 具体表现为La Niña(El Niño)期间向南的温度输运较强(弱)。此外, 在年代际尺度上, SSTC在1992-2000年减弱, 2000-2006增强, SSTC的变化不仅是对南印度洋局地风场的响应, 还受到太平洋遥强迫的调制作用(Lee, 2004; Lee et al, 2008; Zhuang et al, 2013)。CEC在1979-1999年增强, 2001-2015年减弱(Meng et al, 2020)。在长期趋势上, Li等(2014)研究认为SMOC在近100 a来有增强趋势, Meng等(2020)对1958-2017年的分析也发现SSTC在1958-2017年有增强趋势, 但CEC保持相对稳定。在Schoenefeldt等(2006)的研究中, CEC在1950-1991年则有明显的减弱趋势。由太平洋和印度洋气候共同调控的SMOC的年代际变化影响了印度洋的三维热量分布, 进而影响了全球表面温度变暖速率, 是21世纪初全球变暖减缓的重要原因之一。(Lee et al, 2015; Liu et al, 2016; Li et al, 2018)

截止目前, 有关年际、年代际及更长时间尺度上印度洋SMOC的研究均主要是聚焦于年平均意义下SMOC的变化, 然而年循坏内SMOC存在的显著季节差异很有可能导致不同季节的贡献相互抵消, 致使年平均SMOC的结果较弱或不明显, 不能代表年循环内SMOC的特征。因此, 研究与比较印度洋SMOC的季节差异并探讨其可能原因是非常必要的。虽然前人已涉及并注意到印度洋SMOC季节尺度上的变化特征, 但主要是基于SMOC有关的某过程(如上升流、Ekman流等)的季节变化(Schott et al, 2002), 或是笼统地用冬夏季风反转来描述印度洋SMOC季节差异(Garternicht et al, 1997), 然而, 从季节尺度上系统分析SMOC整体环流的研究相对较少。此外, 由于数据和环流强度衡量方法的差异, 有关印度洋SMOC变化的研究仍存在不确定性, 例如, 印度洋CEC的减弱趋势在不同数据中存在较大争议(Schoenefeldt et al, 2006)。为此, 本文试图通过多套再分析数据产品来研究印度洋SMOC的季节变化, 进而探讨SMOC季节差异的可能原因。

1 资料与方法 1.1 资料

本文使用的主要数据有: (1)欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)提供的第4版海洋再分析数据(Ocean Reanalysis System 4, ORAS4; Balmaseda et al, 2013); (2)美国国家环境预报中心(National Centers for Environmental Prediction, NCEP)提供的全球海洋数据同化系统数据集(Global Ocean Data Assimilation System, GODAS; Behringer et al, 2004); (3)美国航空航天局(National Aeronautics and Space Administration, NASA)提供的全球海洋环流与气候预测数据集(Estimating the Circulation and Climate of the Ocean, Phase Ⅱ, ECCO2; Menemenlis et al, 2008); (4)德国汉堡大学发展的海洋环流和气候模式数据集(German partner of the ECCO effort, GECCO; Köhl et al, 2008), 它是ECCO-SIO(scripps institution of oceanography)的延伸, 通过同化更早的现场观测数据和卫星数据, 将数据的时间范围向前扩展; (5)马里兰大学开发的全球简单海洋数据同化系统2.2.4版数据集(simple ocean data assimilation, SODA 2.2.4; Giese et al, 2011); (6)马里兰大学开发的全球简单海洋数据同化系统3.4.2版数据集(Simple Ocean Data Assimilation, SODA 3.4.2; Carton et al, 2018), 虽其同属SODA系列, 但该版数据集与SODA 2.2.4版所用海洋模式和大气强迫场均不同, 故我们将这两个版本的数据集分别进行分析; (7)日本海洋与地球科技署(Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology, JAMSTEC)提供的全球大洋环流模式数据(OGCM for earth simulator, OFES; Sasaki et al, 2008)。上述7套数据集所用的海洋模式、分辨率以及本文所取用的研究时段详见表 1。

1.2 方法

经向翻转环流是一种经过纬向积分后简化的经向与垂向上的流动。本文利用经向翻转流函数(φ)来描绘经向翻转环流特征:

其中, v为经向海流速度, λ_W和λ_E分别为研究区域的西边界和东边界, h为积分深度。本文主要关注印度洋上层海洋环流, 所以选择从上往下积分。经向翻转流函数图中某个纬度和深度处的数值表示该纬度从海表到该深度的纬向积分流量, 当经向翻转流函数为正值时, 表示从表层到积分深度的整体经向体积输运量往北, 负值则表示往南。图 1所示为本文主要研究区域, 蓝色阴影区域为经向翻转流函数的积分区域。经向翻转流函数存在的充要条件是纬向方向上无源无汇, 本文中积分区域的西边界为陆地, 故仅需保证积分区域的东边界上纬向流速为零。因此, 我们选取143°E断面为积分区域的东边界, 它位于澳大利亚与巴布亚新几内亚之间, 其流量几乎为零, 即满足东边界近似达到无源无汇。但这种东边界选取的不足之处是: 受到印尼贯穿流(Indonesian Throughflow, ITF)的入流影响, 经向翻转流函数将会在8°S附近产生南北不连续的现象。

以往的研究也利用纬向积分的Ekman经向输运作为经向翻转环流强度的指标(McPhaden et al, 2002; Lee, 2004)。本文也同时计算了Ekman经向输运, 并验证与对比两种计算方法的结果。Ekman经向输运公式为

其中, τ_x为纬向风应力, ρ为海水密度, f为科氏力。Ekman经向输运的积分区域与经向翻转流函数积分区域相同。

2 印度洋SMOC季节循环特征

基于7套数据集合平均的结果, 图 2给出了时间平均状态下印度洋SMOC逐月演变过程。如图所示, 在年循环内, 印度洋SMOC空间结构存在显著的季节差异, 尤其是北印度洋上层经向翻转环流在冬、夏季节的输运方向完全相反。例如, 1月表层流往北输运, 次表层流往南输运(图 2a), 7月则恰好相反(图 2g)。这种季节逆转的环流变化特征直接导致北印度洋年平均下的上层翻转环流较弱(图 2m)。此外, 南印度洋上层经向翻转环流中心位置随季节南北移动, 其强度亦有明显变化, 例如, 8月环流中心较1月偏北, 且强度明显大于1月(图 2)。鉴于此, 我们将重点针对冬季(12—2月(DJF)平均值)和夏季(6—8月(JJA)平均值)印度洋SMOC结构特征及其季节差异进行探讨。

图 3是7套再分析数据及其集合平均的夏季印度洋SMOC环流结构。由图 3可知, 印度洋SMOC的夏季结构与年平均非常类似, 但其环流强度明显强于年平均。在夏季, 印度洋表层海水由北印度洋向南流入南印度洋, 到达约15°S后逐渐开始潜沉, 一部分潜沉的海水在0—10°S区域上升回到表层, 形成逆时针方向流动的SSTC。剩余的潜沉海水继续向北行进, 越过赤道在北印度洋上升, 构成逆时针方向流动的CEC。此外, 50 m以浅的赤道偏北侧还存在表层流往北, 表层以下往南的顺时针次级环流, 即赤道翻转流。在七套数据中, ORAS4、ECCO2、GECCO、SODA3.4.2和OFES数据均表现出大体一致的夏季印度洋SMOC环流结构; GODAS和SODA2.2.4数据的结果略有不同, 分别表现在赤道以南(0—8°S)和以北(0—10°N)存在下沉运动, 但CEC均于更北的区域上升回到海洋表层。值得注意的是, 印度洋SMOC在8°S附近存在明显的流量不连续现象(图 3), 这是由于ITF由此纬度进入印度洋, 贡献了大量向南流量。

基于7套再分析数据及其集合平均结果, 图 4给出了冬季平均的印度洋SMOC环流结构。与夏季相比, 冬季印度洋SMOC环流在各套数据中表现出一致性的空间结构。冬季风盛行期间, SSTC环流维持逆时针方向输运, 且其明显向南撤退; 10°S以南的南向表层流在20°S以南区域逐渐潜沉, 潜沉的海水在次表层往北输运过程中逐步上升。南印度洋经向翻转流函数中心较夏季偏深, 但强度明显弱于夏季。冬夏季节环流最大差异出现在CEC环流上: 冬季10°S以北的表层流转变为北向流, 跨越赤道在北印度洋潜沉, 随后次表层水向南输运, 形成顺时针方向流动的跨赤道环流(图 4)。此外, 300 m以深的北向流并未越过赤道, 而在赤道以南下沉并返回南印度洋, 因此, 7套数据均在0—10°S之间存在一个经向翻转流函数大值中心, 这与Lee等(1998)和胡瑞金等(2007)结论较为一致。与夏季赤道翻转流相比, 冬季平均的赤道翻转流位于赤道偏南侧, 表现为表层南向流, 表层以下为北向流的逆时针次级环流。

综上所述, 区别于其他大洋, 热带印度洋SMOC主要由SSTC和CEC两支环流组成, 且两者均具有显著的冬夏季节差异(图 5)。夏季, SSTC和CEC均为逆时针方向, 表层海水自北向南输运, 在南半球下沉后往北输运, 分别在0—10°S区间和北印度洋上升(图 5a)。冬季, SSTC维持逆时针输运方向, 但南撤且范围缩小; 10°S以北的CEC输运方向转变为顺时针方向, 10°S以北的表层流转为北向流, 并在北印度洋潜沉。SSTC和CEC潜沉后的海水在次表层向北和向南输运过程中相遇, 在10°S附近上升到海表(图 5b)。此外, 赤道翻转流夏(冬)季为表层流往北(往南), 次表层流往南(往北)的顺(逆)时针环流, 位于赤道北(南)侧。此外, 7套海洋再分析数据基本能够真实地模拟出印度洋SMOC的空间形态, 而各套资料之间的差异主要体现在模拟的SMOC环流强度上。通过7套数据及其集合平均对冬夏季节平均印度洋SMOC模拟的泰勒图(图略)可知: ECCO2、GECCO、OFES等数据所模拟的SMOC强度与MME的结果较为接近, 而GODAS模拟的夏季SMOC与MME结果的强度差异较为明显, ORAS4模拟的冬季SMOC与MME结果的强度差异较大。

3 印度洋SMOC冬夏季节结构的差异 3.1 强度与位置的冬夏对比

印度洋SMOC的强度和中心位置是定量描述其冬夏季节差异的重要指标。首先, 我们假设当某一纬度上纬向积分的经向速度与表层速度方向相反时所达到的深度为上层经向翻转环流表层流的最大深度, 同时该深度上的流函数值为环流的最大流量。以10°N为例, 其夏季表层流往南, 从海表往下若出现向北的流时, 则表示向南的表层流达到最大深度, 此深度对应的流函数值即为10°N的表层流最大流量。

依据上述方法, 图 6给出了印度洋SMOC最大流量及其对应深度的纬向分布。如图 6所示, 夏季南北印度洋表层流量均为负值, 表明表层流从北向南输运水体。我们取5°N附近的表层流量极值代表CEC的强度, 7套资料表征的强度范围为12.1×10⁶— 18.8×10⁶ m³/s, 集合平均值为14.1×10⁶ m³/s, 深度约80 m; 南印度洋表层流量最大值位于10°S附近, 其中心强度范围为24.7×10⁶—34.2×10⁶ m³/s, 平均值为29.3×10⁶ m³/s, 中心深度大约在70 m。需要注意的是, 南印度洋的表层流量既包括了SSTC的表层南向输运, 又含有CEC由北印度洋输运而来的表层水体信息, 因此, 我们取上述南印度洋表层流量最大值减去CEC的强度来表征SSTC的强度, SSTC环流强度范围为11.5×10⁶—19.9×10⁶ m³/s, 集合平均强度为15.2×10⁶ m³/s, 与CEC环流强度相当。相比于夏季, 冬季平均的CEC表层流流量表现为正值, 即表示表层流从南向北输运水体, 其最大流量出现在3°N附近, 流量值范围为13.4×10⁶—18.9×10⁶ m³/s, 平均流量为15.4×10⁶ m³/s, 与夏季强度相当, 深度较夏季稍浅, 约为60 m; 南印度洋表层流量最大值向南移动到22°S附近, 而北印度洋CEC表层流已转为向北输运, 此时南印度洋表层流仅为SSTC表层流所贡献。因此, 南印度洋的表层最大流量大大减小, 流量值范围为9.4×10⁶—15.3×10⁶ m³/s, 平均流量为11.6×10⁶ m³/s较夏季SSTC强度有所减弱, 但中心深度加深到170 m左右。需要说明的是, 冬季0—10°S区域从表层到400 m均为一致的北向流速, 流量极值中心在400 m以下, 与周围存在较大差异, 且该范围内向北输运的水体未全部越过赤道(图 4), 其流量极值不能表示CEC的强度, 因此本文暂不考虑该区域冬季表层流量问题。7套数据的标准差结果说明, 各套数据对夏冬季节表层最大流量的模拟基本达到共识, 对夏季表层流深度的模拟也较为接近, 但是冬季表层流深度的描述却存在较大不确定性。

3.2 可能原因

以往研究曾利用Ekman经向输运来表征上层经向翻转环流的强度(McPhaden et al, 2002; Lee, 2004), 因此我们计算了印度洋Ekman经向输运, 对比研究基于不同方法得到的经向翻转环流输运量。赤道地区科氏力趋于零, 故Ekman经向输运未对赤道地区(5°S—5°N)进行计算。图 7所示的是基于SODA3.4.2的冬夏季节Ekman输运量与经向翻转流函数得到的流量对比结果。冬夏季节经向流函数输运量与Ekman经向输运量的纬向分布趋势相似; 除夏季北印度洋外, 经向流函数输运量与Ekman经向输运量值也非常接近, 这说明印度洋SMOC主要受到风生环流的调制。夏季北印度洋Ekman输运量明显大于经向流函数输运量, 尤其是北印度洋5°—10°N地区, 这主要是由于该地区存在较强的北向西边界流, 抵消了部分南向表层流, 进而导致经向流函数输运量显著小于Ekman输运量。若经向流函数值中减去西边界流的流量, 其值与Ekman输运量的差异将大大减小(图略)。此外, 基于OFES资料的经向Ekman输运量结果也与SODA3.4.2类似。

为进一步探究冬夏季风环流对印度洋SMOC季节差异的影响, 基于SODA3.4.2我们分析了冬夏季节平均的风应力场与Ekman输运散度及其差异(图 8)。如图 8所示, 夏季风盛行时, 南印度洋盛行东南信风, 范围可达赤道附近, Ekman输运往南。10°S以南Ekman输运散度均为负值, 即表层海水在该区域内辐合下沉, 而0—10°S区域的Ekman输运正散度则对应表层海水辐散上升, 即形成了逆时针流动的SSTC环流(图 8a); 此时, 北印度洋盛行西南季风, 除了阿拉伯海南部反气旋式环流引起的海水辐合下沉外, 北印度洋大部分地区表现为海水辐散上升, 与南印度洋的下沉运动共同构成了逆时针输运的CEC环流(图 8a)。冬季风期间, 南印度洋东南信风的北边缘向南撤退到约15°S, 且风速减弱, Ekman输运辐合区也相应地向南偏移, 强度亦弱于夏季平均, 0—15°S区域内气旋式环流使得该海域表层海水辐散, 引起上升运动。北印度洋风场转变为东北风, Ekman输运转变为北向输运, 大部分地区Ekman输运散度为负值, 即表层海水辐合下沉, 形成顺时针输运的冬季CEC环流(图 8b)。总体而言, 冬夏季节的Ekman输运散度空间分布恰好对应于海水垂直运动位置, 并与经向翻转流函数描述的海水垂直运动位置有较好的匹配关系, 进一步说明印度洋季风环流场对印度洋SMOC的重要作用。此外, 由于赤道翻转流是对经向风的直接响应(Miyama et al, 2003), 夏季赤道附近为偏南风, 冬季为偏北风, 因此赤道翻转流也反映出相反的环流结构, 即夏季为顺时针方向转动, 冬季为逆时针方向转动, 同时其冬夏季节的位置亦受到赤道风场的调控。综上所述, 印度洋SMOC冬夏季节的结构差异显著, 主要是由风生环流主导。CEC环流输运方向在冬夏季节的反转主要由冬夏季节大气环流的转向(东北季风转为西南季风)导致; 南印度洋常年盛行东南信风, 虽能维持冬夏季节SSTC环流输运方向不变, 但其位置和强度却差异显著, 这主要是南印度洋东南信风位置季节偏移和强度季节变化的结果。

4 结论

基于7套海洋再分析数据集, 本文主要研究了印度洋SMOC季节循环特征, 并重点探讨其冬夏季节差异和可能原因。主要得到以下两点结论:

(1) 印度洋SMOC由SSTC和CEC构成, 在年循环内存在显著的冬夏季节差异。具体而言, SSTC在冬夏季节均为逆时针方向转动结构, 具体表现为向南的表层流和向北的次表层流, 以及南部的下沉支和北部的上升支, 其中SSTC在夏、冬季的平均强度分别为15.2×10⁶ m³/s和11.6×10⁶ m³/s, 而冬季SSTC环流中心的位置较夏季偏南和偏深。CEC在冬夏季节呈现相反的环流结构: 夏季CEC呈逆时针方向流动, 表层流自北向南输运至南印度洋, 与SSTC表层流混合, 在南印度洋潜沉后, 通过次表层于北印度洋上升, 平均强度为14.1×10⁶ m³/s; 冬季CEC则位于10°S以北, 为顺时针方向流动, 表层流向北输运, 在北印度洋逐渐潜沉, 随后向南输运, 平均强度为15.4×10⁶ m³/s。冬夏季节CEC的强度相当, 环流中心位置亦接近。

(2) 经向翻转流函数输运量与Ekman经向输运量的纬向分布相似且量值相近, Ekman输运的散度分布也与流函数中体现的海水垂直运动位置有较好的对应关系, 说明印度洋SMOC主要受风生环流控制。北印度洋从夏季到冬季由西南季风转向为东北季风是造成CEC环流冬夏季节反转的主要原因, 而南印度洋东南信风位置的季节偏移和强度的季节变化主导了SSTC的季节差异。

已有研究表明, ITF进入印度洋后, 大部分沿着南赤道流到达印度洋西边界, 并最终流出印度洋(Zhang et al, 2019), 但粒子追踪试验结果显示ITF部分水体可以抵达北印度洋, 能成为CEC的水体来源之一(Haines et al, 1999; Miyama et al, 2003)。因此, ITF对SMOC环流结构与强度的相对贡献还有待进一步研究。Han等(2020)利用赫姆霍兹分解方法将经向速度场分解为辐散场和有旋场, 从而得到无辐散的经向翻转流函数, 一定程度上避免了ITF和厄加勒斯流作为印度洋源汇对经向翻转环流的影响。我们还注意到冬季SSTC的环流中心可以加深到170 m(图 6b), 但实际上南印度洋内区整体南向输运主要位于上层50 m, 这可能与印度洋西侧的莫桑比克海峡强的南向输运有关。此外, 即使是在北印度洋, 上层经向翻转流函数也未必完全闭合, 表层海水的补偿流可能影响到深层环流, 因此, 印度洋上层与深层经向翻转环流之间是否在一定程度上存在相互作用值得进一步研究。