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Journal of Tropical Oceanography >

2024 , Vol. 43 >Issue 4: 57 - 67

DOI: https://doi.org/10.11978/2023096

Marine Hydrology

Ocean stratification in the Indonesian-Australian basin and its influencing factors

  • LIN Guihuan , 1, 2 ,
  • YAN Youfang , 1 ,
  • LIU Ying 1, 2
Expand
  • 1. State Key Laboratory of Tropical Marine Environment, South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China
  • 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
YAN Youfang. email:

Copy editor: SUN Cuici

Received date: 2023-07-12

  Revised date: 2023-08-15

  Online published: 2023-10-10

Supported by

Special Project on Strategic Pioneering Science and Technology of Chinese Academy of Sciences(XDB42010000)

National Natural Science Foundation of China(42276023)

Coupled Initialization of Earth System Model of Chinese Academy of Sciences(ZDBS-LY-DQC010)

Fold

Abstract

Based on ocean reanalysis system version 5 (ORAS5) and ECMWF reanalysis v5 (ERA5) data, the strength of oceanic stratification and its influencing factors in the Indonesian-Australian basin and its surrounding waters are revealed by using the buoyancy frequency of mixed layer bottom to characterize the oceanic stratification intensity. The results show that the oceanic stratification in this basin is stronger in the north and weaker in the south spatially, while stronger in the boreal spring and weaker in autumn temporally. The analysis of the factors influencing the changes of mixed layer temperature and mixed layer salinity in the basin highlights the significant contributions of surface flux and ocean advection. Particularly, zonal advection associated with the Indonesian Throughflow plays a crucial role in pycnocline stratification by affecting the density structure of the subsurface. Further analysis of the influence of the Indonesian Throughflow on the oceanic stratification in the basin indicates close relationships between the throughflow and thermohaline anomalies above and below the mixed layer interface of the basin; the salinity anomalies affect the seasonal variations in the oceanic stratification by influencing the vertical density gradient.

Key words： ocean stratification; Indonesia-Australia basin; temperature; salinity; sea surface flux; sea advection; Indonesian Throughflow

Cite this article

LIN Guihuan , YAN Youfang , LIU Ying . Ocean stratification in the Indonesian-Australian basin and its influencing factors[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2024 , 43(4) : 57 -67 . DOI: 10.11978/2023096

位于东南印度洋的小巽他群岛和澳大利亚西北部之间(100°E—120°E, 10°S—20°S)的印度尼西亚—澳大利亚盆地(Indonesia Australia Basin, IAB)是多支海洋环流汇合和发源的海域, 具有复杂的水文特征(Domingues et al, 2007; Atmadipoera et al, 2009)。此外, 该海域还受到印度洋季风和太平洋沃克环流等的影响, 其上层海洋的温度、盐度和密度表现出复杂的时空演变特性(Du et al, 2023)。海洋层结恰好反映了由于温度和盐度不均匀变化引起的密度在垂直方向上的异常; 该海盆温盐变化及由其引起海洋层结的变化对海洋环流产生重要影响或响应(Feng et al, 2015)。一方面, 印尼贯穿流(Indonesia Throughflow, ITF)水体的输入会改变该海盆的温度(Feng et al, 2015)和盐度(Zhang et al, 2016), 进而影响其垂直稳定性(Feng et al, 2002); 另一方面, 印尼贯穿流输入的水体先流经印度尼西亚—澳大利亚盆地再进入印度洋(Song et al, 2004; Phillips et al, 2021), 已有研究表明该海盆内斜压结构(Zhou et al, 2008)和海气界面输入的浮力通量和动量(Kido et al, 2017) 可以对海洋内部的流速进行调整(Yamaguchi et al, 2019a, b), 进而决定了实际上进入到印度洋内部的印尼贯穿流水体的总量(Andersson et al, 2005; Hu et al, 2017)。印尼贯穿流作为太平洋和印度洋在低纬度唯一的海洋通道(Gordon, 2005), 其流速(通量)的变化对两个大洋的物质和热量交换具有重要意义(Sprintall et al, 1999; Wijffels et al, 2008; Feng et al, 2018), 但目前关于印尼贯穿流的研究大多关注其通量的多尺度变化以及其在东南印度洋引起的海洋上层温度和盐度收支异常(Du et al, 2015; Zhang et al, 2016; Hu et al, 2016; Huang et al, 2020; Guo et al, 2021), 还缺乏从海洋层结的角度评估其与东南印度洋的关系。
尽管目前有关东南印度洋海洋层结变化及其与印尼贯穿流关系的研究非常有限, 近年来已经有众多关于全球海洋层结演变及其对海洋环流异常变化的影响和响应的研究(Hu et al, 2019a)。这些研究表明, 随着全球变暖, 上层海洋的垂向分层呈现明显增强趋势(Capotondi et al, 2012; Li et al, 2020; Sallée et al, 2021), 该趋势与表层海洋增暖引起的海水垂向密度梯度的增强密切相关(Peng et al, 2022)。值得关注的是, 增强的层结抑制了上下层海水之间的物质和能量交换(Kido et al, 2017), 对海洋环境产生不可忽视的影响。例如, 层结的增强将减弱海洋夹卷过程, 导致上层海洋初级生产力大幅降低(Capotondi et al, 2012); 此外, 增强的海洋层结还会影响海水通风过程, 促使模态水的生成深度变浅、体积减小(Wang et al, 2015; Somavilla et al, 2017)。除了障碍作用外, 海洋层结的变化还对海洋表层环流的流速和输运也产生重要的影响(Sun et al, 2013; Kido et al, 2019; Peng et al, 2022), 例如深层水团因混合困难而形成减少, 导致大西洋经向翻转流显著减弱(Peng et al, 2023)。可以说, 层结作为海洋内部结构的重要特征(Cronin et al, 2013), 在调整海洋对全球变暖的响应中的重要作用越来越得到广泛关注。
因此, 本研究拟从海洋温度和盐度的角度入手, 探讨印度尼西亚—澳大利亚海盆的海洋层结的特征及演变规律, 进而评估海表通量和平流过程对其的影响, 在此基础上揭示海盆内的海洋层结强度与印尼贯穿流通量变化之间的联系以及可能的物理机制。本文的其余部分安排如下: 第1节描述数据和方法; 第2.1节介绍海盆的温盐以及层结分布与季节变化, 第2.2节通过盐度收支分析和合成分析探讨印尼贯穿流对海盆内层结的影响; 第3节总结并讨论存在的问题。

1 数据和方法

1.1 数据

本研究使用了来自ECMWF(European centre for medium-range weather forecasts)的ocean reanalysis system version 5 (ORAS5)的海温、盐度、流速以及混合层深度月平均数据和ECMWF Reanalysis v5(ERA5)大气再分析数据集的长短波辐射、降雨以及蒸发月平均数据, 时间跨度为1993—2019年。ORAS5是基于大气—海洋—海冰耦合的三极网格模式NEMO (nucleus for European modelling of the ocean)和3D—Var FGAT同化方案生成的全球海洋高分辨率再分析数据集(Zuo et al, 2019), 包括月平均的海洋温度、盐度、流速等变量。模式强迫场数据包括自于ERA—40再分析数据集(1957—1979)、ERA-Interim再分析数据集(1979—2015)以及NWP数据集(2015—至今)的大气气压、风应力和淡水通量等(Zuo et al, 2019)。同化的资料为Argo、XBT、MBT、CTD系泊浮标以及基于船舶和哺乳动物测量等获得的观测数据。而ERA5数据集则基于全球大气环流模型IFS(integrated forecasting system)和4D-Var同化方案生成的全球高分辨率再分析数据集(1979年至今), 包括气温、风速、降水等大气变量, 时间分辨率为小时 (Hersbach et al, 2020)。模式强迫场数据源自ERA-Interim和ERA-20C, 包括地表驱动场、辐射场等。同化的数据为卫星、气象台站、探空、船只和浮标观测等数据(Hersbach et al, 2020)。这些数据集为研究全球气候变化及其环境影响提供了重要支持。

1.2 方法

1.2.1 海洋密度跃层层结计算

海洋密度跃层层结定义为从混合层底部正下方15m层上的密度梯度计算出的浮力频率平方:
N 2 =   − g ρ ∂ σ Θ ∂ z − H ≥ z ≥ − H − 15
其中, g是重力加速度, ρ是海水的密度, σ Θ是海水的位势密度。混合层深度 H定义为水柱的位势密度超过海表10米深度处的位势密度0.03kg·m−3的深度。浮力频率平方( N 2)的单位是s−2。
在一阶近似下, 密度跃层层结可以分解为温度和盐度的线性组合(Sallée et al, 2021):
N 2 =   N T 2 +   N S 2 = g α ∂ T ∂ z − H ≥ z ≥ − H − 15 − g β ∂ S ∂ z −                 H ≥ z ≥ − H − 15
其中, α为海水热膨胀系数; β为盐压缩系数。

1.2.2 温盐收支方程

我们选择以印度尼西亚—澳大利亚海盆(95°E—115°E, 10°S—20°S)、深度300m作为底边界, 来考察四个侧边界以及海表界面热盐通量对海盆内温盐的贡献:
∂ T ∂ t = Adv + 1 ρ C p ∬ A Q net d x d y + RES
∂ S ∂ t = Adv + ∬ A E − P ⋅ S V d x d y + RES
Adv = − 1 V ∬ 115 ° E u ⋅ T − T d y d z + ∬ 10 ° N v ⋅ T − T d y d x −                   ∬ 95 ° E u ⋅ T − T d y d z − ∬ 20 ° N v ⋅ T − T d y d x . or . Adv = − 1 V ∬ 115 ° E u ⋅ S − S d y d z + ∬ 10 ° N v ⋅ S − S d y d x −                   ∬ 95 ° E u ⋅ S − S d y d z − ∬ 20 ° N v ⋅ S − S d y d x
T = ∭ V T   d V V      . or .   S   = ∭ V S   d V V
其中, T为位势温度(单位: ℃), S为盐度(单位: PSU), t是时间, V和A分别是区域的体积和海表面积, ρ是海水的密度(假设为恒定常数: 1025kg·m−3), C p海水定压比热容[假设为恒定常数: 4000J·(kg·℃)−1], Q net为海表净热通量, RES为残差。Adv是115°E(东边界)、10°S(北边界)、90°E(西边界)和20°S(南边界)四个边界上的热盐平流项的积分。速度分量(u、v)分别是纬、经向速度(单位: m·s−1), 其中 T、 S为体积内平均的位温、盐度的时间序列, 作为热盐平流的参考温度、参考盐度。通过在热盐平流项中加入该两项, 可以量化影响研究区域平均的温盐变化的过程, 包括海表的海气通量和侧边界的外部平流, 并区分控制该研究海域平均温盐变化的外部源和汇(Lee et al, 2004; Zhang et al, 2018; Hu et al, 2019a; Lee et al, 2019)。

1.2.3 印尼贯穿流的海峡通量

为了解印尼贯穿流对印度尼西亚—澳大利亚海盆的海洋层结的影响, 本研究需要量化印尼贯穿流进入海盆的水体通量。为此, 我们选择了三个主要的流出海峡(Phillips et al, 2021): 龙目海峡(115°E—116.5°E, 9°S)、翁拜海峡(124°E, 8°S—9°S)以及帝汶海峡(124°E, 10°S—12°S)剖面上的流速积分来计算印尼贯穿流的海峡出流通量的月平均数据(Sprintall et al, 2014)。此外, 由于前人的研究指出海峡流出的表层和次表层通量存在明显的差异变化(Zhou et al, 2008; Atmadipoera et al, 2009), 所以本研究中也将海峡出流分为表层(深度 < 150m)和次表层(150m < 深度 < 300m)两个部分(Sprintall et al, 2009)进行研究。

2 结果与分析

2.1 印度尼西亚—澳大利亚海盆

2.1.1 海盆内独特的温盐特征

在气候态下(1993—2019, 下文作气候态的分析同样基于该时间段), 东南印度洋的印度尼西亚—澳大利亚海盆(95°E—115°E, 10°S—20°S)受印尼贯穿流的显著影响(Gordon et al, 1997): 从翁拜海峡以及帝汶海峡出流的ITF水团以几乎垂直于海盆东边界的角度进入海盆, 而龙目海峡的出流则在向南流出一定距离后迅速汇入前两个海峡出流的纬向流中, 形成印度洋的南赤道流。淡暖的印尼贯穿流水体在15°S—20°S的纬向方向上覆盖在次表层150~300m高盐的副热带水体之上(图1)。独特的温度和盐度的垂向分布是引起该海域的水体密度及层化结构明显变化的原因, 可以看出在15°S以北的海域, 垂向温度梯度和盐度梯度均表现出较强形态; 而在15°S以南的海域, 垂向温度梯度和盐度梯度随深度增加不断减弱。需要注意的是, 温度和盐度对海水密度起到相互补偿的作用, 因此尽管垂向温盐梯度在空间存在明显差异, 但垂向密度梯度未必会出现显著的变化。因此, 研究该海域的层结变化有利于我们认识海洋内部温盐结构是如何影响海洋水体的分层。
图1 东南印度洋的印度尼西亚—澳大利亚海盆位置(右图黑线框)、 海盆内温度(左图等值线)和盐度(左图填色)分布, 以及印尼贯穿流三个主要的流出海峡(龙目海峡、翁拜海峡和帝汶海峡)的位置(右图黑色实线)和水体流出的路径(矢量箭头)

该图基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2021)5443号的标准地图制作

Fig. 1 Location of the Indonesian-Australian Basin in the southeast Indian Ocean (black box on the right panel), distribution of temperature (contours on the left panel) and salinity (filled color on the left panel) within the basin, and location of the three main outflow straits (Lombok Strait, Ombai Strait, and Timor Strait) of the Indonesia Throughflow (ITF) (solid black line on the right panel), and paths of outflow of the water (vector arrows)

2.1.2 海盆内层结的季节变化

以密度跃层底的浮力频率为指标, 印度尼西亚—澳大利亚海盆的海洋层结分布呈现出显著的东北—西南倾斜的经向梯度特征(图2a)。浮力频率变化主要受混合层及其底部温盐梯度变化影响(混合层以内的温度和盐度变化较小, 密度梯度较弱)。从混合层深度(mixed layer depth, MLD)变化的角度, 海盆北部的混合层较浅、南部的混合层较深(图2b)。此外, 混合层温度(mixed layer temperature, MLT)和混合层盐度(mixed layer salinity, MLS)分布呈现出经向梯度, 最大值集中在15°S左右。高温低盐水主要分布在15°S以北的海域(图2d), 而低温高盐水则分布在15°S以南的海域(图2f)。通过对比混合层跃层底的浮力频率分布发现混合层越浅、海水分层越强, 反之亦然。这很可能是因为混合层越浅, 其内部的温度和盐度受到表层通量的影响越显著(Qu et al, 2005a), 因此与跃层以下的水体的密度差异越大, 所以表现为跃层底的层结增强。我们进一步将浮力频率线性分解为温度项( N T 2)和盐度项( N S 2)来考察其分别对层结稳定的贡献, 结果发现, 虽然温度和盐度对层结的贡献在空间分布上仍以东北—西南为分界线, 但它们对层结的影响存在很大差异(图2c、e)。在海盆的西北部, 温度和盐度对层结均产生正贡献, 且盐度的贡献远大于温度的贡献; 而在海盆的东南部, 尽管温度对层结产生很大的正贡献, 但由于盐度的负贡献, 两者相互抵消, 因此该海域的海洋层结未发生显著变化。
图2 左侧是气候态下海盆内密度跃层底的浮力频率(a)、及其温度(c)和盐度(e)分量的贡献比例; 右侧是气候态下IAB混合层深度(b)、混合层温度(d)和混合层盐度(f)

Fig. 2 The left panel shows the buoyancy frequency (a), and the proportion (Prop) of the contribution of its temperature (c) and salinity (e) components at the bottom of pycnocline in the climatology; the right panel shows the IAB mixed layer depth (b), mixed layer temperature (d) and mixed layer salinity (f) in the climatology

为了进一步研究印度尼西亚—澳大利亚海盆内海洋层结季节变化, 我们考虑混合层深度及其内部的温盐变化。通过使用经验正交函数(empirical orthogonal function, EOF)提取不同变量的时空模态, 可以考察海盆内的层结和混合层性质在季节尺度上的变化。如图3所示, 混合层深度滞后于跃层底的浮力频率变化三个月(图3b)。在北半球冬季(12—2月), 海盆内混合层深度达到季节极小值, 自北向南混合层深度变浅的幅度不断增大(图3a, 等值线), 混合层的经向梯度被显著削弱(图3b, 灰色实线)。与此同时, 海盆内密度跃层底的浮力频率均匀增强(图3a, 填色), 且混合层变浅越显著的海域相应层结的增强也越显著(图3b, 黑色实线); 在北半球夏季则相反。对比由垂向温度梯度、盐度梯度引起的两个层结分量, 可以发现海盆内温度层结、盐度层结与混合层内的温度、盐度在季节尺度上几乎一致变化(图3d、f)。其中, 混合层温度于上半年(1—6月)表现为海盆一致的增暖趋势(图3c), 下半年(7—12月)则相反; 而海盆内混合层盐度则在北半球春夏季(3—8月)表现为一致的变淡趋势(图3e), 北半球秋冬季(9—2月)则相反。随之变化的是, 跃层底的温度层结趋势显示为异常的经向偶极子模态: 在北半球冬春季(12—5月), 海盆北部的温度层结趋于减弱、海盆南部的温度层结则趋于增强; 北半球夏秋季则相反。而跃层底的盐度层结在北半球春夏季(3—8月)一致地趋于增强, 北半球秋冬季则相反。
图3 左侧图是密度跃层底的浮力频率(a, 填色)、及其温度层结分量(c, 填色)和盐度层结分量(e, 填色)的季节气候态, 以及混合层深度(a, 等值线)、及混合层温度(c, 等值线)和混合层盐度(e, 等值线)的季节气候态, 通过EOF分析得到的季节变化空间模态; 右侧图是相关变量的第一主要时间模态(b, 浮力频率; d, 温度; f, 盐度), 解释方差分别为: N 2(84%), N T 2(78%), N S 2(82%), MLD (89%), MLT (95%), MLS (58%)

Fig. 3 The left panel shows the seasonal climate state of the buoyancy frequency (a, filled color), and its temperature component (c, filled color) and salinity component (e, filled color) at the bottom of the pycnocline, as well as the seasonal climatology of the mixed layer depth (a, contours), and mixed layer temperature (c, contours) and mixed layer salinity (e, contours), spatial modes of seasonal variation obtained by EOF analysis; the right panel shows the first principal temporal component of the variables of interest, with the explained variance, respectively: N 2(84%), N T 2 (78%), N S 2 (82%), MLD(89%), MLT(95%), MLS(58%)

综上所述, 相较于混合层深度, 混合层温盐及其层结分量的季节变化更接近跃层底层结的季节变化。这表明印度尼西亚—澳大利亚海盆的层结季节变化主要受与混合层温度和盐度相关的季节变化影响: 在上半年, 层结增强可以归因于混合层温度增加导致的温度层结在海盆中南部明显增强、在北部变弱, 以及混合层盐度变淡导致的盐度层结在海盆内一致增强, 这两者的线性叠加导致海盆北部的层结增强明显弱于海盆南部。

2.2 印尼贯穿流通量与海洋层结

2.2.1 影响海盆内海洋层结的主要因素

由于影响海洋层结的混合层温盐结构又同时受到海洋平流和海表通量的影响, 因此在考察影响海盆内层结的外部因素时, 有必要先量化两者对海洋层结的贡献。首先, 从海洋平流对海盆内层结影响的角度, 印尼贯穿流输入到海盆内的水体主要集中于上层300m(Qu et al, 2005b)。如图4所示, 与海表通量相比, 平流过程引起的温盐变化更接近海盆内上层300米的温盐变化趋势(图4a、c)。其中以与印尼贯穿流有关的南赤道流的纬向平流(即东边界平流 Adv E和西边界平流 Adv W)的贡献最为明显(图4b、d)。进一步地, 我们研究了与印尼贯穿流相关的海盆东边界的温度和盐度通量的季节变化(图5)。结果表明, 纬向流引起的温度异常主要集中在上层50m左右, 也就是海盆内混合层所在的深度范围, 而引起的盐度异常影响的深度更深(可达100m), 特别是在印尼贯穿流较强的北半球秋季。结合海盆内位势密度的季节变化可以发现(图5, 等值线), 与跃层底的浮力频率的变化规律一致的是, 混合层界面处的密度层结在北半球春季较强、秋季较弱。这可能是因为印尼贯穿流的输入通量的增加(减少)引起海盆内水体的降温降盐(升温升盐), 使得50m以上的位势密度在春季呈正异常、秋季呈负异常; 而50m以下的位势密度异常则由于更深层的盐度平流引起的低盐水体的输入而在春季呈正异常、秋季呈负异常。最终温度平流的影响在春季更强而盐度平流的影响则在秋季更强, 两者的协同变化导致海水垂向密度梯度在北半球春季较强、秋季较弱。所以, 尽管印尼贯穿流在边界上通过平流输入的热盐通量更集中于混合层内, 但混合层以下的水体亦受到平流作用的影响(同时也受到海表通量的影响), 而后者对于跃层底的层结而言亦不容忽视。
图4 海盆区域300米深度内体积平均得到的温度和盐度变化(黑色线), 以及影响IAB海盆内温度(a)和盐度(c)的海表通量(红色线)和平流过程(蓝色线), 灰色虚线是两项之和。(b)、(d)分别是温度和盐度的在四个边界上的平流贡献, 误差条为各分量的季节标准差

Fig. 4 Variation in temperature and salinity obtained by volume averaging over the basin area at 300 m depth (black line), and sea surface fluxes (red line) and advective processes (blue line) affecting temperature (a) and salinity (b) within the basin, with the gray dashed line being the sum of the two; (b) and (d) are the advective contributions of temperature and salinity at the four boundaries, respectively, and the error bars are the seasonal standard deviations of each component

图5 在海盆东边界的由于平流引起的温度异常(a)和盐度异常(b)(填色部分)的季节变化

灰色实线是海盆内平均的垂向位势密度廓线的季节变化, 黑色实线代表海盆内正的位势密度异常, 黑色虚线代表海盆内负的位势密度异常

Fig. 5 Seasonal variation of advection—induced temperature anomalies (a) and salinity anomalies (b) at the eastern boundary of the basin (filled part).

The solid gray line is the seasonal variation of the mean vertical potential density profile in the basin, and the solid black line represents positive potential density anomalies in the basin and the dashed black line represents negative potential density anomalies in the basin

由于混合层内温盐变化亦受海表热盐通量的影响, 因此有必要对混合层内平流过程和海表通量的相对贡献进行探讨。基于混合层以下温盐性质的改变较少的假设下, 我们利用混合层温度和盐度收支方程计算了由海表通量和平流引起的温盐异常导致的密度跃层底的层结分量( Δ N t 2, Δ N s 2)。这里需要注意的是, 两种层结分量的比较实际上是相对的。以北半球夏季为例, 海表通量所引起的温度层结呈北强南弱的经向梯度分布, 盐度层结则呈西北强、东南弱的分布(图6a、b), 而纬向平流过程引起的温盐异常导致的层结异常主要分布在纬向流显著的10°S—15°S海域, 其量值小于海表通量引起的层结且对层结强度起到削弱作用(图6c、d)。经向平流引起的层结异常则主要集中于东部回旋流流域, 对层结增强有正面作用(图6e、f)。可以发现, 较强温度和盐度层结分量的等值线在10°S—15°S, 105°E—115°E向西延伸, 而在10°S—15°S, 95°E—105°E则向南延伸, 这两种延伸趋势都不能仅用海表通量引起的层结异常来解释(图6a、b)。
图6 在北半球夏季, 由于海表通量引起的混合层温度异常导致的层结异常(a, 填色)和混合层盐度异常导致的层结异常(b, 填色), 以及气候态下温度层结(a, 等值线)和盐度层结(b, 等值线)分布。同理c、d分别是由于纬向平流引起的混合层温盐异常导致的层结异常, e、f则分别是经向平流引起的混合层温盐异常导致的层结异常

Fig. 6 In the climatological boreal summer, the distribution of buoyancy frequency anomalies due to mixed layer temperature anomalies (a, filled color) and mixed layer salinity anomalies (b, filled color) induced by sea surface fluxes, and the distribution of temperature buoyancy frequency (a, contours) and salinity buoyancy frequency (b, contours) in climatology. Similarly, (c) and (d) are the temperature and salinity anomalies induced by zonal advection respectively, while (e) and (f) are buoyancy frequency anomalies induced by meridional advection, respectively

因此, 无论是从平流的角度(图4)还是从海表通量影响的角度(图6), 都证明了海盆内层结不仅受到海表通量的影响, 而且还受海洋平流的影响。

2.2.2 印尼贯穿流通量对海盆内海洋层结的影响

下面我们主要以印尼贯穿流在三个主要海峡在上层300m的流量作为目标, 重点关注来自印尼贯穿流的水体通量对东南印度洋海洋层结的影响(图7)。在季节尺度上, 海峡通量在北半球夏秋季(7—9月)最大(约20Sv), 而北半球冬春季(1—3月)最小(约12Sv)。此外, 表层(小于150m)和次表层(150~300m)的通量表现为异相变化(图7a、8a), 这是由于海洋波动的影响(Drushka et al, 2010; Pujiana et al, 2019)。根据图7a得到强海峡通量与弱海峡通量时期的跃层底浮力频率之差, 得到与印尼贯穿流通量变化相关的印度尼西亚—澳大利亚海盆海洋层结变化。在水平分布上, 强的印尼贯穿流海峡通量在海盆内引起了层结异常呈现纬向偶极子模态: 105°E以西的海洋层结呈现显著正异常, 而105°E以东的层结则呈现显著负异常(图7b), 且海盆北部的异常明显强于海盆南部。海盆内的跃层底层结的异常主要是由温度层结分量主导, 而盐度层结分量对层结的贡献在海盆内总为正值, 抵消了部分温度层结异常(图7c、d)。在垂直方向上, 一方面, 受印尼贯穿流通量影响显著的层结变化主要集中于混合层界面附近(图8b), 所以选择以密度跃层底的浮力频率来考察海盆内海洋层结与印尼贯穿流之间的关系是可靠的; 另一方面, 输入的印尼贯穿流水体相较于海盆内的水体更暖, 因此导致了该深度范围内水柱稳定度的显著降低、层结趋于减弱(图8b、c)。
图7 印尼贯穿流在三个主要的出口海峡通量季节变化(a); (b)是通过表层强输运通量时期减去弱输运通量时期[a图中两个阴影部分的红线: JAS (7、8、9月)和NDJ(11、12、1月)]的密度跃层底的浮力频率, 得到的与印尼贯穿流变化相关的浮力频率异常; 由于跃层底温度垂向梯度引起的浮力频率分量(c)和盐度垂向梯度引起的浮力频率分量(d)的空间分布

Fig. 7 The seasonal variation of the transport of the Indonesian Throughflow in the three main straits (a), (b) is the buoyancy frequency anomaly obtained by the buoyancy frequency from the period of the strong surface transport (red lines in the two shaded parts of the a figure: JAS—NDJ) at the bottom of pycnocline, and the horizontal distribution of the buoyancy frequency component due to the vertical gradient of temperature (c) and salinity(d), which are associated with the variation of the transport of Indonesian Throughflow (d)

图8 印尼贯穿流在三个主要的出口海峡通量的季节变化(a); 在表层强输运通时期减去弱输运通量时期[a图中两个阴影部分的红线: JAS (7、8、9月)和NDJ(11、12、1月)]的浮力频率异常的纬向平均剖面(b); 由于温度垂向梯度引起的浮力频率分量(c)和盐度垂向梯度引起的浮力频率分量(d)的纬向平均剖面

Fig. 8 The seasonal variation of the transport of the Indonesian Throughflow in the three main straits (a), (b) is the buoyancy frequency anomaly zonal profile obtained by the buoyancy frequency from the period of the strong surface transport(red lines in the two shaded parts of the a figure: JAS—NDJ) at the bottom of the mixed layer, and the vertical distribution of the buoyancy frequency component due to the vertical gradient of temperature (c) and salinity (d), which are associated with the variation of the transport of Indonesian Throughflow (d)

为了更好地揭示印尼贯穿流对海盆内海洋层结的影响, 我们将印尼贯穿流通量回归到印度尼西亚—澳大利亚海盆的海洋层结上, 并考虑了超前滞后关系(图9)。在季节尺度上, 印尼贯穿流的海峡通量的增加将伴随着三个月后印度尼西亚—澳大利亚海盆内海洋层结的显著减弱, 尤其是远离南爪哇沿岸地区(图9b)。这验证了我们之前提出的假说, 即印尼贯穿流增加会携带更多的淡而暖的水体进入海盆, 强浮力强迫削弱了海盆内的混合层附近的垂直密度梯度, 导致密度跃层界面附近的层结变弱。而在该界面深度以下, 表层通量的增加反而会引起次表层浮力频率的显著增强(图9a), 这是因为相较于次表层水体, 表层水体的变淡变暖实际上增强了表层与次表层的密度梯度, 导致次表层深度范围内的海洋层结显著增强。与此同时, 次表层通量增加则会增强密度跃层界面附近的层结, 但不利于次表层深度范围内的层结发展(图9c、d)。这表明印尼贯穿流海峡通量变化会影响东南印度洋的层结异常, 并且不同深度范围内的通量变化也可能引起不同的层结异常变化。值得注意的是, 次表层通量回归到印度尼西亚—澳大利亚海盆的密度跃层底浮力频率的线性关系更为显著(图9e), 这可能是因为密度跃层底浮力频率受海表通量和平流过程的影响, 而相较于表层而言, 次表层仅由平流引起的浮力通量变化对浮力频率的影响更单一, 因此更容易从线性关系中反映出来。
图9 气候态下, 印尼贯穿流海峡出流的通量在超前3个月与IAB跃层底的浮力频率的相关系数(correlation coefficient, Corrcoeff)的水平(a、c)和垂向(b、d)分布(a、b, 表层; c、d, 次表层); 以及将IAB区域平均的密度跃层底浮力频率与海峡通量的超前滞后相关系数变化(f), 和将海峡出流的表层(红色)与次表层通量(蓝色)回归到密度跃层底的浮力频率的线性系数(e), 圆点标记代表超过95%置信度的相关系数的海域

Fig. 9 In the climatology, the horizontal (a, c) and vertical (b, d) distributions of the correlation coefficients between the surface (a, b) and subsurface (c, d) transport of Indonesian Throughflow in the straits (ahead 3 months) and the buoyancy frequency at the bottom of pycnocline in the IAB; as well as lead\lag correlation coefficient between the buoyancy frequency averaged over the IAB and the transport of Indonesian Throughflow (f), and the linear coefficients (e) that regress the surface (red) and subsurface transport (blue) of the straits transport to the buoyancy frequency at bottom of pycnocline. Marks represent the sea area of correlation coefficients above the 95% confidence level

3 结论

本文利用1993—2019年ECMWF的ORAS5海洋数据集和ERA5大气数据集, 分析总结了印度尼西亚—澳大利亚海盆的海洋层结特征及其变化规律, 并探讨了该变化在何种程度上受到印尼贯穿流水体的影响。以密度跃层底的浮力频率作为层结指标分析, 海盆内混合层温盐变化对层结的空间分布和季节变化影响显著。在空间分布上, 该海域海洋层结表现为明显的经向梯度, 靠近赤道海域的层结较强, 而靠近南印度洋海域的层结较弱。这种空间分布主要源于垂向温度梯度和盐度两者引起的层结分量相互线性叠加, 特别是在海盆南部温度和盐度对层结的贡献倾向于抵消。在季节尺度上, 海盆内的层结在北半球春季增强、北半球秋季减弱, 该季节变化与混合层深度关系不强, 反而与混合层性质密切相关。
海洋平流过程对层结的影响也不能忽略, 特别是对混合层之下的垂向密度的季节变化有重要影响。通过相关性分析发现, 在滞后三个月时, 海盆内层结与印尼贯穿流的海峡表层(次表层)通量呈显著负(正)相关(图9)。这是因为与印尼贯穿流相关的平流显著削弱了密度跃层界面附近的垂向密度梯度, 从而引起该深度范围内海洋层结的显著减弱; 而相较于次表层水体而言, 表层水体的变淡变暖实际上增强了表层与次表层的密度梯度, 因此次表层深度范围内的海洋层结显著增强(图5)。而且由于纬向平流的强度的和季节变化在海盆北部更强(图7和图8), 所以海盆北部层结受到与印尼贯穿流相关的平流的影响远大于海盆南部(图6)。但由于缺乏模式试验, 难以将层结变化这一变量隔离出来单独考量, 因此我们仍无法定量分析并确定层结变化对印尼贯穿流的响应, 以及其如何影响从海盆流出进入印度洋的印尼贯穿流水体通量的变化。
总而言之, 本研究系统探讨了海洋层结与印尼贯穿流通量之间的内在联系, 揭示了印尼贯穿流通量对海洋层结、海洋环境和物质交换等方面的重要性, 为进一步理解印尼贯穿流通量及其对海洋生态系统的重要作用及研究海洋环境和物质循环提供了参考。

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