大尺度环流异常对南极印度洋扇区海表面高盐异常的影响

倪旭彬，杜凌*，史荒原

(1.中国海洋大学 海洋与大气学院，山东 青岛 266100)

1 引言

气候变化背景下，南极表层盐度的变化特征不仅体现了全球水循环的改变，也与海洋和大气中的大尺度环流紧密联系，对全球水循环和未来气候变化都将产生深远影响[1]。与南极海冰变化类似，南极表层盐度也表现出复杂的变化特征，如不同盐度数据集呈现出的20 世纪后半叶的趋势变化，在60°S 以南海域的差别很显著[2]。南极印度洋扇区是南大洋变化的重要海区[3]。近年来，南极印度洋扇区的高盐异常现象十分明显，咸化趋势在60°S 以南、500 m 以浅的上层海洋体现得最为显著[4]。该海域包含我国南大洋调查的重点研究海域——普里兹湾，众多学者对该海域水团也开展了广泛深入的研究，发现存在3 种高盐水体，均为该海域的永久性水团，分别为67°S 以南至陆架区域的普里兹湾高盐陆架水、埃默里冰架前缘的高盐冰架水，以及位于63°～64°S 的绕极深层水[5-7]。徐智昕等[7]指出2011 年普里兹湾湾口与陆架区分布着一条显著高盐带，盐度超过34.4。林丽娜等[8]的研究结果也表明，2009 年普里兹湾陆架的大部分水体出现高盐异常，比2004 年高约0.75，且高盐陆架水向北扩张。最近，Masuda[9]使用EN4 数据探究南极印度洋扇区上层水体的盐度变化特征，发现表层与次表层水体因受海冰等过程影响，盐度季节变化较为明显，其中100 m 以浅的表层水体盐度在冬季最大，夏季最小。

南极上层海洋盐度变化与大尺度环流异常联系密切。已有的研究结果表明，南极涛动（Antarctic Oscillation，AAO）与印度洋偶极子（Indian Ocean Dipole，IOD）对南极海表面盐度变化的影响不可忽视。AAO正位相期间，南半球中纬度西风增强，造成向北的埃克曼输送，以及大量的海冰生成[10]，为上层海洋贡献更多的盐通量[11]，促进了表层与次表层水体盐度的增大[9]。另一方面，AAO 正位相下南极沿岸东风减弱，加深了沿岸的密度跃层，促使高盐的绕极深层水入侵陆架，有利于维持上层海洋的高盐特征[12]。由于AAO与IOD 强正位相的共同影响，南极印度洋扇区的海冰生成将显著增多，从而为海表面提供更多盐通量[13]。同时，IOD 的正位相能够增强南极印度洋扇区沿岸的海表面蒸发[14]，同样有利于表层海水出现高盐异常。

局地过程对海表面盐度也有重要影响，有贡献的局地因素主要包括蒸发增加与降水减少[14]、淡水平流减弱[15]，以及南极沿岸海冰生成的增强[16]。局地风和风场旋度变化影响蒸发与降水的强弱，是影响海表面盐度的淡水通量的重要原因。南极印度洋扇区及其以北的海域盛行下降风且风速较大，使得蒸发增强、降水减弱[17]，也促使海表面盐度增加。局地风也可以通过埃克曼抽吸促进混合层加深，有利于下层的高盐水与表层水之间的对流混合[18]，增大上层水体的盐度并减弱层化。西风带增强南移，沿岸东风南退并减弱，由局地东风驱动的沿岸淡水平流减少[15]，也将使得沿岸的表层水体盐度增大。

目前，有关南极印度洋扇区海洋水团性质和划分方面已取得重要进展，而在盐度长期变化与大尺度环流异常的联系等方面仍需深入。本文探讨了南极印度洋扇区长期持续的海表面高盐异常现象与AAO、IOD 等环流异常的联系，主要利用实测CTD 和EN4数据详细分析了该海区高盐异常的时空分布特征，进而从AAO、IOD 影响下的大尺度环流和局地过程的角度，讨论这一海表面高盐异常的影响机理。

2 数据

2.1 盐度数据

EN4 数据[19]为经过质量控制的实测海洋温盐剖面再分析数据，包含Argo、WOD09、ASBO（Arctic Synoptic Basin-wide Oceanography）以及美国GTSPP（Global Temperature and Salinity Profile Programme）实测廓线。由英国气象局哈德利气候变化中心（Met Office Hadley Centre for Climate Change）提供，目前版本为EN4.2.1。本文采用的是其全球海洋温盐场月均数据，空间分辨率为1°×1°。根据Durack 和Wijffels[3]计算全球温盐趋势的研究，并考虑了数据网站对2019-2020 年EN4盐度数据的使用提示，本文选定南极印度洋扇区（60°～71°S，30°～120°E）为研究海域，选取1950-2018 年的盐度资料进行分析。

WOD18（World Ocean Database 2018）[20]数据由政府间海洋学委员会（IOC）下设的“国际海洋学数据和信息交换”计划（IODE）和美国国家海洋和大气管理局（NOAA）的国家环境信息中心（NCEI）共同提供（以下称WOD 数据），经月平均处理后，得到该海域1981-2018 年间的盐度时间序列。

海豹数据[21]由MEOP（Marine Mammals Exploring the Oceans Pole to Pole）收集并发布（以下称MEOP 数据），根据安置在海豹身上的CTD 等仪器，获得各海域的物理、生物、地质、化学等海洋变量的实测资料。本文采用澳大利亚海洋集成观测系统（Integrated Marine Observing System，IMOS）、德国PANGAEA 数据中心以及法国提供的南极印度洋扇区海豹数据资料，选取南极印度洋扇区中温盐结构较为合理、具有代表性的温盐廓线，得到该海区2004-2018 年温盐数据。

2.2 大气数据

本文采用的大气再分析数据为哥白尼气候变化服务中心提供的ERA5 全球再分析产品[22]，数据包括1978 年至今的大气变量，比ERA-Interim 覆盖了更长的时段、提供更多的变量且具有更高的时空分辨率，数据网址为：https://cds.climate.copernicus.eu/。本文使用月均的10 m 风速、海平面气压、蒸发和降水数据，数据空间分辨率为0.25°×0.25°，时间范围为1979-2018 年。此外，大尺度环流指数包括AAO 指数和IOD 指数[23]，它们分别由NOAA 下设的气候预测中心（Climate Prediction Center，CPC）、全球气候观测系统（Global Climate Observing System，GCOS）提供。

2.3 海冰数据

海冰密集度数据[24]由美国国家冰雪数据中心（NSIDC，https://nsidc.org/）提供，本文采用Passive Microwave Sea Ice Concentration v3 的月均数据。该数据的空间分辨率为25 km×25 km，时间范围为1980 年1 月至2018 年12 月。目前，与其他两种海冰密集度算法的结果相比，基于该版本数据得到的南极海冰密集度与实测数据相比，误差最小[25]。本文选取了1980-2018年的海冰密集度月均数据。

3 南极印度洋扇区盐度变化

3.1 表层分布

印度洋扇区是南极海表面盐度长期变化的关键区之一。60°S 以南的南极海表面盐度EOF 分析的第一、第二模态及时间序列，均体现了印度洋扇区高盐现象的出现与持续（图1）。第一模态方差贡献率约23.1%，1950-2018 年南极海表面盐度变化基本一致，总体而言东南极比西南极变化更显著。其中，南极印度洋扇区（30°～120°E）的盐度变化最为显著，南极半岛西侧的别林斯高晋海与威德尔海以西海域的盐度变化次之。结合时间序列的变化可以发现，在2008年之前，60°S 以南的海表面盐度变化较小，季节变化并不明显；此后，南极表层盐度由负异常逐渐转变为显著的正异常。2008-2018 年，时间序列则表现为持续盐度正异常叠加以显著的季节变化（图1a）。滤掉季节变化后，这种持续显著的高盐异常现象仍然存在，可能与大尺度环流异常有关（4.1 节）。

图1 1950-2018 年60°S 以南的EN4 海表面盐度EOF 分析结果Fig.1 The first two EOFs of EN4 sea surface salinity in the south of 60°S from 1950 to 2018

海表面盐度的偶极子分布是南极盐度变化的重要特征之一，主要出现在第二模态，其方差贡献率为10.5%。这种分布特征可能与南极海冰偶极子（Antarctic Dipole，ADP）[26]密切相关，也可能与两个海区存在深层水的上涌有关。这种盐度偶极子分布与EOF1的关键区明显不同，表现为南极印度洋扇区与罗斯海的海表面盐度呈同相变化，而与南极半岛周边海域的海表面盐度则为反相变化。2008-2018 年印度洋扇区与罗斯海均呈现显著的增盐趋势，也有利于南极海表面的高盐异常持续存在。EOF 前两个模态均显示，2008-2018 年60°S 以南海表面盐度表现出明显的季节振荡增强。

南极印度洋扇区的实测资料也显示2008 年后持续显著的海表面高盐异常（图2a）。EN4 数据与实测资料的表现基本一致，低盐特征在2008 年以后几乎发生了逆转。依据这种盐度变化特征，本文以1979-2002 年、2008-2018 年两个时段（通过置信度为99%的均值检验），重点探讨该海域盐度的长期变化。小波分析的结果同样也显示，表层盐度在前一时间段主要表现为无明显周期性的低盐特征，而在近年来（2008-2018 年）表现出季节性和年际变化相叠加的高盐特征，两个时段间表层盐度增加了0.2。2008 年开始持续性地出现12～16 个月、32 个月的显著周期（通过置信度为95%的显著性检验，图2b）。两个时段的WOD 和MEOP 资料，也证实了该海域前期低盐、后期高盐的特征，其盐度变化可达0.8。我们同时也发现，海豹MEOP 数据所表现出的高盐现象更为显著，这可能是由于海豹记录时间与生活习性有关。而2008 年后的WOD 数据主要集中在低盐的夏季，数据连续性明显不如海豹MEOP 数据，故该时段的实测数据主要参考了MEOP 数据。

图2 南极印度洋扇区表层盐度变化（a）及其小波分析（b）Fig.2 The low frequency change of sea surface salinity derived from the observed and reanalysis data (a) and the wavelet analysis (b)in the Indian sector of the Southern Ocean (ISO)

南极印度洋扇区的表层高盐异常主要集中在南极沿岸，MEOP、WOD 数据实测数据更为清晰的呈现出近年来的高盐异常特征（图3）。2008-2018 年表层盐度为33.9±0.09，在埃默里冰架、沙克尔顿冰架及邻近冰间湖附近海域出现显著的高盐特征，如沙克尔顿冰架（Shackleton Ice Shelf，SIS）及其以北海域（95°～115°E）出现盐度高于34.5 的高盐冰架水；达恩利冰间湖（Darnley Polynya，DP）附近（62°～81°E）也存在这一高盐水，但分布范围较前者而言更为集中。相较而言，前一时间段内的绝大部分海域表层海水盐度低于33.9，埃默里冰架前缘出现盐度低至33.4 的低温低盐的普里兹湾表层水，仅在沿岸的达恩利冰间湖附近海域存在高盐水体，且较2008-2018 年更为集中也盐度偏低[11,18]。

图3 MEOP、WOD 与EN4 数据给出的1979-2002 年(a)、2008-2018 年(b)的南极印度洋扇区表层盐度分布Fig.3 Surface salinity distribution derived from MEOP,WOD and EN4 in the Indian sector of the Antarctic during 1979-2002 (a) and 2008-2018 (b) respectively

对比两个时段EN4 数据盐度的空间分布可以看出，南极印度洋扇区的海表面盐度在沿岸明显较大。与前一个时间段相比，2008-2018 年33.9 等盐线由南极沿岸向北退缩，高盐水体基本占据了65°S 以南的南极印度洋扇区沿岸海域（图3b中的灰实线）。95°E 以西、65°S 以北的深海平原是低盐表层水仅存的影响区域。前一个时间段的等值线以60°E 的沿岸为中心向外海延伸，盐度逐渐变小。在此期间，海表面盐度基本低于33.9。在后一个时间段内，等盐线以60°～70°E、110°E 的沿岸海域为中心向外海延伸，中心沿岸海域盐度高于33.9，体现出南极印度洋扇区的海表面盐度增大、高盐范围增加。

3.2 垂直结构

盐度垂直结构的变化主要集中在200 m 以浅的上层海洋（图4a）。考虑到2008-2018 年表层盐度季节变化增强（图1），本文选择海表面盐度年变化显著且与海冰季节性生消密切相关的冬季（7 月）、夏季（2 月）的实测WOD 与MEOP 数据的盐度廓线，兼顾了观测数据点尽可能多、覆盖的时间也较长，并且能够反映盐度垂直廓线在1979-2018 年的逐年变化。盐度在不同季节的年际变化表明，不论是海冰生成、海表面盐度较高的冬季（图4b），还是在海冰消融、海表面盐度较低的夏季（图4c），南极印度洋扇区表层及次表层的盐度在2008 年后均表现出明显的高盐异常。

2008-2018 年的上层海洋盐度比1979-2002 年平均盐度明显增大（图4a），增盐现象在50 m 以浅尤为显著。盐跃层深度约为100 m，跃层以上水体的盐度随深度变化较小。主要的增盐区域集中在62°～81°E之间的沿岸海域（图3），这里分布着达恩利冰间湖、麦肯齐冰间湖和普里兹湾冰间湖，高盐异常与冰间湖的结冰析盐过程密切相关[16]。在海冰生成期间，100 m以浅的海水均存在盐度明显增大现象。此时跃层较深，上混合层厚度可达120 m。表层水体在海冰融化期间则表现为盐度降低（图4c），上层海洋对流明显减弱，跃层甚至浅于50 m，并且150 m 以深的盐度亦有所增加。年均盐度廓线清晰的呈现出这一高盐异常的垂直结构变化，与1979-2002 年相比，2008-2018年的平均盐度的高盐异常主要发生在0～50 m 的表层、150～500 m 的深层，而在次表层50～150 m 深度内略有变淡。其中，次表层的变淡可能与史久新[27]所概述的变性绕极深层水携带的热量入侵冰腔所导致的底部融化有关。总体说来，跃层在2008-2018 年明显减弱，这可能与深层水变化有关。

图4 南极印度洋扇区两个时段的实测年均盐度(a)、各年7 月(b)和2 月(c)盐度的垂直廓线Fig.4 The mean salinity profile observations in ISO during two time periods (a),and mean salinity profile in July (b),February(c) of each year

南极印度洋扇区盐度经向断面在前后两个时间段的对比，体现了高盐陆架水的向北扩张，以及绕极深层水涌升的增强。图5给出了两个时段经向断面的盐度（阴影）、温度（等值线）结构。黑色实线（34.2 等盐线）指示的是南极印度洋扇区冰间湖结冰析盐产生对流，使得表层水与深层高盐水发生混合的等盐面[16]。在前一时间段内，低温低盐的水体广泛存在于60°S 以南、50 m 以浅的近表层，50 m 以浅的水体分层明显。南极幅散带附近、盐度大于34.5 的绕极深层水集中于150 m 以深，其北侧的水体盐度较低而南侧高。2008-2018 年期间近表层水体增盐明显。绕极深层水上涌以63°S 为核心，更为集中并向南入侵，出现高盐的绕极深层水显著入侵陆架。34.2 等盐线爬升至50 m 以浅，最浅可达20 m。Guo等[28]在普里兹湾的研究也发现了变性绕极深层水涌升入侵陆架，上层低盐水明显向北堆积，盐度低于34.2 的水层明显变薄，表明表层水与深层水混合可以发生在更浅深度上。100 m 深度附近的绕极深层水向上层海洋的入侵更明显。此外，北扩的高盐陆架水与南侵的绕极深层水之间的温盐梯度也变得更大。

图5 1979-2002 年(a)和2008-2018 年(b)南极印度洋扇区EN4 经向温（等值线，单位：°C）盐断面Fig.5 Meridional mean salinity and temperature(isoline,unit:°C) sections in ISO (30°-120°E) during 1979-2002 (a) and 2008-2018 (b)

从整个断面来看，2008-2018 年间高盐陆架水体积显著增大，绕极深层水上涌增强，近岸（65°S 以南）上层水体混合更加均匀。北扩的高盐陆架水直接影响了印度洋扇区高盐异常的水平分布与垂直结构，而绕极深层水的涌升对表层水体增盐也有很大促进作用[28]。以上高盐异常现象出现及持续时间与近年来AAO、IOD 正位相密切相关，为深入探究与两者的可能联系，下文着重从大尺度环流异常和局地过程的角度进行讨论和分析。

4 大尺度环流的作用

4.1 AAO、IOD 的影响

AAO、IOD 正位相期间南极印度洋扇区海表面表现出显著的高盐异常（图6）。依据AAO 和IOD 指数，确定大尺度环流异常（超出1 倍方差）的显著年份（表1）。大尺度环流异常年份下表层盐度异常（SSSa）的合成分析与EOF 分析结果（图1）相似，南极印度洋扇区、南极半岛-威德尔海附近海区在AAO、IOD 正位相期间均出现显著的高盐异常，罗斯海及其邻近海域则表现为盐度负异常。AAO 与IOD 负位相期间，南极印度洋扇区也呈现出显著的盐度负异常。环流指数的时间序列显示，自2008 年以来AAO 与IOD 主要表现为正位相（表1），是导致南极印度洋扇区的高盐异常长期存在（图2）的主要大尺度环流背景。为探究大尺度环流系统对高盐异常的影响，本文分析了AAO、IOD 指数与南极印度洋扇区SSSa 时间序列的超前滞后相关（图略），结果表明对于SSSa 低频变化，特别是年际尺度上的变化，AAO 超前1～2 年时正相关系数最大（r≥0.7），而IOD 超 前1～2 年和6～10 年有显著正相关（r=0.6～0.7），相关系数均通过95%的置信检验，这在某种程度上表明AAO 较IOD 的影响更显著。

图6 1979-2018 年间AAO、IOD 指数序列与环流异常期间的南极海表面盐度异常合成分析结果Fig.6 The AAO and IOD indices and the corresponding composite analysis of sea surface salinity anomaly in the Antarctic from 1979 to 2018

表1 1979-2018 年间AAO、IOD 指数的环流异常年份Table 1 The anomaly years of AAO and IOD indices from 1979 to 2018

大尺度环流异常（AAO 与IOD 正位相）主要通过风场旋度、海冰生消影响南极印度洋扇区的海表面盐度变化。本文利用多年逐月的大气要素（包括风、气压、蒸发和降水）和海冰密集度进行合成分析用以探究AAO 和IOD 正、负位相的不同响应过程。图7等值线表示海表面气压异常（实线代表正异常，虚线代表负异常），阴影表示风场旋度异常。AAO 与IOD正位相时60°S 以南的南大洋表现为较为一致的气压场和风场旋度的响应，体现为强劲的风场旋度负异常与低压异常，这种影响在冬季（6-8 月）体现得更加明显（图7），以AAO 正位相时的南极印度洋扇区最为显著。风场旋度异常通过增强埃克曼抽吸，促进绕极深层水涌升，有利于对流混合过程产生海表面的高盐异常。这种作用在静力稳定度较差的南极印度洋扇区影响更加明显[29]。海冰异常的响应主要发生在秋季（3-5 月）海冰生成期间，因秋冬季风场异常无明显变化，故图8将秋季海冰和冬季风场异常进行合成分析。AAO、IOD 正位相期间，西风带向极移动，南极沿岸东风向南退缩，南极印度洋扇区沿岸出现强劲的西风异常，促进海表面气温降低，有利于海冰的生成、结冰析盐产生的高盐水的向北输运[30]。纵观60°S以南的南大洋，威德尔海对AAO、IOD 正位相的响应过程与印度洋扇区相近，在罗斯海则明显不同，尤其是IOD 正位相期间的秋季海冰异常。

图7 南极冬季海表面气压异常与风场旋度异常的合成分析Fig.7 The composite analysis of sea surface pressure anomaly and wind curl anomaly in the Antarctic in winter

图8 南极冬季风场异常与秋季海冰密集度异常的合成分析Fig.8 The composite analysis of winter wind anomaly and autumn sea ice concentration anomaly in the Antarctic

比较AAO 和IOD 不同位相期间的大气和海冰变化，也表明大尺度环流异常的响应过程是影响印度洋扇区盐度变化的重要因素。如AAO 与IOD 负位相期间，南极印度洋扇区的风场与气压场呈显著的正异常（图7），不利于绕极深层水的上涌与表层结冰析盐产生的卤水进行对流混合[11]，上层水体增盐受到阻碍。IOD 负位相期间仅在南极60°～90°E 范围内表现出弱的海冰正异常（图8），60°S 以南的西风也较弱，主要表现为东风异常，水体向岸积聚，不利于暖而咸的深层水上涌以及混合增密过程的持续[31]。

4.2 局地过程的响应

在大尺度环流异常的背景下，局地风场剪切与蒸发的增强也是高盐异常的重要影响因素。根据前文分析得到的南极印度洋扇区的典型高盐异常区（图3的SIS 和DP 附近海域），着重探讨了SSSa 与局地风场（纬向风、风场旋度）异常的滑动相关关系（图9）。图中虚线指示95%的显著性检验域。

图9 高盐异常区（图3）的SSSa 与局地风场的滑动相关Fig.9 The running-mean correlation coefficients of zonal wind anomaly and wind curl anomaly with SSSa in the positive salinity anomaly (Figure 3 )

滑动相关的结果表明，2008 年后，纬向风异常、风场旋度异常共同促进了高盐异常区（SIS、DP 区）的高盐异常。在SIS 附近海域，纬向风与高盐异常的正相关在前一时段短暂存在，而在2008-2018 年间则显著增强，与此同时局地风旋度负异常与高盐异常表现出持续的负相关，这种影响主要表现为局地风旋度负异常下，增强的埃克曼抽吸对高盐深层水涌升的促进作用。西风异常与局地风旋度负异常的影响在DP附近海域也有明显体现，2008-2018 年间，纬向风与SSSa 的相关性也由负变正，对高盐异常现象具有促进作用。这是由于近年来AAO、IOD 正位相下的西风增强有关。西风风速增大且向极移动，增强了水体离岸的埃克曼输送。由于补偿作用，沿岸高盐深层水上涌，与表层高盐水的混合得到促进。同时，沿岸的东风减弱[12]，减少了表层的湍流热通量使海表面的温度降低[32]，使表层水体在对流混合过程中仍具有持续生成海冰并产生高盐水的能力。

此外，AAO 与IOD 正位相显著增强了沿岸海域的蒸发，对该海区海表面盐度的增大有直接影响（图10），相较而言降雨的变化影响不大。图中阴影表示蒸发异常，实线（虚线）表示降水正（负）异常。与1979-2002年相比，2008-2018 年南极印度洋扇区的海表面蒸发明显增强，尤其集中在沿岸冰间湖、SIS 附近以及65°S 以北、55°E 以东的海域。这种特征在AAO、IOD正位相下体现得更加明显。

图10 蒸发异常与降水异常在1979-2002 年、2008-2018 年两个时间段的平均态与AAO、IOD正位相下的合成分析Fig.10 The climatological evaporation and precipitation anomaly during the 1979-2002,2008-2018,and the composite analysis of AAO,IOD positive phases

当IOD 处于较强正位相时，纬向风的经向梯度增强，向极移动的西风与减弱的东风使沿岸的风场剪切增大；另一方面，从热带到印度洋东部的罗斯贝（Rossby）波列能够调节海冰带附近的气旋活动[13]。这两种作用都能在南极印度洋扇区激发更多的气旋式环流[32]，促进海表面蒸发的增强。同时，AAO 正位相也有利于气旋频率增大[33]，这种蒸发的增强应是AAO 与IOD 的共同影响。

5 总结与讨论

本文采用实测MEOP、WOD 资料和EN4 再分析数据对60°S 以南的南极海表面高盐异常现象进行分析，探讨大尺度环流（AAO 和IOD）异常的影响。EOF分析表明，印度洋扇区是南极海表面盐度长期变化的关键区之一。2008-2018 年间，该海区海表面盐度变化表现为持续的高盐异常，并叠加以显著的12～16个月、32 个月的变化。这种高盐异常集中在SIS 和DP 附近海域。高盐异常的影响深度加深，100 m 以浅的水体均存在盐度明显增大的现象，其中冬季是最显著的。混合层内的低盐水向北退缩，65°S 以南的水体明显咸化，致使高盐陆架水的体积增大，绕极深层水涌升增强且显著入侵，两种高盐水体间的混合变得更加均匀。

此高盐异常现象与近年来大尺度环流AAO、IOD持续的正位相及其在局地产生的影响有关。在AAO 与IOD 的正位相下，南极印度洋扇区表现出显著的风场旋度负异常与低压异常，增强了埃克曼抽吸与高盐绕极深层水的上涌，有利于对流混合过程产生海表面的高盐异常。同时，西风显著增强并向极移动，有利于海冰大量生成，发生在冰间湖与冰架底部冷冰腔的结冰析盐过程能够提供大量高盐水。另一方面，增强的西风使离岸的水体输送增强，绕极深层水在近岸涌升并入侵陆架，与表层结冰析盐的高盐水发生对流混合，且埃默里冰架的冷冰腔有利于高盐陆架水的生成，并且阻碍了高温、高盐的绕极深层水融化冰架底部[27]，有利于该高盐现象的维持。AAO 与IOD 的局地影响在SIS 和DP 两个高盐异常区表现得最为显著。2008 年后纬向风异常与高盐异常呈持续显著的正相关，体现沿岸西风异常促使SIS 与DP 附近水体的离岸输送，由于补偿作用，沿岸高盐深层水与表层高盐水的混合得到促进。2008-2018 年期间，AAO 与IOD 持续的正位相增大了沿岸风场剪切，增强该海区的海表面蒸发，对高盐异常有直接的促进作用。这种影响在达恩利冰间湖、麦肯齐冰间湖、普里兹湾冰间湖、沙克尔顿冰架附近海区体现得更加显著。

在南极印度洋扇区，持续的强风维持了海表面较长时间的低温环境，使下层暖水上涌带来的热量不足以抑制海冰的生成，使结冰析盐作用与深对流过程能够持续为海表面提供高盐水。然而与南极印度洋扇区变化明显不同，罗斯海并未出现如此显著的高盐异常，这可能是由于IOD 正位相下罗斯海产生显著的北风异常，暖平流使海冰生成减弱，与AAO 正位相在此的作用相反。同时，本文还探索了厄尔尼诺-南方涛动与南极印度洋扇区的海表面盐度异常的相关性，结果发现AAO、IOD 仍是主要影响因素。此外，本文发现海表面盐度异常还表现出罗斯海与威德尔海的偶极子，这种分布特征可能与AAO 的变化有关[34]，及其在全球变暖背景下其对南极表层盐度的影响仍待深入研究。

致谢：感谢国际MEOP 联合会及其做出贡献的国家收集并免费提供海洋哺乳动物数据（http://www.meop.net）；感谢哥白尼气候变化服务中心（Copernicus Climate Change Service）提供的ERA5 数据资料。