大尺度環流異常對南極印度洋扇區海表面高鹽異常的影響

倪旭彬，杜凌*，史荒原

(1.中國海洋大學 海洋與大氣學院，山東 青島 266100)

1 引言

氣候變化背景下，南極表層鹽度的變化特征不僅體現了全球水循環的改變，也與海洋和大氣中的大尺度環流緊密聯系，對全球水循環和未來氣候變化都將產生深遠影響[1]。與南極海冰變化類似，南極表層鹽度也表現出復雜的變化特征，如不同鹽度數據集呈現出的20 世紀后半葉的趨勢變化，在60°S 以南海域的差別很顯著[2]。南極印度洋扇區是南大洋變化的重要海區[3]。近年來，南極印度洋扇區的高鹽異?，F象十分明顯，咸化趨勢在60°S 以南、500 m 以淺的上層海洋體現得最為顯著[4]。該海域包含我國南大洋調查的重點研究海域——普里茲灣，眾多學者對該海域水團也開展了廣泛深入的研究，發現存在3 種高鹽水體，均為該海域的永久性水團，分別為67°S 以南至陸架區域的普里茲灣高鹽陸架水、埃默里冰架前緣的高鹽冰架水，以及位于63°～64°S 的繞極深層水[5-7]。徐智昕等[7]指出2011 年普里茲灣灣口與陸架區分布著一條顯著高鹽帶，鹽度超過34.4。林麗娜等[8]的研究結果也表明，2009 年普里茲灣陸架的大部分水體出現高鹽異常，比2004 年高約0.75，且高鹽陸架水向北擴張。最近，Masuda[9]使用EN4 數據探究南極印度洋扇區上層水體的鹽度變化特征，發現表層與次表層水體因受海冰等過程影響，鹽度季節變化較為明顯，其中100 m 以淺的表層水體鹽度在冬季最大，夏季最小。

南極上層海洋鹽度變化與大尺度環流異常聯系密切。已有的研究結果表明，南極濤動（Antarctic Oscillation，AAO）與印度洋偶極子（Indian Ocean Dipole，IOD）對南極海表面鹽度變化的影響不可忽視。AAO正位相期間，南半球中緯度西風增強，造成向北的?？寺斔?，以及大量的海冰生成[10]，為上層海洋貢獻更多的鹽通量[11]，促進了表層與次表層水體鹽度的增大[9]。另一方面，AAO 正位相下南極沿岸東風減弱，加深了沿岸的密度躍層，促使高鹽的繞極深層水入侵陸架，有利于維持上層海洋的高鹽特征[12]。由于AAO與IOD 強正位相的共同影響，南極印度洋扇區的海冰生成將顯著增多，從而為海表面提供更多鹽通量[13]。同時，IOD 的正位相能夠增強南極印度洋扇區沿岸的海表面蒸發[14]，同樣有利于表層海水出現高鹽異常。

局地過程對海表面鹽度也有重要影響，有貢獻的局地因素主要包括蒸發增加與降水減少[14]、淡水平流減弱[15]，以及南極沿岸海冰生成的增強[16]。局地風和風場旋度變化影響蒸發與降水的強弱，是影響海表面鹽度的淡水通量的重要原因。南極印度洋扇區及其以北的海域盛行下降風且風速較大，使得蒸發增強、降水減弱[17]，也促使海表面鹽度增加。局地風也可以通過?？寺槲龠M混合層加深，有利于下層的高鹽水與表層水之間的對流混合[18]，增大上層水體的鹽度并減弱層化。西風帶增強南移，沿岸東風南退并減弱，由局地東風驅動的沿岸淡水平流減少[15]，也將使得沿岸的表層水體鹽度增大。

目前，有關南極印度洋扇區海洋水團性質和劃分方面已取得重要進展，而在鹽度長期變化與大尺度環流異常的聯系等方面仍需深入。本文探討了南極印度洋扇區長期持續的海表面高鹽異?，F象與AAO、IOD 等環流異常的聯系，主要利用實測CTD 和EN4數據詳細分析了該海區高鹽異常的時空分布特征，進而從AAO、IOD 影響下的大尺度環流和局地過程的角度，討論這一海表面高鹽異常的影響機理。

2 數據

2.1 鹽度數據

EN4 數據[19]為經過質量控制的實測海洋溫鹽剖面再分析數據，包含Argo、WOD09、ASBO（Arctic Synoptic Basin-wide Oceanography）以及美國GTSPP（Global Temperature and Salinity Profile Programme）實測廓線。由英國氣象局哈德利氣候變化中心（Met Office Hadley Centre for Climate Change）提供，目前版本為EN4.2.1。本文采用的是其全球海洋溫鹽場月均數據，空間分辨率為1°×1°。根據Durack 和Wijffels[3]計算全球溫鹽趨勢的研究，并考慮了數據網站對2019-2020 年EN4鹽度數據的使用提示，本文選定南極印度洋扇區（60°～71°S，30°～120°E）為研究海域，選取1950-2018 年的鹽度資料進行分析。

WOD18（World Ocean Database 2018）[20]數據由政府間海洋學委員會（IOC）下設的“國際海洋學數據和信息交換”計劃（IODE）和美國國家海洋和大氣管理局（NOAA）的國家環境信息中心（NCEI）共同提供（以下稱WOD 數據），經月平均處理后，得到該海域1981-2018 年間的鹽度時間序列。

海豹數據[21]由MEOP（Marine Mammals Exploring the Oceans Pole to Pole）收集并發布（以下稱MEOP 數據），根據安置在海豹身上的CTD 等儀器，獲得各海域的物理、生物、地質、化學等海洋變量的實測資料。本文采用澳大利亞海洋集成觀測系統（Integrated Marine Observing System，IMOS）、德國PANGAEA 數據中心以及法國提供的南極印度洋扇區海豹數據資料，選取南極印度洋扇區中溫鹽結構較為合理、具有代表性的溫鹽廓線，得到該海區2004-2018 年溫鹽數據。

2.2 大氣數據

本文采用的大氣再分析數據為哥白尼氣候變化服務中心提供的ERA5 全球再分析產品[22]，數據包括1978 年至今的大氣變量，比ERA-Interim 覆蓋了更長的時段、提供更多的變量且具有更高的時空分辨率，數據網址為：https://cds.climate.copernicus.eu/。本文使用月均的10 m 風速、海平面氣壓、蒸發和降水數據，數據空間分辨率為0.25°×0.25°，時間范圍為1979-2018 年。此外，大尺度環流指數包括AAO 指數和IOD 指數[23]，它們分別由NOAA 下設的氣候預測中心（Climate Prediction Center，CPC）、全球氣候觀測系統（Global Climate Observing System，GCOS）提供。

2.3 海冰數據

海冰密集度數據[24]由美國國家冰雪數據中心（NSIDC，https://nsidc.org/）提供，本文采用Passive Microwave Sea Ice Concentration v3 的月均數據。該數據的空間分辨率為25 km×25 km，時間范圍為1980 年1 月至2018 年12 月。目前，與其他兩種海冰密集度算法的結果相比，基于該版本數據得到的南極海冰密集度與實測數據相比，誤差最小[25]。本文選取了1980-2018年的海冰密集度月均數據。

3 南極印度洋扇區鹽度變化

3.1 表層分布

印度洋扇區是南極海表面鹽度長期變化的關鍵區之一。60°S 以南的南極海表面鹽度EOF 分析的第一、第二模態及時間序列，均體現了印度洋扇區高鹽現象的出現與持續（圖1）。第一模態方差貢獻率約23.1%，1950-2018 年南極海表面鹽度變化基本一致，總體而言東南極比西南極變化更顯著。其中，南極印度洋扇區（30°～120°E）的鹽度變化最為顯著，南極半島西側的別林斯高晉海與威德爾海以西海域的鹽度變化次之。結合時間序列的變化可以發現，在2008年之前，60°S 以南的海表面鹽度變化較小，季節變化并不明顯；此后，南極表層鹽度由負異常逐漸轉變為顯著的正異常。2008-2018 年，時間序列則表現為持續鹽度正異常疊加以顯著的季節變化（圖1a）。濾掉季節變化后，這種持續顯著的高鹽異?，F象仍然存在，可能與大尺度環流異常有關（4.1 節）。

圖1 1950-2018 年60°S 以南的EN4 海表面鹽度EOF 分析結果Fig.1 The first two EOFs of EN4 sea surface salinity in the south of 60°S from 1950 to 2018

海表面鹽度的偶極子分布是南極鹽度變化的重要特征之一，主要出現在第二模態，其方差貢獻率為10.5%。這種分布特征可能與南極海冰偶極子（Antarctic Dipole，ADP）[26]密切相關，也可能與兩個海區存在深層水的上涌有關。這種鹽度偶極子分布與EOF1的關鍵區明顯不同，表現為南極印度洋扇區與羅斯海的海表面鹽度呈同相變化，而與南極半島周邊海域的海表面鹽度則為反相變化。2008-2018 年印度洋扇區與羅斯海均呈現顯著的增鹽趨勢，也有利于南極海表面的高鹽異常持續存在。EOF 前兩個模態均顯示，2008-2018 年60°S 以南海表面鹽度表現出明顯的季節振蕩增強。

南極印度洋扇區的實測資料也顯示2008 年后持續顯著的海表面高鹽異常（圖2a）。EN4 數據與實測資料的表現基本一致，低鹽特征在2008 年以后幾乎發生了逆轉。依據這種鹽度變化特征，本文以1979-2002 年、2008-2018 年兩個時段（通過置信度為99%的均值檢驗），重點探討該海域鹽度的長期變化。小波分析的結果同樣也顯示，表層鹽度在前一時間段主要表現為無明顯周期性的低鹽特征，而在近年來（2008-2018 年）表現出季節性和年際變化相疊加的高鹽特征，兩個時段間表層鹽度增加了0.2。2008 年開始持續性地出現12～16 個月、32 個月的顯著周期（通過置信度為95%的顯著性檢驗，圖2b）。兩個時段的WOD 和MEOP 資料，也證實了該海域前期低鹽、后期高鹽的特征，其鹽度變化可達0.8。我們同時也發現，海豹MEOP 數據所表現出的高鹽現象更為顯著，這可能是由于海豹記錄時間與生活習性有關。而2008 年后的WOD 數據主要集中在低鹽的夏季，數據連續性明顯不如海豹MEOP 數據，故該時段的實測數據主要參考了MEOP 數據。

圖2 南極印度洋扇區表層鹽度變化（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)

南極印度洋扇區的表層高鹽異常主要集中在南極沿岸，MEOP、WOD 數據實測數據更為清晰的呈現出近年來的高鹽異常特征（圖3）。2008-2018 年表層鹽度為33.9±0.09，在埃默里冰架、沙克爾頓冰架及鄰近冰間湖附近海域出現顯著的高鹽特征，如沙克爾頓冰架（Shackleton Ice Shelf，SIS）及其以北海域（95°～115°E）出現鹽度高于34.5 的高鹽冰架水；達恩利冰間湖（Darnley Polynya，DP）附近（62°～81°E）也存在這一高鹽水，但分布范圍較前者而言更為集中。相較而言，前一時間段內的絕大部分海域表層海水鹽度低于33.9，埃默里冰架前緣出現鹽度低至33.4 的低溫低鹽的普里茲灣表層水，僅在沿岸的達恩利冰間湖附近海域存在高鹽水體，且較2008-2018 年更為集中也鹽度偏低[11,18]。

圖3 MEOP、WOD 與EN4 數據給出的1979-2002 年(a)、2008-2018 年(b)的南極印度洋扇區表層鹽度分布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

對比兩個時段EN4 數據鹽度的空間分布可以看出，南極印度洋扇區的海表面鹽度在沿岸明顯較大。與前一個時間段相比，2008-2018 年33.9 等鹽線由南極沿岸向北退縮，高鹽水體基本占據了65°S 以南的南極印度洋扇區沿岸海域（圖3b中的灰實線）。95°E 以西、65°S 以北的深海平原是低鹽表層水僅存的影響區域。前一個時間段的等值線以60°E 的沿岸為中心向外海延伸，鹽度逐漸變小。在此期間，海表面鹽度基本低于33.9。在后一個時間段內，等鹽線以60°～70°E、110°E 的沿岸海域為中心向外海延伸，中心沿岸海域鹽度高于33.9，體現出南極印度洋扇區的海表面鹽度增大、高鹽范圍增加。

3.2 垂直結構

鹽度垂直結構的變化主要集中在200 m 以淺的上層海洋（圖4a）。考慮到2008-2018 年表層鹽度季節變化增強（圖1），本文選擇海表面鹽度年變化顯著且與海冰季節性生消密切相關的冬季（7 月）、夏季（2 月）的實測WOD 與MEOP 數據的鹽度廓線，兼顧了觀測數據點盡可能多、覆蓋的時間也較長，并且能夠反映鹽度垂直廓線在1979-2018 年的逐年變化。鹽度在不同季節的年際變化表明，不論是海冰生成、海表面鹽度較高的冬季（圖4b），還是在海冰消融、海表面鹽度較低的夏季（圖4c），南極印度洋扇區表層及次表層的鹽度在2008 年后均表現出明顯的高鹽異常。

2008-2018 年的上層海洋鹽度比1979-2002 年平均鹽度明顯增大（圖4a），增鹽現象在50 m 以淺尤為顯著。鹽躍層深度約為100 m，躍層以上水體的鹽度隨深度變化較小。主要的增鹽區域集中在62°～81°E之間的沿岸海域（圖3），這里分布著達恩利冰間湖、麥肯齊冰間湖和普里茲灣冰間湖，高鹽異常與冰間湖的結冰析鹽過程密切相關[16]。在海冰生成期間，100 m以淺的海水均存在鹽度明顯增大現象。此時躍層較深，上混合層厚度可達120 m。表層水體在海冰融化期間則表現為鹽度降低（圖4c），上層海洋對流明顯減弱，躍層甚至淺于50 m，并且150 m 以深的鹽度亦有所增加。年均鹽度廓線清晰的呈現出這一高鹽異常的垂直結構變化，與1979-2002 年相比，2008-2018年的平均鹽度的高鹽異常主要發生在0～50 m 的表層、150～500 m 的深層，而在次表層50～150 m 深度內略有變淡。其中，次表層的變淡可能與史久新[27]所概述的變性繞極深層水攜帶的熱量入侵冰腔所導致的底部融化有關?？傮w說來，躍層在2008-2018 年明顯減弱，這可能與深層水變化有關。

圖4 南極印度洋扇區兩個時段的實測年均鹽度(a)、各年7 月(b)和2 月(c)鹽度的垂直廓線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

南極印度洋扇區鹽度經向斷面在前后兩個時間段的對比，體現了高鹽陸架水的向北擴張，以及繞極深層水涌升的增強。圖5給出了兩個時段經向斷面的鹽度（陰影）、溫度（等值線）結構。黑色實線（34.2 等鹽線）指示的是南極印度洋扇區冰間湖結冰析鹽產生對流，使得表層水與深層高鹽水發生混合的等鹽面[16]。在前一時間段內，低溫低鹽的水體廣泛存在于60°S 以南、50 m 以淺的近表層，50 m 以淺的水體分層明顯。南極幅散帶附近、鹽度大于34.5 的繞極深層水集中于150 m 以深，其北側的水體鹽度較低而南側高。2008-2018 年期間近表層水體增鹽明顯。繞極深層水上涌以63°S 為核心，更為集中并向南入侵，出現高鹽的繞極深層水顯著入侵陸架。34.2 等鹽線爬升至50 m 以淺，最淺可達20 m。Guo等[28]在普里茲灣的研究也發現了變性繞極深層水涌升入侵陸架，上層低鹽水明顯向北堆積，鹽度低于34.2 的水層明顯變薄，表明表層水與深層水混合可以發生在更淺深度上。100 m 深度附近的繞極深層水向上層海洋的入侵更明顯。此外，北擴的高鹽陸架水與南侵的繞極深層水之間的溫鹽梯度也變得更大。

圖5 1979-2002 年(a)和2008-2018 年(b)南極印度洋扇區EN4 經向溫（等值線，單位：°C）鹽斷面Fig.5 Meridional mean salinity and temperature(isoline,unit:°C) sections in ISO (30°-120°E) during 1979-2002 (a) and 2008-2018 (b)

從整個斷面來看，2008-2018 年間高鹽陸架水體積顯著增大，繞極深層水上涌增強，近岸（65°S 以南）上層水體混合更加均勻。北擴的高鹽陸架水直接影響了印度洋扇區高鹽異常的水平分布與垂直結構，而繞極深層水的涌升對表層水體增鹽也有很大促進作用[28]。以上高鹽異?，F象出現及持續時間與近年來AAO、IOD 正位相密切相關，為深入探究與兩者的可能聯系，下文著重從大尺度環流異常和局地過程的角度進行討論和分析。

4 大尺度環流的作用

4.1 AAO、IOD 的影響

AAO、IOD 正位相期間南極印度洋扇區海表面表現出顯著的高鹽異常（圖6）。依據AAO 和IOD 指數，確定大尺度環流異常（超出1 倍方差）的顯著年份（表1）。大尺度環流異常年份下表層鹽度異常（SSSa）的合成分析與EOF 分析結果（圖1）相似，南極印度洋扇區、南極半島-威德爾海附近海區在AAO、IOD 正位相期間均出現顯著的高鹽異常，羅斯海及其鄰近海域則表現為鹽度負異常。AAO 與IOD 負位相期間，南極印度洋扇區也呈現出顯著的鹽度負異常。環流指數的時間序列顯示，自2008 年以來AAO 與IOD 主要表現為正位相（表1），是導致南極印度洋扇區的高鹽異常長期存在（圖2）的主要大尺度環流背景。為探究大尺度環流系統對高鹽異常的影響，本文分析了AAO、IOD 指數與南極印度洋扇區SSSa 時間序列的超前滯后相關（圖略），結果表明對于SSSa 低頻變化，特別是年際尺度上的變化，AAO 超前1～2 年時正相關系數最大（r≥0.7），而IOD 超 前1～2 年和6～10 年有顯著正相關（r=0.6～0.7），相關系數均通過95%的置信檢驗，這在某種程度上表明AAO 較IOD 的影響更顯著。

圖6 1979-2018 年間AAO、IOD 指數序列與環流異常期間的南極海表面鹽度異常合成分析結果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 年間AAO、IOD 指數的環流異常年份Table 1 The anomaly years of AAO and IOD indices from 1979 to 2018

大尺度環流異常（AAO 與IOD 正位相）主要通過風場旋度、海冰生消影響南極印度洋扇區的海表面鹽度變化。本文利用多年逐月的大氣要素（包括風、氣壓、蒸發和降水）和海冰密集度進行合成分析用以探究AAO 和IOD 正、負位相的不同響應過程。圖7等值線表示海表面氣壓異常（實線代表正異常，虛線代表負異常），陰影表示風場旋度異常。AAO 與IOD正位相時60°S 以南的南大洋表現為較為一致的氣壓場和風場旋度的響應，體現為強勁的風場旋度負異常與低壓異常，這種影響在冬季（6-8 月）體現得更加明顯（圖7），以AAO 正位相時的南極印度洋扇區最為顯著。風場旋度異常通過增強埃克曼抽吸，促進繞極深層水涌升，有利于對流混合過程產生海表面的高鹽異常。這種作用在靜力穩定度較差的南極印度洋扇區影響更加明顯[29]。海冰異常的響應主要發生在秋季（3-5 月）海冰生成期間，因秋冬季風場異常無明顯變化，故圖8將秋季海冰和冬季風場異常進行合成分析。AAO、IOD 正位相期間，西風帶向極移動，南極沿岸東風向南退縮，南極印度洋扇區沿岸出現強勁的西風異常，促進海表面氣溫降低，有利于海冰的生成、結冰析鹽產生的高鹽水的向北輸運[30]?？v觀60°S以南的南大洋，威德爾海對AAO、IOD 正位相的響應過程與印度洋扇區相近，在羅斯海則明顯不同，尤其是IOD 正位相期間的秋季海冰異常。

圖7 南極冬季海表面氣壓異常與風場旋度異常的合成分析Fig.7 The composite analysis of sea surface pressure anomaly and wind curl anomaly in the Antarctic in winter

圖8 南極冬季風場異常與秋季海冰密集度異常的合成分析Fig.8 The composite analysis of winter wind anomaly and autumn sea ice concentration anomaly in the Antarctic

比較AAO 和IOD 不同位相期間的大氣和海冰變化，也表明大尺度環流異常的響應過程是影響印度洋扇區鹽度變化的重要因素。如AAO 與IOD 負位相期間，南極印度洋扇區的風場與氣壓場呈顯著的正異常（圖7），不利于繞極深層水的上涌與表層結冰析鹽產生的鹵水進行對流混合[11]，上層水體增鹽受到阻礙。IOD 負位相期間僅在南極60°～90°E 范圍內表現出弱的海冰正異常（圖8），60°S 以南的西風也較弱，主要表現為東風異常，水體向岸積聚，不利于暖而咸的深層水上涌以及混合增密過程的持續[31]。

4.2 局地過程的響應

在大尺度環流異常的背景下，局地風場剪切與蒸發的增強也是高鹽異常的重要影響因素。根據前文分析得到的南極印度洋扇區的典型高鹽異常區（圖3的SIS 和DP 附近海域），著重探討了SSSa 與局地風場（緯向風、風場旋度）異常的滑動相關關系（圖9）。圖中虛線指示95%的顯著性檢驗域。

圖9 高鹽異常區（圖3）的SSSa 與局地風場的滑動相關Fig.9 The running-mean correlation coefficients of zonal wind anomaly and wind curl anomaly with SSSa in the positive salinity anomaly (Figure 3 )

滑動相關的結果表明，2008 年后，緯向風異常、風場旋度異常共同促進了高鹽異常區（SIS、DP 區）的高鹽異常。在SIS 附近海域，緯向風與高鹽異常的正相關在前一時段短暫存在，而在2008-2018 年間則顯著增強，與此同時局地風旋度負異常與高鹽異常表現出持續的負相關，這種影響主要表現為局地風旋度負異常下，增強的埃克曼抽吸對高鹽深層水涌升的促進作用。西風異常與局地風旋度負異常的影響在DP附近海域也有明顯體現，2008-2018 年間，緯向風與SSSa 的相關性也由負變正，對高鹽異?，F象具有促進作用。這是由于近年來AAO、IOD 正位相下的西風增強有關。西風風速增大且向極移動，增強了水體離岸的?？寺斔汀Ｓ捎谘a償作用，沿岸高鹽深層水上涌，與表層高鹽水的混合得到促進。同時，沿岸的東風減弱[12]，減少了表層的湍流熱通量使海表面的溫度降低[32]，使表層水體在對流混合過程中仍具有持續生成海冰并產生高鹽水的能力。

此外，AAO 與IOD 正位相顯著增強了沿岸海域的蒸發，對該海區海表面鹽度的增大有直接影響（圖10），相較而言降雨的變化影響不大。圖中陰影表示蒸發異常，實線（虛線）表示降水正（負）異常。與1979-2002年相比，2008-2018 年南極印度洋扇區的海表面蒸發明顯增強，尤其集中在沿岸冰間湖、SIS 附近以及65°S 以北、55°E 以東的海域。這種特征在AAO、IOD正位相下體現得更加明顯。

圖10 蒸發異常與降水異常在1979-2002 年、2008-2018 年兩個時間段的平均態與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

當IOD 處于較強正位相時，緯向風的經向梯度增強，向極移動的西風與減弱的東風使沿岸的風場剪切增大；另一方面，從熱帶到印度洋東部的羅斯貝（Rossby）波列能夠調節海冰帶附近的氣旋活動[13]。這兩種作用都能在南極印度洋扇區激發更多的氣旋式環流[32]，促進海表面蒸發的增強。同時，AAO 正位相也有利于氣旋頻率增大[33]，這種蒸發的增強應是AAO 與IOD 的共同影響。

5 總結與討論

本文采用實測MEOP、WOD 資料和EN4 再分析數據對60°S 以南的南極海表面高鹽異常現象進行分析，探討大尺度環流（AAO 和IOD）異常的影響。EOF分析表明，印度洋扇區是南極海表面鹽度長期變化的關鍵區之一。2008-2018 年間，該海區海表面鹽度變化表現為持續的高鹽異常，并疊加以顯著的12～16個月、32 個月的變化。這種高鹽異常集中在SIS 和DP 附近海域。高鹽異常的影響深度加深，100 m 以淺的水體均存在鹽度明顯增大的現象，其中冬季是最顯著的?；旌蠈觾鹊牡望}水向北退縮，65°S 以南的水體明顯咸化，致使高鹽陸架水的體積增大，繞極深層水涌升增強且顯著入侵，兩種高鹽水體間的混合變得更加均勻。

此高鹽異?，F象與近年來大尺度環流AAO、IOD持續的正位相及其在局地產生的影響有關。在AAO 與IOD 的正位相下，南極印度洋扇區表現出顯著的風場旋度負異常與低壓異常，增強了?？寺槲c高鹽繞極深層水的上涌，有利于對流混合過程產生海表面的高鹽異常。同時，西風顯著增強并向極移動，有利于海冰大量生成，發生在冰間湖與冰架底部冷冰腔的結冰析鹽過程能夠提供大量高鹽水。另一方面，增強的西風使離岸的水體輸送增強，繞極深層水在近岸涌升并入侵陸架，與表層結冰析鹽的高鹽水發生對流混合，且埃默里冰架的冷冰腔有利于高鹽陸架水的生成，并且阻礙了高溫、高鹽的繞極深層水融化冰架底部[27]，有利于該高鹽現象的維持。AAO 與IOD 的局地影響在SIS 和DP 兩個高鹽異常區表現得最為顯著。2008 年后緯向風異常與高鹽異常呈持續顯著的正相關，體現沿岸西風異常促使SIS 與DP 附近水體的離岸輸送，由于補償作用，沿岸高鹽深層水與表層高鹽水的混合得到促進。2008-2018 年期間，AAO 與IOD 持續的正位相增大了沿岸風場剪切，增強該海區的海表面蒸發，對高鹽異常有直接的促進作用。這種影響在達恩利冰間湖、麥肯齊冰間湖、普里茲灣冰間湖、沙克爾頓冰架附近海區體現得更加顯著。

在南極印度洋扇區，持續的強風維持了海表面較長時間的低溫環境，使下層暖水上涌帶來的熱量不足以抑制海冰的生成，使結冰析鹽作用與深對流過程能夠持續為海表面提供高鹽水。然而與南極印度洋扇區變化明顯不同，羅斯海并未出現如此顯著的高鹽異常，這可能是由于IOD 正位相下羅斯海產生顯著的北風異常，暖平流使海冰生成減弱，與AAO 正位相在此的作用相反。同時，本文還探索了厄爾尼諾-南方濤動與南極印度洋扇區的海表面鹽度異常的相關性，結果發現AAO、IOD 仍是主要影響因素。此外，本文發現海表面鹽度異常還表現出羅斯海與威德爾海的偶極子，這種分布特征可能與AAO 的變化有關[34]，及其在全球變暖背景下其對南極表層鹽度的影響仍待深入研究。

致謝：感謝國際MEOP 聯合會及其做出貢獻的國家收集并免費提供海洋哺乳動物數據（http://www.meop.net）；感謝哥白尼氣候變化服務中心（Copernicus Climate Change Service）提供的ERA5 數據資料。