近年来，印度洋凭借其强大的吸热能力在调节全球气候方面扮演了极为重要的角色。但在垂向上，南印度洋热含量的长期变异趋势差异明显（图1）。表层普遍增暖，以40°s-50°s的南大洋增暖最为显著，可向下延伸到2000m，其次位于20°s-30°s的南印度洋，可向下延伸到超过400m。此外，南印度洋次表层广泛变冷，主要位于40°s以北。需要注意的是，在26.5σθ等密度面以上，~20°s以北的次表层海水变冷，以南的则变暖。
图1基于(a-b) oras4，(c-d) soda，(e-f) ishii，(g-h) cnrm，(i-j) gfdl-cm3，(l-m) argo数据得到的南印度洋和南大洋纬向平均热含量的eof分解第一模态。
我院物理海洋学团队基于一系列再分析资料、模式输出和观测资料，发现南大洋正在经历的显著增暖可通过两种途径影响南印度洋次表层海水的热量再分配过程。首先，南大洋海表净热通量的增加导致了表层海水的增暖和局地更为深厚的对流层，通过抑制热带外大气的斜压不稳定迫使hadley环流下沉支/西风带南移，进而在风应力旋度的驱动下整个副热带环流圈向极地偏移（图2），这导致南印度洋海水在位势密度槽的向赤道一侧变冷，向极地一侧变暖，产生图1所示的时空分布。
图2 (a) 1960-2010年平均海表净热通量(w m-2). (b) 26.0和26.9σθ等密度面在南大洋露头区域平均的海表净热通量(黑线)及其趋势(红线). (c)26.0和26.9σθ等密度面在南大洋露头区域平均的海表净热通量(黑线)，对流层高度(蓝线)和hadley环流下沉支纬度(红线). (d) 1960-2010年平均、纬向平均风应力旋度(黑线)及其趋势(蓝线)。
其次，南大洋增暖产生的变冷或变暖信号可进一步沿着等密度面，经由经向翻转环流向北传输，直达热带海域，所需时间约为10年（图3）。综上，南大洋，作为与南印度洋联系更为直接的邻居，其增暖过程可在年代际和多年代际两个时间尺度上对南印度洋次表层的热量再分配过程产生重要的调节作用。
图3纬向平均的位势温度异常沿26.0-26.9σθ等密度面的时空分布。
论文链接：
yang, l., murtugudde, r., zhou, l., & liang, p. (2020). a potential link between the southern ocean warming and the south indian ocean heat balance. journal of geophysical research: oceans, 125, e2020jc016132. https://doi.org/10.1029/2020jc016132
