海洋锋面是具有较大水平水属性梯度的狭窄、延长的区域。这些锋面存在于不同的空间和时间尺度上，从几公里到数千公里不等，持续时间从几天到全年不等。根据它们的持久性（寿命），锋面通常被分为短期锋面（在几周内消散）和长期锋面（持续一个月或更长时间）（Belkin和Cornillon，2007；Mauzole，2022）。海表温度（SST）的梯度是用于划分这些锋面的最常见属性，在热带海洋中，锋面之间的温度差异通常为2–5℃，但在极地地区这一差异可超过10℃（Belkin等人，2009）。
尽管长期以来通过现场观测已经识别出这些热锋面（例如，参见Cromwell和Reid，1956），但随着卫星SST数据的可用性，对其全球分布和演变的理解有了显著提高（Legeckis，1978；Belkin等人，2009）。利用高分辨率卫星衍生SST数据对海洋锋面进行全球测绘后发现，世界上某些特定海域锋面现象尤为明显（Belkin和Cornillon，2007）。这些锋面区域通常以其位置（如大陆架边缘、中部大陆架或沿海地区）或形成它们的过程（如上升流或河流径流）来命名。
这些锋面是动态活跃的区域，具有强烈的垂直速度，能够将大量营养物质从水下输送到表层（Rudnick，1996），从而使得锋面区域的初级生产力高于周围海域（Schick等人，2004；Klein和Lapeyre，2009）。因此，锋面区域还表现出独特的生物化学特征，但这种生物响应非常复杂，因为它取决于多种因素，如锋面的年龄（寿命）、背景环流和营养物质的可获得性（Sarma等人，2018）。虽然一些短期锋面具有较高的生产力（Solanki等人，1998；Solanki等人，2008；Vipin等人，2015；Sarma等人，2018；Kurian等人，2020），但长期存在的准静态锋面对生物和渔业有更深远的影响（Olson等人，1994；Bost等人，2009；Morato等人，2016）。因此，识别出具有强烈锋面活动的区域尤为重要，因为这些区域很可能具有更高的生物生产力。这些锋面的较高渔业潜力（Woodson和Litvin，2015；Miller等人，2015）常被用来划定潜在的渔业区（PFZs）（Fiedler等人，1984；Yamanaka，1988）。
阿拉伯海（AS）是大型海洋生态系统（LMEs；Belkin等人，2009）之一，已被发现存在多个持续存在的SST锋面热点（Belkin和Cornillon，2007；Sarkar等人，2019）。Belkin和Cornillon（2007）识别出的两个活跃的SST锋面位于阿拉伯海东北部（NEAS）的大陆边缘（图1a）。第一个是西印度大陆架坡度锋面（WISSF），位于大陆架边缘约200米处；第二个是西印度中部大陆架锋面（WIMSF），大致位于坎巴特湾（GoKb）入口处的40米等深线附近（图1b），这是一个位于印度西北海岸的狭窄漏斗形海湾（Nayak和Shetye，2003）。这两个主要锋面附近的另一个锋面是印度河口锋面（IEF），位于印度河三角洲入口处，特别是在卡奇湾（GoKc）和巴基斯坦海岸之间（图1a）。这些锋面几乎是静止的；它们具有明显的季节性，在11月至4月期间在SST数据中尤为明显（Sarkar等人，2019）。
尽管之前的研究已经探讨了海洋动力学与初级生产力（McCreary等人，1996；McCreary等人，2001；McCreary等人，2009；Lévy等人，2007）、浮游动物生物量或存量（Aparna等人，2022）以及渔业（Shankar等人，2019）之间的联系，但驱动NEAS中像WISSF和WIMSF这样的持续存在锋面形成的物理机制尚未得到详细研究。导致锋面形成的物理过程多种多样，其特性主要由它们形成的方式和地点决定。常见的机制包括，但不限于，河流羽流（Orton和Jay，2005）、大气通量的变化（Tozuka等人，2017）、边界流的平流（Xi等人，2022；Wang等人，2015）、沿海和赤道上升流（Castelao和Wang，2014）以及潮汐混合（Timko等人，2019）。
NEAS的环流受到北印度洋季节性变化的季风风的影响（NIO；参见McCreary等人，1993；Schott和McCreary，2001；Shankar等人，2002）。夏季，该地区的风从西南方向吹来，EAS大陆坡和大陆架上发生上升流，导致沿海地区出现高温梯度，并在EAS南部形成上升流锋面（Antony和Unnikrishnan，1992；Shetye等人，1994）；尽管这种上升流信号沿岸向极地方向减弱，但在印度西海岸北部和巴基斯坦海岸附近也能观察到（Nampoothiri等人，2022；Banse，1968）。AS的东边界流——西印度沿岸流（WICC；Shankar和Shetye，1997）在夏季向赤道方向流动，将高盐度的水从NEAS输送到SEAS。冬季，风向逆转，从东北方向吹来，这种干燥、寒冷的风导致NEAS北部强烈的对流混合（Banse，1968；Shetye等人，1992；Madhupratap等人，1996；Shankar等人，2016；Vijith等人，2016）。WICC在冬季向极地方向流动，将温暖且低盐度的水向北输送（Shetye等人，1991；Shankar等人，2002；Shankar等人，2016；Vijith等人，2016）。WICC的极地方向流动与沿岸风相反，这是由于Kelvin波的作用，这种波由孟加拉湾和赤道印度洋等远距离地区的风产生（McCreary等人，1993；Shankar和Shetye，1997；Shankar等人，2002；Amol等人，2012；Amol等人，2018）；这种远距离驱动的Kelvin波的季节性周期也是夏季季风上升流的主要驱动力（Shankar和Shetye，1997）。该地区还富含中尺度涡旋，这些涡旋主要在冬季沿大陆边缘形成，与WICC相关的不稳定性有关（Varna等人，2023；Varna等人，2025）。
除了这种风驱动的环流外，由于该地区存在广阔的大陆架和狭窄的海湾（图1a），NEAS还具有强烈的潮汐环流（Unnikrishnan等人，1999；Nayak和Shetye，2003；Testut和Unnikrishnan，2016；Subeesh等人，2013）。在大陆架边缘，潮汐流的强度可超过30厘米/秒，在像GoKb这样的浅水区可达到200厘米/秒（Subeesh等人，2013；Sil等人，2022；Mandal，2024）。潮汐流与陡峭地形的相互作用在大陆架边缘和大陆坡产生内部波，并在NEAS引发强烈的垂直混合（Subeesh和Unnikrishnan，2016；Subeesh等人，2021；Girishkumar等人，2024）。
在这项研究中，我们研究了NEAS中WISSF和WIMSF的形成过程。我们使用了针对印度西海岸配置的高分辨率（约2.3公里）区域海洋建模系统（ROMS）的模拟，其中包含了真实的大气和边界强迫条件。研究表明，导致WISSF和WIMSF形成的关键过程是空气-海水交换和WICC的平流；大陆架上的潮汐流也很重要。本文的结构如下：第2节描述了数值模型设置，第3节验证了模拟的SST和洋流，第4节展示了NEAS中的模拟SST锋面，以及这些锋面的形成机制、大气强迫和边界流的作用，第5节讨论了潮汐强迫的作用，第6节总结了结果并讨论了其意义。
