基于Argo观测的太平洋温、盐度分布与变化（Ⅱ）：盐度

2015-03-22张春玲许建平

海洋通报 2015年1期

张春玲，许建平

（1.上海海洋大学海洋科学学院，上海 201306；2.国家海洋局第二海洋研究所，浙江杭州 310012；3.卫星海洋环境动力学国家重点实验室，浙江杭州 310012）

海水温度和盐度是海洋学研究的两个基本要素，是许多海洋问题研究的基础变量。自20 世纪60年代起，即有学者利用数量有限的测站资料绘制了全球大洋温、盐度的分布图，并对其分布规律作了较详细的描述。尽管这些研究结果使用的只是一些分散在各大洋中零散的、单一断面或单站的观测资料，但其揭示的许多海洋现象，使人们对海洋的基本状况有了初步了解和认识，奠定了现代物理海洋学的基础。这些调查结果也在近代的海洋科学丛书（冯士筰等，1999；侍茂崇，2004；叶安乐等，1992）中一直得到沿用。随着观测技术的不断进步，也有学者利用最新观测资料对海洋温、盐度的分布特征进行讨论。如，杨绪琳等（1999）利用1986-1987年首次环球科学考察和第三次南极考察实测的盐度资料，研究了三大洋表层盐度的分布特征；Gregg（1976）利用赤道太平洋海域的六个断面观测资料，研究了赤道潜流区的温、盐度微结构特征。但以上这些研究使用的资料都是在不同时期、采用不同仪器观测得到的，其时空连续性不能得到较好的保证，不同的仪器测量误差也各有差异，且获得的资料大都以专题研究或针对某个海域的研究为主，这就导致综合利用这些观测资料对整个大洋海盆尺度进行研究，特别是对表层以下海洋气候态、季节和年际变化的研究，分析结果势必会产生较大的误差。并且，有些传统测站资料（如，XBT）只有温度观测资料，对研究盐度的分布与变化带来一定的局限性。

国际Argo 计划的实施，为准同步、连续、大范围获取全球海洋环境资料、研究海洋内部结构，尤其是海洋环境要素的长期变化提供了难得的机遇（许建平，2002；朱伯康等，2001）。Argo 剖面浮标在十多年的时间内所获得的观测剖面数量，已远远超过人类在过去一百多年期间所得的温、盐度剖面总数，且其观测频次、同步性和覆盖面及观测资料的质量，都优于历史上采用调查船或局域锚碇浮标网（如TAO）得到的结果。因此，近年来Argo资料在海洋学领域的基础研究中已得到较广泛的应用。只是这些应用研究主要集中在利用单个或多个浮标漂移路径上的观测剖面来跟踪中尺度涡旋或海水的输运（Pan et al， 2005；Qiu et al， 2005；Uehara et al，2003；Zhou et al，2010）、利用某个海域中的一批浮标及其观测剖面分析水团的性质和海洋混合层的深度（Hosoda et al， 2006；Oka et al，2011；许建平，2006）、或通过数据同化构建Argo 网格资料集，以此来研究海洋混合层深度和海洋热含量的季节和年际变化特征（Dong et al，2008；Ohno et al，2004；陈大可，2011）等方面。利用Argo 资料数量多，时空连续性较强的特性，系统进行海洋基础要素的分析研究仍很鲜见。

本研究以太平洋海域为例，试图利用一个完全基于Argo 资料（未同化其他观测资料）重构的网格资料集，分析探讨2004－2011年期间温、盐度的气候态分布特征及季节和年际变化规律。通过再现人们所熟知的太平洋海域物理海洋基本现象，展示和分析海洋要素特征分布图及其年变化曲线，为物理海洋现象的研究提供较为系统的理论基础，同时也增强人们对应用Argo 资料进行科学研究的信心。限于篇幅，本研究分为Ⅰ（温度）、Ⅱ（盐度）两篇，本文为盐度篇。

1 资料来源与分析方法

本研究采用的Argo 网格化资料集由中国Argo实时资料中心研发，该资料集研究区域为整个太平洋海域，包含2004年1月-2011年12月逐月（共96 个月）、气候态及春（5月）夏（8月）秋（10月）冬（2月） 4 个季节的温盐数据（张春玲等，2013）。此资料集是完全基于Argo 观测剖面，利用梯度依赖相关尺度的最优插值客观分析方法（Zhang et al，2013），并结合温度参数模型法（张春玲等，2014）及Akima 外插方法（Akima，1970）构建的，水平分辨率为1°×1°，垂向分辨率随深度的增加逐渐降低，从海洋表层到2 000 m 水深范围内共分为间隔不等的26 层。盐度数据与历史观测（TAO、GTSPP 等）资料的最大均方根误差不超过0.09（张春玲，2013）。这里，分别选取0 m（表层）、150 m（次表层）、500 m（中层）和1 000 m（深层）等4 个代表层次，3 个代表断面（137°E、180°W 和8°N），和沿180°W 经向断面上的5 个代表性站点（即30°S、30°N、0°N、55°S、55°N），分析和探讨太平洋海域盐度的时空分布特征和变化规律。研究海域及代表性断面、站点位置见图1。

图1 研究海域及其代表性断面、站点位置

2 盐度的分布与变化

2.1 气候态分布

表层，太平洋海域盐度分布（图2a）明显呈两高三低的分布特征，两个高盐区（>35.0）分别位于南、北亚热带海域，且南部高盐区中的最高盐度值（>36.5）要明显高于北部（>35.3），南半球高盐区范围也明显大于北部，其北部高盐中心位置处于北太平洋中部约25°N，170°W 附近海域，而南部高盐中心位置则偏向南半球的东部，处于约17°S，120°W 的东部海域。3 个低盐区（<34.5）则分别位于南、北亚极地海域和热带海域。亚北极海域盐度普遍低于33.0，而亚南极海域盐度则要高些，基本在33.8～34.5 之间；热带海域低盐区（34.0～34.5）则呈带状分布，处于6°N-13°N 之间，并表现为两个低盐中心，一个位于西部的棉兰老岛近海，其盐度值小于34.0；另一个位于东部的美洲西海岸，其盐度似乎比西部更低（<33.5）；东、西部两个低盐中心分别呈舌状沿约12°N 经线，由东向西，或由西向东伸展，并在太平洋中部汇合。由于该低盐带的存在，整个太平洋海域的盐度分布随纬度明显呈马鞍形特征，且同样不与赤道对称，而是偏向北半球约12 个纬度。同表层等温线分布一样，在南北纬40°之间，西部等盐线由低纬向高纬弯曲，而在东部，等盐线则由高纬向低纬弯曲，呈现了南、北亚极地低盐水分别沿南美洲和北美洲西海岸向赤道海域入侵的趋势。需要指出的是，在秘鲁沿岸的低盐区（<34.0），其低盐水不仅向北、向低纬度输送，而且还表现了沿约40°S 纬线由东向西输送。新西兰东南海域，这里等盐线如同等温线一样，呈舌状（<34.5）由南向北入侵（Bradford et al， 1978；Nelson et al， 2000；Vincent et al，1991）。同样，在约南、北纬40°附近海域，这里等盐线分布十分密集，存在明显的盐度梯度，标志着“极锋”所处的位置（叶安乐等，1992）。

次表层，太平洋海域盐度分布（图2b）同样呈两高三低的分布特征。不过，出现在副热带海域的两个高盐区（>35.0）的范围已有明显收缩，且最高盐度值也有所降低，北部为35.2 左右，南部为36.4 左右，而且其高盐中心位置西移。此外，南、北亚极地海域的低盐水向低纬度扩展的势力比上层显著，特别是沿北美洲西海岸南侵的亚北极水，已经进入了热带海域，导致低盐带在东部范围（约位于10°S-10°N 之间）明显扩大。

中层（图2c）的盐度分布与上层存在明显区别。上层两高三低（或马鞍形）的盐度分布特征已经不复存在，仅在澳大利亚的东部海域呈现了一块面积不大的相对高盐区（>34.8）。相反，南、北亚极地海域的低盐（<34.5）水范围却有明显扩展。亚北极海域的低盐水向南扩展到了20°N 附近，占据了北太平洋绝大部分海域，且在37°N 附近呈现了一个盐度低于34.0 的低盐核；而亚南极海域的低盐水则也北上至20°S 附近。沿赤道海域，呈现了一条盐度高于34.6 的相对高盐带，且其东部的范围要略大于西部。在这一层上，新西兰东南海域依然存在低盐水（<34.3）由南向北入侵的迹象。

到了深层（图2d），太平洋海域盐度分布已十分均匀，整个研究海域的盐度值介于34.3～34.7 之间。热带海域呈相对高盐区（>34.5），南、北副热带海域呈现了两个相对低盐区（<34.4）。需要指出的是，在南纬55°以南的亚极地海域，呈现了另一条相对高盐带（>34.5），其最高盐度值超过34.7。

图2 气候态盐度大面分布

图3 给出了纵贯太平洋180°W 断面上的盐度分布。在该断面上，盐度同样呈两高三低的分布特征。两个高盐（>35.0）区分别位于南、北纬副热带海域，且南北不对称的分布特征也很明显，南半球高盐区的范围和盐度值均要比北半球大而高。在南半球，高盐区范围处于5°N-38°S 之间，最深处可达420 m，其中心最高盐度值可达36.0；而在北半球，高盐区范围仅限于24°N-30°N 之间，且厚度仅在200 m 以内，其中心最高盐度值也仅为35.3。南北两个高盐区被位于约12°N 附近的一个低盐（<34.8）区分隔，且在200 m 水深以下有明显的来自亚北极的低盐（<34.5）水涌升的迹象，始终将上层的高盐区一分为二。在南、北亚极地海域，明显呈现两个低盐（<34.5）区。在南半球，来自南部的亚南极低盐水与副热带的高盐水相遇，在38°S 附近的500 m 上层，等盐线分布密集，形成较强的盐度水平梯度；500 m 层以下，部分亚南极低盐水侵入到副热带海域高盐块的下方；而在北半球，亚北极低盐水与副热带高盐水大约在40°N附近海域相遇，同样在500 m 水深以浅形成较强的盐度水平梯度；500 m 层以下，低盐水不仅楔入副热带高盐水之下，且不断涌升，可以抵达18°N、200 m 水深附近。需要指出的是，在该断面上，亚北极低盐水的范围要比亚南极低盐水盘踞的区域大得多，且盐度前者（<33.1）也要比后者（<34.0）低得多。

图3 沿180°W 经线断面盐度分布

图4 为沿8°N 纬线断面上的盐度分布。不难看出，在这条断面上，不存在明显的高盐或低盐块（核），而以高、低盐度带（区）取而代之。75 m以浅呈现了一片低盐区（或带），且在断面的两端，盐度（<34.0）更低。次表层存在一个盐度大于34.7 的高盐带，其中，高盐中心（>34.8）处于约150 m 水深附近，且分为东、西两块，东部高盐带位于120°W 以东，而西部高盐带则位于160°W 以西。该高盐（>34.8）带向东西伸展且向上抬升，导致75 m 上层的低盐区（<34.5）一截为二，成为太平洋东、西部的两个低盐带。次表层高盐区以下，直到1 000 m 深层，则由一片盐度相对均匀的次低盐度（<34.6）水盘踞。此外，在断面的西部，约130°E 的西太平洋海域，200 m 层以下的一条狭窄区域内，还可以看到盐度更低（<34.5）的海水，这恰好与该断面上等温线上翘的位置相对应，而在150 m 层温、盐度气候态大面分布图上，这一区域同样呈现为低温、低盐，或许代表了棉兰老冷涡所在的位置（Lukas et al，1991；Qu et al，1999）。

图4 沿8°N 纬线断面盐度分布

2.2 季节变化

由图5 可以看出，冬季和夏季的表层盐度分布也有明显不同：位于南半球副热带海域的高盐区范围（由35.5 等盐线所包络的区域），冬季约在10°S-30°S 之间，而夏季则在5°S-25°S 之间，冬季的最高盐度值（～36.6）也高于夏季（～36.5）；热带低盐带中东、西部的两个低盐中心，其盐度值夏季比冬季低约0.2～0.5，且夏季向中部扩展的势力更强；北半球的高盐区范围（由34.5 等盐线所包络的区域），冬季也明显大于夏季；在亚北极海域的同纬度相比，冬季盐度值比夏季高约0.2～0.4。

图5 表层盐度大面分布（上：冬季；下：夏季）

与温度相似，中层（图6）盐度分布并无明显的季节变化，但同纬度相比，冬季的盐度值仍稍高于夏季。热带海域的相对高盐带，冬季向西扩展的势力较夏季更强，即34.6 等盐线所包络的范围，冬季大于夏季。在太平洋东岸，亚南极低盐水北上的势力，夏季比冬季更明显。

在沿180°W 经线断面（图7）上，同样可以看出，同纬度上冬季盐度值明显高于夏季。虽然位于南、北副热带海域的两个高盐中心的影响深度，在冬、夏季并没有明显区别，但其冬季的最高盐度值要比夏季高约0.1；南北纬40°之间，近表层（50 m 以浅）低盐带中的盐度值，冬季要比夏季低约0.1～0.4；且夏季亚北极低盐水在500 m 层以下的上升势力，以及亚南极低盐水在200 m 以浅向低纬度扩展的势力，都要比冬季强。

图6 中层盐度大面分布（上：冬季；下：夏季）

图8 给出了西北太平洋海域137°E 断面上的盐度分布。由于该断面仅位于北半球的热带和亚热带海域，其盐度分布与180°W 经向断面相比明显存在不同。由图可见，断面上盐度分布明显表现为上、下层低盐，而次表层高盐的“三明治”结构；在断面南部和北部区域，70 m 以浅也存在两个低盐（<34.5）水域，且南部的低盐水一直可以伸展到17°N 附近，而北部低盐水仅出现在约28°N 以北区域；在低盐水层之下，则被一片盐度大于34.7的高盐水所占据，其高盐核（>35.0）位于150 m水深附近。该高盐水块的厚度由南向北不断增加，在断面北部最深处可达350 m，且在24°N 附近海域可以直达表层。在高盐水块的下方，分布着一个范围更大的低盐（<34.4）水块，其低盐核（<34.2）位于700 m 水深附近，并呈楔状由断面北部的中层向南、向上涌升，其前端可以影响到次表层（约200 m）。受其影响，可以清楚地看到，次表层高盐核在7°N 附近被一截为二，且其冬季势力似乎比夏季更强。与冬季相比，夏季低盐中层水自北向南上涌的势力也较弱（郭忠信等，1989；李宏等，2012；张启龙等，1997）。

图7 沿180°W 经线断面盐度分布（上：冬季；下：夏季）

在8°N 纬向断面（图9）上，夏季，75 m 以浅表现为一片低盐带，断面中部较两端盐度稍高，但最高盐度值仅在34.5 以下；冬季，该低盐带中部（170°E-150°W）区域的盐度值（34.6）则要稍高些，使得低盐带呈现为东、西两个独立的低盐块。在次表层，高盐带同样分割为两块，且西侧的高盐块向东伸展范围，冬季比夏季更往东些，且愈向上抬升，从而导致表层低盐带一分为二。

2.3 年变化及年际变化

图10、图11 分别给出了2001－2011年期间太平洋海域盐度年变化和多年变化曲线。可以看到，盐度的时空变化特征虽远不如温度那么明显，但仍不失有一些规律性，主要体现在：

图8 沿137°E 经线断面的盐度分布（左：冬季；右：夏季）

图9 沿8°N 经线断面的盐度分布（上：冬季；下：夏季）

（1）由表层盐度年变化曲线（图10a）可以看出，亚北极海域的盐度分布具有较明显的周期性变化，最高盐度值（～33.28）出现在4月份，而最低盐度（～32.80）出现在9月份。其盐度年较差达0.40；北半球亚热带海域的表层盐度与温度变化类似，最高（～35.00）出现在8月份，最低（～34.75）出现在2月份，年较差约为0.25；赤道海域在2-5月份盐度（～35.35）较高，9～10月份略显低盐（～35.20），盐度年变幅为0.30 左右；而南半球盐度的变化远不如北半球明显，其年较差均不超过0.15。就地理分布而言，亚极地海域表现为低盐，而亚热带海域则表现为高盐，这与前述的盐度大面分布特征相一致。

（2）次表层（图10b）上，盐度虽然仍具有亚极地海域低盐、亚热带海域高盐的地理分布特征，但其年变化远不如表层明显，各个海域盐度年较差均不超过0.20。同样，几个代表性站点上，中层和深层（图略）的盐度年变化均不大，最大年较差均在0.10 以下。

图10 太平洋海域盐度年变化曲线（a：表层；b：次表层）

图11 2004－2011年期间盐度多年变化曲线（左：表层；右：次表层）

（3）在代表南、北半球亚极地区域的两个格点（图11（左））上，表层盐度每年大致呈一高一低的周期性变化，高低盐度差在0.30～0.45 之间。其中，南半球的周期性变化表现尤为突出，与图22a给出的盐度年变化特征相似，每年的4月份盐度最高，最低盐度则出现在每年的9月份。而赤道与副热带海域的盐度年际变化均没有明显的规律可循，副热带海域的盐度差在0.25～0.50 之间，而赤道地区的盐度差则达到1.00。南半球亚热带海域盐度最高（～35.70），比北半球同一海域（～34.90）高约0.80；赤道海域平均盐度约为35.20；亚北极海域盐度最低（～33.00），亚南极海域盐度（～34.20）比亚北极高1.20 左右。值得注意的是，在赤道海域，2004、2006 和2009年分别呈现3 次明显的降盐（最大可达0.6）过程；且在南副热带海域，2008年后盐度突然降低0.25 左右，直到2011年底，其盐度值仍要低于2008年前的平均盐度值。次表层（图11（右）），几个代表性格点上的盐度年际变化均比较复杂，且几无规律可循。在亚南极与赤道海域的盐度差相对大些，约为0.30，而副热带海域的盐度差则不超过0.15。亚北极海域的周期性变化也已不复存在。但其地理分布仍与表层相似，南半球海域（南副热带约为35.50，亚南极约为34.25）盐度仍要高于北半球（北副热带约为34.70，亚北极约为33.30）约0.80～0.95。而且在北半球的副热带海域，从2004年-2011年，虽然盐度略有起伏，但总体而言呈下降趋势，即盐度由2004年的34.7 缓慢降低到2011年的34.6；在亚北极区域，2007年后明显呈现一次降盐过程，直到2011年底，其盐度值也要比2007年之前的平均盐度低。

（4）与盐度的年变化规律相似，中层与深层（图略）的盐度多年（2004-2011年）变化幅度均不大，且盐度分布比较均匀。在中层，盐度值在34.0～34.8 之间，只有北半球亚热带海域盐度变化稍显剧烈，高低盐度差约为0.25，其余各代表点高低盐度差均不超过0.15。在这一层上，北半球亚热带海域（～34.2）的平均盐度要比亚南极区域（～34.3）低0.1。深层，盐度在34.35～34.55 之间，且各海域的高低盐度差均小于0.15。而亚热带海域的盐度表现为低盐，且南半球（～34.35）最低。

图12 给出的是盐度年际变化曲线，即，由2004年1月-2011年12月逐月的盐度数据减去多年月平均盐度值得到的盐度异常变化。由图可见，在赤道海域，表层盐度在2007年和2010年有一个明显的异常减小，最大振幅约为0.8，变化周期约为3年，与表层海温的周期相一致，中层盐度几乎没有明显的异常变化；北副热带海域的表层盐度表现出3-6 个月的年际振荡，振幅约为0.2；南副热带海域振荡周期明显延长，振幅稍小，500 m 中层年际振荡明显缓和；亚北极海域的表层盐度亦存在3-6 个月周期性振荡，振幅约为0.2，中层年际振荡比北副热带稍强；而亚南极表层和中层的盐度年际变化趋势与南副热带较为一致。总体来看，亚极地海域盐度受极地融冰影响更为明显，故盐度年际变化较温度更为明显。

图12 2004-2011年期间表层（实线）和中层（虚线）盐度年际变化曲线

3 结论

本文利用基于客观分析方法重构的Argo 网格资料（未同化其他观测资料），分析探讨了2004年1月－2011年12月期间太平洋海域（60°S－60°N、120°E－80°W）盐度气候态分布特征、季节及年际变化规律。结果表明：

（1）太平洋海域表层盐度随纬度呈两高三低的分布特征：南、北亚热带海域为高盐（>35.0）区，而热带海域及南、北亚极地海域则为低盐（<34.5），但两个高盐区并不以赤道为对称中心，而是偏向北半球，约处于12°N 纬线附近。同温度一样，在南北纬40°附近，等盐线也十分密集，且西部由低纬向高纬弯曲，东部则由高纬向低纬弯曲。在新西兰东南海域，等盐线同样呈舌状由南向北入侵。位于南、北副热带海域的两个高盐区的范围及最高盐度值均有明显区别：北半球高盐中心位于约25°N，170°W 附近海域，最高盐度值大于35.3，南半球高盐区范围（冬季在10°S－30°S 之间，夏季在5°S－25°S 之间）明显大于北部，其中心处于南太平洋约17°S，120°W 的东部海域，最高盐度值超过36.5。次表层，盐度虽然仍有两高三低的分布特征，但在副热带海域的两个高盐区（北部约为35.2，南部为36.4 左右）的范围也较表层明显收缩，且高盐中心均西移，亚极地海域的低盐水则向低纬度扩展，东部低盐带的范围明显扩大。中层盐度仅在澳大利亚东部海域呈现一块面积不大的相对高盐（>34.8）区。到了深层，盐度分布均已十分均匀，整个海域的盐度在34.3～34.7 之间。新西兰东南海域的低盐（<34.4）水舌依然存在。

（2）断面上盐度经向分布同样呈现南、北两个高盐中心，且明显不与赤道对称，而是偏北约12个纬度。高盐区的范围、厚度及盐度值，南部（处于5°N－38°S 之间，厚度约为420 m，最高盐度值可达36.0）均明显比北部（在24°N－30°N 之间，厚度在200 m 以内，最高盐度值约为35.3）大而高；由低纬朝高纬海域，盐度急骤下降，在南、北纬40°处形成两条“极锋”，且在500 m 水深以下，低盐水存在明显南侵并向上涌升趋势，其中亚北极低盐水的势力尤其强盛，可直达18°N 附近的250 m上层。该低盐水一直可影响到10°N 以南的近海（约130°E）海域。盐度纬向分布呈上下层低盐、次表层高盐的分布特征，且不存在明显的高盐或低盐块，而是被高、低盐度带所取代。表层低盐带（<34.5）处于80 m 上层，次表层高盐带（>34.8）位于150 m 深度附近；500 m 以下则由一片盐度低于34.6 的水体盘踞。

（3）盐度年变化规律以表层最明显。其中，亚极地海域的盐度每年大致呈一高一低的周期性变化，尤其是亚北极海域，最高盐度值出现在每年的4月份，最低盐度值则出现在每年的9月份，高低盐度差在0.30～0.45 之间；赤道及亚热带海域的盐度年变化没有明显的规律可循，但赤道海域的表层盐度差可达1.00，而南、北副热带海域则分别约为0.25 和0.50。次表层盐度的周期性变化远不如表层明显，整个太平洋海域的盐度年变幅均不超过0.20。而至500 m 以下的深层，盐度最大变幅不超过0.10。赤道海域表层盐度在2007、2010年分别有明显下降，年际变化周期约为3年，北副热带及亚北极海域的表层，盐度表现出3-6 个月的年际振荡，振幅约为0.2；中层盐度年际变化较弱。

综上可见，本文利用Argo 网格资料所揭示的太平洋海域盐度分布特征及其变化规律，与前人利用历史观测资料分析得出的结果基本上是一致的；通过对鲜见的海洋要素气候态和季节（或月）大面（或断面）分布图及其年变化曲线的客观分析和描述，得到了许多比早期历史观测资料更丰富的信息或成果，揭示的一些海洋现象或水文特征，尤其是盐度年变化或多年变化规律应该会更具代表性和说服力。随着Argo 浮标观测时间序列的不断延长，网格化的Argo 资料不仅可以广泛应用于描述性海洋学研究，更可以用于海洋或海气耦合模式中的初始场，从而提高数值模拟或业务化海洋、天气预测预报的精度。

致谢：感谢国家海洋局第二海洋研究所的同事们，特别是孙朝辉和吴晓芬助理研究员为本文提供的不可或缺的宝贵信息和资料。

Akima, 1970. A new method for interpolation and smooth curve fitting based on local procedures.J Assoc Comput Mech,17:589-602.

Bradford JM, Roberts PE, 1978. Distribution of reactive phosphorus and plankton in relation to upwelling and surface circulation around New Zealand. New Zealand Journal of Marine and Freshwater Research,12(1):1-15.

Dong S, Sprintall J, Gille ST, et al, 2008. Southern Ocean mixed-layer depth from Argo float profiles.Journal of Geophysical Research,113(C6).

Gregg MC, 1976. Temperature and salinity microstructure in the Pacific equatorial undercurrent,J.Geophys,81(6):1180-96.

Hosoda S,Minato S,Shikama N,2006.Seasonal temperature variation below the thermocline detected by Argo floats. Geophysical Research Letters,33(13).

Lukas R, Firing E, Hacker P, et al, 1991. Observations of the Mindanao Current during the western equatorial Pacific Ocean circulation study. Journal of Geophysical Research: Oceans (1978-2012), 96(C4):7089-104.

Nelson CS, Hendy IL, Neil HL, 2000. Last glacial jetting of cold waters through the Subtropical Convergence zone in the Southwest Pacific off eastern New Zealand, and some geological implications. Palaogeography,Palaeoclimatology,Palaeocology,156(1):103-21.

Ohno Y,Kobayashi T,Iwasaka,et al,2004.The mixed layer depth in the North Pacific as detected by the Argo floats. Geophysical Research Letters,31(11).

Oka E, Kouketsu S, Toyama K, et al, 2011. Formation and Subduction of Central Mode Water Based on Profiling Float Data, 2003-08. Journal of Physical Oceanography,41(1):113-29.

Pan A, Liu Q, 2005. Mesoscale eddy effects on the wintertime vertical mixing in the formation region of the North Pacific Subtropical Mode Water.Chinese Science Bulletin,50(1):1-8.

Qiu B, Chen S, 2005. Eddy-induced heat transport in the subtropical North Pacific from Argo, TMI, and altimetry measurements. Journal of physical oceanography,35(4):458-73.

Qu TD,Mitsudera H, Yamagata T, 1999. A climatology of the circulation and water mass dist ribution near the Philippine coast. J Phys Oceanogr,29:1488-505.

Uehara H, Suga T, Hanawa K, et al, 2003. A role of eddies in formation and transport of North Pacific Subtropical Mode Water.Geophysical Research Letters,30(13).

Vincent WF, Howard Williams C, Tildesley P, et al, 1991. Distribution and biological properties of oceanic water masses around the South Island,New Zealand.New Zealand Journal of Marine and Freshwater Research,25(1):21-42.

Zhang C,Xu J,Bao X,et al,2013.An effective method for improving the accuracy of Argo objective analysis. Acta Oceanologica Sinica, 32(7):66-77.

Zhou H,Yuan D,Guo P,et al,2010.Meso-scale circulation at the intermediate-depth east of Mindanao observed by Argo profiling floats.Science China Earth Sciences, 53(3):432-40.

陈大可,2011.Argo 研究论文集.北京：海洋出版社:106-16.

冯士筰,李凤岐,李少菁,1999.海洋科学导论.北京:高等教育出版社:503.

郭忠信,符淙滨,1989.热带西太平洋表层暖水和次表层冷水的年际变异.热带海洋,8(3):52-9.

李宏,许建平,刘增宏,等,2012.利用逐步订正法构建Argo 网格资料集的研究.海洋通报,31(5):46-58.

侍茂崇,2004.物理海洋学.济南：山东教育出版社:462.

许建平,2002.阿尔戈全球海洋观测大探秘.北京：海洋出版社:115.

许建平,2006.Argo 应用研究论文集.北京：海洋出版社:1-15.

杨绪琳,陈立奇,王方国,等,1990.三大洋表层盐度的分布特征.台湾海峡,1(9):88-91.

叶安乐,李凤岐,1992.物理海洋学.青岛：青岛海洋大学出版社:684.

张春玲,2013.Argo 资料再分析方法及其三维网格数据重构研究.青岛：中国海洋大学:161.

张春玲,许建平,鲍献文,等,2014.基于海温参数模型推算Argo 表层温度.海洋通报,33(1):16-26.

张春玲, 许建平, 刘增宏, 等, 2013. Argo 三维网格化资料(GDCSM_Argo）用户手册.中国Argo 实时资料中心:13.