張春玲，許建平

（1.上海海洋大學(xué) 海洋科學(xué)學(xué)院，上海 201306；2.國(guó)家海洋局第二海洋研究所，浙江 杭州 310012；3.衛(wèi)星海洋環(huán)境動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，浙江 杭州 310012）

海水溫度和鹽度是海洋學(xué)研究的兩個(gè)基本要素，是許多海洋問題研究的基礎(chǔ)變量。自20 世紀(jì)60年代起，即有學(xué)者利用數(shù)量有限的測(cè)站資料繪制了全球大洋溫、鹽度的分布圖，并對(duì)其分布規(guī)律作了較詳細(xì)的描述。盡管這些研究結(jié)果使用的只是一些分散在各大洋中零散的、單一斷面或單站的觀測(cè)資料，但其揭示的許多海洋現(xiàn)象，使人們對(duì)海洋的基本狀況有了初步了解和認(rèn)識(shí)，奠定了現(xiàn)代物理海洋學(xué)的基礎(chǔ)。這些調(diào)查結(jié)果也在近代的海洋科學(xué)叢書（馮士筰等，1999；侍茂崇，2004；葉安樂等，1992） 中一直得到沿用。隨著觀測(cè)技術(shù)的不斷進(jìn)步，也有學(xué)者利用最新觀測(cè)資料對(duì)海洋溫、鹽度的分布特征進(jìn)行討論。如，楊緒琳等（1999） 利用1986-1987年首次環(huán)球科學(xué)考察和第三次南極考察實(shí)測(cè)的鹽度資料，研究了三大洋表層鹽度的分布特征；Gregg（1976） 利用赤道太平洋海域的六個(gè)斷面觀測(cè)資料，研究了赤道潛流區(qū)的溫、鹽度微結(jié)構(gòu)特征。但以上這些研究使用的資料都是在不同時(shí)期、采用不同儀器觀測(cè)得到的，其時(shí)空連續(xù)性不能得到較好的保證，不同的儀器測(cè)量誤差也各有差異，且獲得的資料大都以專題研究或針對(duì)某個(gè)海域的研究為主，這就導(dǎo)致綜合利用這些觀測(cè)資料對(duì)整個(gè)大洋海盆尺度進(jìn)行研究，特別是對(duì)表層以下海洋氣候態(tài)、季節(jié)和年際變化的研究，分析結(jié)果勢(shì)必會(huì)產(chǎn)生較大的誤差。并且，有些傳統(tǒng)測(cè)站資料（如，XBT） 只有溫度觀測(cè)資料，對(duì)研究鹽度的分布與變化帶來一定的局限性。

國(guó)際Argo 計(jì)劃的實(shí)施，為準(zhǔn)同步、連續(xù)、大范圍獲取全球海洋環(huán)境資料、研究海洋內(nèi)部結(jié)構(gòu)，尤其是海洋環(huán)境要素的長(zhǎng)期變化提供了難得的機(jī)遇（許建平，2002；朱伯康 等，2001）。Argo 剖面浮標(biāo)在十多年的時(shí)間內(nèi)所獲得的觀測(cè)剖面數(shù)量，已遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過人類在過去一百多年期間所得的溫、鹽度剖面總數(shù)，且其觀測(cè)頻次、同步性和覆蓋面及觀測(cè)資料的質(zhì)量，都優(yōu)于歷史上采用調(diào)查船或局域錨碇浮標(biāo)網(wǎng)（如TAO） 得到的結(jié)果。因此，近年來Argo資料在海洋學(xué)領(lǐng)域的基礎(chǔ)研究中已得到較廣泛的應(yīng)用。只是這些應(yīng)用研究主要集中在利用單個(gè)或多個(gè)浮標(biāo)漂移路徑上的觀測(cè)剖面來跟蹤中尺度渦旋或海水的輸運(yùn)（Pan et al， 2005；Qiu et al， 2005；Uehara et al，2003；Zhou et al，2010）、利用某個(gè)海域中的一批浮標(biāo)及其觀測(cè)剖面分析水團(tuán)的性質(zhì)和海洋混合層的深度（Hosoda et al， 2006；Oka et al，2011；許建平，2006）、或通過數(shù)據(jù)同化構(gòu)建Argo 網(wǎng)格資料集，以此來研究海洋混合層深度和海洋熱含量的季節(jié)和年際變化特征（Dong et al，2008；Ohno et al，2004；陳大可，2011） 等方面。利用Argo 資料數(shù)量多，時(shí)空連續(xù)性較強(qiáng)的特性，系統(tǒng)進(jìn)行海洋基礎(chǔ)要素的分析研究仍很鮮見。

本研究以太平洋海域?yàn)槔?，試圖利用一個(gè)完全基于Argo 資料（未同化其他觀測(cè)資料） 重構(gòu)的網(wǎng)格資料集，分析探討2004－2011年期間溫、鹽度的氣候態(tài)分布特征及季節(jié)和年際變化規(guī)律。通過再現(xiàn)人們所熟知的太平洋海域物理海洋基本現(xiàn)象，展示和分析海洋要素特征分布圖及其年變化曲線，為物理海洋現(xiàn)象的研究提供較為系統(tǒng)的理論基礎(chǔ)，同時(shí)也增強(qiáng)人們對(duì)應(yīng)用Argo 資料進(jìn)行科學(xué)研究的信心。限于篇幅，本研究分為Ⅰ（溫度）、Ⅱ（鹽度）兩篇，本文為鹽度篇。

1 資料來源與分析方法

本研究采用的Argo 網(wǎng)格化資料集由中國(guó)Argo實(shí)時(shí)資料中心研發(fā)，該資料集研究區(qū)域?yàn)檎麄€(gè)太平洋海域，包含2004年1月-2011年12月逐月（共96 個(gè)月）、氣候態(tài)及春（5月） 夏（8月） 秋（10月） 冬（2月） 4 個(gè)季節(jié)的溫鹽數(shù)據(jù)（張春玲等，2013）。此資料集是完全基于Argo 觀測(cè)剖面，利用梯度依賴相關(guān)尺度的最優(yōu)插值客觀分析方法（Zhang et al，2013），并結(jié)合溫度參數(shù)模型法（張春玲 等，2014） 及Akima 外插方法（Akima，1970） 構(gòu)建的，水平分辨率為1°×1°，垂向分辨率隨深度的增加逐漸降低，從海洋表層到2 000 m 水深范圍內(nèi)共分為間隔不等的26 層。鹽度數(shù)據(jù)與歷史觀測(cè)（TAO、GTSPP 等） 資料的最大均方根誤差不超過0.09（張春玲，2013）。這里，分別選取0 m（表層）、150 m（次表層）、500 m（中層）和1 000 m（深層） 等4 個(gè)代表層次，3 個(gè)代表斷面（137°E、180°W 和8°N），和沿180°W 經(jīng)向斷面上的5 個(gè)代表性站點(diǎn)（即30°S、30°N、0°N、55°S、55°N），分析和探討太平洋海域鹽度的時(shí)空分布特征和變化規(guī)律。研究海域及代表性斷面、站點(diǎn)位置見圖1。

圖1 研究海域及其代表性斷面、站點(diǎn)位置

2 鹽度的分布與變化

2.1 氣候態(tài)分布

表層，太平洋海域鹽度分布（圖2a） 明顯呈兩高三低的分布特征，兩個(gè)高鹽區(qū)（>35.0） 分別位于南、北亞熱帶海域，且南部高鹽區(qū)中的最高鹽度值（>36.5） 要明顯高于北部（>35.3），南半球高鹽區(qū)范圍也明顯大于北部，其北部高鹽中心位置處于北太平洋中部約25°N，170°W 附近海域，而南部高鹽中心位置則偏向南半球的東部，處于約17°S，120°W 的東部海域。3 個(gè)低鹽區(qū)（<34.5） 則分別位于南、北亞極地海域和熱帶海域。亞北極海域鹽度普遍低于33.0，而亞南極海域鹽度則要高些，基本在33.8～34.5 之間；熱帶海域低鹽區(qū)（34.0～34.5） 則呈帶狀分布，處于6°N-13°N 之間，并表現(xiàn)為兩個(gè)低鹽中心，一個(gè)位于西部的棉蘭老島近海，其鹽度值小于34.0；另一個(gè)位于東部的美洲西海岸，其鹽度似乎比西部更低（<33.5）；東、西部?jī)蓚€(gè)低鹽中心分別呈舌狀沿約12°N 經(jīng)線，由東向西，或由西向東伸展，并在太平洋中部匯合。由于該低鹽帶的存在，整個(gè)太平洋海域的鹽度分布隨緯度明顯呈馬鞍形特征，且同樣不與赤道對(duì)稱，而是偏向北半球約12 個(gè)緯度。同表層等溫線分布一樣，在南北緯40°之間，西部等鹽線由低緯向高緯彎曲，而在東部，等鹽線則由高緯向低緯彎曲，呈現(xiàn)了南、北亞極地低鹽水分別沿南美洲和北美洲西海岸向赤道海域入侵的趨勢(shì)。需要指出的是，在秘魯沿岸的低鹽區(qū)（<34.0），其低鹽水不僅向北、向低緯度輸送，而且還表現(xiàn)了沿約40°S 緯線由東向西輸送。新西蘭東南海域，這里等鹽線如同等溫線一樣，呈舌狀（<34.5） 由南向北入侵（Bradford et al， 1978；Nelson et al， 2000；Vincent et al，1991）。同樣，在約南、北緯40°附近海域，這里等鹽線分布十分密集，存在明顯的鹽度梯度，標(biāo)志著“極鋒”所處的位置（葉安樂等，1992）。

次表層，太平洋海域鹽度分布（圖2b） 同樣呈兩高三低的分布特征。不過，出現(xiàn)在副熱帶海域的兩個(gè)高鹽區(qū)（>35.0） 的范圍已有明顯收縮，且最高鹽度值也有所降低，北部為35.2 左右，南部為36.4 左右，而且其高鹽中心位置西移。此外，南、北亞極地海域的低鹽水向低緯度擴(kuò)展的勢(shì)力比上層顯著，特別是沿北美洲西海岸南侵的亞北極水，已經(jīng)進(jìn)入了熱帶海域，導(dǎo)致低鹽帶在東部范圍（約位于10°S-10°N 之間） 明顯擴(kuò)大。

中層（圖2c） 的鹽度分布與上層存在明顯區(qū)別。上層兩高三低（或馬鞍形） 的鹽度分布特征已經(jīng)不復(fù)存在，僅在澳大利亞的東部海域呈現(xiàn)了一塊面積不大的相對(duì)高鹽區(qū)（>34.8）。相反，南、北亞極地海域的低鹽（<34.5） 水范圍卻有明顯擴(kuò)展。亞北極海域的低鹽水向南擴(kuò)展到了20°N 附近，占據(jù)了北太平洋絕大部分海域，且在37°N 附近呈現(xiàn)了一個(gè)鹽度低于34.0 的低鹽核；而亞南極海域的低鹽水則也北上至20°S 附近。沿赤道海域，呈現(xiàn)了一條鹽度高于34.6 的相對(duì)高鹽帶，且其東部的范圍要略大于西部。在這一層上，新西蘭東南海域依然存在低鹽水（<34.3） 由南向北入侵的跡象。

到了深層（圖2d），太平洋海域鹽度分布已十分均勻，整個(gè)研究海域的鹽度值介于34.3～34.7 之間。熱帶海域呈相對(duì)高鹽區(qū)（>34.5），南、北副熱帶海域呈現(xiàn)了兩個(gè)相對(duì)低鹽區(qū)（<34.4）。需要指出的是，在南緯55°以南的亞極地海域，呈現(xiàn)了另一條相對(duì)高鹽帶（>34.5），其最高鹽度值超過34.7。

圖2 氣候態(tài)鹽度大面分布

圖3 給出了縱貫太平洋180°W 斷面上的鹽度分布。在該斷面上，鹽度同樣呈兩高三低的分布特征。兩個(gè)高鹽（>35.0） 區(qū)分別位于南、北緯副熱帶海域，且南北不對(duì)稱的分布特征也很明顯，南半球高鹽區(qū)的范圍和鹽度值均要比北半球大而高。在南半球，高鹽區(qū)范圍處于5°N-38°S 之間，最深處可達(dá)420 m，其中心最高鹽度值可達(dá)36.0；而在北半球，高鹽區(qū)范圍僅限于24°N-30°N 之間，且厚度僅在200 m 以內(nèi)，其中心最高鹽度值也僅為35.3。南北兩個(gè)高鹽區(qū)被位于約12°N 附近的一個(gè)低鹽（<34.8） 區(qū)分隔，且在200 m 水深以下有明顯的來自亞北極的低鹽（<34.5） 水涌升的跡象，始終將上層的高鹽區(qū)一分為二。在南、北亞極地海域，明顯呈現(xiàn)兩個(gè)低鹽（<34.5） 區(qū)。在南半球，來自南部的亞南極低鹽水與副熱帶的高鹽水相遇，在38°S 附近的500 m 上層，等鹽線分布密集，形成較強(qiáng)的鹽度水平梯度；500 m 層以下，部分亞南極低鹽水侵入到副熱帶海域高鹽塊的下方；而在北半球，亞北極低鹽水與副熱帶高鹽水大約在40°N附近海域相遇，同樣在500 m 水深以淺形成較強(qiáng)的鹽度水平梯度；500 m 層以下，低鹽水不僅楔入副熱帶高鹽水之下，且不斷涌升，可以抵達(dá)18°N、200 m 水深附近。需要指出的是，在該斷面上，亞北極低鹽水的范圍要比亞南極低鹽水盤踞的區(qū)域大得多，且鹽度前者（<33.1） 也要比后者（<34.0）低得多。

圖3 沿180°W 經(jīng)線斷面鹽度分布

圖4 為沿8°N 緯線斷面上的鹽度分布。不難看出，在這條斷面上，不存在明顯的高鹽或低鹽塊（核），而以高、低鹽度帶（區(qū)） 取而代之。75 m以淺呈現(xiàn)了一片低鹽區(qū)（或帶），且在斷面的兩端，鹽度（<34.0） 更低。次表層存在一個(gè)鹽度大于34.7 的高鹽帶，其中，高鹽中心（>34.8） 處于約150 m 水深附近，且分為東、西兩塊，東部高鹽帶位于120°W 以東，而西部高鹽帶則位于160°W 以西。該高鹽（>34.8） 帶向東西伸展且向上抬升，導(dǎo)致75 m 上層的低鹽區(qū)（<34.5） 一截為二，成為太平洋東、西部的兩個(gè)低鹽帶。次表層高鹽區(qū)以下，直到1 000 m 深層，則由一片鹽度相對(duì)均勻的次低鹽度（<34.6） 水盤踞。此外，在斷面的西部，約130°E 的西太平洋海域，200 m 層以下的一條狹窄區(qū)域內(nèi)，還可以看到鹽度更低（<34.5） 的海水，這恰好與該斷面上等溫線上翹的位置相對(duì)應(yīng)，而在150 m 層溫、鹽度氣候態(tài)大面分布圖上，這一區(qū)域同樣呈現(xiàn)為低溫、低鹽，或許代表了棉蘭老冷渦所在的位置（Lukas et al，1991；Qu et al，1999）。

圖4 沿8°N 緯線斷面鹽度分布

2.2 季節(jié)變化

由圖5 可以看出，冬季和夏季的表層鹽度分布也有明顯不同：位于南半球副熱帶海域的高鹽區(qū)范圍（由35.5 等鹽線所包絡(luò)的區(qū)域），冬季約在10°S-30°S 之間，而夏季則在5°S-25°S 之間，冬季的最高鹽度值（～36.6） 也高于夏季（～36.5）；熱帶低鹽帶中東、西部的兩個(gè)低鹽中心，其鹽度值夏季比冬季低約0.2～0.5，且夏季向中部擴(kuò)展的勢(shì)力更強(qiáng)；北半球的高鹽區(qū)范圍（由34.5 等鹽線所包絡(luò)的區(qū)域），冬季也明顯大于夏季；在亞北極海域的同緯度相比，冬季鹽度值比夏季高約0.2～0.4。

圖5 表層鹽度大面分布（上：冬季；下：夏季）

與溫度相似，中層（圖6） 鹽度分布并無明顯的季節(jié)變化，但同緯度相比，冬季的鹽度值仍稍高于夏季。熱帶海域的相對(duì)高鹽帶，冬季向西擴(kuò)展的勢(shì)力較夏季更強(qiáng)，即34.6 等鹽線所包絡(luò)的范圍，冬季大于夏季。在太平洋東岸，亞南極低鹽水北上的勢(shì)力，夏季比冬季更明顯。

在沿180°W 經(jīng)線斷面（圖7） 上，同樣可以看出，同緯度上冬季鹽度值明顯高于夏季。雖然位于南、北副熱帶海域的兩個(gè)高鹽中心的影響深度，在冬、夏季并沒有明顯區(qū)別，但其冬季的最高鹽度值要比夏季高約0.1；南北緯40°之間，近表層（50 m 以淺） 低鹽帶中的鹽度值，冬季要比夏季低約0.1～0.4；且夏季亞北極低鹽水在500 m 層以下的上升勢(shì)力，以及亞南極低鹽水在200 m 以淺向低緯度擴(kuò)展的勢(shì)力，都要比冬季強(qiáng)。

圖6 中層鹽度大面分布（上：冬季；下：夏季）

圖8 給出了西北太平洋海域137°E 斷面上的鹽度分布。由于該斷面僅位于北半球的熱帶和亞熱帶海域，其鹽度分布與180°W 經(jīng)向斷面相比明顯存在不同。由圖可見，斷面上鹽度分布明顯表現(xiàn)為上、下層低鹽，而次表層高鹽的“三明治”結(jié)構(gòu)；在斷面南部和北部區(qū)域，70 m 以淺也存在兩個(gè)低鹽（<34.5） 水域，且南部的低鹽水一直可以伸展到17°N 附近，而北部低鹽水僅出現(xiàn)在約28°N 以北區(qū)域；在低鹽水層之下，則被一片鹽度大于34.7的高鹽水所占據(jù)，其高鹽核（>35.0） 位于150 m水深附近。該高鹽水塊的厚度由南向北不斷增加，在斷面北部最深處可達(dá)350 m，且在24°N 附近海域可以直達(dá)表層。在高鹽水塊的下方，分布著一個(gè)范圍更大的低鹽（<34.4）水塊，其低鹽核（<34.2）位于700 m 水深附近，并呈楔狀由斷面北部的中層向南、向上涌升，其前端可以影響到次表層（約200 m）。受其影響，可以清楚地看到，次表層高鹽核在7°N 附近被一截為二，且其冬季勢(shì)力似乎比夏季更強(qiáng)。與冬季相比，夏季低鹽中層水自北向南上涌的勢(shì)力也較弱（郭忠信 等，1989；李宏等，2012；張啟龍等，1997）。

圖7 沿180°W 經(jīng)線斷面鹽度分布（上：冬季；下：夏季）

在8°N 緯向斷面（圖9） 上，夏季，75 m 以淺表現(xiàn)為一片低鹽帶，斷面中部較兩端鹽度稍高，但最高鹽度值僅在34.5 以下；冬季，該低鹽帶中部（170°E-150°W） 區(qū)域的鹽度值（34.6） 則要稍高些，使得低鹽帶呈現(xiàn)為東、西兩個(gè)獨(dú)立的低鹽塊。在次表層，高鹽帶同樣分割為兩塊，且西側(cè)的高鹽塊向東伸展范圍，冬季比夏季更往東些，且愈向上抬升，從而導(dǎo)致表層低鹽帶一分為二。

2.3 年變化及年際變化

圖10、圖11 分別給出了2001－2011年期間太平洋海域鹽度年變化和多年變化曲線?？梢钥吹剑}度的時(shí)空變化特征雖遠(yuǎn)不如溫度那么明顯，但仍不失有一些規(guī)律性，主要體現(xiàn)在：

圖8 沿137°E 經(jīng)線斷面的鹽度分布（左：冬季；右：夏季）

圖9 沿8°N 經(jīng)線斷面的鹽度分布（上：冬季；下：夏季）

（1） 由表層鹽度年變化曲線（圖10a） 可以看出，亞北極海域的鹽度分布具有較明顯的周期性變化，最高鹽度值（～33.28） 出現(xiàn)在4月份，而最低鹽度（～32.80） 出現(xiàn)在9月份。其鹽度年較差達(dá)0.40；北半球亞熱帶海域的表層鹽度與溫度變化類似，最高（～35.00） 出現(xiàn)在8月份，最低（～34.75） 出現(xiàn)在2月份，年較差約為0.25；赤道海域在2-5月份鹽度（～35.35） 較高，9～10月份略顯低鹽（～35.20），鹽度年變幅為0.30 左右；而南半球鹽度的變化遠(yuǎn)不如北半球明顯，其年較差均不超過0.15。就地理分布而言，亞極地海域表現(xiàn)為低鹽，而亞熱帶海域則表現(xiàn)為高鹽，這與前述的鹽度大面分布特征相一致。

（2） 次表層（圖10b） 上，鹽度雖然仍具有亞極地海域低鹽、亞熱帶海域高鹽的地理分布特征，但其年變化遠(yuǎn)不如表層明顯，各個(gè)海域鹽度年較差均不超過0.20。同樣，幾個(gè)代表性站點(diǎn)上，中層和深層（圖略） 的鹽度年變化均不大，最大年較差均在0.10 以下。

圖10 太平洋海域鹽度年變化曲線（a：表層；b：次表層）

圖11 2004－2011年期間鹽度多年變化曲線（左：表層；右：次表層）

（3） 在代表南、北半球亞極地區(qū)域的兩個(gè)格點(diǎn)（圖11（左）） 上，表層鹽度每年大致呈一高一低的周期性變化，高低鹽度差在0.30～0.45 之間。其中，南半球的周期性變化表現(xiàn)尤為突出，與圖22a給出的鹽度年變化特征相似，每年的4月份鹽度最高，最低鹽度則出現(xiàn)在每年的9月份。而赤道與副熱帶海域的鹽度年際變化均沒有明顯的規(guī)律可循，副熱帶海域的鹽度差在0.25～0.50 之間，而赤道地區(qū)的鹽度差則達(dá)到1.00。南半球亞熱帶海域鹽度最高（～35.70），比北半球同一海域（～34.90） 高約0.80；赤道海域平均鹽度約為35.20；亞北極海域鹽度最低（～33.00），亞南極海域鹽度（～34.20）比亞北極高1.20 左右。值得注意的是，在赤道海域，2004、2006 和2009年分別呈現(xiàn)3 次明顯的降鹽（最大可達(dá)0.6） 過程；且在南副熱帶海域，2008年后鹽度突然降低0.25 左右，直到2011年底，其鹽度值仍要低于2008年前的平均鹽度值。次表層（圖11（右）），幾個(gè)代表性格點(diǎn)上的鹽度年際變化均比較復(fù)雜，且?guī)谉o規(guī)律可循。在亞南極與赤道海域的鹽度差相對(duì)大些，約為0.30，而副熱帶海域的鹽度差則不超過0.15。亞北極海域的周期性變化也已不復(fù)存在。但其地理分布仍與表層相似，南半球海域（南副熱帶約為35.50，亞南極約為34.25） 鹽度仍要高于北半球（北副熱帶約為34.70，亞北極約為33.30） 約0.80～0.95。而且在北半球的副熱帶海域，從2004年-2011年，雖然鹽度略有起伏，但總體而言呈下降趨勢(shì)，即鹽度由2004年的34.7 緩慢降低到2011年的34.6；在亞北極區(qū)域，2007年后明顯呈現(xiàn)一次降鹽過程，直到2011年底，其鹽度值也要比2007年之前的平均鹽度低。

（4） 與鹽度的年變化規(guī)律相似，中層與深層（圖略） 的鹽度多年（2004-2011年） 變化幅度均不大，且鹽度分布比較均勻。在中層，鹽度值在34.0～34.8 之間，只有北半球亞熱帶海域鹽度變化稍顯劇烈，高低鹽度差約為0.25，其余各代表點(diǎn)高低鹽度差均不超過0.15。在這一層上，北半球亞熱帶海域（～34.2） 的平均鹽度要比亞南極區(qū)域（～34.3） 低0.1。深層，鹽度在34.35～34.55 之間，且各海域的高低鹽度差均小于0.15。而亞熱帶海域的鹽度表現(xiàn)為低鹽，且南半球（～34.35） 最低。

圖12 給出的是鹽度年際變化曲線，即，由2004年1月-2011年12月逐月的鹽度數(shù)據(jù)減去多年月平均鹽度值得到的鹽度異常變化。由圖可見，在赤道海域，表層鹽度在2007年和2010年有一個(gè)明顯的異常減小，最大振幅約為0.8，變化周期約為3年，與表層海溫的周期相一致，中層鹽度幾乎沒有明顯的異常變化；北副熱帶海域的表層鹽度表現(xiàn)出3-6 個(gè)月的年際振蕩，振幅約為0.2；南副熱帶海域振蕩周期明顯延長(zhǎng)，振幅稍小，500 m 中層年際振蕩明顯緩和；亞北極海域的表層鹽度亦存在3-6 個(gè)月周期性振蕩，振幅約為0.2，中層年際振蕩比北副熱帶稍強(qiáng)；而亞南極表層和中層的鹽度年際變化趨勢(shì)與南副熱帶較為一致?？傮w來看，亞極地海域鹽度受極地融冰影響更為明顯，故鹽度年際變化較溫度更為明顯。

圖12 2004-2011年期間表層（實(shí)線） 和中層（虛線） 鹽度年際變化曲線

3 結(jié)論

本文利用基于客觀分析方法重構(gòu)的Argo 網(wǎng)格資料（未同化其他觀測(cè)資料），分析探討了2004年1月－2011年12月期間太平洋海域（60°S－60°N、120°E－80°W） 鹽度氣候態(tài)分布特征、季節(jié)及年際變化規(guī)律。結(jié)果表明：

（1） 太平洋海域表層鹽度隨緯度呈兩高三低的分布特征：南、北亞熱帶海域?yàn)楦啕}（>35.0）區(qū)，而熱帶海域及南、北亞極地海域則為低鹽（<34.5），但兩個(gè)高鹽區(qū)并不以赤道為對(duì)稱中心，而是偏向北半球，約處于12°N 緯線附近。同溫度一樣，在南北緯40°附近，等鹽線也十分密集，且西部由低緯向高緯彎曲，東部則由高緯向低緯彎曲。在新西蘭東南海域，等鹽線同樣呈舌狀由南向北入侵。位于南、北副熱帶海域的兩個(gè)高鹽區(qū)的范圍及最高鹽度值均有明顯區(qū)別：北半球高鹽中心位于約25°N，170°W 附近海域，最高鹽度值大于35.3，南半球高鹽區(qū)范圍（冬季在10°S－30°S 之間，夏季在5°S－25°S 之間） 明顯大于北部，其中心處于南太平洋約17°S，120°W 的東部海域，最高鹽度值超過36.5。次表層，鹽度雖然仍有兩高三低的分布特征，但在副熱帶海域的兩個(gè)高鹽區(qū)（北部約為35.2，南部為36.4 左右） 的范圍也較表層明顯收縮，且高鹽中心均西移，亞極地海域的低鹽水則向低緯度擴(kuò)展，東部低鹽帶的范圍明顯擴(kuò)大。中層鹽度僅在澳大利亞東部海域呈現(xiàn)一塊面積不大的相對(duì)高鹽（>34.8） 區(qū)。到了深層，鹽度分布均已十分均勻，整個(gè)海域的鹽度在34.3～34.7 之間。新西蘭東南海域的低鹽（<34.4） 水舌依然存在。

（2） 斷面上鹽度經(jīng)向分布同樣呈現(xiàn)南、北兩個(gè)高鹽中心，且明顯不與赤道對(duì)稱，而是偏北約12個(gè)緯度。高鹽區(qū)的范圍、厚度及鹽度值，南部（處于5°N－38°S 之間，厚度約為420 m，最高鹽度值可達(dá)36.0） 均明顯比北部（在24°N－30°N 之間，厚度在200 m 以內(nèi)，最高鹽度值約為35.3） 大而高；由低緯朝高緯海域，鹽度急驟下降，在南、北緯40°處形成兩條“極鋒”，且在500 m 水深以下，低鹽水存在明顯南侵并向上涌升趨勢(shì)，其中亞北極低鹽水的勢(shì)力尤其強(qiáng)盛，可直達(dá)18°N 附近的250 m上層。該低鹽水一直可影響到10°N 以南的近海（約130°E） 海域。鹽度緯向分布呈上下層低鹽、次表層高鹽的分布特征，且不存在明顯的高鹽或低鹽塊，而是被高、低鹽度帶所取代。表層低鹽帶（<34.5） 處于80 m 上層，次表層高鹽帶（>34.8）位于150 m 深度附近；500 m 以下則由一片鹽度低于34.6 的水體盤踞。

（3） 鹽度年變化規(guī)律以表層最明顯。其中，亞極地海域的鹽度每年大致呈一高一低的周期性變化，尤其是亞北極海域，最高鹽度值出現(xiàn)在每年的4月份，最低鹽度值則出現(xiàn)在每年的9月份，高低鹽度差在0.30～0.45 之間；赤道及亞熱帶海域的鹽度年變化沒有明顯的規(guī)律可循，但赤道海域的表層鹽度差可達(dá)1.00，而南、北副熱帶海域則分別約為0.25 和0.50。次表層鹽度的周期性變化遠(yuǎn)不如表層明顯，整個(gè)太平洋海域的鹽度年變幅均不超過0.20。而至500 m 以下的深層，鹽度最大變幅不超過0.10。赤道海域表層鹽度在2007、2010年分別有明顯下降，年際變化周期約為3年，北副熱帶及亞北極海域的表層，鹽度表現(xiàn)出3-6 個(gè)月的年際振蕩，振幅約為0.2；中層鹽度年際變化較弱。

綜上可見，本文利用Argo 網(wǎng)格資料所揭示的太平洋海域鹽度分布特征及其變化規(guī)律，與前人利用歷史觀測(cè)資料分析得出的結(jié)果基本上是一致的；通過對(duì)鮮見的海洋要素氣候態(tài)和季節(jié)（或月） 大面（或斷面） 分布圖及其年變化曲線的客觀分析和描述，得到了許多比早期歷史觀測(cè)資料更豐富的信息或成果，揭示的一些海洋現(xiàn)象或水文特征，尤其是鹽度年變化或多年變化規(guī)律應(yīng)該會(huì)更具代表性和說服力。隨著Argo 浮標(biāo)觀測(cè)時(shí)間序列的不斷延長(zhǎng)，網(wǎng)格化的Argo 資料不僅可以廣泛應(yīng)用于描述性海洋學(xué)研究，更可以用于海洋或海氣耦合模式中的初始場(chǎng)，從而提高數(shù)值模擬或業(yè)務(wù)化海洋、天氣預(yù)測(cè)預(yù)報(bào)的精度。

致謝：感謝國(guó)家海洋局第二海洋研究所的同事們，特別是孫朝輝和吳曉芬助理研究員為本文提供的不可或缺的寶貴信息和資料。

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.

陳大可,2011.Argo 研究論文集.北京：海洋出版社:106-16.

馮士筰,李鳳岐,李少菁,1999.海洋科學(xué)導(dǎo)論.北京:高等教育出版社:503.

郭忠信,符淙濱,1989.熱帶西太平洋表層暖水和次表層冷水的年際變異.熱帶海洋,8(3):52-9.

李宏,許建平,劉增宏,等,2012.利用逐步訂正法構(gòu)建Argo 網(wǎng)格資料集的研究.海洋通報(bào),31(5):46-58.

侍茂崇,2004.物理海洋學(xué).濟(jì)南：山東教育出版社:462.

許建平,2002.阿爾戈全球海洋觀測(cè)大探秘.北京：海洋出版社:115.

許建平,2006.Argo 應(yīng)用研究論文集.北京：海洋出版社:1-15.

楊緒琳,陳立奇,王方國(guó),等,1990.三大洋表層鹽度的分布特征.臺(tái)灣海峽,1(9):88-91.

葉安樂,李鳳岐,1992.物理海洋學(xué).青島：青島海洋大學(xué)出版社:684.

張春玲,2013.Argo 資料再分析方法及其三維網(wǎng)格數(shù)據(jù)重構(gòu)研究.青島：中國(guó)海洋大學(xué):161.

張春玲,許建平,鮑獻(xiàn)文,等,2014.基于海溫參數(shù)模型推算Argo 表層溫度.海洋通報(bào),33(1):16-26.

張春玲, 許建平, 劉增宏, 等, 2013. Argo 三維網(wǎng)格化資料(GDCSM_Argo）用戶手冊(cè).中國(guó)Argo 實(shí)時(shí)資料中心:13.

張啟龍,翁學(xué)傳,1997.熱帶西太平洋暖池的某些海洋學(xué)特征分析.海洋科學(xué)集刊,38(1):31-8.

朱伯康,許建平,2001.Argo-認(rèn)識(shí)和預(yù)測(cè)氣候變化的全球海洋觀測(cè)計(jì)劃.海洋技術(shù),20(3):21-25.