呂宋海峽西側(cè)海域混合層鹽度低頻變化特征分析

沈 華

（1.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；2.國(guó)家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012）

0 引言

鹽度是海水含鹽量的一個(gè)標(biāo)度，是海水的重要特性之一，其分布與變化和海洋中發(fā)生的許多現(xiàn)象和過程密切相關(guān)，同時(shí)，鹽度對(duì)海洋的熱力和動(dòng)力過程有著非常重要的影響。因此，對(duì)海水鹽度的分布及變化規(guī)律的了解有利于更深入地理解海洋系統(tǒng)及海氣相互作用過程。

目前，關(guān)于南海海域鹽度變化的研究，主要從季節(jié)變化、年際變化及年代際變化3個(gè)方面展開。南海屬于東亞季風(fēng)區(qū)，受季風(fēng)影響強(qiáng)，以致季節(jié)變化最為顯著。隨著夏季風(fēng)的建立，南海北部和東部的鹽度降低，南部的鹽度增加［1］。在南海北部，由于西太平洋高鹽水的輸入，季節(jié)變化相對(duì)較?。欢谀喜?，由于受季風(fēng)轉(zhuǎn)換的影響較大，季節(jié)變化相對(duì)比較明顯。此外，南海存在多個(gè)高鹽中心，其中主要的1個(gè)出現(xiàn)在南越南灣，存在的時(shí)間能跨越整個(gè)上半年，并在2、3、4月份達(dá)到最強(qiáng)，中心鹽度在34.7以上［2］。WYRTKI［3］利用1950—1955年的觀測(cè)資料首次繪制了南海夏季和冬季表層鹽度的分布圖，發(fā)現(xiàn)冬季有一支高鹽水舌從呂宋海峽進(jìn)入，并沿著大陸架一直延伸到越南南部；夏季該高鹽水舌減弱，同時(shí)越南南部有一支低鹽水舌向南海中部延伸。謝華偉［4］利用 WOA01的資料分析了加里曼丹島周邊的低鹽水團(tuán)的季節(jié)變化，其中西北側(cè)的低鹽水其中心位置基本保持在拉讓河河口位置，僅在8—9月及12—翌年1月會(huì)向東北偏移；他還進(jìn)一步指出，低鹽水冬季影響面積大，夏季至秋季影響面積小，且在2—3月和9—10月會(huì)發(fā)生2次鹽度降低的過程。

在南海鹽度的年際變化方面，謝華偉［4］利用19502005年的OFES模式資料發(fā)現(xiàn)加里曼丹島西北部水域鹽度的年際變化存在2～5a的周期信號(hào)；進(jìn)一步研究發(fā)現(xiàn)，凈淡水通量與垂向運(yùn)動(dòng)對(duì)該地區(qū)鹽度的年際變化較為重要，而徑流的變化關(guān)系不大，同時(shí)ENSO事件對(duì)低鹽水也有著極其重要的影響。

在年代際變化方面，南峰［5］利用1990—2010年的WOD以及Argo觀測(cè)資料，繪制了呂宋口附近海域的T－S曲線和散點(diǎn)隨時(shí)間變化的分布圖，發(fā)現(xiàn)2000年后黑潮入侵有減弱的趨勢(shì)，隨之而來的，呂宋口西側(cè)海域的鹽度呈下降趨勢(shì)。

呂宋海峽位于中國(guó)臺(tái)灣島和菲律賓呂宋島之間，是南海與西北太平洋水體交換的主要通道，因此，呂宋海峽鹽度的變化一直是學(xué)術(shù)界十分關(guān)心的問題之一。邱春華 等［6］利用SODA資料分析了年際尺度上黑潮和呂宋海峽鹽度的關(guān)系，指出南海北部深水海域的鹽度場(chǎng)受黑潮的影響較大，在黑潮流量大的年份呂宋海峽處鹽度值較低，反之，在黑潮流量小的年份呂宋海峽處鹽度值較高。但黑潮與南海鹽度低頻變化特征的聯(lián)系仍不清楚。因此，本文采用了時(shí)間比較長(zhǎng)的WOD09剖面觀測(cè)資料以及Argo資料分析南海鹽度的低頻信號(hào)，進(jìn)而利用混合層鹽度平衡方程研究了呂宋海峽西側(cè)海域上層鹽度低頻變化特征的形成機(jī)理。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)

本文所用的WOD09剖面溫、鹽資料來自NODC（National Oceanographic Data Center，http：//www.nodc.noaa.gov／OC5／SELECT／－dbsearch／dbsearch.html），時(shí)間范圍為1984—2010年，空間范圍為整個(gè)南海海域（0°～25°N，100°～125°E）。由于該資料為散點(diǎn)剖面觀測(cè)，需要先剔除大于3倍標(biāo)準(zhǔn)方差的數(shù)據(jù)和明顯的奇異值以進(jìn)行質(zhì)量控制。該資料的鹽度誤差范圍為－0.016±0.006。

Argo剖面溫、鹽資料來自中國(guó)Argo實(shí)時(shí)資料中心（http：//www.argo.org.cn／index.html），時(shí)間范圍為2005—2010年，空間范圍覆蓋整個(gè)南海海區(qū)。

為匹配各種資料，將以上2種資料整合后，利用反距離加權(quán)插值方法，內(nèi)插到經(jīng)緯度1°×1°的網(wǎng)格上并通過空間高斯濾波進(jìn)行平滑，深度則內(nèi)插到標(biāo)準(zhǔn)層上（0，10，20，30，50，75，100，125，150，200，250，300，400，500，600，700，800，900，1 000，1 100，1 200，1 300，1 400，1 500，1 750，2 000，2 500，3 000，3 500，4 0004 5005 000和5 500m 以上2種均為實(shí)測(cè)資料，具有較高的可靠性。

計(jì)算混合層深度和鹽通量所使用的SODA（Simple Ocean Data Assimilation）資料為來自美國(guó)德州農(nóng)工大學(xué)SODA 數(shù)據(jù)網(wǎng)站（http：//soda.tamu.edu／assim／）的月平均資料，該資料由同化分析系統(tǒng)產(chǎn)生。該同化分析系統(tǒng)采用隨機(jī)連續(xù)估計(jì)理論和質(zhì)量控制方法，如卡爾曼濾波、臨近點(diǎn)檢驗(yàn)法、四維變分方法等多種方法來減小誤差，以保證資料的準(zhǔn)確度、可用性和可靠性［7］?？臻g分辨率為經(jīng)緯度1°×1°，時(shí)間范圍為1984—2010年，空間范圍為0°～25°N，100°～125°E。

降水資料來自GPCP（Global Precipitation Climatology Project）［8］的網(wǎng)格化逐月平均數(shù)據(jù)，空間分辨率為經(jīng)緯度2.5°×2.5°，為匹配其他資料將其插值到經(jīng)緯度1°×1°的網(wǎng)格上。時(shí)間范圍為1984—2010年，空間范圍為0°～25°N，100°～125°E。

蒸發(fā)資料來自 WHOI（Woods Hole Oceanographic Institution）的逐月平均數(shù)據(jù)，空間分辨率為經(jīng)緯度1°×1°。時(shí)間范圍為1984—2010年，空間范圍為0°～25°N，100°～125°E。

流場(chǎng)資料采用日本地球模擬器中心的OFES（O－cean General Circulation Model for Earth Simulator）模式結(jié)果產(chǎn)品。OFES模式是基于MOM3模式，為提高準(zhǔn)確度和可靠性，動(dòng)量的水平混合采取一個(gè)阻尼可變的雙諧算子，以控制水平網(wǎng)格間的計(jì)算誤差［9］。該資料覆蓋了全球75°S～75°N的范圍，水平網(wǎng)格分辨率為經(jīng)緯度0.1°×0.1°，為匹配其他資料將其插值到經(jīng)緯度1°×1°的網(wǎng)格上。本文采取的資料為以氣候性平均的NCEP風(fēng)場(chǎng)作為驅(qū)使風(fēng)場(chǎng)，模式運(yùn)行50a后取1984—2010年整個(gè)南海海域的月平均數(shù)據(jù)作為氣候態(tài)下的資料，用于分析平流項(xiàng)的年際變化。

1.2 計(jì)算方法

本文使用混合層鹽度平衡方程對(duì)鹽度變化進(jìn)行診斷，該方程定義如下［10］：

式中：E為蒸發(fā)量；P為降水量；S為混合層的鹽度；hm為混合層深度；u代表混合層的流矢量；ΔS表示混合層的鹽度與混合層底的鹽度之差（S－S－h(huán)）；H是海維塞單位函數(shù)，當(dāng)we＜0時(shí)，H（we）＝0，否則H（we）＝1；we表示卷夾速度，可用下式表示：式（1 表示混合層內(nèi)鹽度的變化，其主要受到3方面的影響：

（1）混合層表面的凈淡水通量，由式（1）右邊第1項(xiàng)表示。這部分主要受到海洋表層的降水以及蒸發(fā)作用的影響，與水循環(huán)有關(guān)；在近岸河口附近海域，徑流量也要納入凈淡水通量的計(jì)算之中。

（2）平流引起的鹽度變化，由式（1）右邊第2項(xiàng)表示。由于海洋中不同區(qū)域的鹽度存在差異，平流會(huì)將其他海域的淡水或咸水帶入，從而影響當(dāng)?shù)氐暮Ｋ}度。

（3）混合層深度的變化帶來的卷夾效應(yīng)，由式（1）右邊第3項(xiàng)表示。混合層底與下層躍層水體之間的界面變化引起混合層鹽度的變化，即卷夾作用。當(dāng)混合層加深時(shí)，鹽度普遍相對(duì)較高的原界面下層的水體會(huì)與原混合層水體混合，使混合層鹽度升高；當(dāng)混合層變淺時(shí)，該水體不與混合層的水體進(jìn)行混合，故混合層的鹽度不會(huì)發(fā)生變化。

由鹽度控制方程可看出，影響混合層鹽度變化的主要因素可分為內(nèi)部調(diào)整（水平以及垂直平流）和外部強(qiáng)迫（降水、蒸發(fā)和徑流構(gòu)成的海面凈淡水通量）兩個(gè)部分。公式中的不同項(xiàng)對(duì)于鹽度平衡都有著各自的影響周期，并且在不同海域各項(xiàng)的影響程度也不同。蒸發(fā)降水強(qiáng)的區(qū)域或河口附近海域，蒸發(fā)降水或徑流處于主導(dǎo)地位，劇烈影響鹽度的變化；而流速比較大的海域，會(huì)形成較強(qiáng)的鹽度梯度，在小規(guī)模范圍內(nèi)會(huì)形成明顯的結(jié)構(gòu)分化；在接近赤道或近岸上升流強(qiáng)烈的區(qū)域，卷夾作用也會(huì)對(duì)局地的鹽度造成較大的影響；當(dāng)鹽度層化非常強(qiáng)烈的時(shí)候，混合層底部的垂向混合就會(huì)起到十分重要的作用，抵消由于河口附近的徑流和陸架上平流造成的鹽度降低。

式（1）計(jì)算中需要對(duì)整個(gè)鹽度混合層進(jìn)行積分，所以需要先計(jì)算出混合層深度（MLD），確定鹽度混合的深度從而進(jìn)行定量分析。本文使用由鹽度變化場(chǎng)定義的混合層深度，利用狀態(tài)方程計(jì)算得到密度場(chǎng)，進(jìn)而得到混合層深度，反映表層鹽度的混合程度。在實(shí)際定義中對(duì)于不同的海域，混合層閥值的選取有不同的定義。本文采用的閥值定義及求解過程參照文獻(xiàn) ［11］中使用的方法進(jìn)行計(jì)算：

（1）由SODA溫、鹽資料利用UNESCO1981海洋狀態(tài)方程算得密度場(chǎng)；

（2）將10m層的密度σ10作為起始參考層；

（3）計(jì)算閥值Δσ值，閥值定義：相對(duì)參考層（10m）溫度低0.5℃處所算得的位密（P＝0），該值與10m層的位密之差，即：

（4）得到σT－0.5＝σ10＋Δσ，σT－0.5所在的深度即為混合層的深度D。

此外，趨勢(shì)系數(shù)Rxt可以用下式計(jì)算［12］：

式中：｛xi｝為需要計(jì)算趨勢(shì)系數(shù)的時(shí)間序列，為｛xi｝的均值，n為｛xi｝的個(gè)數(shù)，＝ （n＋1）／2。Rxt為正值（負(fù)值），則表示｛xi｝的線性趨勢(shì)是上升（下降）的。

2 鹽度變化特征與分析

2.1 南海鹽度數(shù)據(jù)量分布

圖1為南海東北部（其它海域的數(shù)據(jù)個(gè)數(shù)不足150個(gè)，故不顯示）1929—2011年間經(jīng)緯度1°×1°網(wǎng)格混合層深度內(nèi)WOD09和Argo鹽度觀測(cè)數(shù)據(jù)量分布。由圖可知，數(shù)據(jù)多分布在SW—NE走向的斜線上，這主要是由于該線為南海最主要的航線；在南海內(nèi)部主要分布在呂宋海峽及兩側(cè)海域。基于以上觀測(cè)數(shù)據(jù)分布情況以及研究呂宋海峽鹽度在深入了解黑潮與南海的水交換中的重要性，本文將著重研究呂宋海峽西側(cè)海域（18.5°～21.5°N ，117.5°～120.5°E）混合層鹽度的低頻變化特征及機(jī)理，該區(qū)域內(nèi)共包含了871個(gè)Argo剖面觀測(cè)數(shù)據(jù)，網(wǎng)格化后的鹽度數(shù)據(jù)均大于250個(gè)，最大為416個(gè)，平均為327個(gè)。

圖1 南海混合層內(nèi)WOD09和Argo鹽度數(shù)據(jù)量分布（單位：個(gè)）Fig.1 Spatial distribution of WOD09and Argo salinity data in mixed layer of South China Sea（Unit：number）

2.2 呂宋海峽西側(cè)海域混合層鹽度低頻變化特征

圖2為1984—2010年呂宋海峽西側(cè)海域混合層鹽度的線性變化趨勢(shì)。區(qū)域內(nèi)的鹽度整體上都呈下降趨勢(shì)，其中北部下降最多，能達(dá)到0.030／a，西南部下降最少，僅為0.010／a。

圖2 1984—2010年呂宋海峽西側(cè)海域混合層鹽度線性變化趨勢(shì)的空間分布Fig.2 Spatial distribution of the trend of mixed layer salinity at the western Luzon Strait during 1984－2010

為了直觀地了解呂宋海峽西側(cè)海域混合層鹽度的長(zhǎng)期變化趨勢(shì)特征，分析了區(qū)域平均混合層鹽度的異常變化，本文關(guān)注的是低頻變化特征，故2a以下周期的高頻變化已通過高斯濾波方法去除。觀測(cè)數(shù)據(jù)在時(shí)間上較為連續(xù)，中間有少量的缺測(cè)（占總數(shù)的11.5%），采用內(nèi)插法將這些數(shù)據(jù)補(bǔ)全（圖3中的灰色柱）。經(jīng)統(tǒng)計(jì)，1999年后四季的鹽度剖面?zhèn)€數(shù)均為1999年之前的2倍左右，基本可以排除季節(jié)變化引起的誤差。從圖3中不難發(fā)現(xiàn)鹽度變化的2個(gè)顯著特征：

（1）圖3a中紅實(shí)線為鹽度趨勢(shì)線，從1984年到2010年，鹽度整體上呈現(xiàn)下降的趨勢(shì)，線性趨勢(shì)為－0.020／a；

（2）以1999年為界，1999年以前的鹽度距平值多數(shù)為正，1999年以后的鹽度距平值則恰好相反，負(fù)值占絕大多數(shù)。其中最大正距平值可達(dá)0.14，平均值為0.05；最大負(fù)距平值為－0.22，平均值為－0.06（圖3a）。圖3b中的鹽度累計(jì)異常曲線也很好地驗(yàn)證了這個(gè)現(xiàn)象，1999年之前鹽度總體呈上升趨勢(shì)，特別是1990—1996年這段時(shí)間上升得最明顯；1999年之后鹽度總體呈下降趨勢(shì)，2003年以前下降很明顯，但2003—2008年這幾年間有稍許回升，隨后又開始顯著下降。圖3b中紅虛線對(duì)應(yīng)鹽度累計(jì)異常峰值的位置，即1999年。

圖3 呂宋海峽西側(cè)海域混合層鹽度變化Fig.3 Mixed layer salinity anomaly at the western Luzon Strait

3 呂宋海峽西側(cè)海域混合層鹽度低頻變化的機(jī)理分析

3.1 長(zhǎng)期線性趨勢(shì)

圖4為呂宋海峽以西海域混合層年平均的鹽度和凈淡水通量（WHOI蒸發(fā)量減去GPCP降水量）變化曲線。凈淡水通量整體呈上升趨勢(shì)，為0.019cm／a。這表示進(jìn)入海洋的淡水在減少，鹽度變化應(yīng)該是上升趨勢(shì)。但是實(shí)際的鹽度變化呈下降趨勢(shì)，下降幅度為－0.020／a，所以我們認(rèn)為呂宋海峽西側(cè)海域混合層的鹽度下降并不是由凈淡水通量引起的。

圖4 混合層鹽度與凈淡水通量變化和趨勢(shì)Fig.4 Variation and trend of mixed layer salinity and freshwater flux

圖5顯示了呂宋海峽西側(cè)海域鹽通量的變化（利用SODA流場(chǎng)資料計(jì)算），其中研究區(qū)域東面和南面的鹽通量為正值，表明外界通過這兩側(cè)輸入鹽分；而研究區(qū)域北面和西面的鹽通量為負(fù)值，表明研究海域內(nèi)部通過這兩側(cè)輸出鹽分；研究海域總的鹽通量為負(fù)值，表明總體上研究區(qū)域內(nèi)部的鹽分是流失的。從趨勢(shì)來看，北面鹽通量下降最多，為－0.015a東面的次之，為－0.012／a；而南面的下降得最少，僅為－0.009／a；此外只有西面的鹽通量是呈上升趨勢(shì)的，為0.016／a。呂宋海峽西側(cè)海域總的鹽通量呈下降趨勢(shì)，為－0.016／a。由此我們可以推斷，鹽度的長(zhǎng)期下降趨勢(shì)主要是由于研究區(qū)北面和東面的鹽通量下降引起的。

圖5 呂宋海峽西側(cè)海域鹽通量的變化Fig.5 Variation of salinity flux at the western Luzon Strait

3.2 年代際變化

圖6為呂宋海峽西側(cè)海域1984—1998年和1999—2010年2個(gè)時(shí)間段平均的鹽度和凈淡水通量異常分布。從圖中不難看出，1984—1998年的鹽度是正距平，1999—2010年的是負(fù)距平；而凈淡水通量則正好相反，1984—1998年的為負(fù)距平，1999—2010年的為正距平。另外，從峰值的走向來看，鹽度異常呈SE走向，而凈淡水通量異常則呈NE走向。所以我們認(rèn)為鹽度的年代際變化也不是由凈淡水通量引起的。

圖7為呂宋海峽西側(cè)和東側(cè)海域（122.5°～124.5°，18.5°～21.5°N）的T－S曲線，其中等值線為等位密線。從圖中不難發(fā)現(xiàn)，呂宋海峽西側(cè)海域的鹽度，1999年之后比1999年之前有明顯下降；而呂宋海峽東側(cè)海域的鹽度不僅沒有降低，在上層還略微有所增加。因此，呂宋海峽西側(cè)海域鹽度在1999年后相對(duì)較低的現(xiàn)象并不是由黑潮本身海水的變化引起的。

圖6 凈淡水通量（a、b）和鹽度（c、d）變化率多年平均分布Fig.6 Multi－year mean variation rate distribution of freshwater flux（a、b）and salinity（c、d）

圖7 呂宋海峽西側(cè)（a）和東側(cè)（b）海域T－S曲線Fig.7 T－Scurve at western Luzon Strait（a）and eastern Luzon Strait（b）

圖8為呂宋海峽西側(cè)海域的鹽度沿著緯線方向的時(shí)間序列分布，其中圖8a為每個(gè)觀測(cè)剖面的最大鹽度值，圖8b為混合層的鹽度值，等值線是經(jīng)度網(wǎng)格上取2°內(nèi)作年平均后得到的結(jié)果。眾所周知，次表層的高鹽水是能夠較好地表征黑潮入侵南海的示蹤物，且對(duì)混合層的鹽度會(huì)產(chǎn)生不小的影響。從圖8a中可以看出，以1999年為界（圖中黑色橫線），1999年之前黑潮入侵明顯比1999年之后劇烈，從34.68的等鹽線能明顯看出，1999年之前等鹽線相對(duì)入侵得更遠(yuǎn)，即跨越121°E經(jīng)線（圖中黑色豎線）的距離更遠(yuǎn)。從圖8b中的34.14等鹽線也可以看出同樣的現(xiàn)象，即混合層的鹽度在1999年之前入侵得更加劇烈。

圖8 鹽度緯向時(shí)間序列分布Fig.8 Time series distribution of zonal scatter of salinity

如圖9所示，OFES模式模擬的鹽度與實(shí)際鹽度（WOD鹽度）的符合度相當(dāng)高，可見OFES模式資料適用于研究呂宋海峽海域的鹽度。從模式的流速中得出，黑潮經(jīng)向流速與混合層鹽度的相關(guān)系數(shù)可達(dá)－0.55，緯向流速與鹽度的相關(guān)系數(shù)可達(dá)0.49，且1999年之前經(jīng)向流速以負(fù)距平為主，緯向流速以正距平為主，1999年之后則相反，經(jīng)向流速以正距平為主，緯向流速以負(fù)距平為主，這很好地說明了1999年之前黑潮入侵更為劇烈的事實(shí)。不考慮其他因素的影響，若黑潮沿著經(jīng)線方向（18.5°N斷面）的流速增大（即經(jīng)向流速增大），則黑潮的緯向流速（121°E斷面）減小，即黑潮更不容易入侵南海，反之，若經(jīng)向流速減小，黑潮更容易入侵南海，這也支持了SHEREMET 的觀點(diǎn)［13］。

圖9 黑潮流速異常與混合層鹽度異常的關(guān)系Fig.9 Relationship between the mixed layer salinity anomaly and Kuroshio velocity anomaly

考慮到數(shù)據(jù)采集的時(shí)候沒有較大偏差的前提下［5］，1999年之前呂宋海峽西側(cè)海域的鹽度為正距平，而1999年之后的為負(fù)距平，這主要可能是由于PDO（Pacific Decadal Oscillation）的年代際變化引起黑潮的徑向流量變化，從而導(dǎo)致黑潮入侵在1999年之后減弱引起的。

3.3 鹽度平衡方程

利用WOD和Argo鹽度資料、GPCP降水和WHOI蒸發(fā)資料、OFES流場(chǎng)資料，通過鹽度平衡方程式分別計(jì)算鹽度變化項(xiàng)、凈淡水通量項(xiàng)、平流項(xiàng)和卷夾項(xiàng)，并對(duì)呂宋海峽西側(cè)海域取平均，得到的時(shí)間序列如圖10所示。圖10a中黑色點(diǎn)實(shí)線為鹽度變化項(xiàng)，黑實(shí)線為等式（1）右邊3項(xiàng)之和，兩者相關(guān)度達(dá)到0.52，兩者數(shù)值有稍許差異，其原因可能是：資料來源不同，數(shù)據(jù)預(yù)處理方法不一致，且模式對(duì)鹽度的模擬還存在一定的誤差。但總體趨勢(shì)較為一致，因此利用混合層鹽度方程來解釋鹽度變化還是可行的。圖10b中黑色點(diǎn)實(shí)線為凈淡水通量項(xiàng)，黑色空心點(diǎn)實(shí)線為平流項(xiàng)，黑實(shí)線為卷夾項(xiàng)，其中平流項(xiàng)和鹽度變化項(xiàng)的關(guān)系達(dá)到0.48，由此可見，鹽度變化主要受平流作用的控制。

圖10 呂宋海峽西側(cè)海域鹽度診斷結(jié)果Fig.10 Diagnosis of salinity budget at the western Luzon Strait

4 結(jié)論

本文利用WOD09和Argo資料計(jì)算得到溫、鹽網(wǎng)格化數(shù)據(jù)，同時(shí)利用SODA、OFES、GPCP和 WHOI等資料對(duì)鹽度低頻變化特征進(jìn)行分析，結(jié)果表明：

1 呂宋海峽西側(cè)海域的鹽度從19842010年整體上呈現(xiàn)下降趨勢(shì)，線性趨勢(shì)為－0.020／a，而凈淡水通量整體上呈現(xiàn)上升趨勢(shì)，線性趨勢(shì)為0.019cm／a。相比于凈淡水通量，呂宋海峽西側(cè)海域四周的總鹽通量呈現(xiàn)下降趨勢(shì)，線性趨勢(shì)為－0.016／a。其中北側(cè)和東側(cè)的鹽通量下降較多，分別為－0.015／a和－0.012／a。因此鹽度長(zhǎng)期下降的趨勢(shì)和凈淡水通量的關(guān)系比較小，主要是由平流作用，特別是黑潮入侵的變化引起的。

（2）以1999年為界，呂宋海峽西側(cè)海域的鹽度在1999年之前為正距平，在1999年之后為負(fù)距平，其中最大正距平值可達(dá)0.14，平均值為0.05，而最大負(fù)距平值為－0.22，平均值為－0.06。

（3）通過鹽度平衡方程計(jì)算可知，呂宋海峽西側(cè)海域的鹽度變化主要受到平流項(xiàng)變化的控制，而受凈淡水通量項(xiàng)和卷夾項(xiàng)的作用則相對(duì)較小。

（References）：

［1］LI Xiu－zhen，LIANG Wei，WEN Zhi－ping，et al.Preliminary study on the salinity characteristics of South China Sea and its response to the summer monsoon［J］.Journal of Tropical Oceanography，2011，30（1）：29－34.

李秀珍，梁衛(wèi)，溫之平，等.南海鹽度對(duì)南海夏季風(fēng)響應(yīng)的初步分析［J］.熱帶海洋學(xué)報(bào)，2011，30（1）：29－34.

［2］CHU P C，LI Rong－feng.South China Sea isopycnal－surface circulation［J］.Journal of Physical Oceanography，2000，30（9）：2 419－2 438.

［3］WYRTKI K.Physical oceanography of the southeast Asian waters［D］.La Jolla，California：The University of California，Scripps Institution of Oceanography，1961.

［4］XIE Hua－wei.The salinity variation of the waters surrounding the Kalimantan Island and its mechanism analysis［D］.Hangzhou：The Second Institute of Oceanography，SOA，2009.

謝華偉.加里曼丹島周邊海域鹽度變化及機(jī)理分析［D］.杭州：國(guó)家海洋局第二海洋研究所，2009.

［5］NAN Feng.Spatiotemporal evolution of the current－eddy structure southwest of Taiwan［D］.Qingdao：Ocean University of China，2012.

南峰.臺(tái)灣西南部海域流－渦結(jié)構(gòu)及其演變規(guī)律研究［D］.青島：中國(guó)海洋大學(xué)，2012.

［6］QIU Chun－h(huán)ua，JIA Ying－lai.Seasonal and inter－annual variations of temperature and salinity in the Northern South China Sea［J］.Periodical of Ocean University of China，2009，39（3）：375－380.

邱春華，賈英來.南海北部深水海域溫度以及鹽度的季節(jié)及年際變化特征［J］.中國(guó)海洋大學(xué)學(xué)報(bào)，2009，39（3）：375－380.

［7］GUO Jing.Analysis of characters and mechanisms of the mixed layer salinity variation in South China Sea［D］.Qingdao：The First Institute of Oceanography，SOA，2012.

郭敬.南?；旌蠈欲}度變異的特征與機(jī)制分析［D］.青島：國(guó)家海洋局第一海洋研究所，2012.

［8］CHEN Ju，SHI Ping，DU Yan.Intercomparison of rainfall products in South China Sea and its adjacent areas［J］.Journal of Tropical Oceanography，2004，23（6）：40－51.

陳舉，施平，杜巖.南海及其鄰近地區(qū)幾種常用降雨產(chǎn)品的相互比較［J］.熱帶海洋學(xué)報(bào)，2004，23（6）：40－51.

［9］MASUMOTO Y，KAGIMOTO T，KOMORI N，et al.A fiftyyear eddy－resolving simulation of the world ocean preliminary outcomes of OFES［J］.Journal of the Earth Simulater，2004，1：35－56.

［10］LI Ren，RISER S C.Seasonal salt budget in the northeast Pacific Ocean［J］.J Geophys Res：Oceans，2009，114（C12）：doi：10.1029／2009JC005307.

［11］Clément de Boyer Montégut，MADEC G，F(xiàn)ISCHER A S，et al.Mixed layer depth over the global ocean：An examination of profile data and a profile－based climatology［J］.J Geophys Res：O－ceans，2004，109（C12）：doi：10.1029／2004JC002378.

［12］LIN Chuan－lan，SU Ji－lan，XU Bing－rong，et al.Long－－term variations of temperature and salinity of the Bohai Sea and their influence on its ecosystem［J］.Progress in Oceanography，2001，49（1－4）：7－19.

［13］SHEREMET V A.Hysteresis of a Western Boundary Current Leaping across a Gap［J］.J Phys Oceanogr，2001，31：1 247－1 259.