南海西南部巽他陸架底層冷水及其季節(jié)變化分析*

周文正　于　非①　南　峰,　刁新源　李　昂

(1. 中國(guó)科學(xué)院海洋研究所　青島　266071;2. 國(guó)家海洋局第二海洋研究所衛(wèi)星海洋環(huán)境動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室　杭州　310012)

巽他陸架也稱(chēng)“亞洲大淺灘”(Great Asian Bank),面積約180萬(wàn)km2, 位于南海西南部, 被馬來(lái)半島、加里曼丹島和越南包圍, 包括泰國(guó)灣、納土納群島周邊海域和卡里馬塔海峽海域, 是連接南海與印度洋的重要通道, 也是極地之外最大的陸架區(qū)之一(圖1)。陸架區(qū)水深較淺, 大部分區(qū)域水深小于75m。納土納群島西北和西南存在兩個(gè)相對(duì)深水溝槽, 深度可達(dá)100m左右(Tjiaet al, 1980)。泰國(guó)灣(Gulf of Thailand),位于中南半島和馬來(lái)半島之間, 同時(shí)為太平洋的最西端, 有湄南河、那空猜西河注入。海灣內(nèi)營(yíng)養(yǎng)鹽豐富, 有利于海洋浮游生物繁殖, 盛產(chǎn)羽鰓鮐、小公魚(yú)、小沙丁魚(yú)、對(duì)蝦等。海灣內(nèi)散布著珊瑚礁和紅樹(shù)林,底部為淤泥和粘土。沿岸有重要漁場(chǎng), 魚(yú)產(chǎn)豐富(Harrisonet al, 2006)。海灣內(nèi)的海流受南海季風(fēng)的影響隨季節(jié)而改變。當(dāng)西南季風(fēng)盛行時(shí), 呈順時(shí)針?lè)较颦h(huán)流, 只有灣口呈逆時(shí)針?lè)较? 東北季風(fēng)盛行時(shí), 灣內(nèi)海流仍呈順時(shí)針?lè)较颦h(huán)流, 但灣內(nèi)東部呈逆時(shí)針?lè)较?Penyapolet al, 1957; Wyrtkiet al, 1961; Yanagiet al, 1998; Buranaprathepratetal, 2002)。位于典型季風(fēng)盛行區(qū)的中國(guó)南海是一個(gè)海底地形復(fù)雜多變的半封閉海盆, 通過(guò)臺(tái)灣海峽、呂宋海峽、民都洛海峽和巴拉巴克海峽、卡里馬塔海峽分別與東海、西太平洋、蘇祿海、爪哇海相通, 并與外海水進(jìn)行水交換(蔡樹(shù)群等, 2002)。

圖1　南海西南部巽他陸架地形圖Fig.1　Topography in the vicinity of the Sunda Shelf黑點(diǎn)為水深大于75m的觀(guān)測(cè)站位

中國(guó)南海貫穿流對(duì)南海的熱量和淡水輸送、海表面溫度的調(diào)節(jié)以及熱帶太平洋和印度洋的連接都有非常重要的潛在作用, 海水主要從呂宋海峽流入, 然后通過(guò)卡里馬塔海峽、臺(tái)灣海峽、民都洛海峽流出。南海貫穿流與太平洋的西邊界流和印尼貫穿流也有緊密聯(lián)系(Quet al, 2009)。后來(lái)人們又通過(guò)比較海洋環(huán)流模式的輸出結(jié)果, 研究了南海貫穿流的存在對(duì)于印尼貫穿流的季節(jié)和年際變化的影響, 結(jié)果得出南海貫穿流對(duì)于印-太之間的氣候變化非常重要(Tozukaet al, 2009)。雖然卡里馬塔海峽在30米等深線(xiàn)處的寬度僅為 1/6°, 并且海檻深度僅為 29m, 卻是南海貫穿流的主要通道, 參與太平洋和印度洋之間的水體交換(Metzgeret al, 1996; Donget al, 2008)。Fang等(2010)通過(guò)對(duì)卡里馬塔海峽兩個(gè)站位2007年12月到2008年11月的ADCP觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行研究, 發(fā)現(xiàn)冬季南海貫穿流是太平洋和印度洋水交換的分支,夏季卡里馬塔海峽的熱量輸送確實(shí)存在; 他們還得出穿過(guò)卡里馬塔海峽的流在整個(gè)印尼貫穿流的熱量輸送中起到了雙重的作用, 一方面降低了望加錫海峽的熱量輸送, 另一方面又能促進(jìn)整個(gè)印尼貫穿流的熱量輸送; 由此可知卡里馬塔海峽在印尼貫穿流和南海貫穿流中的重要作用。

Yanagi等(2001)通過(guò)對(duì) 1995年9月到1996年 5月泰國(guó)灣西部和馬來(lái)西亞半島東部沿岸的溫、鹽、密的觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行分析, 發(fā)現(xiàn)了泰國(guó)灣存在躍層, 并且躍層有明顯的季節(jié)變化, 3—5月份由于巨大的海表面熱量和弱的海表面風(fēng)導(dǎo)致海水產(chǎn)生躍層, 到了 9—10月份躍層開(kāi)始減弱, 最后在12—1月份躍層消失。他們還發(fā)現(xiàn)在有躍層的時(shí)候泰國(guó)灣底層存在低溫、高鹽、高密的冷水, 并且冷水的分布受潮混合和水深等因素的影響。Akhir等(2011)研究了馬來(lái)西亞半島東部沿岸2004年10月和2005年3月兩條斷面的溫鹽數(shù)據(jù), 研究結(jié)果表明這兩個(gè)時(shí)期海水的溫鹽特性顯著不同, 3月份的海水溫度比11月份明顯低, 但是鹽度卻比 11月份大, 這就表明這兩個(gè)時(shí)期的海水可能來(lái)源于不同的地方, 他們通過(guò)與以往的研究結(jié)果進(jìn)行對(duì)比分析, 得出季風(fēng)、海表面熱量、降水等可能是造成區(qū)域性水團(tuán)性質(zhì)差異的主要原因。雖然 Yanagi等的研究提到了泰國(guó)灣海區(qū)的冷水, 并且討論了冷水的季節(jié)變化特征, 但是沒(méi)有給出夏季的觀(guān)測(cè)結(jié)果, 其實(shí)夏季才是冷水最強(qiáng)盛的時(shí)期; 此外, 雖然他們都提到了底層冷水的存在, 但是沒(méi)有指明冷水的來(lái)源, 并且所指的底層冷水其實(shí)只是本文研究中的兩個(gè)分支的邊緣部分。Akhir等也只是發(fā)現(xiàn)了馬來(lái)西亞半島東部沿岸海水存在溫鹽躍層, 躍層下方有低溫高鹽的冷水, 但是沒(méi)有說(shuō)清冷水的具體來(lái)源, 更沒(méi)有討論冷水的季節(jié)變化特征。

本文首次提出了巽他陸架底層冷水的概念, 清晰地指明底層冷水的位置, 解釋了上述文獻(xiàn)中所提到的底層冷水的來(lái)源, 并且更加全面細(xì)致地討論了冷水的季節(jié)變化特征, 此外我們還分析了底層冷水的形成機(jī)制以及季風(fēng)對(duì)其發(fā)展的影響過(guò)程。本文的目的是通過(guò)歷史水文觀(guān)測(cè)資料研究巽他陸架底層冷水的分布特征、季節(jié)變化及其形成機(jī)制和影響因素。對(duì)陸架底層冷水的研究有助于深入研究泰國(guó)灣水文特征、南海貫穿流特征及其對(duì)漁業(yè)發(fā)展和生態(tài)環(huán)境的影響。

1　資料和方法

世界海洋圖集2009(WOA09)是一組世界海洋氣候領(lǐng)域的溫度、鹽度、溶解氧、表觀(guān)耗氧率、氧飽和度、磷酸鹽、硅酸鹽、硝酸鹽在標(biāo)準(zhǔn)深度(1°和5°網(wǎng)格)下的合成數(shù)據(jù)。先定義從海表面到5500米深度共33個(gè)標(biāo)準(zhǔn)深度層, 對(duì)標(biāo)準(zhǔn)深度層的1°和5°網(wǎng)格內(nèi)的數(shù)據(jù)進(jìn)行算數(shù)平均, 然后將這些算數(shù)平均值通過(guò)插值和平滑的方法填充在每個(gè)1°和5°的網(wǎng)格內(nèi)(Locarniniet al, 2010), 空間分辨率為1/4°。

世界海洋數(shù)據(jù)庫(kù)2013(WOD13)數(shù)據(jù)是將不同來(lái)源的數(shù)據(jù)進(jìn)行統(tǒng)一的格式轉(zhuǎn)化、數(shù)據(jù)排重、質(zhì)量控制,形成由海表面數(shù)據(jù)集(Surface-only Data, SUR)、剖面浮標(biāo)數(shù)據(jù)集(Profiling Float Data, PFL)、海洋觀(guān)測(cè)站數(shù)據(jù)集(Ocean Station Data, OSD)等11個(gè)數(shù)據(jù)集組成的大型數(shù)據(jù)庫(kù)(Boyeret al, 2013)。本文所使用的數(shù)據(jù)是WOD13中的OSD數(shù)據(jù)。

本文所用觀(guān)測(cè)的風(fēng)速數(shù)據(jù)由NOAA提供, 數(shù)據(jù)空間分辨率為1/4°,發(fā)布時(shí)間從1987年7月至今。本文采用1988年至2012年月平均風(fēng)速數(shù)據(jù), 詳見(jiàn)http://www.ncdc.noaa.gov/oa/rsad/air-sea/seawinds.html。

2　結(jié)果與分析

2.1　巽他陸架底層水年平均水平分布

為研究巽他陸架底層水特征, 我們利用 WOA09月平均數(shù)據(jù)給出底層水溫鹽年平均水平分布, 如圖2所示。巽他陸架納土納群島周?chē)讓铀哂械蜏馗啕}的特征, 很符合冷水團(tuán)的特性, 但是該底層冷水和南海深水區(qū)相連是半封閉的, 因此稱(chēng)其為底層冷水而不是冷水團(tuán)。通過(guò)與圖1進(jìn)行對(duì)比, 可以發(fā)現(xiàn)一個(gè)有趣的現(xiàn)象, 巽他陸架底層冷水在納土納群島周?chē)钏畢^(qū)溫度最低, 基本在75m等深線(xiàn)的范圍內(nèi)分布, 而75m等深線(xiàn)基本呈葫蘆形, 這種海底地形有利于底層冷水的穩(wěn)定, 是底層冷水的核心區(qū), 冷水與南海聯(lián)通。據(jù)此可以推測(cè)巽他陸架的底層冷水可能是南海次表層水通過(guò)巽他陸架納土納群島兩側(cè)的深溝爬升到陸架地區(qū)的。此外, 還可以看到爬升到陸架地區(qū)的底層冷水分成了兩個(gè)方向, 一支向西北方向可延伸到泰國(guó)灣, 另一支向西南方向可延伸至卡里馬塔海峽。關(guān)于陸架底層冷水形成機(jī)制將在第3章詳細(xì)討論。

圖2　巽他陸架-底層水年平均溫度(a, 單位°C)和鹽度(b)水平分布Fig.2　Horizontal distribution of annual average temperature (a) and salinity (b) of the bottom water on the Sunda Shelf

已經(jīng)知道在巽他陸架底層存在著低溫高鹽的冷水, 為了進(jìn)一步驗(yàn)證冷水的存在, 我們選取了納土納群島周邊相對(duì)深水區(qū)的溫鹽觀(guān)測(cè)站點(diǎn)(圖1中的黑點(diǎn)),繪制了這些站點(diǎn)的溫鹽垂直分布圖(圖3)。從圖3可以看出, 巽他陸架海區(qū)的溫度和鹽度在深度達(dá)到50m左右時(shí)發(fā)生躍變, 自50—80m溫度可以從29°C降低到 21°C, 溫差可達(dá) 8°C, 鹽度可以從 33升高到 34.5,鹽差可達(dá) 1.5, 因此可以確定, 在巽他陸架海區(qū)確實(shí)存在著低溫高鹽的冷水。

圖3　納土納群島周?chē)渌畢^(qū)站點(diǎn)溫度(a)和鹽度(b)垂向分布Fig.3　Vertical distribution of temperature (a) and salinity (b) for the stations around Natuna Islands

2.2　巽他陸架底層冷水的季節(jié)變化特征

為了弄清楚底層冷水的季節(jié)變化特征, 分析了底層水在不同月份的月平均的溫鹽水平分布, 如圖4所示。

首先取4月、7月、10月、1月代表春季、夏季、秋季、冬季。從圖4可以看出, 巽他陸架的底層冷水具有非常明顯的季節(jié)變化特征, 春季陸架底層的冷水開(kāi)始形成, 低溫高鹽的冷水已經(jīng)從南海次表層向巽他陸架海區(qū)爬升, 但是冷水的范圍還不夠廣, 強(qiáng)度也不夠強(qiáng), 最高鹽度可達(dá)34, 最低溫度可達(dá)23°C。夏季, 巽他陸架的底層冷水已經(jīng)完全成熟, 冷水的強(qiáng)度達(dá)到最強(qiáng), 最高鹽度可達(dá) 34.5, 最低溫度可達(dá) 21°C,覆蓋范圍最廣: 向西可延伸到馬來(lái)西亞半島, 與Akhir等(2011)提到的在馬來(lái)西亞半島東部沿岸發(fā)現(xiàn)低溫高鹽的冷水結(jié)果一致; 向北可延伸至泰國(guó)灣,與 Yanagi等(2001)提到的在泰國(guó)灣底層發(fā)現(xiàn)冷水的結(jié)果一致; 向南可延伸至卡里馬塔海峽, 這時(shí)候巽他陸架絕大部分的海區(qū)都被低溫高鹽的南海次表層冷水所覆蓋。秋季, 陸架底層的冷水開(kāi)始慢慢的向南海消退, 低溫高鹽的冷水舌也沒(méi)有夏季那么明顯, 最高鹽度降到34, 最低溫度也升到23°C。冬季,巽他陸架底層水與南海次表層水有明顯的分界線(xiàn),沒(méi)有發(fā)生海水混合的現(xiàn)象, 陸架底層也沒(méi)有低溫高鹽的冷水存在。由此可以得出, 巽他陸架的底層冷水存在明顯的季節(jié)變化規(guī)律, 冷水在春季開(kāi)始形成,夏季達(dá)到最強(qiáng), 秋季開(kāi)始消退, 最后在冬季完全消失。

圖4　底層水季節(jié)平均溫度(左, 單位°C)、鹽度(右)Fig.4　Horizontal distribution of seasonal temperature (left) and salinity (right)a、b、c、d、e、f、g、h分別代表4、7、10、1月溫度和鹽度水平分布

3　討論

3.1　南海次表層水爬升

本文已經(jīng)對(duì)巽他陸架底層冷水的季節(jié)變化進(jìn)行了簡(jiǎn)單的分析, 并且初步得出冷水是從南海次表層爬升而來(lái), 為了更好地說(shuō)明底層冷水的來(lái)源, 我們?cè)谘芯繀^(qū)域選取了兩條斷面(圖1), 并且利用 WOA09 1/4°數(shù)據(jù)繪制了斷面的月平均溫度和鹽度剖面圖。圖5為斷面1的月平均溫度和鹽度垂向分布。

圖5　斷面一季節(jié)平均溫度(左, 單位°C)、鹽度(右)垂向分布Fig.5　Vertical distribution of seasonal temperature (left) and salinity (right) at Section 1 a、b、c、d、e、f、g、h分別代表4、7、10、1月溫度和鹽度垂直分布

與圖4類(lèi)似, 首先取4月、7月、10月、1月分別代表春季、夏季、秋季、冬季。然后將溫度小于24°C、 鹽度小于34.2的海水作為冷水, 通過(guò)研究溫度小于24°C、鹽度大于34.2的海水的變化來(lái)研究冷水區(qū)域的變化。春季, 海表面開(kāi)始升溫, 躍層開(kāi)始形成。由于躍層的形成阻礙了海水熱量的上下傳遞, 從而使躍層下方的冷水得以存在, 這時(shí)候冷水開(kāi)始向陸架海區(qū)爬升, 但是只是爬升到了陸架海區(qū)的深水區(qū), 并沒(méi)有達(dá)到陸架海區(qū)的淺水區(qū)。夏季, 海表面溫度最高, 躍層也達(dá)到最強(qiáng), 躍層下方的冷水可以大量的存在。這時(shí)候可以明顯地看到冷水已經(jīng)爬升到了陸架海區(qū)的淺水區(qū)域。秋季, 海表面開(kāi)始降溫, 躍層的強(qiáng)度也開(kāi)始下降。冷水開(kāi)始往南海退縮, 陸架淺水區(qū)已經(jīng)沒(méi)有冷水的存在, 只有深水區(qū)還存留一小部分。冬季, 溫度和鹽度在垂直方向上分布比較均勻, 海水上下充分混合, 冷水完全位于南海次表層地區(qū), 巽他陸架底層沒(méi)有冷水的出現(xiàn)。由此可以得出, 巽他陸架的底層冷水確是從南海次表層爬升而來(lái), 并且具有很強(qiáng)的季節(jié)變化特征: 冷水在春季開(kāi)始向陸架海區(qū)爬升;夏季冷水達(dá)到最強(qiáng), 幾乎覆蓋整個(gè)陸架海區(qū); 秋季冷水開(kāi)始從陸架淺海區(qū)向深海區(qū)消退; 冬季陸架深海區(qū)的冷水消退到南海, 陸架底層的冷水已經(jīng)完全消失。

斷面2和斷面1的情況很相似(圖略), 也具有很強(qiáng)的季節(jié)變化特征。春季, 海表面開(kāi)始升溫, 躍層開(kāi)始形成, 這時(shí)低溫高鹽的南海次表層水開(kāi)始向陸架地區(qū)爬升。夏季, 海表面溫度最強(qiáng), 躍層也達(dá)到最強(qiáng),低溫高鹽的冷水爬升到陸架地區(qū)。秋季, 海表面開(kāi)始降溫, 躍層的強(qiáng)度也開(kāi)始下降, 爬升到陸架地區(qū)的冷水開(kāi)始向南海退縮。冬季的時(shí)候, 溫度和鹽度在垂直方向上分布都比較均勻, 陸架底層的冷水完全消失。

3.2　風(fēng)致冷水涌升機(jī)制

本文已經(jīng)對(duì)巽他陸架底層冷水的季節(jié)變化及其形成機(jī)制進(jìn)行了簡(jiǎn)單的討論, 下面將討論南海季風(fēng)對(duì)冷水爬升的影響。根據(jù)圖5溫鹽分布和圖6風(fēng)場(chǎng)特征, 可以得出風(fēng)致南海次表層水涌升機(jī)制如下: 夏季巽他陸架海區(qū)總體盛行西南風(fēng), 陸架海區(qū)的表層水由于風(fēng)的作用自巽他陸架向南海內(nèi)區(qū)流動(dòng), 從而導(dǎo)致巽他陸架的海表面高度降低, 為了補(bǔ)充陸架海區(qū)西南部分流失的海水, 南海次表層的海水將會(huì)向陸架區(qū)涌升。此外, 夏季南沙海域是反氣旋環(huán)流, 沿巽他陸架東側(cè)陸架坡的流向北, 根據(jù) Ekman理論, 上Ekman層使表層海水向南海流動(dòng), 底 Ekman層導(dǎo)致次表層的海水向西部陸架地區(qū)爬升; 冬季情況正好相反。東北季風(fēng)盛行的時(shí)候, 由于表層風(fēng)的作用, 陸架海區(qū)的表層海水自南海內(nèi)區(qū)向巽他陸架淺水區(qū)流動(dòng), 這將導(dǎo)致陸架地區(qū)的海平面高度升高, 陸架區(qū)水位升高以后, 陸架底層的海水就會(huì)向南海流動(dòng), 從而平衡了水位的高低差, 同時(shí)阻礙了南海次表層水的涌升。冬季南沙海域呈氣旋環(huán)流, 沿巽他陸架東側(cè)陸架坡的流向南, 根據(jù) Ekman理論, 上 Ekman層使表層海水向陸架區(qū)流動(dòng), 底 Ekman層導(dǎo)致次表層海水向南海內(nèi)區(qū)流動(dòng)。夏、冬季風(fēng)導(dǎo)致冷水涌升的示意圖如圖7所示。

圖6　南海西南部巽他陸架區(qū)夏季(a)和冬季(b)風(fēng)場(chǎng)Fig.6　Wind field on the Sunda Shelf in summer(a) and winter(b)

4　結(jié)論

通過(guò)利用歷史水文資料研究巽他陸架海區(qū)底層水的特征, 得到以下結(jié)論:

(1) 首次提出巽他陸架底層存在低溫高鹽的冷水, 冷水基本呈葫蘆形分布在 75m等深線(xiàn)的范圍內(nèi),冷水從南海沿著納土納群島兩側(cè)的深溝爬升到陸架海區(qū), 爬升到陸架海區(qū)后分成兩支, 一支流向泰國(guó)灣,另一支流向卡里馬塔海峽。

圖7　夏季(a)、冬季(b)風(fēng)致冷水涌升示意圖Fig.7　Sketch of wind-derived currents on the Sunda Shelf

(2) 巽他陸架底層冷水具有明顯的季節(jié)變化特征, 冷水在春季開(kāi)始形成, 夏季達(dá)到最強(qiáng), 秋季開(kāi)始消退, 最后在冬季完全消失。

(3) 離岸風(fēng)海流造成的底層向岸補(bǔ)償流是底層冷水向陸架內(nèi)部入侵的原因, 夏季在西南季風(fēng)的作用下, 巽他陸架表層水流向南海內(nèi)區(qū), 導(dǎo)致陸架地區(qū)海平面降低, 從而使南海次表層水向陸架地區(qū)涌升,同時(shí)夏季南沙海域的反氣旋環(huán)流使巽他陸架東側(cè)陸架坡的流向北, 根據(jù)Ekman理論可知, 表層海水向南海流動(dòng), 底Ekman層使次表層的海水向陸架區(qū)流動(dòng)。冬季情況正好相反。

雖然我們已經(jīng)對(duì)巽他陸架底層冷水的來(lái)源和季節(jié)變化規(guī)律做了詳細(xì)的分析, 但是陸架底層冷水的存在對(duì)卡里馬塔海峽水交換、對(duì)漁業(yè)發(fā)展和生態(tài)環(huán)境的影響還有待進(jìn)一步研究。此外,除了季風(fēng)以外, 對(duì)于可能影響底層冷水的其他因素, 比如地形、潮混合以及河流的注入等還需要今后的分析和論證。

蔡樹(shù)群, 劉海龍, 李薇, 2002. 南海與鄰近海洋的水通量交換. 海洋科學(xué)進(jìn)展, 20(3): 29—34

Akhir M F, Chuen Y J, 2011. Seasonal variation of water characteristics during inter-monsoon along the east coast of Johor. Journal of Sustainability Science and Management,6(2): 206—214

Boyer T P, Antonov J I, Baranova O Ketal, 2013. World Ocean Database 2013. In: Levitus S ed, Mishonov A technical ed.NOAA Atlas NESDIS, 72: 209

Buranapratheprat A, Yanagi T, Sawangwong P, 2002. Seasonal variations in circulation and salinity distributions in the upper Gulf of Thailand: modeling approach. La Mer, 40(3):147—155

Chu P C, Edmons N L, Fan C, 1999. Dynamical mechanisms for the South China Sea seasonal circulation and thermohaline variabilities. Journal of Physical Oceanography, 29(11):2971—2989

Dong D P, Zhou W D, Yang Yetal, 2008. Diagnostic calculations and discussions on main outflow passage of South China Sea. Journal of Tropical Oceanography, 27(6):1—5

Fang G H, Susanto R D, Wirasantosa Setal, 2010. Volume, heat,and freshwater transports from the South China Sea to Indonesian seas in the boreal winter of 2007—2008. Journal of Geophysical Research: Oceans, 115,C12020, doi:10.1029/2010JC006225

Harrison T, Krigbaum J, Manser J, 2006. Primate Biogeography and Ecology on the Sunda Shelf Islands: A Paleontological and Zooarchaeological Perspective. In: Lehman S M,Fleagle J G eds. Primate Biogeography. Springer: New York,331—372

Locarnini R A, Mishonov, Antonov J Ietal, 2010. World Ocean Atlas 2009, Volume 1: Temperature. In: Levitus S ed. NOAA Atlas NESDIS 68, 184

Metzger E J, Hurlburt H E, 1996. Coupled dynamics of the South China sea, the Sulu sea, and the Pacific ocean. Journal of Geophysical Research: Oceans, 101(C5): 12331—12352

Penyapol A, 1957. Report on oceanographic surveys carried out in the Gulf of Thailand during the years 1956—1957.Bangkok: Hydrography Depth Royal, Thai Navy, 12

Qu T D, Song Y T, Yamagata T, 2009. An introduction to the South China Sea throughflow: Its dynamics, variability, and application for climate. Dynamics of Atmospheres and Oceans, 47(1—3): 3—14

Tjia H D, 1980. The Sunda Shelf Southeast Asia. Zeitschrift für Geomorphologie NE, 24(4): 405—427

Tozuka T, Qu T, Masumoto Yetal, 2009. Impacts of the South China Sea Throughflow on seasonal and interannual variations of the Indonesian Throughflow. Dynamics of Atmospheres and Oceans, 47(1—3): 73—85

Wyrtki K, 1961. Scientific results of marine investigations of the South China Sea and the Gulf of Thailand 1959—1961.Naga Report, 2: 195

Yanagi T, Sachoemar S I, Takao Tetal, 2001. Seasonal Variation of Stratification in the Gulf of Thailand. Journal of oceanography, 57: 461—470

Yanagi T, Takao T, 1998. Seasonal variation of three dimensional circulations in the Gulf of Thailand. La Mer, 36: 43—55